АТМОСФЕРА

Справочник
(справочные данные, модели)
Ленинград
Гидрометеоиздат
1991

УДК 551.510
Редколлегия: проф. Ю. С. Седунов (председатель),
проф. С. И. Авдюшин, проф. Е. П. Борисенков, проф. О. А. Вол-
ковицкий, Н. Н. Петров, канд. физ.-мат. наук Р. Г. Рейтенбах,
канд. техн. наук В. И. Смирнов, проф. А. А. Черников.
Editorial board: Prof. Yu. S. Sedunov (Chairman),
Prof. S. I. Avdiushin, Prof. E. P. Borisenkov, Prof. O. A. Vol-
Witsky, N. N. Petrov, R. G. Reitenbakh (Cand. Sc), V. I. Smir-
nov (Cand. Sc), Prof. A. A. Chernikov
Излагаются сведения об основных геофизических процес-
процессах в атмосфере, дается перечень физических параметров ат-
атмосферы и характеристик состава атмосферы, для которых
сообщаются типичные и экстремальные значения. Описываются
современные модельные схемы синоптических процессов, облач-
облачности, явлений погоды и даются диапазоны изменений значе-
значений отдельных параметров. Материал представлен в пяти
частях: для нижней, средней и верхней атмосферы соответ-
соответственно, отдельно рассмотрены основные геофизические про-
процессы и характеристики атмосферы, а также выделены допол-
дополнительные сведения об атмосфере.
Предназначена для широкого круга специалистов различ-
различных отраслей науки и техники, занимающихся проектирова-
проектированием и определением условий функционирования различных
технических систем в атмосфере, а также для специалистов
по гидрометеорологии, аспирантов и студентов.
The "Atmosphere Handbook'* presents information on the
principal geophysical processes in the atmosphere; a list of at-
atmosphere physical parameters as well as atmospheric compo-
composition characteristics is offered together with their typical and
extreme values. The present day model schemes of synoptic
processes, cloud and weather phenomena are given. The mate-
material is presented in five parts: for the lower, middle and upper
atmosphere respectively. The main geophysical processes and
atmosphere characteristics/ additional reference material are
also presented in separate parts.
The book is intended for specialists in different fields of
science and technology, engaged in design and assessment of
conditions for operation of various technical systems in the
atmosphere as well as for hydrometeorologists, under- and post-
postgraduate students.
1805040400-025
A 069 @2)-91 18"9U
ISBN 5—286—00245—5

ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие 9
Часть I. Основные геофизические процессы и характе-
характеристики атмосферы 11
Глава 1. Параметры атмосферы и их изменчивость . 13
1.1. Строение и состав атмосферы —
1.1.1. Слои атмосферы —
1.1.2. Состав атмосферного воздуха —
1.1.3. Главнейшие малые газовые составляю-
составляющие (МГС) 14
1.1.4. Свободные радикалы 15
1.2. Солнечная, и инфракрасная радиация в атмо-
атмосфере —
1.2.1. Солнечная радиация —
1.2.2. Инфракрасная радиация в атмосфере . . 16
1.3. Термодинамика атмосферы 17
1.3.1. Введение —
1.3.2. Сухоадиабатические процессы —
1.3.3. Влажноадиабатические процессы .... —
1.3.4. Термодинамическая устойчивость атмо-
атмосферы 18
1.3.5. О критериях устойчивости —
1.3.6. Метод слоя 19
1.3.7. Процессы фазовых переходов 20
1.4 Фазовые переходы в атмосфере —
1.4.1. Общие данные —
1.4.2. Ядра конденсации 21
1.4.3. Ледяные ядра —
1.4.4. Рост капель облаков 22
1.4.5. Рост кристаллов в облаках '—
1.4.6. Глобальный баланс влаги в атмосфере . —
1.5. Силы, действующие в атмосфере. Общая цир-
циркуляция —
1.5.1. Основные понятия "... —
1.5.2. Фундаментальные законы гидро- и термо-
термодинамики и их приложение к изучению ат-
атмосферных процессов 23
1.5.3. Уравнения динамики в различных системах
координат 26
1.5.4. Барометрические формулы для политроп-
ной атмосферы и для больших высот . . 27
1.5.5. Преобразование вертикальных координат —
1.5.6. Доступная потенциальная энергия ... 29
1.5.7. Уравнение баланса —
1.5.8. Общая циркуляция атмосферы —
1.6. Понятие климата, климатообразующих фак-
факторов 30
1.7. Статистическое описание одномерной вели-
величины 31
1.8. Статистическое описание многомерных вели-
величин 33
1.9. Годовой и суточный периоды —
1.10. Точность характеристик климата и изменчи-
изменчивость атмосферных параметров 35
Список литературы —
Часть II. Нижняя атмосфера 37
Глава 2. Температура, давление, плотность 39
2.1. Вертикальная структура. Стандартная ат-
атмосфера —
2.2. Зональное распределение. Справочная атмо-
атмосфера 40
2.3. Пространственно-временное распределение.
Климатические районы 45
2.4. Функции распределения и корреляции ... 57
2.5. Тропопауза 58
Список литературы 62
Глава 3. Ветер 64
3.1. Зональное распределение —
3.2. Пространственно-временное распределение . . 68
3.3. Функции распределения и корреляции ... 69
Список литературы 73
Глава 4. Влажность 75
4.1. Характеристики влажности —
4.2. Вертикальное распределение влажности ... 76
4.3. Зональное распределение 77
4.4. Пространственно-временное распределение . . 78
4.5. Функции распределения и корреляции .... 80
Список литературы • 81
Глава 5. Облака 83
5.1. Классификация облаков —
5.1.1. Введение —
5.1.2. Классификация облаков —
5.1.3. Основные атмосферные процессы, приводя-
приводящие к образованию облаков различных
форм —
5.2. Повторяемость и пространственная структура
облаков различных форм 84
5.2.1. Классификация пространственно-времен-
пространственно-временных масштабов атмосферных процессов . —
5.2.2. Степень закрытия небосвода ..'.... 85
5.2.3. Повторяемость облаков различных форм . 86
5.2.3.1. Слоистообразные облака —
5.2.3.2. Облачные системы теплых фронтов
(ОС ТФ) 87
5.2.3.3. Облачные системы холодных фронтов
(ОС ХФ) 88
5.2.3.4. Облачные системы фронтов окклюзии
(ОС ФО) —
5.2.3.5. Мезоструктура фронтальных ОС. За-
Затопленная конвекция 89
5.2.4. Облака вертикального развития (Си, СЬ) 90
5.2.4.1. Основные характеристики Си и СЬ . —
5.2.4.2. Разновидности СЬ —
5.2.4.3. Поля конвективных облаков .... 92
5.2.5. Вертикальная структура облаков различ-
различных форм 95
5.2.5.1. Облака нижнего яруса 96
5.2.5.2. Облака среднего яруса 97
5.2.5.3. Облака верхнего яруса —
5.2.5.4. Облака конвективного развития ... 98
5.2.6. Температурный режим и влажность в об-
облаках различных форм —
5.2.6.1. Облака нижнего яруса —
5.2.6.2. Облака среднего яруса 99
5.2.6.3. Облака верхнего яруса —
5.2.6.4. Вертикальное распределение и верти-
вертикальный градиент температуры в слои-
стообразных облаках 100
5.2.6.5. Горизонтальные градиенты темпера-
температуры в слоистообразных облаках . . 101
5.2.6.6. Структура поля температуры в зонах
кучевых и кучево-дождевых облаков . . —
5.2.6.7. Влажность в облаках 102
5.3. Вертикальные движения и турбулентность
в облаках 103
5.3.1. Вертикальные движения во фронтальных
облаках —
5.3.2. Вертикальные потоки внутри Си и в его
окрестности —
5.3.3. Вертикальные потоки внутри СЬ и в его
окрестности 104
5.3.4. Вовлечение в конвективные облака . . . 105
5.3.5. Турбулентность в слоистообразных и вол-
нистообразных облаках —
5.3.6. Спектральная структура пульсаций в слои-
слоистообразных и волнистообразных облаках 106
5.3.7. Турбулентность внутри Си, СЬ и в их
окрестностях 107
5.3.8. Спектральная структура пульсаций в Си,
СЬ —
5.4. Микроструктура облаков 108
5.4.1. Фазовое строение облаков —
5.4.2. Концентрация и спектр размеров облач-
облачных капель 109
5

5.4.3. Форма кристаллов, их плотность и ско-
скорость падения
5.4.4. Интегральные микроструктурные пара-
параметры облаков
5.4.5. Водозапасы облаков
Список литературы
Глава 6. Осадки
6.1. Основные закономерности пространственного
распределения годового количества осадков . .
6.1.1. Пространственное распределение осад-
осадков на равнинной части территории
СССР
6.1.1.1. Месячное количество осадков
6.1.2. Основные характеристики атмосферных
осадков на континентах
.2.1. Западная Европа
.2.2. Зарубежная Азия
.2.3. Африка ....
.2.4. Северная Америка
.2.5. Южная Америка .
.2.6. Австралия . . .
.2.7. Океания ....
6.1.3. Основные закономерности поля осадков
континентов
6.2. Пространственно-временная структура полей
жидких осадков
6.2Л. Классификация осадков
6.2.2. Структура осадков теплового периода года
6.2.3. Географическое распределение характе-
характеристик интенсивности осадков теплого пе-
периода
6.2.4. Пространственно-временная структура по-
полей осадков
Список литературы
Глава 7. Синоптические системы и явления погоды .
7.1. Воздушные массы и фронты
7.2. Циклоны и антициклоны
7.3. Тропические циклоны
7.4. Конвективные явления (конвекция)
7.5. Струйные течения
7.6. Смерч
7.7. Местная циркуляция
7.8. Обледенение
7.9. Метели
7.10. Туманы
7.11. Пыльные бури
7.12. Град
7.13. Грозы
Список литературы
111
114
115
116
117
119
121
123
125
128
130
131
134
141
142
143
144
146
147
148
149
150
152
153
154
Глава 8. Радиационный режим 156
8.1. Характеристики радиационного режима ... —
8.1.1. Прямая солнечная радиация —
8.1.2. Рассеянная радиация 157
8.1.3. Суммарная радиация —
8.1.4. Альбедо подстилающей поверхности . . 158
8.1.5. Радиационный баланс подстилающей по-
поверхности 159
8.1.6. Прозрачность атмосферы 160
8.2. Географическое распределение составляющих
радиационного баланса 162
8.2.1. Распределение суммарной радиации на
земном шаре —
8.2.2. Распределение прямой, рассеянной и сум-
суммарной радиации на территории СССР. . 163
8.2.3. Географическое распределение средних
многолетних характеристик альбедо под-
подстилающей поверхности 170
8.2.4. Распределение радиационного баланса на
территории СССР —
8.3. Особенности структуры временных рядов и
поля солнечной радиации 175
8.3.1. Временная изменчивость месячных и су-
суточных сумм суммарной радиации ... —
8.3.2. Пространственная корреляция сумм сол-
солнечной радиации —
8.4. Экспериментальные исследования радиацион-
радиационного режима в свободной атмосфере ....
Список литературы
Глава 9. Пограничный слой атмосфер^
9.1. Общие представления о строении пограничного
слоя атмосферы. Внешние параметры ....
176
177
179
9.2. Типовые профили скорости ветра, температуры
и влажности воздуха 181
9.3. Суточный ход температуры, ветра и влажно-
влажности воздуха на разных высотах 185
9.4. Расчетные характеристики АПС в нижнем слое
атмосферы 187
9.5. Структура турбулентности в приземном и по-
пограничном слоях атмосферы 190
9.6. Особенности строения пограничного слоя в ус-
условиях горизонтально неоднородной поверхно-
поверхности ... 193
Список литературы 196
Глава 10. Турбулентность в атмосфере 199
10.1. Основные характеристики турбулентных дви-
движений —
10.1.1. Статистический аппарат описания турбу-
турбулентности —
10.1.2. Структура турбулентного потока .... 201
10.1.2.1. Когерентные вихревые структуры . . —
10.1.2.2. Общие закономерности образования и
эволюции стохастической турбулент-
турбулентности —
10.1.2.3. Энергетика стохастической турбулент-
турбулентности —
10.1.2.4. Внешний и внутренний масштабы
турбулентности 202
10.2. Турбулентность в ясном небе 203
10.2.1. Пространственные и временные пара-
параметры ТЯН в тропосфере и нижней стра-
стратосфере —
10.2.1.1. Размеры и форма турбулентных зон —
10.2.2. Временная эволюция ТЯН 205
10.2.3. Интенсивность ТЯН в тропосфере и ниж-
нижней стратосфере —
10.2.3.1. Вертикальные и горизонтальные ско-
скорости пульсаций . . —
10.2.4. Спектральные характеристики ТЯН . . 208
10.2.4.1. Зависимость спектров ТЯН от атмо-
атмосферной стратификации 209
10.2.4.2. Формы представления спектров ТЯН
в авиационных приложениях .... 210
Список литературы 211
Часть III. Средняя атмосфера 213
Глава 11. Структура средней атмосферы и особенно-
особенности пространственно-временных вариаций ее
параметров 215
11.1. Вертикальное распределение метеорологиче-
метеорологических параметров в средней' атмосфере ... —
11.2. Межполушарные различия в средних зна-
значениях метеорологических элементов ... —
11.3 Меридиональное распределение 217
11.4. Сезонный ход термодинамических парамет-
параметров 219
11.5. Сезонные перестройки циркуляции .... 221
11.6. Средние поля метеорологических элементов 223
11.7. Стратосферные потепления 228
Список литературы 229
Глава 12. Эмпирические модели средней атмосферы . 230
12.1. Краткий обзор стандартных и справочных
атмосфер —
12.2. Справочная атмосфера, построенная на
основе спутниковых данных 231
12.3 Некоторые вопросы последовательного ана-
аналитического представления справочных ат-
атмосфер —
12.4. Аналитическая справочная атмосфера . . . 232
12.5. Уточненная аналитическая справочная атмо-
атмосфера северного полушария 233
12.6. Сопоставление уточненной аналитической
модели с другими справочными атмосферами —
12.7. Аналитическое описание средних метеороло-
метеорологических полей на уровнях нижней термо-
термосферы 237
12.8. Средние квадратические отклонения метео-
метеооологических параметров средней атмосферы 238
12.9. Квантили одномерного распределения ме-
метеорологических параметров 240
12.10. Вертикальные корреляционные функции . . 241
12.11. Естественные ортогональные составляющие
вертикальных профилей метеорологических
параметров средней атмосферы 244
12.12. Нестационарные планетарные волны . . . 245
6

12.13. Мезомасштабные возмущения атмосферы . 246
12.14. Приливы в средней атмосфере ..... 248
Список литературы —
Глава 13. Динамика средней атмосферы 251
13.1. Общий вид уравнений гидродинамики в раз-
различных системах координат —
13.2. Некоторые упрощения исходной системы
уравнений гидродинамики 254
13.3. Зональность и вихревые составляющие . . 256
13.4. Трение и турбулентность, вызванные внут-
внутренними гравитационными волнами . . . 258.
13.5. Об использовании экспериментальных дан-
данных для анализа движений и потоков
в средней атмосфере 259
Список литературы 260
Глава 14. Радиационные процессы в средней атмо-
атмосфере 262
14.1. Введение —
14.2. Основные фотометрические величины . . . 263
14.3. Физика радиационных процессов 264
14.3.1. Уширение спектральных линий .... —
14.3.2. Функция Планка. Излучение абсолютно
черного тела 265
14.3.3. Поглощение —
14.3.3.1. Коротковолновая область 266
14.3.3.2. Длинноволновая область 267
14.3.4. Рассеяние 268
14.3.5. Уравнение переноса излучения .... 269
14.3.6. Нагревание средней атмосферы коротко-
коротковолновой (солнечной) радиацией .... 270
14.3.7. Фотодиссоциация 271
14.4. Методы расчета радиационных процессов
в ИК-диапазоне —
14.4.1. Расчет функций пропускания 272
14.4.2. Нагревание/выхолаживание средней атмо-
атмосферы в ИК-диапазоне ....... 274
14.5. Данные для расчета радиационных процессов 275
14.5.1. Внеатмосферный спектр и некоторые со-
сопутствующие данные —
14.5.2. Спектроскопические данные для расчета
фотодиссоциации 277'
14.5.3. Параметризация потока УФ-радиации
в атмосфере в диапазоне длин волн
280—380 мм 281
14.5.4. Некоторые полезные постоянные .... 284
Список литературы .. . . —
Глава 15. Состав и химия средней атмосферы .... 286
15.1. Введение —
15.1.1. Кислородные составляющие —
15.1.2. Озон О3 288
15.2. Углеродные компоненты 289
15.2.1. Метан СН4 —
15.2.2. Формальдегид СН2О 290
15.2.3. Оксид углерода СО 291
15.2.4. Диоксид углерода СО2 292
15.2.5. Углеводороды 293
15.3. Водородные соединения —
15.3.1. Водяной пар Н2О —
15.3.2. Молекулярный водород Н2 295
15.3.3. Водородные радикалы —
15.3.4. Атомарный водород Н 296
15.3.5. Гидроксил ОН —
15.3.6. Гидропероксил НО2 297
15.37. Перекись водорода Н2О2 298
15.4. Азотные составляющие 299
15.4.1. Закись азота N2O —
15.4.2. Оксид азота NO 300
15.4.3. Диоксид азота NO2 301
15.4.4. Триоксид азота NO.3 —
15.4.5. Азотный ангидрид N2O5 302
15.4.6. Азотная кислота HNO3 —
15.4.7 Перекисноазотная кислота HNO4 .... —
15.5. Соединения хлора 303
15.5.1. Атомарный хлор С1 304
15.5.2. Оксид хлора СЮ —
15.5.3. Нитрат хлора C1ONO2 305
15.5.4. Хлористый водород НС1 —
15.6. Соединения брома 306
15.6.1. Метилбромид СН3Вг 307
15.6.2. Талон 1301 CBrF3 —
15.6.3. Галон 1211 CBrClF2 —
15.7. Соединения фтора —
15.8. Галогенуглеводороды 308
15.8.1. Четыреххлористый углерод ССЦ (ХФУ-10) 310
15.8.2. Метилхлорид СН3С1 —
15.8.3. Метилхлороформ СН3СС13 311
15.8.4. Фреоны —
15.9. Ионный состав средней атмосферы .... 313
15.9.1. Ионный состав стратосферы —
15.9.2. Ионный состав области D 319
15.10. Свободные электроны в мезосфере (об-
(область D) 323
Список литературы 334
Глава 16. Глобальное распределение атмосферного
озона 338
16.1. Общее содержание озона и его изменчивость
для северного полушария —
16.2. Общее содержание озона и его изменчивость
для южного полушария 343
16.3. Вертикальное распределение озона 346
Список литературы 357
Часть IV. Верхняя атмосфера 359
Введение 361
Список литературы 363
Глава 17. Кинетика элементарных процессов в верх-
верхней атмосфере 364
17.1. Фотодиссоциация и фотоионизация .... —
17.2. Столкновительные процессы 366
17.3. Аэрономические реакции 368
Список литературы 369
Глава 18. Тепловой баланс 370
18.1. Функции нагревания —
18.2. Процессы охлаждения 371
18.3. Распределение температуры 372
Список литературы 373
Глава 19. Плотность, состав, динамика 374
19.1. Диффузия, турбулентность, среднемассовый
перенос —
19.2. Распределение основных нейтральных состав-
составляющих 375
19.3. Малые и возбужденные компоненты . . . 376
Список литературы 378
Глава 20. Заряженные компоненты 379
20.1. Область Е —
20.2. Область F —
Список литературы 381
Глава 21. Свечение верхней атмосферы и возбужде-
возбуждение частиц 382
21.1. Основные характеристики эмиссий .... —
21.2. Механизмы возбуждения эмиссий 384
Список литературы —
Глава 22. Модели верхней атмосферы ........ 385
22.1. Модели отдельных областей —
22.2. Самосогласованные модели 386
22.3. Эмпирические и полуэмпирические модели . —•
Список литературы 391
Часть V. Дополнительные сведения об атмосфере . . 393
Глава 23. Атмосферное электричество 395
23.1. Характеристики атмосферного электричества —
23.2. Глобальная атмосферно-электрическая токо-
токовая цепь —
23.2.1. Понятие о глобальной атмосферно-элек-
трической цепи. Основные уравнения.
Электропроводность атмосферы .... —
23.2.2. Модели глобальной атмосферно-электри-
ческой токовой цепи 396
23.3. Электричество приземного слоя 400
23.3.1. Классический электродный эффект ... —
23.3.2. Турбулентный электродный эффект . . 401
23.3.3. Влияние аэрозоля на распределение элек-
электрических характеристик в приземном
слое атмосферы 403
23.4Г Пространственно-временные распределения
величин атмосферного электричества . . . 404
23.4.1. Пространственная структура электриче-
электрического поля в нижнем слое атмосферы . . —

23.4.2. Временные вариации элементов атмосфер-
атмосферного электричества 406
Список литературы 407
Глава 24. Распространение электромагнитных волн
в атмосфере 409
24.1. Основные определения —
24.1.1. Электромагнитная волна и ее поляриза-
поляризация —
24.1.2. Вектор-параметр Стокса —
24.1.3. Основные определения 410
24.2. Уравнение переноса излучения в атмосфере . 411
24.2.1. Нестационарное уравнение
24.2.2. Стационарное уравнение —
24.3. Ослабление излучения в атмосфере —
24.3.1. Закон Бугера—Ламберта—Бера —
24.3.2. Ослабление солнечного излучения ... 412
24.3.3. Рефракция оптического излучения в ат-
атмосфере —
24.4. Поглощение оптического излучения газовыми
составляющими атмосферы 413
24.4.1. Молекулярное поглощение —
24.4.2. Спектр поглощения атмосферного воздуха 414
24.4.3. Методы расчета молекулярного поглоще-
поглощения в атмосфере 415
'24.5. Молекулярное рассеяние излучения .... —
24.5.1. Молекулярное рэлеевское рассеяние
(МРР) —
24.5.2. Рассеяние света на флуктуациях плотно-
плотности и анизотропии 416
24.5.3. Неупругое рассеяние излучения молеку-
молекулами 417
24.6. Поглощение и рассеяние излучения части-
частицами —
24.6.1. Основные параметры —
24.6.2. Поглощение и рассеяние излучения от-
отдельными сферическими частицами . . —
24.6.3. Поглощение и рассеяние излучения си-
системой частиц 419
24.7. Поглощение и рассеяние оптического излуче-
излучения атмосферными частицами —
24.7.1. Поглощение и рассеяние атмосферным
аэрозолем —
24.7.2. Поглощение и рассеяние излучения в об-
облаках, туманах, дымках 423
24.7.3. Поглощение и рассеяние в осадках . . .- 425
24.8. Распределение радиоизлучения в атмосфере
24.8.1. Поглощение и рассеяние радиоизлучения
в облаках
24.8.2. Поглощение и рассеяние радиоизлучения
в осадках 426
24.8.3. Поглощение радиоизлучения атмосфер-
атмосферными газами 427
24.8.4. Статистические характеристики радиотеп-
радиотеплового излучения облачной атмосферы . —
24.9. Распространение оптического излучения в тур-
турбулентной атмосфере 431
24.9.1. Статистические характеристики оптиче- *
ских неоднородностей в атмосфере ... —
24.9.2. Флуктуации интенсивности излучения ¦ 432
24.9.3. Флуктуации фазы и нарушение когерент-
когерентности в лазерных пучках 434
24.9.4. Средняя интенсивность и уширение све-
световых пучков 435
24.9.5. Случайные смещения световых пучков
(случайная рефракция) —
24.10. Перенос оптического изображения и види-
видимость объектов и огней в атмосфере —
24.10.1. Перенос изображения 436
24.10.2. Видимость объектов в атмосфере . . . 437
24.10.3. Видимость точечных источников света . 438
24.10.4. Перенос оптических сигналов в атмо-
атмосфере —
24.11. Распространение интенсивного лазерного из-
излучения в атмосфере 439
24.11.1. Тепловое самовоздействие лазерного из-
излучения в воздухе —
24.11.2. Распространение интенсивного лазерного
излучения в облаках и туманах . . . 440
24.11.3. Оптический пробой в атмосфере . . . 443
24.11.4. Эффекты вынужденного рассеяния . . —
Список литературы 444
Глава 25. Атмосферный аэрозоль 447
25.1. Введение —
25.2. Почвенные аэрозоли 449
25.3. Океанические аэрозоли 451
25.4. Вторичные аэрозоли или аэрозоли, образую-
образующиеся in situ 453
25.5. Стратосферный аэрозоль 456
25.6. Климатические эффекты аэрозоля 459
Список литературы —
Глава 26. Антропогенное загрязнение атмосферы . . . 464
26.1. Основные понятия об источниках и характе-
характеристиках загрязнения —
26.2. Характеристики выбросов атмосферных при-
примесей 465
26.3. Критерии качества атмосферного воздуха и
последствия загрязнения атмосферы .... 472
26.4. Организация системы контроля загрязнения
воздуха 476
26.5. Состояние загрязнения воздуха в городах и
промышленных районах 477
26.6. Фоновое загрязнение атмосферы и трансгра-
трансграничный перенос примесей 481
26.7. Моделирование и расчет загрязнения атмо-
атмосферы 488
Список литературы 494
Глава 27. Атмосферная акустика 496
27.1. Основные определения —
27.2. Скорость звука в атмосфере —
27.3. Поглощение звука в воздухе 497
27.4. Нелинейное ослабление звука 498
27.5. Рефракция звука 499
27.6. Влияние атмосферной турбулентности на
распространение звуковых волн 500
27.7. Акустическое зондирование атмосферы . . . 501
27.8. Радиоакустическое зондирование атмосферы 502
Список литературы 503
Предметный указатель 504

ПРЕДИСЛОВИЕ
Атмосфера является одним из самых динамичных компо-
компонентов окружающей природной среды. Состояние атмосферы
Земли определяется множеством физических характеристик
и процессов, химическим составом и преобразованиями ве-
веществ, синоптическими и климатологическими характеристи-
характеристиками, процессами взаимодействия с внешними факторами
и антропогенным воздействием. В настоящем издании пред-
предпринята попытка собрать основные систематизированные дан-
данные об атмосфере, которые могут быть использованы широ-
широким кругом специалистов. Вводятся необходимые понятия
и определения, сообщаются типичные и экстремальные зна-
значения характеристик. Даются рекомендации по применению
различных эмпирических или полуэмпирических моделей для
описания процессов, аппроксимации соотношений, описания
случайных множеств, процессов и полей. В издании представ-
представлен широкий комплекс научных знаний об атмосфере.
Настоящее издание состоит из пяти частей. В первой
части, состоящей из одной главы, рассмотрены основные гео-
геофизические процессы и характеристики атмосферы. В следую-
следующих трех частях представлены сведения об атмосфере, для
удобства изложения разделенной на нижнюю атмосферу (до
высоты 30 км), среднюю атмосферу (от 30 до 100 км) и верх-
верхнюю атмосферу (выше 100 км). Это разделение несколько
отличается от традиционного, при котором выделяются такие
оболочки, как тропосфера, стратосфера, мезосфера, ионо-
ионосфера и т. д., однако оно соответствует международной иссле-
исследовательской практике. Как представляется редколлегии, та-
такая компоновка сведений об атмосфере позволила изложить
материалы без лишнего дублирования, хотя некоторое раз-
размывание условных границ произошло. В пятой части пред-
представлены дополнительные сведения об атмосфере.
В части «Нижняя атмосфера» описаны распределения
в пространстве и во времени полей температуры, давления,
плотности, ветра, влажности, осадков, радиационных потоков;
приведены схемы климатического районирования; рекомендо-
рекомендованы аппроксимации функций распределения, выбор моделей
пространственных и временных корреляций; изложены некото-
некоторые новые статистические характеристики отдельных атмо-
атмосферных параметров для инженерных расчетов. В описание
климатических полей ветра включены справочные сведения
о струйных течениях. При обсуждении турбулентности атмо-
атмосферы даются сведения о явлении турбулентности при ясном
небе. Кроме того, приводятся сведения о пространственном
и временном распределении облачности, модели микрострук-
микроструктуры облаков, микрофизические характеристики и электриче-
электрические параметры облаков. Описывается строение пограничного
слоя атмосферы и происходящие в нем процессы.
Климатологическое обобщение в части «Средняя атмо-
атмосфера» построено на основании комплексного анализа дан-
данных ракетных измерений и спутниковых наблюдений. Описы-
Описываются радиационные процессы в средней атмосфере и методы
расчета их характеристик. Излагаются общие сведения о со-
составе и химических процессах в средней атмосфере; при этом
значительное внимание уделено описанию процессов в озонном
слое и его климатологических характеристик. Рассматрива-
Рассматриваются географические особенности полей метеорологических
величии в средней атмосфере, модели их описания. Приведены
сведения об антропогенных воздействиях.
В части «Верхняя атмосфера» излагаются справочные
сведения о параметрах верхней атмосферы. Модели простран-
пространственно-временного распределения плотности, состава, содер-
содержания заряженных, нейтральных и возбужденных компонент,
температуры, динамических параметров атмосферы даются
для различных гелиофизических условий. Обсуждаются про-
процессы поглощения солнечного ультрафиолетового излучения,
процессы нагревания и охлаждения верхней атмосферы, про-
процессы молекулярной диффузии, турбулентности, среднего пе-
переноса, амбиполярной диффузии заряженных частиц. Пред-
Представлены сведения о химическом составе, аэрономических
реакциях и основных эмиссиях верхней атмосферы. Излага-
Излагаются методы и описываются приборы для измерения парамет-
параметров верхней атмосферы.
В пятую часть включены сведения об атмосферном элек-
электричестве, распространении электромагнитных волн, аэрозо-
аэрозолей, антропогенном загрязнении и акустике. Для решения
задач распространения электромагнитных волн и оптического
излучения приведены модели расчетов с учетом облачности,
аэрозоля, газовых составляющих, турбулентности и других
факторов. В главе, посвященной атмосферному электричеству,
выделены сведения для приземного и пограничного слоев,
даны географическое и годовое распределение характеристик,
показана зависимость от антропогенных факторов. Представ-
Представлены характеристики современного фонового загрязнения воз-
воздуха и примеры характеристик локального загрязнения, при-
приведены сведения о моделях распространения загрязнения
воздуха.
Редколлегия сознательно отказалась от построения оглав-
оглавления по критерию применения сведений об атмосфере в раз-
различных отраслях техники и народного хозяйства. В то же
время изложение материала ориентировано на его использо-
использование специалистами в различных отраслях народного хозяй-
хозяйства для выполнения практических инженерных расчетов,
а также на специалистов в различных отраслях науки.
Естественное требование о сохранении разумного объема
издания заставило отказаться от включения исчерпывающей
библиографии. В списки литературы были включены основ-
основные рекомендуемые издания или необходимые для лучшего
понимания положений краткого текста. Из-за ограниченности
объема издания в него практически не включены сведения о
методах измерения, аппаратуре и не обсуждаются вопросы
точности и репрезентативности данных.
В подготовке справочного издания участвовали ведущие
специалисты институтов Госкомгидромета СССР: ВНИИГМИ-
МЦД, ГГО, Гидрометцентр СССР, ИПГ, НПО «Тайфун»,
ЦАО.
Текст справочного издания подготовлен коллективами
авторов: предисловие — Ю. С. Седунов, Н. Н. Петров; гла-
глава 1—Е. П. Борисенков (п. 1.5, 1.6), Н. В. Кобышева
(п. 1.10), М. А. Прокофьев (п. 1.1, 12), Р. Г. Рейтенбах
(п. 1.7—1.9), А. X. Хргиан (п. 1.3, 1.4), главы 2, 3 —Р. Г. Рей-
Рейтенбах; глава 4 — О. А. Алдухов, Б. Г. Шерстюков; глава 5 —
И. П. Мазин, А. X. Хргиан, С. М. Шметер; глава б —
Ж. Д. Алибегова (п. 6.2), Ц. А. Швер (п. 6.1); глава 7 —
A. А. Васильев, Н. И. Глушкова, Г. Г. Громова, В. Н. Кар-
Карпенко, М. Н. Мытарев, А. М. Носова, И. А. Обухова, Г И. При-
липко, И. Г. Ситников, Н. П. Шакина; глава 8 — Т. Г. Бер-
лянд, Г. П. Гущин, Л. Н. Дьяченко, Н. А. Зайцева, Е. Г.Крав-
Г.Кравчук, И. В. Морозова, В. В. Стадник, Н. Е. Тер-Маркарянц;
глава 9 — М. М. Борисенко, Н. Л. Вызова, Л. Р. Орлеико
(9.4), Н. Л. Вызова (п. 9.5), Н. Л. Вызова, Л. Р. Орлснко
(9.1—9.3), Е. Д. Надёжина (9.6); глава 10 —С. М. Шметер;
глава 11—И. В. Бугаева, Ю. П. Кошельков, Л. А. Рязанова,
Д. А. Тарасенко; глава 12 — В. Н. Гладков, А. И. Иванов-
Ивановский, В. В. Федоров; глава 13 — А. И.Ивановский; глава 14 —
B. В. Филюшкип, В. У. Хаттатов; глава 15 — С. В. Пахомов,
В. У. Хаттатов, Э. А. Чаянова; глава 16 — В. И. Бекорюков,
В. Э. Фиолетов, А. X. Хргиан; главы 17—22 — С. И. Апдюшии,
М. Н. Власов, Г. Ф. Тулинов; глава 23 — В. Н. Морозов: гла-
глава 24 — Р. X. Алмаев, Ю. Н Коломиец, С. С. Лебедев,
А. М. Скрипкин (п. 24.11), Ю. И. Баранов (п. 24.4), Л. П. Бо-
Бобылев, Г. Б. Брылев, С. Ю. Матросов, Г. Г. Щукин (п. 24.8),
А. П. Будник, А. Г. Петрушин (п. 24.3), Е. В. Дорофеев
(п. 24.2.2), А. С. Дрофа (п. 24.9), А. С. Дрофа, Л. Н. Пав-
Павлова, А. Л. Усачев (п. 24.10), Л. Н. Павлова (п. 24.1, 24.2,
24.5—24.7); глава 25 — В. А. Иванов; глава 26 —М. Е. Бер-
лянд, В. С. Елисеев; глава 27—В. И. Ветров, М. А. Калли-
стратова, А. Б. Шупяцкий.
2 Заказ 46

Основные геофизические про!
и
характеристики атмосферы

Часть I. ОСНОВНЫЕ ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ
ПРОЦЕССЫ И ХАРАКТЕРИСТИКИ
АТМОСФЕРЫ
Глава 1. Параметры атмосферы
и их изменчивость
1.1. Строение и состав атмосферы
1.2. Солнечная и инфракрасная радиация
в атмосфере
1.3. Термодинамика атмосферы
1.4. Фазовые переходы в атмосфере
1.5. Силы, действующие в атмосфере.
Общая циркуляция
1.6. Понятие климата, климатообразующих
факторов
1.7. Статистическое описание
одномерной величины
1.8. Статистическое описание многомерных
величин
1.9. Годовой и суточный периоды
1.10. Точность характеристик климата
и изменчивость атмосферных парамет-
параметров

Глава 1. ПАРАМЕТРЫ АТМОСФЕРЫ И ИХ ИЗМЕНЧИВОСТЬ
1.1. СТРОЕНИЕ И СОСТАВ АТМОСФЕРЫ
Атмосфера — газовая оболочка Земли, имеющая практи-
практически неизменную массу, которая составляет около 5,157-1015 т
(для сравнения масса Земли составляет 5,98-1021 т).
До высоты примерно 60—80 км атмосфера находится,
в хорошо перемешанном состоянии с практически постоянным
составом; здесь выполняются законы локального термодина-
термодинамического равновесия. Выше эти законы нарушаются. По этой
причине обычно употребляемое универсальное понятие тем-
температуры на этих высотах теряет смысл. Для высот более
80—100 км обычно говорят о кинетической температуре.
1.1.1. Слои атмосферы
В атмосфере различают ряд слоев: тропосферу и страто-
стратосферу, разделенную переходным слоем, называемым тропопау-
тропопаузой, мезосферу, отделяемую от стратосферы стратопаузой,
ионосферу и термосферу, отделяемую от мезосферы мезопау-
зой. Внешняя часть термосферы называется магнитосферой.
В ней частицы газов (ионы) удерживаются не столько земным
притяжением, сколько магнитным полем Земли.
Кроме того, атмосферу делят на нижнюю атмосферу (тро-
(тропосфера и тропопауза), среднюю атмосферу (стратосфера, ме-
зосфера и мезопауза) и верхнюю атмосферу.
Тропосфера простирается от поверхности Земли до вы-
высоты примерно 16,3 км в тропиках C0° с. ш. и 30° ю. ш.) и до
высоты 8,5—10 км вне этой зоны. В среднем повсюду в тро-
тропосфере температура убывает с высотой с вертикальным
градиентом 6,5 °С на 1 км.
В тропосфере происходят основные процессы преобразо-
преобразования энергии Солнца в кинетическую энергию атмосферных
движений, в скрытое тепло водяного пара. Здесь протекают
основные фазовые переходы влаги, формируются облака и
осадки. В тропосфере возникают крупномасштабные вихри—
циклоны и антициклоны,— происходит непрерывный кругово-
круговорот воды — испарение—конденсация пара—формирование
осадков—формирование поверхностного стока рек и подзем-
подземного стока.
Нижний пограничный слой атмосферы толщиной 1,0—
1,5 км (в тропической зоне несколько больше) называют пла-
планетарным пограничным слоем (ППС), для которого опре-
определяющим фактором является турбулентное трение. В' ППС
происходит обмен импульсом, теплом и влагой между под-
подстилающей поверхностью (поверхностью суши и поверхностью
океана) и атмосферой. Наиболее активно эти процессы про-
протекают в нижней части ППС, толщиной около 30—50 м. Этот
слой называют приземным (приводным) слоем (см. главу 9).
Переходный слой — тропопауза — отделяет тропосферу от
стратосферы, в которой температура изменяется до высоты
примерно 34—35 км. Здесь наблюдается большая устойчи-
устойчивость (см. подробнее п. 1.3), которая допускает только
очень слабые вертикальные движения и перемешивание, что
важно, в частности, для распределения в стратосфере малых
газовых примесей (см. п. 1.1.3)./ Стратосфера обычно очень
суха: на высоте 20 км над тропиками концентрация водяного
пара составляет всего 2 млн (по объему), а над полярными
широтами — около 5 млн. Выше 35 км температура заметно
повышается до высоты 50 км, где она — порядка 270 К.
Над стратопаузой расположена мезосфера, в которой
температура понижается с высотой и достигает 160 К в ее
верхней части. Это способствует конденсации водяного пара
и образованию на высоте около 80 км так называемых мезо-
сферных (серебристых) облаков.
В мезосфере уже может быть повышенная ионизация —
возникать так называемый D-слой ионосферы, довольно из-
изменчивый со временем дня и сезоном, и зависящий сильно
от активности Солнца (на высотах 70—90 км).
Мезопауза, расположенная на высоте примерно 85 км,
отделяет мезосферу от простирающейся выше термосферы,
в которой температура начинает резко возрастать с высотой
до 2000 К в периоды большой солнечной активности и до
1060 К при малой активности (ночью соответственно до 1300
и 730 К) (см. главу 12).
Термическую проводимость атмосферы характеризует
коэффициент термической проводимости. Наибольшей термиче-
термической проводимостью обладает тропосфера и ее нижние слои,
наименьшей (в пределах деятельного слоя атмосферы)—тро-
атмосферы)—тропопауза и нижняя стратосфера. Поскольку скорость звука
определяется температурой, ее распределение с высотой также
различно.
В термосфере, на высоте более 100 км, существенно
меняется состав воздуха: распадаются все молекулы Н2О
и СО2 и значительная доля молекулы О2 диссоциирует на
атомы О. В этом слое усиливается ионизация частиц газов
и возникает так называемый слой ионосферы Е, а на еще
больших высотах слой F. Движение частиц тут зависит и от
приливных сил, создаваемых притяжением Солнца и Луны,
в особенности в низких широтах.
В термосфере метеоры в ней создают усиленную иониза-
ионизацию и в то же время, распадаясь, образуют метеорную пыль,
потоки солнечных протонов и электронов вызывают полярные
сияния и возмущения магнитного поля Земли, а также «вне-
«внезапные ионосферные возмущения», нарушающие на Земле
дальнюю радиосвязь.
Средние значения основных метеорологических величин
на различных высотах приведены в табл. 1.1.1.
Таблица 1.1.1
Средние значения основных метеорологических величин
для умеренных широт *
Высота,
км
Давление, гПа
Темпера-
Температура, К
Плотность,
кг/м3
Средняя
относи-
относительная
молеку-
молекулярная
масса
0
5
10
20
40
60
80
100
150
200
300
400
500
600
1,01-108
5,4-102
2,65-102
5,53-101
2,87-10°
2,20-10
1,05.10-2
3,2-10
4,54-10
8,47-10~7
8,77-10"8
1,45.10"8
3,02-10"9
8,2Ы0-10
288
256
223
217
250
247
199
195**
634
855
976
996
999
1000
1,23.10°
7,36-10
4,14-Ю-1
8,89-Ю-2
4,00-10
3,10-Ю-4
1,85-ИГ5
5,60-10
2,08-10"9
2,59-Ю-10
1,92-Ю1
2,80-102
5,22-103
1,14-Ю3
28,96
28,96
28,96
28,96
28,96
28,96
28,96
28,40
24,10
21,30
17,73
15,98
14,33
11,51
* По Стандартной атмосфере США 1976 г.
** Для высот более 100 км дается кинетическая темпе-
температура.
1.1.2. Состав атмосферного воздуха
Атмосфера представляет собой механическую смесь раз-
различных газов. Современный состав атмосферного воздуха
Земли установился, по-видимому, несколько сотен миллионов
лет назад.
В табл. 1.1.2 приведен состав сухого воздуха вблизи по-
поверхности Земли.
Из табл. 1.1.2 видно, что на долю трех основных газов
(N2, Ог, Аг) приходится 99,96 % массы атмосферы, а на долю
всех остальных газов — лишь 0,04%.
Все газы и примеси, составляющие атмосферу, можно
разбить на пять групп.
1. Основные газовые составляющие: азот, кислород и ар-
аргон; находятся в атмосфере примерно в постоянном соотно-
соотношении до высоты порядка 100 км. Эти газы (кроме кисло-
кислорода) сравнительно инертны в радиационном и химическом
отношении.
13

Таблица 1.1.2
Состав сухого воздуха (без учета водяного пара) вблизи
поверхности Земли
Газ
Доля* по объе-
объему вблизи по-
поверхности Земли,
Относитель-
Относительная молеку-
молекулярная масса
(по углерод-
углеродной шкале)
Плотность
по отноше-
отношению к плот-
плотности сухого
воздуха
Азот (N2)
Кислород (О2)
Аргон (Аг)
Диоксид углерода
(СОД
Неон (Ne)
Гелий (Не)
Криптон (Кг)
Водород (Н2)
Ксенон (Хе)
Озон (О3)
Сухой воздух
78,084
20,946
0,934
0,033
1,818-10~3
5,239-10^4
1,14-10
5-Ю
8,7-10-в
10~6—10~б
—
28,0134
31,9988
39,948
44,00995
20,183
4,0026
83,800
2,01594
131,300
47,9982
28,9645
0,967
1,105
1,379
1,529
0,095
0,138
2,868
0,070
4,524
1,624
1,000
* Выраженное в процентах отношение объема, занимае-
занимаемого данной газовой составляющей, к общему объему смеси
при условии приведения их к одинаковым давлениям и тем-
температурам.
В верхней атмосфере содержание основных газов в атмо-
атмосфере несколько отличается от их содержания в нижней
и средней атмосфере (табл. 1.1.3).
Таблица 1.1.3
Содержание (%) основных газов в воздухе
на больших высотах по данным измерений на ракетах
Высота,
км
65
75—80
80
N2
80
78
78
о2
19,0
21,0
21,4
Аг
0,91
0,93
0,88
Высота,
км
82—85
85
95
N2
77
78
77
о2
21,3
21,0
21,5
Аг
0,82
0,88
0,76
2. Малые газовые составляющие (МГС); в небольшом
количестве постоянно присутствуют в атмосфере, хотя оно
может несколько варьировать в различных местах земного
шара. Они иногда довольно активны в разных реакциях и хи-
химических превращениях и сильно поглощают ИК-радиацию.
Поэтому МГС особенно такие, как озон и диоксид углерода,
играют большую роль в изменчивости климата.
К МГС можно отнести также и весьма активный в радиа-
радиационном и химическом отношениях водяной пар (подробнее
см. главы 4—6).
3. Ненасыщенные и неустойчивые молекулы и атомы
(иногда называемые в химии свободными радикалами), весьма
активные, хотя и короткоживущие и малочисленные, взаимо-
взаимодействующие с другими МГС. К ним относятся атомный кис-
кислород О (в том числе его возбужденные особо деятельные
частицы О AD), гидроксил ОН, пергидроксил НО2, оксид
хлора СЮ и некоторые другие молекулы и частицы. Многие
такие частицы образуются при диссоциации молекул МГС
радиацией Солнца (ультрафиолетовой).
4. Аэрозоль — твердые и жидкие мелкие частицы, взве-
взвешенные в воздухе, весьма разнообразного состава, размеров
и свойств (капли и кристаллы облаков, пыль, поднятая с по-
поверхности Земли, а также выброшенная вулканами (в том
числе в стратосферу), метеорная пыль, частицы солей морской
воды, сажи, цемента и др.). Скорость их падения (оседания)
мала, а относительная поверхность велика, так что они могут
принимать заметное участие в химических — гетерогенных —
реакциях с МГС и радикалами (более подробно аэрозоль
рассмотрен в главе 25).
Кроме того, в атмосфере присутствуют разнообраз-
разнообразные загрязняющие вещества, газообразные и твердые (см.
главу 26).
О ионах и ионизации атмосферы будет сказано в гла-
главах 17—2Q.
5. Антропогенные примеси, поступающие в атмосферу
в результате хозяйственной деятельности человека. Среди этих
примесей большое значение имеет диоксид серы —продукт
сжигания содержащего серу каменнбго угЛя и т. п. Газ S02
сравнительно недолговечен в тропосфере, он легко окисляется
в SO3 и вымывается из нее в виде серной кислоты (кислот-
(кислотные дожди). Однако часть его успевает проникнуть в страто-
стратосферу, где способствует образованию сернокислых солей, на-
например сернокислого аммония (NH4JSO4. При этом на высоте
15—20 км образуется так называемый аэрозольный слой
Юнге.
Большое значение для химических процессов в атмосфере
имеют хлорфторметаны (ХФМ), такие, как CCI3F (фреон-11),
CC12F2 (фреон-12) и четыреххлористый углеводород. К ХФМ
можно отнести и метилхлорид СНзС1, хотя в основном он
имеет органическое (морское) происхождение. ХФМ широко
применяются в холодильной и других отраслях промышлен-
промышленности. Так, например, в тропосфере имеется около 2-Ю0
(по объему) фреона-11 и около 3,5-10~10 фреона-12. В стра-
стратосфере их молекулы разлагаются солнечной радиацией.
Освободившиеся при этом атомы фтора F образуют химически
устойчивый фтористый водород, который быстро вымывается
из атмосферы. Атомы хлора в стратосфере реагируют с озо-
озоном и, разрушая его, образуют молекулы оксида хлора СЮ.
Их концентрация на высоте 30 км днем составляет около
2-Ю-10 и увеличивается с высотой. В последующем оксид
хлора разрушается по реакции СЮ + О = С1 + О2, и атомы
хлора могут снова начать каталитический «хлорный цикл»
разрушения озона. В этом — одна из причин современных
опасений о возможном убывании количества озона в атмо-
атмосфере в будущие десятилетия. В настоящее время, однако,
есть международные соглашения о постепенном сокращении
производства фреонов во всех странах.
В табл. 1.4 приведены характеристики некоторых антро-
антропогенных примесей.
Таблица 1.1.4
Наиболее важные антропогенные составляющие
в атмосфере
Газовая со-
составляющая
Название
Концентра-
Концентрация у поверх-
поверхности, МЛН
Тренд
концен-
концентрации
в атмо-
атмосфере,
% год
Время
жизни
в атмо*
сфере,
ЧИСЛО
лет
СО2 Диоксид углерода
СН4
СО
N2O
-N* =
~+NO2
CFCU
CF2C12
C2C13F3
CH3CCI3
CF2ClBr
CF3Br
SO2
Метан
Оксид углерода
Оксид азота
Суммарные окси-
оксиды азота
Фреон-11
Фреон-12
Фреон-113
Метилхлороформ
На-1211
На-1301
Диоксид серы
350
A989 г.)
1,7
0,12 с
0,06 ю
0,31
~20-10
2,6-10
4,4-10
3,2-10
•Ю
1,2<
1
1
О'
COS Карбонат серы
A—20). JO-
JOS'10
-0,4
-1,0
/^/1 С
—0 ю
-0,3
Неиз-
Неизвестно
-4,5
-12
-12
Неиз-
Неизвестно
<3,0
—250
-10
—0,3
— 150
<0,02
70
120
90
6
— 12—15
—0,02
2—2,5
1.1.3. Главнейшие малые газовые составляющие (МГС)
Озон. Одно из важных МГС — атмосферный озон — Оз,
образующийся при соединении молекулы О2 и атома О.
Большая часть его находится в стратосфере в виде широкого
слоя с максимумом концентрации (иногда до 300 мкг/м3) на
высоте обычно 20—26 км. На больших высотах его содержа-
содержание быстро убывает. Общее содержание озона в столбе атмо-
атмосферы эквивалентно 0,20—0,67 см слоя озона при нормаль-
нормальном давлении и температуре. Оно заметно зависит от сезона,
места, от переноса озона воздушными течениями и др.
Озон деятельно взаимодействует с другими МГС. Погло-
Поглощая заметно радиацию с X = 9,6 мкм, он может влиять и на
температуру атмосферы (подробнее о его свойствах, распре-
распределении и т.д. см. главу 16).
Диоксид углерода. Диоксид углерода СО2 хорошо пере-
перемешан в атмосфере. Его концентрация в атмосфере постоянно
растет вследствие постоянно увеличивающегося объема и
в настоящее время до высоты примерно 80 км составляет
около 345 млн-1. Предполагается, что к 2000 г. она достигнет
375 млн-1 (по объему). Диоксид углерода играет важную
14

роль в радиационном балансе и изменчивости климата Земли,
а также влияет на вегетацию растений, которая при прочих
равных условиях ускоряется с ростом концентрации СО2
в воздухе.
Метан. Метан СН4 — газ; имеет в основном (на 80%)
органическое происхождение. Его концентрация в тропосфере
в настоящее время составляет около 1,6 млн-1 (в южном
полушарии на 3 % меньше, чем в северном), причем с годами
его содержание медленно — на 1,2—1,5% в год — растет. Он
хорошо перемешан в тропосфере, но выше тропопаузы его
содержание быстро убывает в результате его окисления и
участия в реакциях с другими МГС.
Оксид углерода. Оксид углерода СО имеет как антропо-
антропогенное, так и органическое (морское) происхождение. В сред-
средних широтах северного полушария его содержание составляет
около 0,25 млн, в южном полушарии его гораздо меньше,
особенно в стратосфере.
Закись азота. Закись азота ЫгО образуется в почве, осо-
особенно интенсивно при ее более высоких температурах и при
удобрении азотными солями. Содержание N2O в тропосфере
составляет около 0,31 млн и увеличивается примерно на
0,3 % в год. Закись азота имеет некоторое значение для пар-
парникового эффекта — для обогревания нижней атмосферы.
В стратосфере содержание N2O убывает с высотой при-
примерно на порядок до высоты 35 км, в результате окисления
ее по реакции N2O4 + O('D) = 2NO — в оксид азота, который
может окисляться далее до диоксида азота NO2. Концентра-
Концентрация N0 и NOa возрастает с высотой примерно от 0,2 • 10~9
в нижней стратосфере до 10~8 на высоте 33 км. Эти МГС
могут образовывать также и ряд других соединений азота
(N2O6, HNO3 и др.).
1.1.4. Свободные радикалы
Из свободных радикалов, концентрация которых обычно
значительно ниже концентрации основных МГС, наиболее
важен, несомненно, атомный кислород, образуемый диссоциа-
диссоциацией молекул О2 ультрафиолетовой радиацией Солнца.
Атомы О способствуют образованию озона О3, окислению
ряда МГС (например, метана) и т. д. В верхней атмосфере,
на высоте более 100 км концентрация атомов О значительна:
при возбуждении их электронами солнечного ветра они затем
высвечиваются, иногда в виде ярких полярных сияний, излу-
излучая при переходе OJ^SJ-^O^D) зеленую линию с X = 558 им
и при переходе OAD)->OAP) красный дублет Я = 630—636 им.
Гидроксил ОН образуется при диссоциации молекулы
воды радиацией с X ^ 180 нм. Поскольку эта радиация
сильно поглощается кислородом в более плотных слоях, кон-
концентрация ОН возрастает лишь в стратосфере днем от
3-10—12 на высоте 28 км до 5-Ю-10 на высоте 42 км. Ночью
концентрация ОН существенно убывает. Однако зимой она
выше, чем летом, причина этого явления еще не ясна. Общее
число молекул ОН в столбе атмосферы доходит до 9-10~13.
Колебательно-возбужденные молекулы ОН создают свечение
ночного неба в слоях на высоте примерно 80 км.
Примерно в такой же концентрации в атмосфере имеется
и пергидроксил НО2. Как и ОН, он способствует разрушению
метана, озона, аммиака, диоксида серы, сероводорода и др.,
и окислению NO в NO2.
1.2. СОЛНЕЧНАЯ И ИНФРАКРАСНАЯ
РАДИАЦИЯ В АТМОСФЕРЕ
1.2.1. Солнечная радиация
Солнечная радиация, приходящая на верхнюю границу
атмосферы, охватывает широкий спектральный диапазон — от
жесткого рентгеновского до ближнего инфракрасного излуче-
излучения. Спектральное распределение солнечного излучения опре-
определяется физическими характеристиками Солнца как звезды
и особенностями процессов, происходящих в фотосфере, атмо-
атмосфере Солнца и его короне [3]. В целом спектр излучения
Солнца приближается к спектру абсолютно черного тела, тем-
температура которого составляет около 5900 К [2, 4]. Подавляю-
Подавляющая часть энергии солнечного излучения (^97 %) приходится
на интервал длин волн электромагнитного спектра @,3—
3,0 мкм), причем 53,5%—на интервал 0,4—0,7 мкм, т.е. на
видимую область. На длины волн X < 0,3 мкм приходится
всего 1,1% лучистой энергии, а на X > 5 мкм — 0,45% [1].
Полная энергетическая освещенность солнечным излуче-
излучением на верхней Границе атмосферы меняется мало. Согласно
очень точным данЙГЫм спутниковых измерений, она испытывает
короткопериодные изменения в пределах до ± 0,5 % и, по-ви-
по-видимому, имеет также незначительный долговременный тренд,
причем оба эффекта обусловлены солнечной активностью.
Кроме того, эта величина имеет годовой ход (около ±3,5 %),
связанный с эксцентриситетом орбиты Земли [4]. Вместе
с тем, в связи с общей стабильностью энергетической осве-
освещенности солнечным излучением на верхней границе атмо-
атмосферы широко используется понятие «солнечной постоянной»,
значение которой считается равным So = 1368 ± 0,6 Вт/м2 [3].
Вышеуказанные изменения рассматриваются как вариации
солнечной постоянной.
Распространяясь в атмосфере, солнечное излучение взаи-
взаимодействует с атмосферными газами, облаками, твердыми и
Полосы Хопфипда
Полосы, Лайтна\
Яерджа-Хопфилдо
о 0,1
Рис. 1.2.1. Сечения поглощения основных газовых компонен-
компонентов атмосферы в УФ и коротковолновой части видимого
спектра.
жидкокапельными аэрозольными частицами, взвешенными
в воздухе. Все акты такого взаимодействия сводятся к рас-
рассеянию, поглощению и преломлению электромагнитных волн.
Рассеяние во всех его проявлениях связано с волновой при-
природой излучения и обусловлено возбуждением элементарных
вибраторов падающим излучением, а также огибанием препят-
препятствий электромагнитными волнами (дифракция) и взаимодей-
взаимодействием этих волн друг с другом (интерференция). В акте
рассеяния изменяется направление распространения электро-
электромагнитных волн, однако их общая энергия остается неизмен-
неизменной. Рассеянием солнечного излучения на молекулах воздуха
обусловлен голубой цвет безоблачного неба (рэлеевское рас-
рассеяние) [2, 3]. Интенсивность света, рассеиваемого чисто мо-
молекулярной атмосферой, пропорциональна Х~А. С рассеянием
света на облачных частицах связан в целом белый цвет
облаков.
Присутствие в атмосфере пылевых частиц существенно
увеличивает долю рассеянного солнечного излучения и ослаб-
ослабляет спектральную зависимость его интенсивности. Преломле-
Преломление света ледяными частицами сложной конфигурации в пе-
перистых облаках вызывает появление разнообразных, иногда
красочных венцов и гало, а преломление на крупных облач-
облачных каплях — радуг и ореолов [3]. При распространении
в атмосфере с неоднородной плотностью солнечные лучи
также испытывают преломление (рефракцию), что вызывает
ряд оптических эффектов, особенно при наблюдении внеатмо-
внеатмосферных источников излучения (Солнце, Луна, звезды) на
длинных оптических трассах (вблизи горизонта) [2, 4].
Солнечное излучение * в атмосфере поглощается молеку-
молекулами атмосферных газов, облачными и аэрозольными части-
частицами. При поглощении электромагнитного' излучения его
энергия переходит во внутреннюю энергию молекул погло-
поглощающего вещества, инициируя весьма сложные цепи фотохи-
фотохимических реакций в атмосфере и/или расходуясь на нагрева-
нагревание атмосферы и подстилающей поверхности.
Рентгеновское и ультрафиолетовое излучение Солнца по-
поглощается практически полностью уже на больших высотах
в атмосфере. Наиболее активно солнечное излучение погло-
поглощают некоторые газообразные примеси, содержащиеся в ат-
атмосфере в малых количествах, но обладающие полосами по-
поглощения в ультрафиолетовой видимой и инфракрасной
областях (так называемые малые газовые составляющие):
Н2О, СО2, О3, NOX, CH4, фреоны. В дальней ультрафиолетовой
и рентгеновской областях спектра сильно поглощают также
основные газовые компоненты атмосферы — Ог и N2 [3, 4].
На рис. 1.2.1 [3] представлены сечения поглощения газо-
газовых компонентов атмосферы в ультрафиолетовой и коротко-
15

волновой частях видимой области спектра, а также указаны
основные газы-поглотители, ответственные за ослабление, и
названия соответствующих полос поглощения. На рис. 1.2.2 [3]
Вт/(м2-мкм)
2200
200 -
0,4- 0,8 1,2 1,6 2,0
,43,45 0,70,94 1,1 х 1,38 t 1,87
2,8
2J
3,2
3,2
3,6 \мкм
Н20 Н20 Н2О-СО2
Рис. 1.2.2. Спектральные диапазоны полного или частичного
поглощения солнечного излучения атмосферой.
Приходящее солнечное излучение too Пшери нп тепло3ое
Планетарное альбедо 31 инфракрасное излучение &&
собственного теплоЁОго излучения Подстилающей поверхности
и атмосферных образований.
1.2.2. Инфракрасная радиация в атмосфере
Поле инфракрасной (тепловой) радиации в атмосфере
в интервале длин волн 4—120 мкм формируется за счет соб-
собственного теплового излучения земной поверхности, излучения
радиационно активных газовых и аэрозольных компонентов
атмосферы (пыль, облака, туманы), а также излучения Солнца
в длинноволновом участке электромагнитного спектра.
Спектральное распределение инфракрасной (ИК) радиа-
радиации отличается исключительной сложностью, которая связана
с квантовомеханическими характеристиками молекул много-
многоатомных газов, являющихся основными излучателями и по-
поглотителями теплового излучения в атмосфере. Главные среди
этих газов — Н2О, СО2, Оз, N2O, CH4. Исследованию тонких
спектральных особенностей распределения ИК радиации и ее
изменчивости в зависимости от высоты в атмосфере, угла
визирования, содержания газовых компонентов, географиче-
географического района, сезона и пр. посвящены многочисленные теоре-
теоретические и экспериментальные исследования [15, 46]. Основная
из этих особенностей — наличие спектральных минимумов ИК
радиации в областях спектра вблизи 4, 8—12, 18 и 20 мкм,
из которых наибольший интерес представляет так называемое
окно прозрачности атмосферы в интервале 8—12 мкм. На-
Наоборот, в интервалах волн 6—8, 9—10, 13—17 мкм распола-
располагаются максимумы излучения, обусловленные полосами погло-
поглощения Н2О, Оз, СО2.
Поглощается
лачной атмосферой 22
Поглощается Землей'43
Теряется Землей 43
Рис. 1.2.3. Относительное распределение лучистой энергии
Солнца и теплового излучения подстилающей поверхности и
атмосферных образований.
показаны спектральные диапазоны, в которых излучение
Солнца полностью или частично поглощается земной атмо-
атмосферой.
Рассеяние солнечного излучения приводит в целом к уве-
увеличению отражательной способности системы Земля—атмо-
Земля—атмосфера, поскольку^ часть излучения переизлучается обратно
в космос, и к изменению режима освещенности объектов, на-
находящихся на поверхности Земли, в атмосфере и в космосе
вблизи верхней границы атмосферы. Расчет поля рассеянного
излучения требует учета преимущественных направлений рас-
рассеяния (так называемой индикатрисы рассеяния) и простран-
пространственно-временного распределения рассеивающих компонентов.
В общем виде эта задача сводится к решению интегро-диффе-
ренциального уравнения, называемого «уравнением пере-
переноса» [2, 5].
Поглощение солнечного излучения приводит к уменьше-
уменьшению отражательной способности системы Земля—атмосфера,
нагреванию атмосферы и подстилающей поверхности. В целом
описанные процессы взаимодействия солнечного излучения
с атмосферой и подстилающей поверхностью приводят к пере-
перераспределению лучистой энергии, приходящей tia ее верхнюю
границу, и переходу части этой энергии в другие формы —
тепловую, кинетическую, скрытое тепло и т. д. На рис. 1.2.3 [3]
представлено относительное распределение солнечной радиации,
приходящей на верхнюю границу атмосферы" Земли, с учетом
Пространственно-временная изменчивость ИК радиации
в атмосфере связана с изменениями инсоляции земной поверх-
поверхности, степенью закрытости небосвода облачностью, измене-
изменениями в содержании основных поглощающих и излучающих
компонентов. Излучательная (поглощательная) способность
большинства форм облачности в ИК области очень близка
к единице, так что внутри облаков и в подоблачных слоях ИК
излучение быстро приближается к излучению абсолютно чер-
черного тела. Угловое распределение ИК излучения в различных
спектральных интервалах зависит от излучательных (поглоща-
тельных) свойств компонентов, формирующих излучение
в этих интервалах. Нисходящее излучение (так называемое
противоизлучение атмосферы) на уровне земной поверхности
очень однородно в полосах поглощения атмосферных газов
(т.е. атмосфера в этих интервалах длин волн «черная»),
а в «окнах прозрачности» максимальная интенсивность излу-
излучения отмечается в направлениях, близких к горизонту.
Восходящее излучение, наоборот, весьма однородно в направ-
направлениях, близких к надиру, а вблизи горизонта (т. е. края
видимого диска Земли) резко убывает, поскольку при таких
углах визирования излучение формирует уже не нагретая
поверхность, а существенно более холодная и прозрачная
атмосфера.
В целом и атмосфера, и подстилающая поверхность охла-
охлаждаются посредством ИК радиационного обмена: уходящее

вверх излучение практически всегда существенно превышает
соответствующее излучение, приходящее из верхней полу-
полусферы (за исключением случаев наличия плотной облачности
и температурных инверсий). Разность между восходящим из-
излучением подстилающей поверхности и атмосферы и нисходя-
нисходящим противоизлучением атмосферы называется эффективным
излучением. Из сказанного ясно, что эффективное излучение
практически всегда отрицательно. Характерные значения эф-
эффективного излучения и данные о его географическом и се-
сезонном распределении можно найти в [46].
В зависимости от характера подстилающей поверхности,
времени года, наличия облачности и распределения радиа-
ционно активных компонентов противоизлучение атмосферы на
уровне земной поверхности может колебаться в пределах
120—400 Вт/м2, а эффективное излучение — в пределах
0—150 Вт/м2.
Эффективное излучение возрастает с высотой вплоть до
тропопаузы A0—13 км), а при наличии облачности испыты-
испытывает резкое уменьшение в надоблачном слое. Однако зимой
в зависимости от соотношения таких факторов как темпера-
температура подстилающей поверхности и облачности, толщина облач-
облачности и ее высота могут происходить изменения эффективного
излучения обоих знаков.
1.3. ТЕРМОДИНАМИКА АТМОСФЕРЫ
1.3.1. Введение
Атмосферные процессы всех масштабов, возникновение
волн и вихрей, перенос воздушных масс и т. п. тесно связаны
с термодинамическим состоянием атмосферы и с ее гидроди-
гидродинамическими свойствами. Фундаментальной характеристикой
атмосферы является степень ее термодинамической устойчи-
устойчивости. От нее зависит режим вертикальных движений различ-
различных масштабов, виды конвекции, образование поверхностей
раздела, возникновение облаков и осадков и т.д. (см. главу 7).
Весьма важными оказываются и различия термодинами-
термодинамических характеристик таких слоев атмосферы, как тропо-
тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера (см. выше п. 1.1),
и характеристики разделяющих их граничных слоев — тропо-
тропопаузы, стратопаузы и т. д.
1.3.2. Сухоадиабатические процессы
В изучении атмосферных явлений важную роль играет
понятие об адиабатическом процессе, при котором рассмат-
рассматриваемая масса воздуха (небольшая частица или, наоборот,
большой объем воздуха) не обменивается теплом с окружаю-
окружающим воздухом.
Пусть количество тепла dQ идет, во-первых, на нагрева-
нагревание 1 кг воздуха, в результате которого его температура воз-
возрастает на dT, при постоянном объеме и удельной теплоем-
теплоемкости Cv(cv — 718 Дж/(кг-К)) и, во-вторых, на работу pdV
расширения воздуха против силы внешнего давления р. Таким
образом, на основании первого закона термодинамики полу-
получаем
dQ = cv dT + р dV = (cv + R)dT — V dp,
или
dQr=cpdT dp, A.3.1)
где cp = 1005 Дж/(кг-К)—теплоемкость при постоянном дав-
давлении, R — газовая постоянная, V — удельный объем.
При адиабатическом процессе, когда по определению
dQ = 0, из выражения A.3.1) следует, что изменения давле-
давления и температуры в упомянутой частице воздуха связаны
уравнением Пуассона:
То
Ро
-cv)/cp
A.3.2)
где То и ро — температура и давление в начальном состоянии,
(Cp—cv)lcp = 0,2857.
Если воздушная частица, температура которой равна Т\
поднимается в атмосфере, температура которой равна Г, то
при равенстве давления в частице и вне ее из выражения
A.3.2) получаем
dz
A.3.3)
Уравнение A.3.3) описывает охлаждение восходящих те-
течений воздуха и нагревание опускающегося воздуха.
Для многих расчетов вводится понятие потенциальной
температуры, т. е. температуры, которую приняла бы частица
воздуха, если бы ее сухоадиабатически привести к давлению
Ро = 1000 гПа. Заменяя в выражении A.3.2) р0 на 1000 гПа,
находим:
или в соответствии с выражением A.3.3)
О = Т — Ya (г — z0) = T — 0,98 (z — zo) Ю, A.3.5)
где zo — уровень (м), на котором р = ро = 1000 гПа. Потен-
Потенциальная температура в есть консервативная характеристика
частицы при адиабатических процессах.
В тропосфере обычно \dTJdz\ <—Ya (порядка
0,65°С/100 м), а 0 возрастает с высотой. Такая атмосфера
в среднем устойчива (см. п. 1.3.4). Лишь в отдельных слоях
атмосферы, прежде всего в приземном и пограничном,
Y > уа. Атмосферный слой в этом случае характеризуется
неустойчивостью. Поскольку 0 пропорциональна энтропии, по-
поверхности 0 = const совпадают с поверхностями равной энтро-
энтропии. Поэтому поверхности 0 = const называют изэнтропиче-
скими.
1.3.3. Влажноадиабатические процессы
Изменение состояния охлаждающегося при подъеме влаж-
влажного насыщенного воздуха описывается уравнением A.3.1),
к правой части которого добавляется величина Ldq. Здесь L —
теплота конденсации (для воды L = 2,5000—0,00237 —
МО6 Дж/кг), q = рпар/рвозд = 0,62 Е/р — отношение смеси
пара и Е = Е(Т)—давление насыщенного пара при данной
температуре. Поскольку
dq __ dE dp
q ~~ Е р
можно уравнение A.3.1) записать в виде
.Lq dE \^T /DT , j ^ dp
откуда получаем
Yea = — •
dT
dz
Lq dE
E dT
A.3.6)
где Yea — влажноадиабатический градиент температуры.
Различают влажноадиабатический процесс (и соответ-
соответственно градиент ^ва), при котором воздушная частица уно-
уносит с собой сконденсировавшуюся влагу с ее запасом явного
тепла, и псевдоадиабатический процесс (YBa?=Yna), при кото-
котором весь конденсат сразу выпадает из рассматриваемой воз-
воздушной частицы. Однако на практике различие температур
при влажноадиабатическом и псевдоадиабатическом подъеме
частицы невелико. Так, при подъеме на 3 км с исходного
уровня ро это различие не превышает 0,1 °С.
В табл. 1.3.1 представлены значения Yna для некоторых
значений давления р и температуры Т.
Таблица 1.3.1
Псевдоадиабатический градиент температуры Yna
A0~3 К/ЮО м) в зависимости от температуры Г
и давления р (по И. П. Мазину)
р гПа
40
30
20
10
Т «
0
'С
— 10
—20
—30
—40
При конденсации
где gjcp = Ya = 0,98 °C/100 м. При практических расчетах
в формуле A.3.3) обычно полагают, что множитель Т1Т\ж\.
1000
800
600
400
200
800
400
280
261
240
219
196
340
314
284
252
217
—,
422
386
346
299
245
При
526
483
431
367
286
646
602
544
465
352
762
762
674
594
457
сублимации
602
465
726
594
854
829
792
729
597
820
729
913
899
878
838
741
899
838
939
931
918
893
826
971
803
3 Заказ 46
17

1.3.4. Термодинамическая устойчивость атмосферы
Термодинамически устойчивым называют такой протяжен-
протяженный слой атмосферы, частица которого, будучи выведена из
первоначального положения, стремиться вернуться к нему.
Наоборот, неустойчивым называют • слой, частицы которого,
смещенные вверх или вниз с некоторой начальной ско-
скоростью w, будут стремиться все больше удалиться (соответ-
(соответственно вверх или вниз) от начального положения.
Пусть температура V изменяется линейно с высотой:
Т' = То — yz, и пусть частица воздуха с некоторого уровня
смещается адиабатически вверх. На уровне Az ее температура
станет в соответствии с выражением A.3.3) равной
V = То — yaAz и будет отличаться от температуры окружаю-
окружающего воздуха на величину AT:
AT = T-T' = (y-y&)Az. A.3.7)
Изменение плотности частицы в этом случае будет описы-
описываться выражением
р I 1 1 \ р / Т' —Т \
-Az.
Р Уа-
A.3.8)
При этом давление в частице и окружающем воздухе будет
одинаковым (р = р').
К частице, таким образом, будет приложена архимедова
сила AF (сила плавучести), направленная вверх при Ар < О,
AT > 0 и вниз при Ар > О, ДТ < 0. Эта сила в расчете на
единицу массы будет равна
AF = —у-*—
По определению, слой будет устойчивым при у < уа.
В этом случае при смещении вверх, т. е. при Az > 0 возни-
возникающая сила А/7 < 0 и направлена вниз. Особо устойчивыми
будут так называемые слои инверсии, где у < 0. Разность
Iy — Ya| в этих слоях особо велика. Слои инверсии препят-
препятствуют развитию вертикальных движений и турбулентности.
Используя приведенное выше определение потенциальной
температуры, можно получить, что в устойчивых слоях потен-
потенциальная температура растет с высотой, ибо dS/dz = (уа —
)>0
)
Неустойчивым является такой слой, в котором при
Az > 0 возникающая сила А/7, направленная вверх, способ-
способствует смещению, что будет при у > Ya, т. е. при так назы-
называемом сверхадиабатическом градиенте температуры. Для та-
таких слоев характерно развитие конвекции, а также вертикаль-
вертикального и горизонтального перемешивания.
В неустойчивом слое атмосферы потенциальная темпера-
температура понижается с высотой, ибо d@/dz = у&— y<0-
Состояние, при котором y = Ya. называют безразличным,
так как в этом случае при смещении частицы воздуха по
вертикали на Az, дополнительных сил, способствующих или
препятствующих этому смещению, не возникает (А/7 = 0).
Рассмотрим теперь характер ускорения частиц в зависи-
зависимости от стратификации атмосферы.
Обозначая через w вертикальную скорость и- записывая
уравнение вертикального движения для единицы массы воз-
воздуха, перемещающейся по вертикали, получаем
При y ^ Ya решение уравнения A.3.10) описывает так
называемое гравитационное колебание
Az = As\n<ot, A.3.11)
где частота со = Vg (Ya— У)/Т' получила название частоты
Брента—Вяйсяля. Амплитуда колебаний А зависит от началь-
начальной скорости w = w0. При обычном для атмосферы среднем
значении градиента y — 0,65°С/100 м период этих колебаний
т = 2я/со равен 575 с, а при wo = 1 м/с А = 90 м.
Такие колебания нередко обнаруживаются в облаках
волновых и конвективных форм, в облачных слоях близ ат-
атмосферных фронтов, за горными препятствиями, стоящими на
пути ветрового потока, а также в мезосфере, где они сказы-
сказываются на форме так называемых серебристых облаков, на
концентрации гидроксила ОН, обнаруживаемого по^его све-
свечению на ночном небе, и др.
При y > Ya выражение A.3.10) описывает ускоряющиеся
движения, восходящие или нисходящие, в зависимости от
направления первоначального толчка или импульса. В этом
случае
где со2 = g(y— Ya)« Такие явления наблюдаются, например,
в восходящих конвективных токах в кучевых и грозовых об-
облаках (или в шквалах, т. е. в нисходящих тоже ускоряю-
ускоряющихся течениях близ грозового облака). В крупном масштабе
такие токи развиваются в тропических циклонах или же
в обширных областях восходящих течений в экваториальной
зоне — в так называемой внутритропической зоне конверген-
конвергенции (ВЗК), а зимой — над теплыми течениями океанов.
Следует помнить, конечно, что при восходящих движе-
движениях в облаках и в насыщенном воздухе неустойчивость бу-
будет существовать при y > Yna и соответственно там может
увеличиваться архимедова сила g(y — Yna)IV', вызывающая
ускорение вертикального движения.
Ясно, что восходящий поток, описываемый выражением
A.3.12), ускоряется, пока в окружающей атмосфере y > Ya
(или Y>Yna), и замедляется постепенно, когда частицы по-
попадают в устойчивые слои атмосферы. Это приводит к «расте-
«растеканию» потока в стороны или же вдоль господствующего
направления ветра. Это хорошо видно, например, у вершин
грозовых облаков. Иногда такие вершины, даже относительно
холодные, могут по инерции проникать в стратосферу, принося
в нее большое количество водяного пара. Опускающийся
вокруг в компенсационном нисходящем потоке воздух может
переносить, например, озон из стратосферы в тропосферу.
Свойства устойчивости проявляются в стратосфере и тер-
термосфере, а в меньшем масштабе — и стоковых ветрах на по-
побережье Антарктики, в летних туманах над льдами Арктики
и вообще на горных склонах, сильно охлаждающихся ночью,
когда над ними возникают нисходящие горные потоки. Под
слоями инверсий, препятствующих вертикальному переносу
(в частности, под тропопаузой), могут накапливаться аэро-
аэрозоли, формироваться облака и турбулентные слои. Низкие
приземные инверсии, особенно при безветрии, усугубляют за-
загрязнение атмосферы в городах ,и т.д. (см. главу 26).
Неустойчивость способствует развитию перемешивания,
возникновению порывов ветра и пульсаций температуры, уси-
усилению испарения, распространению антропогенных примесей
из приземных слоев вверх, в тропосферу.
Поскольку в атмосфере, насыщенной водяным паром, про-
процессы— влажноадиабатические, то критерием, определяющим
устойчивость, является уже не разность (y — Ya), а разность
(Y — Yea). Как уже упоминалось, Yea существенно меньше Ya.
Критерий неустойчивости для восходящих потоков y > Yea
должен использоваться, например, при моделировании облач-
облачных процессов, явлений на атмосферных фронтах, в циклонах
и т. п. В частности, в облачных слоях, охлаждающихся сверху
благодаря излучению, влажнонеустойчивость усиливается со
временем одновременно с ростом Y- Этот эффект проявляется
сильнее в более теплых низких облачных слоях, где у*ъ
меньше, и ослабевает в более холодных высококучевых обла-
облаках, где Yea ближе к сухоадиабатическому градиенту.
1.3.5. О критериях устойчивости
Указанный выше метод оценки устойчивости Y^Y* Pac"
сматривает поведение малой частицы воздуха, не взаимодей-
взаимодействующей с окружающей атмосферой, и поэтому называется
«методом частицы». Такой метод наиболее распространен.
В метеорологии рассматривают устойчивость и других
форм движения. Из них принципиальное значение имеет изло-
изложенный выше метод, учитывающий неадиабатический обмен
теплом и импульсом между сравнительно большой воздушной
массой и внешней средой, а также метод слоя.
Пусть сравнительно большая шарообразная масса воз-
воздуха радиусом Го, температура которой равна Т — T(r, t), a
температуропроводность — а2, поднимается со скоростью w
в атмосфере, температурная стратификация которой опреде-
определяется выражением Т1 — 70 — yz, и пусть на границе этой
массы (г = го) Т = V, а в начальный момент Го = То. Тогда
в соответствии с теорией теплопроводности для шара
я2аа/
(То-Т')е '° (-^-
/"о
A.3.13)
Температура Т массы, осредненная по объему, с учетом
адиабатического ее охлаждения будет понижаться со ско-
скоростью
При движении массы воздуха (пг = 4/ЗяГоРв кило-
килоA.3.12) грамм воздуха) возникает сила сопротивления движению
18

в сильно вязкой (например, турбулентной) среде, равная
F = бкгоцшЪ,, где ц — динамический коэффициент турбулент-
турбулентной вязкости; I — поправочный множитель, возрастающий
с увеличением скорости, рв — плотность воды. Тогда, учиты-
учитывая архимедову силу, аналогично A.3.10) получаем:
dw Т-Т' F Т-Т' , ( ш
где k{= 9ч1Г2рБГ0. Обозначив Т" =~Т — 7', к2 = л2а2/г20
и учитывая, что
dT"
продифференцируем A.3.14) по времени. Тогда, подставляя
Т' ( dw ¦ ¦ Л A.3.15)
можно записать уравнение
d2w , /f , , ч dw
^~ (Ya ~ Y)
yw Г dw
+ k\W
}¦
A.3.16)
Т' L dt
Оценка показывает, что правая часть уравнения A.3.16)
(порядка 10~6) мала по сравнению, например, с членом, за-
заключенным в квадратных скобках (порядка 10) и ею можно
пренебречь. Движение массы при этом описывается дифферен-
дифференциальным уравнением вида
ш"_}- (kl _j_?2) Wf +%2ш = 0, A.3.17)
где х2 = кхк2 + g(ya — y)/T. Решение уравнения A.3.17)
имеет вид
> = a{eXxt + а2е1**,
где
¦±V—
— v.2
к2. A.3.18)
Если подкоренное выражение в уравнении A.3.18), кото-
которое мы обозначим ji2, отрицательное, то движение описыва-
описывается выражением вида
w = аое
+ k*
2 sin (\kt + e),
т. е. это будут затухающие колебания, п, следовательно, атмо-
атмосфера устойчива по отношению к воздушной частице такой
массы при заданных температуропроводности и вязкости. Ко-
Колебания выведенной из состояния равновесия массы воздуха
будут ослабевать.
При \i2 > 0 Xi и Я2 будут действительными числами и
_ ^ + fo
w=aoe 2 *sh(ji* + e). A.3.19)
При этом возможны следующие два случая:
а) если ц <(/ei +/?г)/2, то возрастание множителя
sh(jii/ + e) не преодолевает убывания экспоненциального
множителя, движение затухает, и состояние характеризуется
как устойчивое;
б) если ix>(kl+k2)/2i т.е. kxk2 + g (Ya — у)/Т' < 0,
то w в соответствии с выражением A.3.19) возрастает со
временем неограниченно — состояние неустойчивое; при этом
Y>Ya+-^-W2. A.3.20)
Для неустойчивости, таким образом, нужен сверхадиаба-
сверхадиабатический градиент температуры в атмосфере, тем больший,
чем больше произведение k\k2 и чем меньше /q. Неустойчи-
Неустойчивость, следовательно, развивается в случае сравнительно
больших движущихся масс или вихрей и слабой турбулентно-
турбулентности. При этом требуемое в соответствии с формулой A.3.20)
превышение градиента над обычным сухоадиабатическим уа
мало. Малые массы, наоборот, легко теряют избыток тепла
и испытывают сильное торможение за счет вязкости; при
этом только в случае очень больших значений у возможен
неустойчивый режим.
Для других, форм движения критерии устойчивости могут
быть несколько иными.
Для возникновения в слое толщиной h ячейковой конвек-
конвекции, в результате которой формируются, например, высоко-
высококучевые и слоисто-кучевые облака с восходящими потоками
в облачных ячейках и нисходящими — между ними, критерий
неустойчивости имеет вид
Y>Ya + Ra-^--4^", A.3.21)
где Ra — число Рэлея. В частности, критическое значение Ra,
при котором ячейковая циркуляция может возникнуть, в слое
с обеими свободными границами составляет RaKp = 658,
а в слое с твердой нижней границей и свободной верхней
(например, в пограничном слое атмосферы) RaKp = 571.
Выражение A.3.21), как легко видеть, аналогично выра-
выражению A.3.20).
Другой критерий применяется при оценке условий, способ-
способствующих развитию турбулентности. Этот критерий определя-
определяется числом Ричардсона
Ri=-
— У
Т (dV/dzJ '
A.3.22)
В этот критерий входит новый дополнительный фактор — из-
изменение вектора скорости ветра (V) с высотой. Большие зна-
значения Ri (малый вертикальный градиент горизонтальной ско-
скорости ветра) способствуют затуханию турбулентности,
а малые значения Ri ниже некоторого критического RiKp ука-
указывают на ее развитие. По экстремальным оценкам RiKp = 0,25.
Записывая выражение A.3.22) в виде
f () A-3.23)
можно видеть, что турбулентность, черпающая энергию в не-
неоднородности поля ветра, может в принципе развиваться
и при у < уа.
1.3.6. Метод слоя
В рассмотренном выше методе частицы и при установ-
установлении на его основе критериев устойчивости предполагалось,
что изолированные частицы движутся в неподвижном окру-
окружающем воздухе. В действительности это не совсем так. При
развитии вертикальных движений в окружающей атмосфере,
как правило, возникают, компенсирующие вертикальные дви-
движения. Для оценки устойчивости целых слоев атмосферы
с учетом отмеченного эффекта используется метод слоя. Тео-
Теоретические основы последнего заложены в 1938—1939 гг.
Бьеркнесом и Петерсоном и развиты в работах Н. С. Шиш-
Шишкина.
Выделим в пределах атмосферы достаточно протяжен-
протяженный по горизонтали вертикальный слой. Пусть в этом слое
имеется площадь сечением S\ на которой наблюдаются вос-
восходящие движения (w'>0). Компенсирующими нисходящими
движениями со скоростью w" (w" < 0) пусть будет охвачен
слой сечением S"'.
Теория метода слоя основана на следующих предполо-
предположениях:
а) все изменения внутри слоев происходят адиабатически;
б) адвективные изменения отсутствуют;
в) масса воздуха в слое не изменяется.
В этом случае потоки массы воздуха через сечения 5'
и S" равны, т. е.
p'S'oy' =— p"S"cy". A.3.24)
Поскольку р'^р", это означает, что
S'w' =S"w".
Пусть на уровень z за время Д? в восходящем потоке
придут частицы с уровня zu на котором температура равна 7\,
а с уровня Z2, на котором температура равна Гг, придут
частицы в нисходящем потоке. Поскольку процессы происхо-
происходят адиабатически, то
2-z). A.3.25)
Здесь у' и у" — адиабатические градиенты в восходящем
и нисходящем потоках соответственно, которые могут быть
разными вследствие различия процессов, происходящих в под-
поднимающихся и опускающихся частицах.
В то же время
z — Z\ — w' Л/,
22 — 2 = — ш"Д*. A.3.26)
С учетом этого, используя выражения A.3.25) и A.3.26),
находим, что разность температур ДГ = Тх — Т2 определяется
следующим образом:
ДГ = 7*! - Г2 - (у'оу'— •fw") Az. A.3.27)
19

Градиент температурной стратификации в слое равен у;
тогда
A.3.28)
Подставив A.3,28) и A.3.27), получим:
AT = [у (w' — w") — (y'w' — y"w")] A/. A.3.29)
Если воспользоваться соотношением A.3.25), то A.3.29)
можно переписать в следующем окончательном виде:
'At. A.3.30)
Рассмотрим несколько частных случаев.
1. Восходящий и нисходящий потоки не насыщены, т.е.
Тогда из выражения A.3.30) следует, что
A.3.31)
Знак разности AT в этом случае определяется знаком
разности у — Ya- Этот случай соответствует рассмотренному
выше критерию устойчивости по методу частицы.
2. Восходящий и нисходящий потоки насыщены. Тогда
A.3.32)
Здесь также критерии устойчивости по методу слоя и
методу частицы совпадают, т. е. AT > 0 при у > Yea,&T < 0
при Y<Yea> AT = 0 при Y^Yea-
3. Восходящий поток насыщен, а нисходящий — ненасы-
ненасыщен. В этом случае у'—Ува, Y"~Ya и формула A.3.32)
принимает следующий вид:
[(Y-Yea)
A.3.33)
Этот случай представляет наибольший практический ин-
интерес и иллюстрирует преимущества метода слоя над методом
частицы. Этот случай, в частности, соответствует процессу
развития кучевого облака.
Наиболее часто при развитии облаков наблюдается ус-
условно устойчивая стратификация, тогда уВа < Y < Ya- Анализ
формулы A.3.33) показывает, что знак AT при такой страти-
стратификации зависит не только от у, но и от отношения S'/S".
Для дальнейшего анализа удобно ввести понятие крити-
критического градиента у = уКр, при котором AT равно нулю. Счи-
Считая в формуле A.3.33) AT = 0, а у = уКр, находим:
A.3.34)
гкр 2 + (S'/S") *
Из выражения A.3.34) видно, что при малых S' уКр-^ува.
Критерии устойчивости по методу слоя теперь можно
сформулировать следующим образом:
1) атмосфера неустойчивости при у > уКр, так как в этом
случае AT > 0;
2) атмосфера устойчива при у < укр, поскольку в этом
случае AT < 0;
3) атмосфера безразлична, если у = уКр (AT = 0).
Эти критерии можно представить в виде
при ДГ>0,
при ДГ<0,
Ya —У
Таким образом, при устойчивой стратификации атмосфера
неустойчива для поднимающихся частиц малого размера
(мало отношение S'/S") и устойчива для поднимающихся
частиц большого размера (относительно велико отношение
S'/S").
Метод слоя имеет различные модификации, в том числе
одна из его модификаций позволяет использовать карты от-
относительной барической топографии для определения устойчи-
устойчивости соответствующих слоев атмосферы.
1.3.7. Процессы фазовых переходив
Вода в атмосфере может присутствовать в любом фазо-
фазовом состоянии — газообразном, жидком и твердом. До тех
пор пока количество воды в единице объема не превышает
некоторого значения, соответствующего состоянию насыщения,
она присутствует только в виде пара. В этом случае говорят,
что влажность ниже 100 % и водяной пар является малой,
хотя и очень важной, газовой составляющей атмосферы
(МГС). Все термодинамические процессы при этом протекают
так же, как в сухом воздухе и зависят от величины
Ay = Y — Y*.
Если давление пара достигает значения, соответствующего
насыщению над поверхностью воды Ew (см. п. 5.4.1), то на
присутствующих всегда в атмосфере инородных частицах,
служащих ядрами конденсации, происходит конденсация пара
и зарождаются капли (см. п. 1.3.3 и главу 5). Наличие в ат-
атмосфере очень большого числа таких частиц, значительная
часть которых является гигроскопическими, препятствует воз-
возникновению заметных пересыщений. Обычно значение пересы-
пересыщения относительно воды (е — EWIEW) не превосходит
1-2 %.
Число частиц, которые могут служить ядрами льдообра-
льдообразования, не столь велико, поэтому при отрицательных темпе-
температурах возможны значительные пересыщения относительно
льда (см. п. 5.2.6.7).
Поскольку значения Ew существенно возрастают с повы-
повышением температуры (см. п. 5.4.1), воздух при высокой тем-
температуре (например, в низких широтах или вблизи поверхно-
поверхности океана и суши) может содержать большое количество
водяного пара. Таким образом, перенос влажного воздуха из
более теплых областей низких широт в высокие широты, либо
из нижних слоев вверх способствует его охлаждению, конден-
конденсации пара и выделению огромных запасов скрытой теплоты
конденсации. Энергия фазовых переходов играет очень боль-
большую роль в термодинамике атмосферы.
1.4. ФАЗОВЫЕ ПЕРЕХОДЫ В АТМОСФЕРЕ
1.4.1. Общие данные
Фазовые переходы водяной пар->вода и водяной пар-*-
лед происходят тогда, когда давление имеющегося водяного
пара становится больше давления пара, насыщенного при
данной температуре над водой (es) и надо льдом (е{). Значе-
Значения es и ei над плоской поверхностью воды и льда и соответ-
соответствующие значения плотности пара ps и р» как функция тем-
температуры t указаны в табл. 1.4.1 с учетом того, что в каплях
облаков вода может находиться при /<0°С в переохлажден-
переохлажденном состоянии. В последнем столбце таблицы указано пере-
пересыщение пара, насыщенного над водой, по отношению к насы-
насыщению надо льдом.
t °с
—40
—20
—12
0
10
20
es гПа
0,1891
1,2538
2,4405
6,1070
12,27
23,37
е
0
1
2
6
i гПа
,1283
,0315
,1712
,1064
—
р^ г/м3
0,1757
1,073
2,025
4,844
9,39
17,27
Р
0
0
1
4
,1192
,8829
,801
,844
—
—
:-
0
0
0
0
Таблица
- et гПа
,0608
,2223
,2693
,0006
—
esle
147
121
112
100
1.4.1
/о
,5
,6
,4
Зависимость е8 от температуры Т, выраженной в кельви-
нах, описывается выражением
1 des _ L
es dT ~~ RnT2 '
A.4.1)
где L — скрытая теплота испарения (L = 2,50008-106 Дж/кг
при 0°С), Rn — газовая постоянная для водяного пара
(/?„- 416,5 Дж/кг-К).
Над поверхностью капли радиусом г давление насыщен-
насыщенного пара es\ выше, чем над плоской поверхностью:
db=-r> A-4Ла)
где а — коэффициент поверхностного натяжения воды (а —
= 7,464-10~2 Н/м) и pa, — плотность воды. При 0°С
а = 5,21- Ю-10 м.
20

Если в капле на No частиц воды есть N частиц раство-
растворенного вещества (например, хлористого натрия NaCl), то
давление насыщенного пара над каплей es2 понижается:
es2 __. Л^
e,i N + Mo л
Для слабого раствора при
eS2
N
¦ 1 *т 1
b
г3
esi ' No
где b = 3amMwl43tpwMs, m — масса растворенного вещества,
Ms и Mw молекулярные массы этого вещества и воды, а —
степень диссоциации вещества в растворе (значение а близко
к 2). Учитывая выражение A.4.1а), находим:
6s2 -' ¦ а Ь A.4.2)
es
а
г
азота и т.п.). К нерастворимым ядрам относятся частицы
пыли разнообразного состава и другие загрязнения атмо-
атмосферы, например некоторые бактерии и пр.
ЯК разделяют на следующие типы:
1) малые ЯК или ядра Айткена (в иностранной литера-
литературе condensation nuclei) радиусом г = 0,005... 0,2 мкм, ак-
активные лишь при пересыщении 20 % и более;
2) облачные ЯК (cloud condensation nuclei, CCN) радиу-
радиусом г = 0,2... 1 мкм, активные в основных облачных про-
процессах;
3) гигантские ЯК радиусом г > 1 мкм — чаще всего ча-
частицы морской соли.
Многие ЯК являются комплексными; их свойства мы рас-
рассмотрели в п. 1.4.1.
Концентрация ядер Айткена в воздухе больших городов
достигает E... 7)-104 см~3. Если рассматривать облачные ЯК,
активные при SK = 1 %, то их концентрация N составляет
Рис. 1.4.1. Давление насыщенного пара над каплей чистой воды A) и каплями
растворов B—9) в зависимости от массы растворенного вещества.
Кривая
Соль .
тт..
2
NaCl
1<Г1в
Кривая 6
Соль (NH4JSO4
m т ю~1в
3
NaCl
1<Г15
7
(NH4JSO4
1<Г1Б
4
NaCl
104
8
(NH4JSO4
104
5
NaCl
10~12
(NH4JSO4 o>8
10-i2
V CM
Для данной массы m величина es2 с увеличением радиуса
вначале растет, достигает максимума es(\ + SK) (где SK —
критическое пересыщение) при критическом значении радиуса
гк и затем снова уменьшается. Можно показать, что г„=]/3&/а
и SK = V3fl3/276. Значения гк и 5К для различных значений
начального радиуса г0 частицы m указаны в табл. 1.4.2.
Таблица 1.4.2
1<Г1в
ю-14
1<Г18
0,048
0,103
0,223
0,61
1,9
6,1
0,13
0,042
0,013
Зависимость е821е8 от г, представленная на рис. 1.4.1,
показывает до каких размеров могут вырасти капли при
заданном пересыщении.
Если первоначально имеется нерастворимая частица ра-
радиусом г, покрытая слоем воды толщиной Аг, в которой рас-
растворено m г соли, то из-за повышенной концентрации рас-
раствора в слое следует в выражении A.4.2) увеличить b
в г/3 Аг раз. Капля на таком комплексном ядре сможет расти
и при пересыщении, в г/3 Аг раз меньшем, чем в отсутствии
нерастворимого ядра. Если, например, радиус ядра г = 3 мкм,
толщина покрывающего это ядро слоя воды Аг = 0,1 мкм,
a m = 10~14 г. На таком ядре капля будет расти при пере-
пересыщении 5К = 0,013 %—т.е. так же как она росла бы при
начальной массе растворимого ядра m = 10~13 г.
1.4.2. Ядра конденсации
Из сказанного выше ясно, что конденсации должно спо-
способствовать наличие ядер конденсации (ЯК) либо очень ма-
малых первичных растворимых частиц, понижающих eS2> либо
более крупных нерастворимых, но смачиваемых частиц, по-
понижающих необходимое для конденсации пересыщение SK.
Растворимые ЯК — либо частицы морской соли из брызг, воз-
возникающих на гребнях волн при сильном ветре, либо частицы,
образующиеся из атмосферных газов (например, в реакции
2NH3 -f H2SO4 = (NH4JSO4, в результате которой образуется
сернокислый аммоний, или в реакции с участием окислов
приблизительно 3000 см~3 в атмосфере городов, 1000 см~3
над континентами в целом, 100 см~3 над открытым океаном
и еще меньше — порой до нуля — над полярными областями,
такими, как Аляска, Антарктида и Гренландия. При меньшем
значении S (%) число активных ЯК уменьшается примерно
в соответствии с выражением
где по некоторым данным k = 0,7, с— = 100 см~3 в морском
воздухе и k = 0,5, с = 600 см~3 в континентальном.
С высотой над континентом число ЯК убывает пропор-
пропорционально ехр(—z/Л), где h = 0,67 км зимой и h = 1,35 км
летом. Над океаном уменьшение п с высотой несущественно.
Из атмосферы ЯК удаляются в результате уже описан-
описанного процесса конденсации на них водяного пара, а кроме
того, благодаря броуновской коагуляции, уменьшающей число
самых мелких ЯК, и вследствие захвата и вымывания их
частицами осадков — каплями дождя и, особенно, крупными
снежинками, очищающими таким образом воздух. Именно
с этим связано большое количество сернокислых и азотных
солей, ионов кальция и калия в воде осадков.
Оседание (падение) частиц ЯК происходит очень мед-
медленно и поэтому мало влияет на их концентрацию. Оно за-
заметно лишь в отношении наиболее крупных частиц пыли.
1.4.3. Ледяные ядра
Помимо ЯК, в атмосфере имеются еще и особые ледя-
ледяные ядра (ЛЯ)—так называемые ядра замерзания или субли-
сублимации. Они могут при сравнительно низких температурах
инициировать замерзание образовавшихся ранее переохла-
переохлажденных капель, а также образование ледяных кристаллов
из пара (сублимацию). Число активных ЛЯ мало и состав-
составляет примерно 3 м~3 воздуха при —10°С и 300 м~3 при
— 20 °С. При —41 °С замерзают практически все капли.
Ледяные ядра — частицы льда — могут образовываться
и при разломе больших кристаллов — снежинок.
Механизмы действия ЛЯ могут быть следующими:
1) непосредственно на них может сублимироваться пар, в ре-
результате чего образуются снежинки; 2) находясь внутри
имеющихся капель, ЛЯ вызывают их замерзание при темпе-
температуре активации ЛЯ; 3) ЛЯ могут инициировать замерзание
капли при захвате их каплей. Переход жидкой фазы в твер-
твердую (лед) дает начало быстрому росту последней, поскольку
пересыщение es — е{ значительно больше, чем е$2 — es, и сне-
21

жинки могут быстро расти вплоть до их выпадения, пока по-
поблизости имеются переохлажденные капли.
Искусственными ЛЯ могут служить частицы некоторых
химических веществ — йодистого серебра AgJ, йодистого
свинца РЫг и др., активных уже начиная с t = —3... —4°С.
Существуют и некоторые органические вещества, порождаю-
порождающие ЛЯ, например флороглюцин СбНз(ОН)з или металдегид
(НСОН)п- Сходную роль играют и частицы твердой углекис-
углекислоты СОг, близ которых микроскопические капли воды сразу
замерзают, образуя ЛЯ. Перечисленные вещества применя-
применяются при опытах воздействия на облака с целью искусствен-
искусственного вызывания или изменения интенсивности осадков.
1.4.4. Рост капель в облаках
Зародившаяся на ЯК капля может затем расти благодаря
конденсации пара на ней, если существует достаточное пере-
пересыщение S. Радиус капли г при этом увеличивается со вре-
временем:
Большая часть ледяных кристаллов имеет форму шести-
шестиугольных столбиков — призм или пластинок. Над гранью
кристалла па расстоянии / от его центра давление насыщен-
насыщенного пара еь повышено и описывается выражением
I
A.4.6)
2DpQSSt
РшО+л)
A.4.3)
где D — коэффициент диффузии пара (D = 1,95-10 м2/с при
— 20 °С и 2,26- 10 при 0°С), ро« — плотность насыщенного
пара при температуре окружающего воздуха t0 (см.
табл. 1.1.4), т] — поправка, учитывающая небольшое повыше-
повышение температуры капли (/к > U) при конденсации на ней пара
(т] = 0,19 при — 20 °С и 0,78 при 0°С). Пересыщение S зави-
зависит от скорости охлаждения окружающего воздуха и от того,
как быстро капли отбирают из него избыток пара.
В соответствии с выражением A.4.3) рост капель вна-
чале происходит быстро, а затем замедляется. При т = И)-" г , 46 Глобальный баланс влаги в атмосфере
и S = 0,05 % капля вырастает от го = 0,75 мкм до г = 2 мкм * v
за 130 с и до г = 5 мкм за 17 мин. Спектр размеров облач-
облачных капель в диапазоне г = 4... 20 мкм приближенно описы-
описывается выражением
где а — поверхностное натяжение льда, a k — постоянная.
При / = 0,1 мкм et —e-t составляет около 1,9%. Малая, но
относительно длинная ледяная призма растет в основном
в длину. У более крупных пластинок — звездчатых снежинок
радиусом г = 2... 3 мм — диффузия пара к снежинке больше
близ их выступающих лучей, которые растут быстрее, чем
внутренняя часть снежинки.
Снежинка, падая в облаке переохлажденных капель и за-
захватывая их (при соприкосновении со льдом происходит
мгновенное замерзание переохлажденных капель), образует
частицу крупы или града. При захвате мелких капель обра-
образуются белые аморфные слои в градине; при захвате крупных
капель, растекающихся по поверхности градины, образуются
слои более прозрачного льда. Росту градин способствует вос-
восходящий поток воздуха, долго поддерживающий их в облаке.
При скорости потока, равной, например, 9 м/с, градины выпа-
выпадают из облака лишь тогда, когда радиус г достигнет 3 мм.
Во время градобития 25 июля 1957 г. в станице Возне-
Вознесенской (Лабинский район) выпадали градины массой до
1400 г, причем за 50 минут выпало 140 мм осадков.
Скорость падения крупных градин превышает 40 м/с и
они крайне опасны как для домашних животных и птиц, так
и для садов и посевов и т. п.
«W=Vr6r, A.4.4)
где b — 3/гср, rCp — средний радиус капель, А = 1,45а>/ргс6р
w — водность облака, т. е. количество воды (г) в 1 см3 облака.
В слоистообразных облаках ориентировочно гСр =
= 5... 8 мкм, причем в слоистых облаках число капель п
составляет 250—650 в 1 см3, в низких кучевых п =
= 250... 400 см~3, в высоко-слоистых п = 400... 500 см~3.
В дождевых облаках типа Ns n= 150... 350 см~3 пои не-
несколько большем среднем радиусе капель гсР = 6... 11 мкм.
Еще крупнее капли в мощных кучевых и кучево-дождевых
облаках, где гсР = 20... 25 мкм, а п = 70... 200 см~3.
Большие капли мороси и затем дождя могут образовы-
образовываться путем столкновения и слияния (коагуляции) облачных
капель благодаря броуновскому движению (при малых г),
турбулентности воздуха или гравитационной коагуляции —
захвате более крупными и, следовательно, быстрее падаю-
падающими каплями более мелких капель. Такой процесс особо
важен в мощных кучевых и кучево-дождевых облаках, где
восходящий поток воздуха длительно поддерживает и мел-
мелкие, и крупные капли, мешая их выпадению.
Скорость роста большой капли радиусом R, падающей
в облаке, содержащем п (м~3) малых капель радиусом г, опи-
описывается выражением
at 3R2 \ к т)
где vR и vr — скорости падения большой и малой капель со-
соответственно; Е (R, г)—коэффициент захвата, малый при ма-
малых г, но при r/R>0,\ быстро растущий с увеличением г
и приближающийся к единице.
1.4.5. Рост кристаллов в облаках
Как следует из табл. 1.1.4, при отрицательных темпера-
температурах всегда es — et>0 (максимум е*— et- достигается при
— 12 °С) и поэтому ледяные кристаллы, находящиеся в окру-
окружении переохлажденных капель, растут за их счет. Поскольку
пересыщение (es — et)/es гораздо больше, чем упоминавшиеся
выше значения пересыщения в капельных облаках, рост кри-
кристаллов идет очень быстро. Рост снежных кристаллов — важ-
важнейший процесс образования снегопадов в областях с /<0°С
и дождей там, где снежинки выпадают и тают в нижних
более теплых слоях атмосферы.
В атмосфере происходит постоянный круговорот водяного
пара. Водяной пар поступает в атмосферу в результате испа-
испарения с поверхности океанов и материков; в атмосфере он
конденсируется, образуя облака и затем осадки — снег и
дождь. Осадки выпадают на земную поверхность — океаны и
континенты.
С поверхности океана C,6Ы08 км2) в год испаряется
505 000 км3 воды — слой, толщина которого в среднем равна
1,4 м. В отдельных районах океана, например в заливе Акаба
Красного моря, испарение достигает 5 м в год.
С материков A,49-108 км2) испаряется в год 72 000 км3
воды (слой 0,485 м; в Южной Америке в среднем 0,91 м).
На материки выпадает в год 119 000 км3 осадков (слой
0,80 м), из которых речной сток в океан составляет 45 000 км3,
а подземный сток в океан — 2000 км3. На поверхность Ми-
Мирового океана выпадает 458 000 км3 осадков.
Общее испарение составляет 577 000 км3 в год (слой
воды 1,13 м);на него расходуется в среднем 88 Вт/м2 тепла —
более одной трети среднего прихода солнечной энергии на
поверхность Земли. Скрытое тепло водяного пара затем реа-
реализуется при его конденсации в атмосфере.
В атмосфере в виде пара находится в среднем 12 900 км3
воды B,53 см ее «осажденного слоя»). Для того чтобы обра-
образовать в год 577 000 км3 осадков этот пар должен возобнов-
возобновляться в среднем каждые 8,1 сут и может, следовательно,
переноситься далеко от области испарения.
По некоторым оценкам на облака и осадки приходится
около 2,5 % атмосферного содержания Н2О; время жизни
частиц воды составляет в среднем 5 ч.
1.5. СИЛЫ, ДЕЙСТВУЮЩИЕ В АТМОСФЕРЕ.
ОБЩАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ
1.5.1. Основные понятия
В настоящем параграфе приводятся общие сведения о
метеорологических величинах, о силах, действующих в атмо-
атмосфере, основные уравнения гидро- и термодинамики атмо-
атмосферы, используемые при описании атмосферных процессов,
сведения о системах координат, применяемых в метеорологии.
Приводятся также основные сведения об общей циркуляции
атмосферы.
Для характеристики состояния атмосферы введено поня-
понятие (см. ГОСТ 16363-70. Метеорология. Термины и определе-
определения) «метеорологические величины». Это температура, давле-
давление, плотность, скорость и направление ветра, влажность, вод-
22

ность (туманов, облаков, осадков), метеорологическая даль-
дальность видимости, потоки лучистой энергии, турбулентные по-
потоки тепла, влаги, импульса и др. *
Для обозначения некоторых физических процессов, сопро-
сопровождающихся изменением состояния атмосферы, вводится по-
понятие «метеорологические явления». К ним относятся туман,
осадки, облака, грозы, пыльная (песчаная) бури, смерчи,
шквал, метель, гололед, изморозь, роса, иней, обледене-
обледенение и др.
Физическое состояние атмосферы в определенный момент
или в конечный промежуток времени, определяемое совокуп-
совокупностью значений метеорологических величин и атмосферными
явлениями, называется погодой.
Для характеристики состояния атмосферы как одного из
пяти компонентов климатической системы, включающей атмо-
атмосферу, океан, криосферу, поверхность суши, биосферу, за про-
продолжительный период времени используются осредненные за
длительный промежуток времени (от месяца до нескольких
лет и даже десятков лет) метеорологические величины.
Если f — некоторая произвольная метеорологическая ве-
величина, то в прямоугольной системе координат
f = f(x, у, z, t). A.6.1)
Поверхность равных значений той или иной метеорологи-
метеорологической величины называется эквискалярной поверхностью.
В каждой точке такой поверхности выполняется условие
f(x, у, z) = с, A.5.2)
где с — постоянная для каждой эквискалярной поверхности.
В зависимости от рассматриваемой метеорологической ве-
величины эта поверхность называется изотермической (для тем-
температуры), изопикнической (для плотности), изобарической
(для давления), изэнтропической (для линий постоянной эн-
энтропии (потенциальной температуры)) и др.
Линии пересечения эквискалярных поверхностей с любой
другой поверхностью, чаще всего с поверхностью уровня моря,
называются изолиниями метеорологической величины f (f =
— const)—это изотермы для температуры, изобары для дав-
давления, изогипсы для высоты изобарических поверхностей
р = const, изотахи для модуля скорости ветра и т. д.
Количественной мерой изменения метеорологической ве-
величины в пространстве служит градиент этой величины. Гра-
Градиентом величины f, обозначаемый grad f или V3f, называют
вектор, который направлен по нормали N к эквискалярной
поверхности (в метеорологии за положительное направление N
принято направление не в сторону увеличения f, как в мате-
математике и гидродинамике, а в сторону уменьшения f), а по
модулю равен производной f по N с обратным знаком:
I grad f| = — df/dN. A.5.3)
Проекцией градиента на оси Ni является
gjra6if = —df/dNi. A.5.4)
В прямоугольной системе координат проекциями гра-
градиента на оси х, у, z будут
df_. _Ж_. df
dz '
дх
ду
В метеорологии наибольший интерес представляют гори-
горизонтальная и вертикальная составляющие grad f, различаю-
различающиеся на порядок или несколько порядков:
дп
dz
где п — нормаль к изолиниям величины f на уровенной по-
поверхности.
В векторной форме в отличие от полного градиента f го-
горизонтальный градиент обозначают V f.
Если обозначить единичные векторы на соответствующие
координатные оси через еь е2 и е3, то
: 9J_
+
-е2.
A.5.5)
Если величина / убывает в том или ином направлении, то со-
составляющая градиента величины f в этом направлении явля-
является положительной, и, наоборот.
* До введения указанного ГОСТа эти метеорологические
величины называли метеорологическими элементами.
Для характеристики скорости изменения составляющих
градиента в направлении той или иной координатной оси ис-
используются производные более высокого порядка, такие как
d>f
дх ду
dx dz
dxdt
dy dz
dzdt
d2f
dx2
d2f
dz2
д.
Для оценки порядка метеорологических величин и их
производных А. А. Фридманом и Гесельбергом построена
таблица порядка метеорологических величин и их производ-
производных, дополненная М. И. Юдиным.
Значения величин f и их производных в интервале опре-
определений округляются до ближайшей степени 10 так, чтобы
99,5 % всех значений функции превосходили нижний предел
и в 99,5 % были меньше верхнего предела. Если при таком
округлении нижняя и верхняя границы совпадают, функция
имеет порядок 10". Если верхняя и нижняя границы функции
имеют разные порядки, то для обозначения их порядка при-
применяется запись 10п—\0п+].
При оценке членов в уравнениях и формулах следует
помнить, что если в уравнении
F\ + F2 + F3 + F4 = 0
(где F\. F2, F3, FA — некоторые члены уравнения) Fb F2
имеют порядок 10"—10n+1, a F3, F4 — порядок 10rt~2—10я,
то справедливо приближенное уравнение
F1 + F2 = 0. A.5.6)
При оценке порядка произведения двух членов пользу-
пользуются следующим правилом:
A.5.7)
В табл. 1.5.1 приведены порядки основных метеорологи-
метеорологических величин и их производных по данным Фридмана, Ге-
сельберга, уточненные М. И. Юдиным. При вычислении дан-
данных, приведенных в таблице, принимались характерные значе-
значения в слое 0—5 км при шаге по пространству 500 км и шаге
по времени 12 ч.
В качестве характеристик поля скоростей, кроме направ-
направления и скорости ветра, в метеорологии используется также
завихренность поля скорости ветра, характеризуемая вертикаль-
вертикальной составляющей вихря скорости ветра Qz = dvldx — du/dy,
горизонтальная дивергенция скорости ветра D = du/dx +
+ dv/dy, характеристики поля деформации
~ __ du dv
1 ~ dx dy '
"¦--Й-+-Й-
1.5.2. Фундаментальные законы гидро-
и термодинамики и их приложение к изучению атмосферных
процессов
Второй закон Ньютона и уравнения deuotceHUH
Согласно второму закону Ньютона, ускорение (м/с2)
частицы воздуха единичной массы в системе координат, свя-
связанной со звездами, равно сумме действующих сил (Н):
П.5.8)
dt
где Va — вектор абсолютной скорости, 2 G,- — сумма дей-
действующих сил.
Все действующие силы подразделяются на массовые и по-
поверхностные. К массовым относят силы, действующие как
на атмосферу в целом, так и на ее отдельные части. К таким
силам относится сила тяжести, отклоняющая сила вращения
Земли (сила Кориолиса), центробежные силы, обусловленные
вращением Земли и движением частиц относительно Земли.
Поверхностные силы — это давление и сила трения. Из ука-
указанных сил сила Кориолиса, сила трения и центробежная сила
действуют лишь при движении атмосферы.
Сила тяжести, или ускорение свободного падения g
(частицы единичной массы) представляет собой векторную
23

3
s
5
5
се
ь
о
CN1
о
I
О
сумму ускорения гравитационного (ньютонова) притяжения ga
и центробежного ускорения ?ц, обусловленного вращением
Земли:
g = ga + gu, A.5.9)
где
а0
A.5.10)
Y —
X 1
- универсальная гравитационная постоянная F,6720 X
10~11 (Н-м2)/кг2); М — масса Земли, по — радиус Земли;
г> ф) =¦
о
ю
— co2rcos2cp,
где RE — экваториальный радиус эллипсоида,
формы Земли (©*—сжатие эллипсоида):
A.5.11)
параметр
уМ
§
О.
X
II
g
I
1
о
о
со
о
ю
о
ю
I
о
о
со
о
00
со — угловая скорость вращения Земли, равная 7,29-10~5 с*1,
г = а0 + z.
Для еще более упрощенных расчетов используется фор-
формула
g(z, ф) =go A —-ах cos2cp) A —-a2z)t A.5.12)
где go = 9,80665 м/с2 «9,81 м/с2 — ускорение свободного па-
падения на уровне моря на широте 45°, z — высота точки над
уровнем моря, а\ = 0,0026 и а2 = 3,14-10~7 м — постоянные.
Вектор градиента давления определяется выражением
1_ 1 ( др
Р Р
A.5.13)
где р — давление; р — плотность; Уз — оператор, указываю-
указывающий на трехмерное пространство, в отличие от оператора V.
указывающего на двумерное пространство.
Отклоняющая сила вращения Земли есть удвоенное век-
векторное произведение вектора угловой скорости вращения
Земли и вектора скорости ветра
—2ti>Xv3. A.5.14)
С учетом суммы действующих сил уравнения движения
A.5.8) (второй закон Ньютона) запишутся в виде
4L
dz
A.5.15)
где Уз — трехмерный вектор скорости ветра, FTP — вектор
силы трения.
Уравнение неразрывности
Уравнение неразрывности, или уравнение сохранения
массы, записывается в виде
4"^+d{vy3 = 0, A.5.16)
SB
II
II
«2
О
00
се
Он
|
о
§
о
сх
о
се
я
ч
се
х
н
сх
су
PQ !
!
18.
ц
ИЛИ
J_ _rfp_
р dt
Для водяного пара или для любой другой субстанции также
записывается уравнение неразрывности по источникам
1
dt
+
Pay
A.5.17)
Здесь рда — плотность водяного пара (масса примеси в еди-
единице объема), sw — источник или сток водяного пара (при-
(примеси), т.е. изменение массы водяного пара или субстанции
в единице объема в единицу времени. Для любой субстанции
Pi, находящейся в атмосфере и выпадающей из атмосферы,
имеем
1 dpi
Pi dt
A.5.18)
где Si — скорость поступления i-тл субстанции (г-г~1-
Sib — скорость осаждения i-й субстанции (г-г-1-с-1).
с),

Уравнение состояния
Состояние каждого из атмосферных газов определяется
тремя величинами: температурой, давлением, плотностью. Все
они связаны уравнением, называемым уравнением состояния.
При условиях, наблюдающихся в атмосфере, основные
газы ведут себя как идеальный газ.
Для любого /-го газа, находящегося при температуре Т,
PiVi = RiT, A.5.19)
где pi — парциальное давление, Vi= удельный объем,
Ri — удельная газовая постоянная i-ro газа, Ri = R*l\ii,
R* — универсальная газовая постоянная: R* = 8,31441 X
X Ю3 Дж/(моль-К), \i — относительная молекулярная масса
/-го газа.
Согласно закону Дальтона
Р=
где п — число газов, р — суммарное давление.
Если V — удельный объем сухого воздуха, a /п,- — масса
i-ro газа, то Vi = V/nii. Тогда с учетом A.5.19)
или
Если считать процесс адиабатическим (8 =0), то из урав-
уравнения 2-го начала термодинамики получаем:
A.5.28)
где 9 — потенциальная температура; рОо — стандартное давле-
давление, равное 1000 гПа. Это уравнение называется уравнением
сухой адиабаты или уравнением Пуассона.
С учетом уравнения A.5.28) уравнение A.5.27) можно
представить в следующем виде:
c^^-^g. A.5.29)
Уравнение энергии
Умножив скалярно уравнение движения на в3, получим
уравнение для изменения кинетической энергии единицы массы
= -o,V,P + v,g —Dr, A.5.30)
1
с212 —- кинетическая энергия еди-
едигде Къ =
ницы массы, с — модуль скорости ветра.
Для прямоугольной системы координат с составляющими
скорости ветра по осям х, у и z, равными м, v и w соот-
соответственно, уравнения движения имеют следующий вид:
A.5.20)
где Rc = 2 niiRi — удельная газовая постоянная сухого воз-
духа: Rc = 287,05 Дж-кг^-К; [ic = R*/Rc = 28,96 кг/моль.
Поскольку р = 1/У, то
р/р==#7\ A.5.21)
В верхней атмосфере используется несколько иная форма
записи уравнения состояния.
Если A.5.20) умножить на \ic, то получим
p\xcV = цс#сГ, или рК = #*7\ A.5.22)
но \xcV = Ум — объем моля воздуха.
Следовательно, при фиксированных р и Т объем моля для
всех газов одинаков.
Разделив массу одного моля на число содержащихся
в нем молекул воздуха (N), получим:
V
N
R* N
-jf-T* или /? = ?-у-7\ A.5.23)
где N — число Авогадро — величина постоянная для всех га-
газов (N = 602-1026 моль), k = R*JN — постоянная Больцмана
(k= 1,38-Ю-23 Дж/К).
Тогда уравнение состояния приобретает вид
р = knT,
A.5.24)
где п = NJV — число молекул воздуха в 1 м3.
Поскольку Яср = kn, то
р == п -~- = ппг,
где m =
A.5.25)
— средняя масса одной молекулы воздуха.
Первый закон термодинамики
Согласно первому закону термодинамики, приток тепла
к единице массы 8 (Вт/кг) расходуется на изменение внут-
/ /474 \
ренней энергии частицы icv -jr-j и на работу расширения
d
L
it
Тогда
dT . d
' + Р
Если воспользоваться уравнением состояния A.5.21), то
из уравнения A.5.26) следует, что
, dT I dp <„ /. ,. л„ч
Здесь cv = 717 Дж/(кг-К) и ср = 1004 Дж/(кг-К)— удельные
теплоемкости при постоянном объеме и давлении соответ-
соответственно; R — ср — cv.
4 Заказ 46
A.5.31)
где (Ох, Ыу, (Oz — составляющие вектора угловой скорости по
осям х, у, z; Fx, Fy, Fz — составляющие силы трения по
осям xf у, z. После умножения первого уравнения системы
A.5.33) на и, второго — на v, третьего — на w и их сложения
получим
^= l-v3V3p-gw+[uFx
at p
где г
массы. Поскольку
1
U2 _|_ V2 4- W2
'y + wFz]t A.5.32)
— кинетическая энергия единицы
\ dp I dp
то из уравнения A.5.32) получим
A.5.33)
A-5-341
где Djmc = (uFx + vFy 4- wFz) — диссипация кинетической
энергии.
На основе уравнения второго начала термодинамики
A.5.27) и A.5.34) получим
или
ж
A.5.35)
A-5-36)
Если процесс адиабатический, то без учета диссипации и из-
изменения давления в частице имеем
:0, A.5.37)
или
+ g2== const.
A.5.38)
Уравнение A.5.37) известно как уравнение Бернулли. Из него
следует, что
dt
A.5.39)
25

Для сравнительно небольших скоростей движения можно
пренебречь изменением кинетической энергии. Тогда на основе
уравнения A.5.39) получаем
dT g dz
dt ~ cD dt '
откуда находим dT/dz = —g/cp = ya —сУхоадиабати-
ческий градиент температуры.
В случае набегания на некоторую поверхность, например
на лобовую поверхность крыла самолета, горизонтального по-
потока, скорость которого велика (более 20 м/с) после интегри-
интегрирования A.5.39) можно получить величину кинетического на-
нагрева на этой поверхности
ЛГ = с2/2ср, A.5.40)
или
где Т-
АТ^То + 0,000502 Ас2,
• в градусах Цельсия, с — в м/с.
1.5.3. Уравнения динамики в различных системах координат
Сферическая система координат
Обозначим в сферической системе координат составляю-
составляющие скорости ветра следующим образом: vr — вертикальная
компонента (по оси r(z))\ vQ — меридиональная компонента
(на оси 9 = я/2 — ф), положительная при движении на юг;
vx — зональная компонента (по оси X), положительная при
движении на восток.
Уравнения динамики запишем в следующем виде:
+ 2ю cos 9aQ — 2(о cos Qvr +
A(H)
dt
(ю-4)
Г
A0-6) A0-8)
J dp , _
pr sin 9
A0-3)
dX
dv*
X)
~4F
i ;
___ 1 dp .
~~ pr dQ "*"
dQ
cos Qvx — 2@ cos 9ад + FTq,
Vt + V
A.5.41)
2(o sin 0оЛ
dt
A0-7) A0-3)
•где r = uq-\-ho ж
I dp
p d e '
I dp
p dr
A01)
r
A0-5) A01) A01) A0-6)
o, h— высота точки над поверхностью
Земли, FT. , FT , FT — составляющие силы трения по осям
X, 9, г. Цифрами в скобках указаны порядки членов урав-
уравнений.
На основе оценки порядка членов третье уравнение дви-
движения записывается в форме
±-&=±%—
и называется условием квазистатичности.
Уравнение неразрывности сжимаемой жидкости имеет
следующий вид:
р dt '
1
dvu sin 9
rsin0
dX
¦)+
A.5.43)
Для любой субстанции р^ с источником SN по аналогии
с уравнением (Л.5.43) получаем
1
dt
г sin 9 V дХ
1 д . _,
¦*9sin9) +
A.5.44)
Уравнение первого начала термодинамики имеет вид
с dT X dp -X
A.5.45)
где индивидуальная производная в сферической системе коор-
координат записывается следующим образом:
d
dt
dt
r sin 9 dX
~t, A.5.46)
a9 = я/2 — ф — дополнение широты до 90°.
Абсолютным угловым моментом Мг называется произве-
произведение линейной скорости абсолютного движения частицы на
расстояние до оси вращения Земли, равное а^ sin 9. Эта ско-
скорость складывается из скорости движения Земли uq(o sin 9
и скорости относительно Земли v^. Таким образом,
Mz = r sin
cor sin 9), г — ао
A.5.47)
Уравнение сохранения абсолютного углового момента
имеет следующий вид:
A.5.48)
Обычно при расчетах полагают г = а0.
Дифференцируя первое уравнение движения по 9, а вто-
второе по А, и вычитая из второго уравнения первое, полу-
получаем уравнение вихря скорости (уравнение А. А. Фридмана):
1
dvz
4-_L 1 for dvi
' dr r d9 dr r sin 9 dX
dFr
г cos QdX
dQ
A.5.49)
Здесь индивидуальная производная определяется из A.5.46);
Qz — вертикальная составляющая относительно вихря ско-
скорости:
sin 9 н ,
Й2 = —f-rr-l—^ з^-|; A.5.50)
\ / dvK sin 9 dvQ \
2z=: r sin 9 V Ж dTj1
— горизонтальная дивергенция скорости:
v« sin 9 dv*
Qa — вертикальная составляющая абсолютного вихря ско-
скорости:
Qa = Qz + l. A.5.52)
Параметр Росби (Р), определяющий изменение параметра Ко-
риолиса с широтой, описывается выражением
dt 2@ sin 9
dep
а0
С учетом главных членов уравнение вихря имеет следую-
следующий вид:
Здесь
-JL-(Qz + t)= — (l + Qz) divnc A.5.53)
dt
divrt с = du/dx + dv/dy.
Цилиндрические координаты
В цилиндрической системе координатами являются вер-
вертикальная координата г, полярный угол ft и радиус-вектор г*.
Составляющие скорости обозначим следующим образом:
и = ^(d'bldt) —тангенциальная составляющая, v = dr*/dt —
радиальная составляющая, w = dz/dt — вертикальная состав-
составляющая, d$ldt — угловая скорость вращения частицы. Для
частицы воздуха (жидкости) уравнения движения принимают
следующий вид:
du , wu 1 dp
dt '
dv
dt
r*
2
и
2
dw
dt
pr*
1
P
11 <
dp
dr*
ft
i
_ ...|
1
P
L О/-Л
dp
dz
A.5.54)

Индивидуальная производная в цилиндрической системе
координат записывается следующим образом:
d __ д , ц* д # d__ d
dt dt ' r db ~~dr dz '
Уравнение неразрывности в цилиндрической системе коор-
координат имеет вид
1 dp , 1 dry* , 1 ди* , day*
¦о dt ' r aV
= 0.
Геострофический ветер
Геострофическим ветром называется равномерное гори-
горизонтальное движение воздуха в отсутствие силы трения при
равновесии силы барического градиента и силы Кориолиса
в поле прямолинейных изобар.
Составляющие геострофического ветра в различных систе-
системах координат будут иметь следующий вид:
в прямоугольной системе координат
1 др
Ug ~ р/ ду
Va —
_1
~рГ
др
дх
A.5.55)
в сферической системе
1
dp
rip sin 0 dX
1 dp
" rip дд '
A.5.56)
в цилиндрической системе
v = —
1
dp
/pr* дп
1 dp
A.5.57)
/p dr*
Градиентный ветер
При градиентном ветре существует равновесие между си-
силой барического градиента, силой Кориолиса и центробежной
силой:
с2
= 0.
A.5.58)
Здесь г* — расстояние от центра циклона, сц — скорость гра-
градиентного ветра в циклоне.
Решая уравнение A.5.58), получаем:
= —со sin Or* +
sin 9J г*2 +
г* др
A.5.59)
При г* = 0 имеем сц = 0. С увеличением г* скорость гра-
градиентного ветра возрастает.
Из сравнения выражений A.5.59) и A.5.57) видно, что
скорость градиентного ветра в циклоне всегда меньше ско-
скорости геострофического ветра, так как центробежная сила
и сила барического градиента направлены в разные стороны.
Для антициклона по аналогии с уравнением A.5.58) по-
получаем
+ 2со sin 9рсац — Р
г*
= 0,
откуда
У
- л/ (со sin ОJ г*2 + —
др
dr*
A.5.60)
A.5.61)
Из сопоставления выражений A.5.61) и A.5.57) следует, что
скорость градиентного ветра в антициклоне всегда больше
скорости геострофического ветра.
Термический ветер
Подставив в уравнение статики A.5.42) р из уравнения
состояния и проинтегрировав его, получим барометрическую
формулу для реальной атмосферы:
(К5-62>
где р и ро — давление на высоте г и у поверхности Земли,
Тщ — средняя температура слоя.
Логарифмируя и дифференцируя выражение A.5.62) по s,
где s — любая из переменных (х, у), и деля полученное вы-
выражение на /, найдем:
1 dp __ Т 1 dp0 . gz dTm
pi ds ~~ То Фо ds "^ ITm ds
A.5.63)
vg==vg0 + AvT, A.5.64)
где Ug и vg — составляющие по осям х и у скорости геостро-
геострофического ветра на высоте г, который складывается из со-
составляющих скорости геострофического ветра у поверхности
Земли и вектора Дсг (с составляющими Аит и Дуг), называе-
называемого термическим ветром.
Термический ветер в северном полушарии направлен так,
что низкие температуры остаются слева, а скорость его про-
пропорциональна густоте изотерм средней температуры.
Составляющие термического ветра, как следует из выра-
выражения A.5.63), описываются выражениями
gz дТщ
ITm дх
A.5.65)
1.5.4. Барометрические формулы для политропной атмоферы
и для больших высот
Атмосфера, в которой температура линейно понижается
с высотой, называется политропной. Этому условию удовлетво-
удовлетворяет изменение температуры с высотой в тропосфере, где
T = Tb — yz. A.5.66)
Эта закономерность используется и при построении «стандарт-
«стандартной атмосферы».
Подставляя в уравнение статики A.5.42) плотность из
уравнения состояния и температуру из уравнения A.5.66)
и интегрируя, получаем барометрическую формулу для поли-
политропной атмосферы
о — yz \8fRv п - Ат.
г~^) • A.5.67)
Из этой формулы можно получить выражение для высоты
в политропной атмосфере:
Формула для плотности (р) в политропной атмосфере
имеет вид
==Р
То
A.5.68)
Здесь ро, ро, То — плотность, давление и температура у по-
поверхности соответственно.
При оценке зависимости высоты от давления или изме-
изменения давления с высотой для больших высот нужно учиты-
учитывать зависимость ускорения свободного падения от высоты,
описываемую уравнением A.5.12).
Интегрируя уравнение статики A.5.42) и считая ускоре-
ускорение свободного падения зависящим от высоты, получаем баро-
барометрическую формулу для реальной атмосферы в следующем
виде:
22 —г, =— Н0Т A+ai cos2(p) (l +a2z) In
A.5.69)
Здесь р\ и р2 — давление на нижнем (z}) и верхнем (гг)
уровнях соответственно, Т — среднее барометрическое значе-
значение температуры в данном слое, Но = 273 Rig — высота одно-
однородной атмосферы при температуре 0 °С.
Формула A.5.69) может быть представлена в виде
+a,cos2cp)(l + a2z2) \g
P2
где величина В = 2,3 Ho ~ 18 400 м называется барометриче-
барометрической постоянной. Формула A.5.69) известна как формула
Лапласа.
1.5.5. Преобразование вертикальных координат
В метеорологии в задачах предвычисления пользуются
видоизмененными системами координат, в которых вместо не-
независимой вертикальной координаты z используется давле-
27

ние р. Такая система координат называется изобарической.
В этом случае в качестве зависимой переменной выступает
высота изобарической поверхности zp. Изобарическая система
координат может быть прямоугольной (*, у, р, t), цилиндри-
цилиндрической (/**, Ф, р, t), сферической (р, 0, X, t) и др.
Одной из разновидностей изобарической системы коорди-
координат является а-система.
В некоторых случаях употребляется изэнтропическая си-
система координат. В ней в качестве независимой вертикальной
координаты принимается потенциальная температура 0, а
в качестве зависимой переменной выступает высота поверхно-
поверхности 0 = const (изэнтропической поверхности) ze.
Уравнения динамики в прямоугольной изобарической си-
системе координат с учетом главных членов имеют следую-
следующий вид:
дгп
du
dt
dv
dt
. = — g.
R dp '
dt
где
d
dt
dx
Q — скорость приращения влаги (источник или сток влаги)
на единицу массы, q — отношение смеси, dp/dt = х — вер-
вертикальная скорость в изобарической системе.
а-система координат является одной из разновидностей
изобарической системы координат.
В а-системе координат (х, у, t, а) имеем а = р/р/, где
р/ — переменное давление у поверхности Земли. В этой си-
системе координат вертикальная скорость a=da/dt. Связь между
т = dp/dt и а определяется выражением
dpS'
- = ps,o+o __. A.5.70)
dp _
dt ~~~
dt
dt
Уравнения динамики атмосферы (уравнения движения,
уравнение статики, уравнения неразрывности, первого начала
термодинамики и уравнение сохранения влаги) в этой системе
координат имеют следующий вид:
du
dt
dv
dt
= — п
¦ = — g
d* /V да дх
ty PS' da dy
¦-/и,
где za — линейная высота поверхности а = const, 8 — притоки
тепла к единице массы в единицу времени, q — отношение
смеси, Q — приращения влаги в единицу времени на единицу
массы.
28
В случае если в качестве вертикальной координаты при-
принимается безразмерная координата а = (р — Pr)/(Ps' "" Рт)*
где рт — постоянное давление на уровне тропопаузы, то введя
новую зависимую переменную psr — рт = П и величину
удельного объема а = 1/р, системы уравнений динамики
можно записать в следующем виде:
дпи , dTlu , dUu . and
dt
dTlv
dt
dx
dza
~~dx~
dTlv
dx
¦+-^?-=
da
— аПа-
dx
dTlv . аПа
dy + da
dz дП
= —Tig —-5- ITlu — аПа
dy
dy
dU
da
dTlu
dx
dTlv
dy
dTla
da
= 0,
дПсрТ dUcpTu dUcpTv dUcpT6
dt
" H
dx
dy
da
an
—
da
Иногда в качестве вертикальной координаты принимается
потенциальная температура 0:
0 = j
Роо
A.5.73)
где роо = Ю00 гПа, х = cp/cv.
Уравнение A.5.73) является формой записи первого на-
начала термодинамики в адиабатическом приближении. Исходя
из этого условия получаем
<Ю/Л = 0. A.5.74)
Высоты равных значений потенциальной температуры (вы-
(высоты изэнтропических поверхностей) обозначим через z$.
В новой системе координат
1 dp __ dF I dp __ dF
л /)v Лу * л fiii /in '
p dx
dx
P dy dy€
где
A.5.75)
есть функция Монтгомери.
Уравнения динамики в изэнтропической системе коорди-
координат, опуская индекс 0 при х, у, t можно записать в следую-
следующем виде:
du
dt
dv
du
dv
du
dy
dF
dx
-5— Tj-f- = -^--/и. A.5.76)
dx ^ dy dy v '
Уравнение статики можно выразить через функцию F:
Уравнение неразрывности в этой системе координат имеет
более сложную структуру:
du
dv
а
dt
dx
dy
7 ае V ае )
A.5.78)

1.5.6. Доступная потенциальная энергий
Под доступной (полезной) потенциальной энергией ({Р})
понимается разность энергий между реальным термическим
состоянием атмосферы {сРТ} и термическим состоянием атмо-
атмосферы в условиях равновесия {срТ?авн}. Следовательно,
{срТ)-{срТрт}-={Р}~1-^-^гЬ, A.5.79)
1 ,
где
gT
— y) ~~ параметр устойчивости состоя-
ния атмосферы, у = —dT/dz — вертикальный градиент темпе-
температуры, Т = -^- \ Т dS\ при р = const T есть средняя по
площади S' температура на уровне изобарической поверх-
поверхности:
т' = т— У, т2 = т2 + т'2.
При этих условиях изменение доступной потенциальной
энергии определяется выражением
1.5.80)
где соТ = (оТ и И7Т' = to'F, поскольку со == 0. В отличие от
изобарической вертикальной скорости т = dp/dz здесь
используется нормированная на роо вертикальная скорость
1 dp
Poo dt
Введем обозначения:
A.5.81)
D — диссипация, {Кп} — перенос (поток) кинетической энер-
энергии, {Рп} — поток полезной потенциальной энергии. Тогда
уравнение баланса кинетической энергии и полезной потен-
потенциальной энергии могут быть записаны в виде
{K} {K} + {A}{D}
A.5.82)
д{Р}
dt
¦{Pn)-{A}
При достаточно большой площади осреднения {Кп} — {Рп} = 0.
В этом случае
JL
A.5.83)
1.5.7. Уравнение баланса
Для определения поля давления по полю ветра и для
определения функции тока по полю давления в метеорологии
используется диагностическое уравнение баланса.
Дифференцируя первое уравнение системы A.5.31) по х,
второе по у и складывая, без учета вязких членов и членов
с вертикальной скоростью получаем:
3D . 3D , 3D , / ди\2 . Л dv ди
dt
dt
+ v •
¦+(¦&)+'
дх дх
A.5.84)
где
д2
д2
есть двумерный оператор Лапласа.
Положим D dDldt = 3D/dx = 3D/dy = 0 и введем на
основе условия бездивергентности функцию тока г|э, такую
что и = —dty/ду, v = д^/дх. Тогда на основе уравнения
A.5.84) получим
Это уравнение называется уравнением баланса. Как видно из
оценки порядка отброшенных членов, это уравнение справед-
справедливо не только для бездивергентного уровня, но и для дру-
других уровней в атмосфере.
Определяя по полю ветра правую часть уравнения
A.5.85) и решая это уравнение относительно zp как уравне-
уравнение Пуассона, можно найти при задании zp на границе об-
области значения высоты изобарических поверхностей внутри
области интегрирования.
Относительно функции тока г|) уравнение A.5.85) является
уравнением типа Монжа—Ампера. Его решение не вызывает
затруднений, если выполняется условие эллиптичности
V 2Z 1
A.5.85)
1.5.8. Общая циркуляция атмосферы
Под общей циркуляцией атмосферы понимается стати-
статистический ансамбль крупномасштабных компонент состояния
атмосферы. В свою очередь под крупномасштабными компо-
компонентами состояния атмосферы понимаются крупномасштаб-
крупномасштабные пространственные неоднородности глобальных полей
метеорологических величин, описывающих состояние атмо-
атмосферы.
Пространственная неоднородность областей нагревания
и охлаждения атмосферы под влиянием радиационных, тур-
турбулентных и фазовых притоков тепла формирует неравно-
неравномерное распределение давления и температуры. Это поро-
порождает циркуляционные процессы в атмосфере. Циркуляция
атмосферы характеризуется большой суточной, сезонной и
годовой изменчивостью. Тем не менее средние характери-
характеристики состояния атмосферы в основном остаются постоян-
постоянными.
Уменьшение температуры от экватора к полюсу, как
следует из формул для термического ветра A.5.65), обуслов-
обусловливает преобладание в атмосфере западного переноса. Та-
Такая циркуляция определяется квазигеострофическим балан-
балансом среднего меридионального градиента давления и силы
Кориолиса. Этот баланс нарушается в нижнем километро-
километровом слое из-за приземного трения и в экваториальной зоне,
где сила Кориолиса мала и меридиональная и зональная ком-
компоненты скорости сопоставимы.
В силу увеличения за счет температурных контрастов
скорости ветра с высотой вплоть до тропопаузы, где гори-
горизонтальный температурный градиент меняет знак, скорость
ветра с высотой обычно возрастает. В результате под тро-
тропопаузой в зоне наибольших градиентов температуры в сред-
средней тропосфере образуются узкие зоны больших скоростей
западного (в северном полушарии) ветра, достигающих не-
нескольких сотен километров в час. Такие зоны получили назва-
название струйных течений.
Средняя максимальная скорость западных ветров в зонах
струйных течений достигает 200—300 км/ч в зимнем полу-
полушарии на высоте порядка 12 км. В летний сезон соответст-
соответствующего полушария она меньше.
Изменение горизонтального градиента температуры выше
тропопаузы в стратосфере приводит к уменьшению с высо-
высотой скорости зонального ветра, которая в летний период
достигает нуля на высоте порядка 20 км. Выше в летний се-
сезон западный ветер меняется на восточный.
В зимний сезон скорость западного ветра под тропо-
тропопаузой несколько уменьшается, а затем вновь возрастает,
достигая на высотах 50—60 км примерно 250—300 км/ч.
Вследствие неравномерных притоков тепла экваториаль-
экваториальные и тропические районы должны были бы непрерывно на-
нагреваться, а умеренные и высокие широты непрерывно охла-
охлаждаться. На самом деле этого не происходит. В результате
непрерывного межширотного обмена импульсом, теплом и
влагой поддерживается средний климатический режим атмо-
атмосферы. Межширотный обмен лишь в небольшой мере объяс-
объясняется существованием ячеек меридиональной циркуляции
(«колесами меридиональной циркуляции»). Главным меха-
механизмом такого обмена является макротурбулентный межши-
межширотный обмен, осуществляемый за счет вихрей синоптиче-
синоптического масштаба — циклонов и антициклонов.
Таким образом, основной особенностью общей циркуля-
циркуляции атмосферы является преобладающий западный перенос,
скорость которого с высотой возрастает. Этот перенос на-
нарушается волновыми процессами, некоторые из которых при-
приводят к формированию крупномасштабных, вихрей, осущест-
осуществляющих межширотный обмен теплом, влагой и импульсом.
29

Различие температурного режима океана и суши, меняю-
меняющее знак от зимы к лету, обусловливает сезонные особен-
особенности циркуляции атмосферы.
Б летний период теплый воздух над континентом подни-
поднимается, и па нижних .уровнях возникают компенсирующие
потоки обратного направления. Зимой подъем теплого воз-
воздуха осуществляется над океанами. По этой причине летние
и зимние муссоны, накладываясь на преобладающий запад-
западный перенос, формируют особенности общей циркуляции
атмосферы, проявляющиеся особенно сильно вблизи берегов
континентов и океанов. В силу неравномерного притока тепла
и динамических процессов, помимо горизонтальных циркуля-
циркуляционных ячеек, возникают вертикальные движения.
Посредством механической турбулентности осуществля-
осуществляется преобладающий перенос тепла и момента импульса
вниз, а влаги — вверх. За счет конвективной турбулентности
тепло и влага переносятся вверх, а момент импульса — вниз.
В этом отношении роль конвективной турбулентности осо-
особенно ярко выражена в тропиках.
В экваториальном поясе, в высотной зоне конвергенции,
восходящие движения влажного воздуха приводят к фор-
формированию преобладающих конвективных облаков. Во вне-
тропических широтах конвективные явления выражены сла-
слабее, особенно зимой. В связи с этим здесь основной вклад
как в меридиональный, так и в вертикальный перенос тепла
и влаги вносят крупномасштабные циклонические вихри.
В южном полушарии имеются свои особенности общей
циркуляции атмосферы. Прежде всего эти особенности свя-
связаны с тем, что южное полушарие преимущественно океа-
океаническое. Кроме того, здесь имеется мощный «холодильник»—
Антарктида. В результате интенсивность зональной цирку-
циркуляции в южном полушарии существенно больше, чем в се-
северном. Особенно большие контрасты момента импульса
между северным и южным полушариями наблюдаются летом
северного полушария. В это время кинетическая энергия
атмосферы северного полушария минимальна, а южного —
максимальна. Максимум кинетической энергии атмосферы
южного полушария в это время примерно в 3,5 раза выше
минимума кинетической энергии северного полушария. Зи-
Зимой северного полушария кинетическая энергия атмосферы
южного полушария минимальна, а северного — максимальна.
Однако эти величины приблизительно сопоставимы. Указан-
Указанная особенность есть результат проявления различий в ха-
характере подстилающей поверхности обоих полушарий.
Приведенные закономерности дают самое общее пред-
представление об основных чертах общей циркуляции атмосферы.
Конкретный режим погоды отличается от этой картины и
характеризуется своими временными и пространственными
закономерностями.
1.6. ПОНЯТИЕ КЛИМАТА,
КЛИМАТООБРАЗУЮЩИХ ФАКТОРОВ
Понятие «климат», введенное греческим философом Гип-
пархом во II веке, до н. э. в переводе буквально означает
«наклонение солнечных лучен». Такое понятие отражает су-
существовавшее первоначально представление о том, что климат
той или иной широтной зоны определяется наклоном солнеч-
солнечных лучей и зависит только от широты.
На протяжении многовековой истории понятие «климат»
неоднократно менялось. Известно несколько десятков опре-
определений этого понятия.
В настоящее время под климатом понимаются статисти-
статистические свойства климатической системы за достаточно дли-
длительный период времени — от нескольких лет до нескольких
десятилетий.
При этом под климатической системой понимается атмо-
атмосфера, океан, поверхность суши, криосфера (вода в замерз-
замерзшем состоянии), биосфера, находящиеся в непрерывном и
достаточно сложном взаимодействии. Некоторые исследова-
исследователи, например А. С. Монин, климатом называют «статисти-
«статистический ансамбль состояний, проходимых системой атмо-
атмосфера—океан—суша за периоды времени в несколько десяти-
десятилетий».
Поскольку состояние климатической системы определя-
определяется многокомпонентными полями, математически климат
представляется как многокомпонентное случайное поле.
В связи с тем что полное статистическое описание такого
многокомпонентного случайного поля практически неосуще-
неосуществимо, для описания климатической системы ограничива-
ограничиваются изучением первых и вторых моментов, т. е. климатиче-
климатических средних метеорологических, океанологических (для опи-
описания климата океана) и др. величин, дисперсий, корреляций
переменных, иногда третьих и четвертых моментоь.
Климат является понятием глобальным. Проблема его
изучения в связи с этим также является проблемой глобаль-
глобальной и многодисциплинарной, требующей объединения усилий
специалистов широкого профиля: метеорологов, океанологов,
гидрологов, астрономов, геофизиков, математиков, физиков,
химиков, биологов и др.
Спектр климатических изменений чрезвычайно многооб-
многообразен.
Б этом спектре выявляются как регулярные составляю-
составляющие, связанные с годовым ходом, приливными явлениями
и др., так и нерегулярные составляющие с периодами от
нескольких лет и десятилетий до десятков и сотен тысяч лет.
На фоне медленных изменений климата как регулярного,
так и нерегулярного характера имеют место крупные флюк-
флюктуации климата (засухи, продолжительные дождливые пе-
периоды, холодные зимы и др.), называемые климатическими
экстремумами.
С увеличением масштабов хозяйственной деятельности
в последние несколько десятков лет человек начал воздей-
воздействовать на компоненты климатической системы и на сам
климат. Такое воздействие на климат называется антропо-
антропогенным.
Антропогенное воздействие ощутимо пока в основном
на региональном и локальном уровнях, что находит отраже-
отражение в количественных характеристиках состояния климатиче-
климатической системы.
Так, температура в районе крупных промышленных цен-
центров и в городах на несколько градусов выше, чем в окру-
окружающей местности. Отличаются также и другие количествен-
количественные характеристики климата.
Одной из характеристик черт климата является чередо-
чередование крупных ледниковых и межледниковых эпох. Мы
живем в эпоху развития человеческой цивилизации, которая
началась около 15—20 тысяч лет тому назад после послед-
последнего оледенения. Эта эпоха получила название голоцена. Од-
Однако и внутри этого периода существовали периоды наиболее
благоприятного климата E—8 тысяч лет тому назад, около
1000 лет тому назад) и периоды неблагоприятного климата.
Последние получили название малых ледниковых периодов.
Последний средневековый малый ледниковый период су-
существовал в период XIII—XIX веков.
Все факторы, определяющие изменения климата, разде-
разделяют на естественные и антропогенные, связанные с деятел) -
ностью человека.
Естественные изменения климата определяются тремя
группами факторов:
1) астрономические факторы, к которым относятся свети-
светимость Солнца, положение и движение Земли вокруг Солнца,
изменение параметров земной орбиты вследствие гравита-
гравитационного взаимодействия Земли с Солнцем, Луной и дру-
другими планетами солнечной системы;
2) внешние геофизические факторы, к которым относятся
размеры и масса Земли, скорость ее вращения, гравита-
гравитационное поле Земли и его аномалии, магнитное поле, внут-
внутренние процессы в недрах Земли, приводящие к вулканизму,
геотермальные потоки тепла и др.;
3) внутренние геофизические факторы, характерные для
отдельных компоненте» климатической системы и законо-
закономерностей взаимодействия между ними. Сюда включается
и состав атмосферы, распределение океанов и материков,
рельеф поверхности суши и дна океана, масса и свойства
океана, состояние растительного покрова суши, циркуляция
процессов в атмосфере и океане.
К антропогенным факторам относятся следующие:
1) воздействие хозяйственной деятельности на химиче-
химический состав атмосферы (поступление углекислого газа и дру-
других примесей, обусловливающих парниковый эффект, поступ-
поступление аэрозоля и др.);
2) воздействие хозяйственной деятельности на подсти-
подстилающую поверхность, приводящее к изменению ее отража-
отражательной и поглощательной способности;
3) локальное воздействие на отдельные компоненты
климатической системы (тепловое загрязнение, создание но-
новых водохранилищ и деградация существующих, таких, как
Аральское море, вытаптывание растительности и аридных
зонах и др.);
4) воздействие на влагооборот в системе атмосфера—
океан—поверхность суши (воздействие на облачность, повы-
повышение испарения в зонах поливного земледелия, образова-
образование искусственной облачности и туманов за счет сжигания
органического топлива и др.);
5) ядерные испытания, приводящие как к- поступлению
аэрозоля в атмосферу, так и к изменению ее химического
состава.
30

Астрономические факторы -
Решающее влияние на формирование климата Земли ока-
оказывает поток солнечного тепла на верхней границе атмо-
атмосферы. Эта величина опрометчиво была названа солнечной
постоянной. При среднем расстоянии от Земли до Солнца г0
эта величина So определяется выражением
So = -^r, A.6.1)
где S — мощность излучения (светимость) Солнца, состав-
составляющая около 4-Ю20 мВт.
Солнечная постоянная, как показали последние измере-
измерения со спутников, колеблется с максимальной амплитудой
не более 0,4 %. Наиболее вероятное ее значение составляет
1356 Вт/м2. Эти изменения происходят благодаря процес-
процессам на самом Солнце. Наиболее существенные изменения
солнечного излучения происходят при длине волн менее
3000 мкм.
Поток солнечного тепла, приходящий в данную точку
в данный момент времени зависит от So, от расстояния до
Солнца г, от склонения солнца 6, широты ф и времени суток
(часового угла \\>). Таким образом,
^S0(~\ (sin cp sin о + cos cp cos о cos-
A.6.2)
Для того чтобы получить суммарные суточные значения
радиации Sc, нужно проинтегрировать уравнение A.6.2) по
времени от момента восхода Солнца до его захода:
«•О
Sdt.
A.6.3)
© -*0
Тогда
где
~~тг~(—~) U'o sin Ф sin 6 + coscp cos 6 sin i|?0), A.6.4)
фо — часовой угол Солнца в момент его захода:
ar cos (—tg ф tg 5)
(в полярные дни с незаходящнм Солнцем фо = О); Г0—длина
солнечных суток, равная 86 400 с; П — долгота точки пери-
перигелия.
Легко видеть, что для солярного климата характерна
большая изменчивость.
За длительные промежутки времени благодаря гравита-
гравитационному взаимодействию планет солнечной системы меня-
меняется эксцентреситет (эллиптичность) земной орбиты е, а сле-
следовательно, и расстояние г. Меняется угол наклона экватора
к эклиптике е, который связан со склонением 6. Имеет ме-
место прецессия орбиты, связанная с эксцентриситетом (соот-
(соотношением esinn). Эти изменения определяются суммой гар-
гармоник вида
"Внешние геофизические факторы
Из внешних геофизических факторов на климат наиболее
существенное влияние оказывает вулканизм. В период из-
извержения вулканов в атмосферу выбрасывается огромное
количество аэрозолей, которые оказывают влияние на пере-
перенос как приходящей коротковолновой радиации, так и длин-
длинноволновой радиации.
Следующим фактором, который, безусловно, может ока-
оказывать влияние на изменение климата, является изменение
угловой скорости вращения Земли. У специалистов сейчас
нет единой точки зрения на причины изменения угловой ско-
скорости вращения Земли. Некоторые из них считают, что она
заключается в изменении интенсивности атмосферной цир-
циркуляции.
Источники геотермального тепла оказывают небольшое
влияние на климат и могут приниматься в расчет только
при оценке локальных изменений климата.
Новым и пока не изученным вопросом является влияние
на климат неправильности формы Земли, ее собственного
гравитационного поля, процессов в мантии Земли, ее взаи-
взаимодействия с внутренним субъядром и др.
Внутренние геофизические факторы
К внутренним геофизическим факторам, формирующим
изменения климата, прежде всего нужно отнести химический
состав атмосферы, который обусловливает трансформацию
солнечного излучения, приходящегося на Землю, и длинно-
длинноволнового (теплового) уходящего излучения.
Среди главных климатообразующих факторов прежде
всего следует выделить наличие в атмосфере водяного- пара
и углекислого газа, которое обусловливает формирование
парникового эффекта. При отсутствии водяного пара темпе-
температура на нашей Земле была бы почти на 25 °С ниже, а при
отсутствии углекислого газа — на 6 °С. Таким образом, этим
двум газам принадлежит решающая роль в формировании
климата Земли. Большое значение имеет озон, поглощающий
практически все жесткое ультрафиолетовое излучение и фор-
формирующий по сути дела климатический режим в стратосфере,
особенно в весенний и летний периоды.
Важную роль в формировании климата играет общая
циркуляция атмосферы.
Под воздействием всего комплекса климатообразующих
факторов, включая взаимодействие атмосферы с океаном,
со льдом, осуществляется перераспределение воздушных
масс, в результате чего формируется глобальный и регио-
региональный климаты.
Исключительно важная роль при формировании климата
принадлежит Мировому океану и процессам на поверхности
суши.
Несмотря на то, что климатология является одной из
древнейших наук, до примерно 70-х годов она относилась
к разряду описательных. В настоящее время климатология
переживает бурное развитие, связанное в первую очередь
с проникновением в нее физико-математических, физико-хи-
физико-химических, физико-биологических методов анализа и методов
моделирования возможных изменений климата под совокуп-
совокупным воздействием естественных и антропогенных факторов.
At cos (att
/sinn= ^Ci sin
i=\
A.6.5)
t = F0 + ? Fi cos (fit+ 8i).
В ряде для е главные гармоники имеют периоды 52,5;
40,9; 39,5; 29,5; 28,6 тысяч лет. Главный период здесь —
около 41 тысячи лет. В ряде для прецессии (е sin П) также
имеется несколько гармоник. Главными являются гармоники
с периодами 23 и 19 тысяч лет. В ряде для е наибольший
вклад дает период около 100 тысяч лет. Имеются более
слабые периоды и в более короткомасштабных изменениях.
Все это в совокупности определяет существенные и дли-
длительные колебания климата.
Параметр е меняется от 0,0007 до 0,0658 (сейчас он со-
составляет 0,016751), параметр е —от 22,068 до 24,568° (в на-
настоящее время составляет 23,30°). Параметр е sin П меняется
от —0,07 до 0,03 (в настоящее время составляет 0,016454).
1.7. СТАТИСТИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
ОДНОМЕРНОЙ ВЕЛИЧИНЫ
Полное представление о распределении эксперименталь-
экспериментальных значений измеренных метеорологических величин дает
гистограмма. Для вычисления гистограммы область значе-
значений величин разбивают на интервалы и вычисляют частоту
попадания в эти интервалы (частота определяется как отно-
отношение числа попаданий тп в интервал к числу всех измерений
п). Разделив эти частоты на длины интервалов, получают
относительные плотности экспериментальных точек, что и
является гистограммой.
Плотностью (или плотностью вероятности) / случайной
величины X называется предел отношения вероятности Р по-
попадания ее значения в бесконечно малый интервал [х, х+Ах]
к длине этого интервала Ах при стягивании его в точку х:
lim
Кривая, изображающая плотность, обычно называется
кривой распределения. Она представляет собой теоретиче-
теоретический аналог гистограммы.

Функцией распределения случайной величины х Называ-
Называется вероятность неравенства Х<х, рассматриваемая как
функция параметра х:
F(x)=P(X<x). A.7.2)
Плотность случайной величины есть производная функ-
функции распределения:
f(x)=F'(x). A.7.3)
Самой простой и полезной характеристикой распределе-
распределения является среднее
A.7.4)
x = \ xf (x) dx
или выборочное среднее из совокупности xi объемом п
Далее выражения для определения характеристик распре-
распределения для случая выборок давать не будем в силу их оче-
очевидности.
Дисперсия D и среднее квадратическое отклонение а
определяются выражением
> dx
A.7.6)
и характеризуют рассеяние исходных величин.
Введем определение г-го центрального момента распре-
распределения:
(x-x)rf(x)dx.
A.7.7)
Тогда дисперсия равна jm2, коэффициент асимметрии Ах =
= Цз/о*3, коэффициент эксцесса Ех — vjo*. Отношение а/х
называется коэффициентом вариации. Значение, при котором
плотность вероятности имеет локальный максимум, называ-
называется модой. Квантилем порядка р является такое значение
хр случайной величины х, для которого
P(x<xo)=F(xp) = P. A.7.8)
Медиана распределения представляет собой *о,5. Квантили
*0,25, Хо,ЪЬ *0,75, ДбЦИЛИ *o,l, *0,2, . • •, *0,9 Й ПрОЦеНТИЛИ JCo,Ob
*о,о2, ..., яо.оэ делят область изменения х соответственно на 4,
10 и 100 интервалов, попадания в которые имеют равные ве-
вероятности. Полезными характеристиками рассеяния являются
интерквартильная широта хо,75 — *о,25 и 10—90-процентильная
широта.
Эмпирическое распределение характеризуют максималь-
максимальное и минимальное значения в выборке и разность между
ними, называемая размахом.
В метеорологии находят применение следующие законы
распределения.
1. Экспоненциальное (показательное) распределение
с функцией распределения
F(jc) = 1— exp(—х/Ь) A.7.9)
и плотностью распределения
f(x) = \/bexp(—x/b), A.7.10)
где b равно математическому ожиданию и стандартному от-
отклонению,
*o,5 = 61g2, Л5 = 2, ?* = 9. A.7.11)
2. Нормальное (гауссово) распределение с плотностью
распределения
/м
где x и о — среднее и стандартное отклонение соответственно,
3. Логарифмически нормальное распределение с плот-
плотностью распределения
A.7.13)
при х > 0 и 0 при jc^O. Если ввести со = ехр(а2), то
j? = mcDl/2, D = m2co (со— 1), xo,s == яг, Л5 = (со + 2)
(о—l)i/2f ?х = со4 + 2со3 + Зсо2 — 3.
4. Гамма-распределение с плотностью распределения
f(x) = i (х/Ь)с-Чехр(-х/Ь)]/ЬГ(с) при х > 0,
1 0 при х <0,
A.7.14)
где Т(с)—гамма-функция от параметра с, х = be,
2 l/
s \ x + /
5. Распределение Вейбулла характеризуется функцией
распределения
F(jO = l-e*p [--(*/&)'] A.7.15)
и плотностью распределения
(cxc'l/bc) exp[— (x/b)c] при
0 при л:<0;
х=ЬТ[(с+\)/с],
' A.7.16)
При с=\ получаем экспоненциальное распределение, при
с==2 — распределение Рэлея.
6. Распределение Рэлея с плотностью распределения
/ (x) = */c2exp(— x2/2c2) A.7.17)
при х^0 и 0 при *<0; 1= (я/2)'/2, D = B —л/2)с2.
Обобщенный закон Рэлея имеет плотность распределения
/ (х) = л:/б'2 ехр - [(х2 + т2)/2с2] /0 (тх/с2) A.7.18)
при х ^ 0 и 0 при л: < 0. Здесь /о(г)—функция Бесселя
второго рода нулевого порядка.
Более подробные сведения по этим и другим распреде-
распределениям даны в [10, 14].
Для случайных величин х и у показателем меры линей-
линейной зависимости является ковариация:
оо оо
Rxy=-\ \(x-x)(y-y)f{x, y)dxdy, A.7.19)
—ОО ОО
где f(x, у)—совместная плотность' вероятности величин х и у.
Безразмерная величина
A.7.20)
изменяющаяся от —1 до 1, называется коэффициентом кор-
корреляции.
Для случайных величин, изменяющихся во времени или
в пространстве, т. е. случайных функций x(t), ковариацию
и корреляцию величин x(t) и x(t + т) обозначают R(t) и
r(x) nf называют их автоковариацией и автокорреляцией.
Спектр, определяемый выражением
S(co) = —
п
cos (сот)
A.7.21)
где со — частота, показывает распределение изменчивости ве-
величин для колебаний с различными периодами. Ковариация
связана со спектральным представлением соотношением
оо
R (т)= f S(o) cos (сот) rfco. A.7.22)
Заметим, что
= D= ( S(a>)d(o.
A.7.23
Выбросом случайной функции за уровень х0 будем на
зывать промежуток времени, в течение которого выполняете
неравенство x(t)>x0. Для выбросов можно определить фунь
цию распределения длительностей выбросов за данный ур(
веиь, среднее число выбросов, среднюю продолжительное!
выбросов, соответствующие дисперсии.
Статистические модели случайных функций описан
в [2, 3]. Здесь напомним лишь модель авторегрессии перво!
порядка. Для дискретного представления xt, где t = 0, 1,
..., из чисто случайного процесса zt с нулевым средним
единичной дисперсией процесс авторегрессии записывает
в виде
{xt — x) = r(\) (xt-i — x)+zt.
32

Автокорреляционная функция смоделированного ряда
имеет простой вид:
г(т)=е~т/;Го при т>0. A.7.24)
Упомянутые методы статистического описания полностью
применимы к величинам метрической шкалы. В метеорологии
имеются измерения неметрической шкалы, к которой отно-
относятся номинальная и порядковая шкала. Номинальная шкала
является шкалой наименований или шкалой классификации
наблюдений по взаимно исключающим одна другую категориям
одинакового типа (например, формы облачности, типы по-
погоды). Порядковая шкала (или шкала рангов) предполагает
квантификацию, т. е. количественную оценку какого-либо ка-
качества, например дальность метеорологической видимости
в шкале баллов. Для данных неметрической шкалы можно
подсчитывать повторяемости значений или условные повто-
повторяемости.
1.8. СТАТИСТИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
МНОГОМЕРНЫХ ВЕЛИЧИН
Метеорологическая величина является функцией
* = *(Ф, X, г, 0, A.8.1)
где Ф — широта, X— долгота, z— высота, t — время. Зна-
Значения метеорологической величины в фиксированной точке
пространства могут быть описаны как одномерные случайные
функции с аргументом t. В результате мы можем получить
поля средних, дисперсий и других одноточечных моментов
распределения.
Для данных в двух точках пространства можно вычис-
вычислять коэффициент корреляции. Если зафиксировать в про-
пространстве одну точку (полюс корреляции) и рассчитать кор-
корреляции данных в этой точке с рядами величин в остальных
точках пространства, то получим поле корреляций. Такое
статистическое описание остается еще слишком громоздким.
Корреляционная функция метеорологических величин зависит
от восьми переменных
гХу(Щ* Яо, *о, t0, ф, X, 2, 0. A.8.2)
где х и у — обозначения метеорологических параметров
(в случае автокорреляции — гхх), а остальные переменные —
пространственные и временные координаты.
Столь детальное представление корреляционной струк-
структуры метеорологических величин непригодно для большин-
большинства практических целей. Поэтому изучается возможность
обобщения корреляционных связей на основе привлечения
модели стационарного во времени случайного процесса. Тогда
формула A.8.2) принимает вид
гХх(Щ, А,о, г0, Ф, X, г, т), A.8.3)
где т = t —10.
Модель пространственной однородности и изотропности
поля позволяет преобразовать формулу A.8.3) к виду
гхх(р, т), A.8.4)
где р — расстояние между точками с координатами (фо, Хо,
гь) и (ф, X, z).
Однако модель пространственной однородности оказы-
оказывается приемлемой только для горизонтальных координат,
и тогда
гХх (р, а, г0, z, т), A.8.5)
где р —расстояние между (ф0, Хо) и точкой проекции (ср, X)
на поверхность уровня го; а — азимут вектора, соединяющего
эти точки.
Такой вариант представления корреляционных связей все
еще представляет собой функцию пяти переменных. Для
упрощения можно представить корреляционную функцию
в виде сомножителей, каждый из которых зависит от всей
группы переменных:
Гхх = гхх(ру a)rXx(z0, z)Rxx(t), A.8.6)
или далее
где
(ДЯ) гхх (г0, г)гхх(т), A.8.7)
осуществить намного проще, но в конце концов необходимо
проверять соответствие моделей A.8.6) или A.8.7) расчетом
вида A.8.2). F
Данные о связях вида A.8.2) обычно содержатся в спра-
справочниках.
При построении моделей корреляционных связей необ-
необходимо определять области изменений пространственно-вре-
пространственно-временных координат, внутри которых применимы те или иные
обобщения. Для научного или первичного анализа сведения
о корреляционных связях в соответствии с выбранной мо-
моделью отображают графически. При численных расчетах не-
необходимо табличное или аналитическое задание модели.
При подборе аналитической зависимости для аппрокси-
аппроксимации эмпирических значений корреляционной связи исполь-
используются самые разнообразные выражения. При этом подоб-
подобранная зависимость должна описывать основные особенности
дискретно представленной зависимости и обеспечивать луч-
лучшее приближение по среднеквадратическому разбросу точек
относительно аналитической аппроксимации. Необходимо
также, чтобы выбранной корреляционной функции соответ-
соответствовал положительно определенный спектр.
Кроме того, выбранной корреляционной функции должен
соответствовать спектр, отвечающий эмпирическим данным
о спектре данной метеорологической величины.
Поскольку различные метеорологические величины свя-
связаны динамическими соотношениями (например, геопотенциал
или температура со скоростью ветра), то на корреляционные
функции налагаются дополнительные требования (например,
дифференцируемость).
Выбор аналитической модели корреляционной связи и
определение параметров этой аналитической зависимости дол-
должны сопровождаться определением границ применимости
данного вида модели и конкретных значений параметров.
Вертикальные корреляционные связи удается обобщить в пре-
пределах некоторого физико-географического района и предста-
представить в виде таблицы
rXx(zk, zt), A.8.8)
где zk, zi — дискретное множество значений высоты.
Модели, построенные представлением в виде сомножи-
сомножителей, зависящих 'отдельно от пространственных и времен-
временных переменных, часто оказываются приемлемыми, но на
самом деле даже поле в пространстве, составленном из гори-
горизонтальных и временных координат, имеет анизотропную кор-
корреляционную структуру, заключающуюся в смещении центра
максимума корреляции при изменении т. Такую же особен-
особенность имеет корреляция величин на разных уровнях.
Предложен следующий прием преобразования перемен-
переменных, благодаря которому в новых координатах аналитиче-
аналитическая модель становится простой.
Так, вводится преобразование
г(х, у, T)=r(d), A.8.9)
где
d=f (х-ст)* + у2 ^fJLVI'fr A.8.10)
Дф == | ф0 — ф | и ДА, = | Хо — X |.
Такое раздельное изучение корреляций в зависимости от
изменений одной из пространственно-временных координат
5 Заказ 46
х, у — координаты второй точки в декартовой системе коор-
координат с нулем в первой точке и осью х, направленной вдоль
вектора перемещения центра максимума корреляции; при
этом нуль системы координат помещается в точку наблюде-
наблюдений за более ранние сроки. Масштабы пространственной и
временной корреляции задаются параметрами ро и То; с —
скорость этого смещения.
Суть этого преобразования ясна из приведенных соот-
соотношений; уточнения по введению системы горизонтальных
координат необходимы лишь для удобства понимания пре-
преобразования, и преобразования легко обобщаются на обще-
общепринятые системы координат.
Более подробные сведения о статистическом описании
многомерных полей, включая такие методы многомерного
анализа, как разложение по естественным ортогональным
функциям, метод классификации и др., можно найти в [2].
Для некоторых приближений создаются вероятностные мо-
модели совместных временных рядов двух метеорологических
величин, например температуры воздуха и скорости ветра [9].
1.9. ГОДОВОЙ И СУТОЧНЫЙ ПЕРИОДЫ
Годовой ход проявляется во временных рядах практи-
практически всех метеорологических величин. Климатический годо-
годовой ход можно считать периодическим процессом, на фоне
33

которого осуществляются синоптические процессы. Вклад
климатического годового хода в общую дисперсию метеоро-
метеорологических величин сравним с вкладом колебаний синопти-
синоптических процессов. Для приземной температуры воздуха
в зоне 35—85° с. ш. основная доля общей дисперсии темпе-
температуры объясняется географическим распределением клима-
климатических средних и годовым ходом (85 %). При этом около
35 % общей дисперсии объясняется географическим распре-
распределением климатических средних и 50 % — годовым ходом.
Суточный ход также является периодическим процессом
с известным периодом, поэтому для его анализа использу-
используются те же методы, что и для анализа годового хода. Од-
Однако небольшое число наблюдений в течение суток, прово-
проводимое с помощью стандартных систем наблюдений, затруд-
затрудняет математический анализ суточного хода. В климатоло-
климатологии для исключения суточного хода выполняют анализ дан-
данных за отдельные сроки наблюдения или переходят к средним
за сутки значениям.
Традиционно климатический годовой ход представляют
сведениями о многолетних климатических условиях для всех
месяцев года. В этом случае годовой ход графически изобра-
изображается ступенчатой линией.
Ниже будут приведены оценки точности представления
годового хода тригонометрическим рядом Фурье. Оценим
точность определения коэффициентов ряда Фурье по средне-
среднемесячным, среднедекадным данным; покажем ошибки в пред-
представлении средних для отдельных дней месяца при исполь-
использовании в качестве их оценки значения, среднего за месяц.
Представление годового хода тригонометрическим рядом
Фурье в настоящее время актуально в связи с возможностью
быстрого выполнения расчетов с помощью ЭВМ и микро-
микрокалькуляторов. Климатические данные за отдельные дни года
могут использоваться при долгосрочном планировании.
Представление тригонометрическим рядом Фурье. Рас-
Рассмотрим модель xt = f(t) + Ut, t=\, . .., Т, Г+1, ..., 27\
..., kT, где Ut—случайный шум, причем Ut = 0, U^ = a29
a f(t)—периодическая функция с периодом Г, т. е. f(t) =
= f(t + T).
Можно рассматривать Ut как шум синоптических, дол-
долгосрочных и других процессов, a f(t) как годовой ход.
Для f(t) при Т нечетном возможно представление
П/2
f(O=«o+ I
; A.9.1)
, sin
при Т четном — представление
Г/2—1
/«)=«„ + Е («; cos -^-
+ аг/2(-1)'. A.9.2)
Каждую пару слагаемых косинуса и синуса одной ча-
частоты можно представить косинусоидой, как правило, сдви-
сдвинутой. В связи с этим можно переписать выражения A.9.1)
и A.9.2) соответственно в виде
Г1)/2
772-1
/=1
где
-e/J, A.9.3)
A.9.4)
-*-. A.9.5)
Параметры a0, 01772, ct/, C/ оцениваются по формулам
(оценки будем обозначать а0, aTl\, о/,
A.9.6)
A.9.7)
A.9.8)
й в случае четного Т
аг/2=-
kt
*=1
* (-о'-
A.9.9)
Гармоническая составляющая объясняет дисперсию
где Rj — амплитуда.
При уменьшении числа членов ряда Фурье, используе-
используемых для приближения f(t), точность аппроксимации умень-
уменьшается. Точность приближения при использовании L + 1
члена ряда (L < 7/2) равна
т
4- Z
1
Г
.|;
A.9.10)
Оценка наименьших квадратов для о*2 задается формулой
kT m (Г-П/2
s == -
A.9.11)
если /(/) представляется соотношением A.9.1).
Определение коэффициентов ряда Фурье по осредненным
данным. Оценивать параметры тригонометрического ряда
Фурье по формулам A.9.6) — A.9.9) громоздко, и чаще рас-
расчеты ведут по многолетним месячным средним. В этом слу-
случае первоначальный ряд подвергается операции скользящего
осреднения фильтром
A.9.12)
Z
g=t -т/2+1
Если принять, что все месяцы состоят из 30 дней, то
т = 30.
Если после скользящего осреднения фильтром A.9.12)
из ряда xt выбрать ряд значений, относящихся к середин-
серединным дням месяца (t = 15, 45, ...), то получим архив сред-
среднемесячных значений xm\ xt-+xm\ tn = 1, 2, ..., М, М+1,
Ш; М = 12.
Расчет членов тригонометрического ряда Фурье по сгла-
сглаженному ряду среднемесячных значений приводит к умень-
уменьшению амплитуд гармоник ряда, особенно заметных для
высоких частот. Если т — число членов линейного фильтра
сглаживания, то уменьшение амплитуд, вычисленных по ряду
хт, будет определяться множителем
sin (tvzj/T)
xsin (nj/T) '
A.9.13)
Поскольку такой фильтр подавляет амплитуды колеба-
колебаний с периодами, близкими т и меньшими т, то дискретиза-
дискретизация с интервалом т уже не вносит дополнительной потери
информации. В табл. 1.9.1 показано уменьшение амплитуды
гармоник ряда Фурье для представления годового хода
в случае расчета ряда по месячным, декадным и трехдекад-
ным средним данным. Из таблицы следует, что лишь первые
Таблица 1.9.1
Уменьшение амплитуды гармоник годового хода при расчете
ее по сглаженным по 30, 10 и 3 суткам рядам
Номер
гармо-
гармоники
Период
гармо-
гармоники
Коэффициент подавления
гармоники
30 сут
10 сут
3 сут
Ошибка определения
амплитуды, %
30 сут
10 сут
3 сут
1
2
3
4
5
6
366
183
122
91,
73,
61
5
2
0,9890
0,9564
0,9036
0,8325
0,7460
0,6473
0,9988
0,9952
0,9891
0,9807
0,9699
0,9568
0,9999
0,9996
0,9991
0,9984
0,9976
0,9964
1Л
4,4
9,6
16,8
25,4
35,3
0,1
0,5
1,1
1,9
3,0
4,3
0,0
0,0
0,1
0,2
0,2
0,4
34

2—3 гармоники годового хода могут определяться из сред-
среднемесячных данных. Для восстановления большего числа
гармоник предпочтительнее использовать декадные данные.
При этом достаточно иметь лишь многолетние декадные
средние.
Ошибки в представлении годового хода ступенчатой
линией. В качестве -модели годового хода возьмем простую
косинусоиду R cos Bя//366), где R — амплитуда, / — номер
дня в году (* = 1, ..., 366, причем 29 февраля считается
60-м днем. 1 марта — всегда 61-й день). Чаще всего основную
долю дисперсии годового хода объясняет первая гармоника,
поэтому принятая модель вполне приемлема.
Разность в многолетних средних крайних дней месяца
определяется соотношением
Таким образом, многолетние средние крайних дней ме-
месяца могут два раза в году различаться на половину ам-
амплитуды годового хода.
Определим отклонение многолетнего среднемесячного
значения от многолетнего среднего значения за отдельный
день (/) этого месяца (т):
6(m,
2zit
' COS
366
зо q=u
cos
366
A.9.14)
После преобразований получаем
6(m, О = Я cos-
366
— 0,9887 cos-
366
('о+15)],
A.9.15)
где t = t0, t0 + 1, ..., t0 + 30.
Таким образом, отличие климатического среднего за от-
отдельный день от климатического среднего за месяц может
составлять XU амплитуды годового хода.
время как среднее квадратическое отклонение срочных зна-
значений скорости ветра увеличивается до 7 м/с зимой и 5 м/с
летом.
Точность расчета климатических характеристик опреде-
определяется обычно по известным формулам
A.10.1)
A.10.2)
Однако при этом не учитывается связность метеорологиче-
метеорологических величин во времени и в пространстве.
Временные связи сказываются на точности получаемых
средних характеристик. Связи ослабевают по мере увеличе-
увеличения интервала времени примерно по типу марковских про-
процессов. Поэтому ошибки характеристик, рассчитываемые по
формулам A.10.1) и A.10.2), оказываются, как правило,
заниженными. С учетом связности формулы ошибок приоб-
приобретают вид
ст -
/2
где гх — коэффициент внутрирядной корреляции.
Для оценки точности среднего квадрэтического отклоне-
отклонения асимметричных распределений, например, количества
осадков, целесообразно использовать формулу Г. А. Алек-
Алексеева
где
1.10. ТОЧНОСТЬ ХАРАКТЕРИСТИК КЛИМАТА
И ИЗМЕНЧИВОСТЬ АТМОСФЕРНЫХ ПАРАМЕТРОВ
Точность характеристик климата обычно зависит от
длины ряда наблюдений, по которому они определены, и от
изменчивости климатических элементов во времени и про-
пространстве.
Изменчивость атмосферных параметров (климатических
характеристик) в свою очередь порождается, во-первых, есте-
естественным ходом погоды и во-вторых, ошибками наблюдений,
в том числе и вследствие нарушения однородности условий
наблюдений. Пространственная изменчивость зависит от тех
же причин, но главным образом от пространственной струк-
структуры элементов погоды и влияния на них местных геогра-
географических условий. Влияние нарушения однородности рядов
обычно подавляется осреднением значений метеорологиче-
метеорологических величин; однородность восстанавливается как во вре-
времени, так и в пространстве. Однако не всегда это удается
сделать достаточно точно, а иногда нарушения однородности
остаются неустановленными.
Чем больше период осреднения значений метеорологиче-
метеорологической величины, тем меньше изменчивость осредненной харак-
характеристики. Так, например, изменчивость средних месячных
значений температуры воздуха (среднее квадратическое от-
отклонение) составляет на территории СССР в теплую поло-
половину года примерно от 1 до 3 °С, в холодную половину —
от 1,5—2,0 до 5 °С, изменчивость же средних за дневное время
суток значений температуры составляет в холодное полугодие
от 4 до 10 °С, а в теплое — от 3 до 6 °С.
Среднее квадратическое отклонение средней месячной
температуры поверхности почвы в теплый период на терри-
территории СССР составляет в среднем от 1,5 до 3°С, зимой —
от 2 до 5 °С. В дневное время суток среднее квадратиче-
квадратическое отклонение и в теплое, и в холодное полугодие состав-
составляет 5—11 °С.
Аналогичное соотношение характерно и для других ме-
метеорологических величин: среднее квадратическое отклонение
средней месячной скорости ветра составляет зимой от 0,3—
0,4 м/с до 2,0 м/с, а летом от 0,2—0,3 м/с до 1,0 м/с, в то
5*
коэффициент асимметрии.
Ошибки климатических характеристик средних месячных
значений содержатся в справочнике по климату СССР «Устой-
«Устойчивость и точность климатических характеристик».
Поскольку внутрирядная корреляция месячных значений
основных метеорологических величин невелика (коэффициент
корреляции 0,2—0,3), стандартный 30-летний период обра-
обработки для части территории как СССР, так и других стран
обеспечивает заданную точность средних значений темпера-
температуры и осадков. Однако в зависимости от сезона и района
необходимая точность средних, как правило, обеспечивается
периодами наблюдений 40—60 лет, а в отдельных районах
и 90—100 лет.
Диапазоны значений ошибок климатических характеристик
суточного и срочного разрешения указаны в «Научно-при-
«Научно-прикладном справочнике по климату СССР»; серия 3, части 1—6.
Сверхвековые тренды, характерные для хода некоторых
метеорологических величин, прежде всего температуры, не
позволяют получить устойчивые средние значения при любом
интервале осреднения, но влияние эпохи может быть рассчи-
рассчитано. Более короткие циклические колебания имеют преиму-
преимущественно квазипериодический характер. При этом, если пре-
преобладают многолетние длиннопериодные колебания, устой-
устойчивость средних существенно уменьшается; если же преобла-
преобладают сравнительно короткопериодные колебания, устойчи-
устойчивость- норм за периоды, большие среднего периода колебания,
заметно больше, чем в случае несвязных рядов.
Пространственная связность рядов позволяет увеличить
относительную точность сравнения данных в пространстве,
которая намного выше абсолютной точности средних по вре-
временным рядам.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Братсерт У. X. Испарение в атмосферу.— Л.: Гидро-
метеоиздат.— 1985.
2. Груза Г. В., Р е й т е н б а х Р. Г. Статистика и анализ
гидрометеорологических данных.— Л.: Гидрометеоиздат,
1982.
35

3. Казакевич Д. И. Основы теорий случайных функций
и ее применение в гидрометеорологии.— Л.: Гидрометео-
издат, 1977.
4. Кобышева Н. В., Наровлянский Г. Я. Климато-
Климатологическая обработка метеорологической информации.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1978.
5. Кондратьев К. Я. Актинометрия.— Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1965.
6. Ку-Нан Лиоу. Основы радиационных процессов в ат-
атмосфере.— Л.: Гидрометеоиздат, 1984.
7. Макарова Е. А., Харитонов А. В. Распределение
энергии в спектре Солнца и солнечная постоянная.— М.:
Наука, 1972.
8. Мазин И. П., Ш мет ер С. М. Облака. Строение и фи-
физика образования.— Л.: Гидрометеоиздат, 1983.
9. Марченко А. С, Семочкин А. Г. Вероятностная
модель совместных временных рядов температуры воз-
воздуха и скорости ветра. Метеорология и гидрология, 1985,
№ 2, с. 12—18.
10. Пугачев В. С. Теория вероятности и математическая
статистика.— М.: Наука, 1979.
11. Радиационные характеристики атмосферы и земной по-
поверхности/Под ред. К. Я. Кондратьева.— Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1969.
12. Роджерс Р. Р. Краткий курс физики облаков — Л.:
Гидрометеоиздат, 1979.
13. Соболев В. В. Рассеяние света в атмосферах планет —
М.: Наука, 1972.
14. Хастингс Н., Пикок Д ж. Справочник по статисти-
статистическим распределениям.— М.: Статистика, 1980.
15. Р г и р р а с h е г Н. R., К 1 е 11 J. D. Microphysics of clouds
and precipitation.— Dordrecht: Reidel, 1978.

Нижняя атмосфера

Часть II. НИЖНЯЯ АТМОСФЕРА
Глава 2. Температура, давление, плотность
Глава 3. Ветер
Глава 4. Влажность
Глава 5. Облака
Глава 6. Осадки
Глава 7. Синоптические системы и явления
погоды
Глава 8. Радиациднный режим
Глава 9. Пограничный слой атмосферы
Глава 10. Турбулентность в атмосфере

Глава 2, ТЕМПЕРАТУРА, ДАВЛЕНИЕ, ПЛОТНОСТЬ
2.1. ВЕРТИКАЛЬНАЯ СТРУКТУРА.
СТАНДАРТНАЯ АТМОСФЕРА
Статическое приближение, которое хорошо выполня-
выполняется при анализе среднего состояния атмосферы, на основе
уравнений статики атмосферы и состояния идеального газа
связывает в единую функциональную зависимость давление,
температуру и плотность. Для вычисления вертикального
профиля этих трех величин достаточно задать вертикальное
распределение температуры и давление воздуха на уровне
моря (или в любой точке по высоте).
На основе такого подхода разработана стандартная атмо-
атмосфера, которая используется при проектировании и эксплу-
эксплуатации летательных аппаратов и других технических средств,
обработке результатов геофизических и метеорологических
наблюдений. Введенная Государственным комитетом СССР
по стандартам «Атмосфера стандартная. Параметры»,
ГОСТ 4401-81 [18], соответствует международному стандарту
МС ИСО 2533 и стандарту Международной организации
гражданской авиации.
Этот стандарт устанавливает значения характеристик ат-
атмосферы: температуры, давления, плотности, скорости звука,
динамической и кинематической вязкости, теплопроводности,
высоты однородной атмосферы, концентрации частиц, сред-
средней скорости частиц, частоты соударений, средней длины
свободного пробега — для высот от — 2000 до 80 000 м и не-
некоторые из перечисленных параметров до высоты 1 200 000 м.
Стандартное значение давления на уровне моря задано
равным 1013,25 гПа, ускорение свободного падения взято
для широты 45°32/33//. Вертикальный профиль температуры
аппроксимирован кусочно-линейной функцией. В табл. 2.1.1
Таблица 2.1.1
Таблица 2.1.2
Температура Т (К) и t (°С), давление р и плотность р
воздуха как функции геометрической h
и геопотенциальной Н высоты
h м
Н м
ТК
t °С
р Па
р кг/м3
—2 000
—1000
0
1000
2 000
3 000
4000
5 000
6 000
7 000
8 000
9 000
10 000
12 000
14 00U
16 000
18 0Q0
20 000
22 000
24 000
26 000
28 000
30 000
32 000
—2 001
—1000
0
1000
1999
2 999
3 997
4 996
5 994
6 992
7 990
8 987
9 984
11977
13 969
15 960
17 949
19 937
21924
23 910
25 894
27 877
29 859
31840
301,154
294,651
288,150
281,651
275,154
268,659
262,166
255,676
249,187
242,700
236,215
229,733
223,252
216,650
216,650
216,650
216,650
216,650
218,574
220,560
" 222,544
224,527
226,509
228,490
28,004
21,501
15,000
8,501
2,004
—4,491
—10,984
—17,474
—23,963
—30,450
—36,935
—43,417
—49,898
—56,500
—56,500
—56,500
—56,500
—56,500
—54,576
—52,590
—50,606
—48,623
—46,641
—44,660
1,27783
1,13931
1,01325
8,98763
7,95014
7,01212
6,16604
5,40483
4,72176
4,11053
3,56516
3,08007
2,64999
1,93994
1,41703
1,03528
7,56521
5,52929
4,04748
2,97174
2,18837
1,61619
1,19703
8,89060
5 1,47816
5 1,34702
1,22500
1,11166
1,00655
9,09254
8,19347
7,36429
5,90018
5,25786
4,67063
4 4,13510
4 3,11937
4 2,27855
4 1,66470
3 1,21647
3 8,89097
3 6,45096
3 4,69377
3 3,42565
3 2,50762
3 1,84101
2 1,35551
0
0
0
0
0
4 6,60111 —
2
—2
—2
—2
—2
—2
—2
Параметры профиля температуры модели
стандартной атмосферы
Примечание. Здесь и в табл. 2.2.6—2.2.8 цифра,
стоящая после значения параметра, является показателем
степени десяти сомножителя указанного значения.
Высота
геометрическая
h м
геопотенциаль-
геопотенциальная Н м
Температура
7-К
Градиент тем-
температуры
7 К/км
—1999
0
11019
20063
32162
—2000
0
11000
23000
32000
301,15
288,15
216,65
216,65
228,65
6,5
6,5
0,0
1,0
приведены осредненные по северному полушарию климати-
климатические средние за год температуры воздуха, которые хо-
хорошо соответствуют климатическим средним за год, осреднен-
ным вдоль круга 45° с. ш.
Выборочные значения параметров стандартной атмо-
атмосферы приведены в табл. 2.1.2.
Информативность стандартной атмосферы в представле-
представлении климатического поля температуры атмосферы и эффект
более детального представления поля демонстрирует некото-
некоторые характеристики моделей осреднения температуры сво-
свободной атмосферы [22, 59]. Для климатических значений тем-
температуры, заданных на сетке северного полушария с шагами
Дф — 10°, АХ = 10°, Az = 1 км, At = 1 мес, выполняется осред-
осреднение по перечисленным координатам по всем возможным
комбинациям осреднения (табл. 2.1.3). Критериями качества
осредненных моделей служат следующие характеристики:
1) среднеквадратическая ошибка сгср. кв, вносимая в ис-
исходное поле метеовеличин за счет осреднения;
Таблица 2.1.3
Характеристики моделей осреднения температуры
свободной атмосферы
Зонально однородная
Меридионально одно-
однородная
Вертикально однородная
Среднегодовая
Горизонтально однород-
однородная
Вертикально зонально
однородная
Меридионально верти-
вертикально однородная
Зонально однородная
среднегодовая
Меридионально одно-
однородная среднегодовая
Вертикально однородная
среднегодовая
Меридионально верти-
вертикально однородная сред-
среднегодовая
К
Ф
z
t
Я, ф
Я, 2
ф, 2
Я, t
ф, t
г, t
2,398 0,050 0,103
8,491 0,177 0,366
22,636 0,473 0,975
5,230 0,109 0,225
8,646 0,181 0,373
22,669
22,900
5,474
9,411
23,087 0,482
0,473 0,977
0,478 0,987
0,236
0,406
0,995
0,114
0,197
ф, г, t 23,201 0,485 0,999
39

MS.-Ж-
Модель
Зонально вертикально
однородная среднегодо-
среднегодовая
Горизонтально однород-
однородная среднегодовая (ана-
(аналог стандартной атмо-
атмосферы)
Пространственно одно-
пппняя •
[J иди а /1
Пространственно одно-
однородная среднегодовая
Параметр ,
по кото-
которому про-
производит--
ся осред-'
нение
А, г, t
К, ф, t
JA,, ф, Z
Ф, Я, г, й
"ср« кв
к
23,100
9,476
22,915
23,206
ботн
0,482
0,198
0,479
0,485
уФ, A, z, t
0,995
0,408
0,987
1,000
ставлены в Государственном стандарте «Атмосферы справоч-
справочные. Параметры», ГОСТ 24631-81, соответствующем между-
международному стандарту МС ИСО 5878. Модели для широты
15° и летние модели для широт 30 и 45° применимы для
соответствующих сезонов в обоих полушариях; остальные
модели применимы только для северного полушария.
В табл. 2.2.1—2.2.5 представлены сведения об общих па-
параметрах моделей атмосфер, а в табл. 2.2.6—2.2.8 — значения
параметров на вертикальной сетке высот. В табл. 2.2.9, 2.2.10
приведены распределения температуры и плотности, соответ-
соответствующие высоким и низким значениям 1, 10 и 20 %-ным
квантам.
В новом международном проекте справочной атмосферы
[80, 81], предназначенной для представления средней атмо-
атмосферы, в диапазоне высот 0—80 км с шагом 5 км и для широт
от 80° ю. ш. до 80° с. ш. с шагом 10° и для всех месяцев
года приведены средние широтные многолетние значения тем-
температуры давления и плотности.
ргпа zкм
10
зо
50
100
200
300 -
500-
700-
850 -
Январь
Июль
80
Рис. 2.2.1. Средняя зональная температура воздуха (°С) в северном полушарии
в январе и июле.
2) относительная ошибка сгОтн, равная отношению сгСр. кв
к осредиенному по всем четырем координатам значению
квадрата метеовеличин;
3) показатель изменчивости поля yz' ф' 1> *> равный от-
отношению среднеквадратической ошибки рассматриваемой
модели осреднения к среднеквадратической ошибке наиболее
грубой из возможных моделей осреднения — модели одновре-
одновременного осреднения по всем четырем координатам: z, cp, X и t.
Из характеристик моделей осреднения видно, что самым
эффективным является осреднение зонально однородной мо-
модели. Оно и используется при создании стандартов справоч-
справочных атмосфер.
Дополнительные сведения о стандартной атмосфере и
истории ее создания приведены в [49, 74].
2.2. ЗОНАЛЬНОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ.
СПРАВОЧНАЯ АТМОСФЕРА
Семейство моделей атмосферы, называемых справочными
атмосферами, которые описывают вертикальное распределе-
распределение температуры, давления, плотности для пяти широт, пред-
Общее представление о средней зональной температуре,
определяющей особенности справочных атмосфер, дает
рис. 2.2.1 [75] и табл. 2.2.11.
Таблица 2.2.1
Пространственные и сезонные параметры моделей
справочных атмосфер
Модель
Тропическая
Субтропическая
Среднеширотная
Субарктическая
Арктическая
Ф°
Период осреднения
15
30
45
60
80
Год
Июнь—июль, декабрь—
январь
Июнь—июль, декабрь—
январь
Июнь—июль, декабрь—
январь; холодные и теп-
теплые режимы в страто
сфере в декабре—янва
ре
То же
40

Различные сведения о зональных характеристиках атмо-
атмосферы можно найти в [23—26, 29, 39, 40, 42, 47, 50, 52, 85
88-90].
Таблица 2.2.2
Физические параметры моделей справочных атмосфер
ф°
г
екабрь—
нварь
, К
юнь—
ЮЛЬ
X X
екабрь—
р Па •
Q,
са
и
X
к
103
юнь—
ЮЛЬ
S X
g м/с2
Условный
радиус
Земли,
7?
ф°
Декабрь—январь
Я км
80 0,00
1,00
• 3,00
8,00
20,00
22,50
32.50
Г К
248,95
253,05
247,45
214,95
202,35
202,35
222,35
V К/км
4,10
—2,80
—6,50
—1,05
0,00
2,00
Июнь—июль
Я км
0,00
4,00
9,00
15,00
23,00
32,00
т к
V К/км
267,65 —4,10
260,25 —6,40
228,25 0,50
231,25 0,25
233,25 1,25
244,50
15 299,650 299,650 101,3250 101,3250 9,78381 6337,838
30 283,150 297,150 102,0500 101,4000 9,79324 6345,653
45 272,650 291,150 101,8000 101,3500 9,80665 6356,766
60 256,150 282,150 101,3000 101,0200 9,81911 6367,103
80 248,950 276,650 101,3800 101,2000 9,83051 6376,562
Таблица 2.2.3
Среднегодовое вертикальное распределение температуры
моделей справочных атмосфер на широте 15°
Таблица 2.2.5
Вертикальное распределение температуры моделей на широтах
60 и 80° при теплых и холодных стратосферных режимах
в декабре—январе
ф •
Теплая стратосфера
Я км
т к
V К/км
Холодная стратосфера
Я км
т к
V К/км
Я км
0,00
2,25
2,50
16,50
22,00
30,00
40,00
Т К
299,65
286,15
286,95
193,15
215,15
231,15
259,15
V К/км
—6,0
3,2
—6,7
4,0
2,0
2,8
2,2
Я км
46,00
51,00
54,00
60,00
66,00
73,00
80,00
т к
272,35
272,35
265,15
247,15
226,16
205,15
198,15
V К/км
0,0
—2,4
—3,0
-3,5
—3,0
—1,0
60
60
80
0,00
1,00
3,00
9,00
15,00
19,00
24,00
36,00
0,0
1,00
3,00
8,00
20,00
24,00
28,00
30,00
40,00
256,15
258,15
250,15
217,15
217,15
213,15
213,15
261,15
248,95
253,05
247,45
214,95
201,15
201,15
208,35
224,35
268,35
2,0
—4,0
—5,5
0,0
-1,0
0,0
4,0
4,10
—2,80
—6,50
—1,15
0,00
1,80
8,00
4,40
0,00
1,00
3,00
9,00
15,00
20,00
34,00
0,0
1,00
3,00
8,00
20,00
45,50
256,15
258,15
250,15
217,15
223,15
223,15
216,15
248,95
253,05
247,45
214,95
213,75
231,60
2,0
—4,0
-5,5
1,0
0,0
—0,5
4,10
—2,80
—6,50
—0,10
0,70
Таблица 2.2.4
Вертикальное распределение температуры моделей
справочных атмосфер на широтах 30, 45, 60 и 80°
Таблица 2.2.6
ф
30
45
60
я
о
2
12
16
18
24
34
0
з
10
18
28
35
0,
1,
3,
9,
15,
25,
35,
км
ПО
, \J\J
,00
,00
,50
,00
,00
,00
00
00
00
00
00
00
00
00
00
00
00
00
00
Декабрь—янв
т
83
28С
216
207
207
219
237
272
260
218
215
215
231
256,
258,
250,
217,
217,
212,
219,
К
!l5
,15
,15
,15
,15
,15
,62
,65
,65
,45
,45
,55
15
15
15
15
15
15
15
арь
V К/км
—6,4
-2,0
0,0
2,0
1,8
—4,0
—6,0
—0,4
0,0
2,3
2,0
—4,0
-5,5
0,0
—0,5
0,7
я
0
2
8
14
17
22
29
47
0
2
13
17
25
30
47
0,
5,
Ю,
23,
32,
км
Г\Г\
,ии
,00
,00
,50
,00
,00
,00
,00
,00
,00
,00
,00
,00
,00
,00
00
00
00
00
00
Июнь—hioj
т
288
252
206
206
219
230
273
291
282
216
216
225
235
276
282,
261,
226,
226,
239,
К
1 С
, 1о
,15
,15
,65
,65
,65
,15
,35
,15
,15
,15
,15
,75
,75
55
15
15
15
15
65
!Ь
V К/км
л к
—4,0
—6,0
—7,0
0,0
2,6
1,5
2,4
—4,5
—6,0
—0,0
1,2
2,0
2,4
—4,2
—7,0
0,0
1,5
1,5
U \ж
п м
0
1 000
2 000
3 000
4 000
5 000
6 000
7 000
8 000
9 000
10000
12 000
14'000
16 000
18 000
20 000
22 000
24 000
26 000
28 000
30 000
32 000
Средние значения
Я м
0
998
1„995
2 992
3 988
4 984
5*980
6976
7 971
8'966
9 961
11949
13 937
15 923
17 907
19 891
21873
23 854
25 833
27 812
29 789
31765
Т It
1 К
Средние
219,650
293,665
287,682
283,656
276,979
270,304
263,632
256,961
250,292
243,626
236,961
223,639
210,325
197,019
198,779
206,713
214,641
218,858
222,817
226,774
230,728
236,092
параметров атмосферы
р Па
за год, <р=15°
1,013250 5
9,032159 4
8,033849
7,132021
6,316301
5,577544
4,910097
4,308599
3,767974
3,283418
2,850398
2,122104
1,551827
1,112046
7,864157 з
5,629715
4,082017
2,987766
2,199570
1,628370
1,212014
9,075227 2
р кг/м3
1,177987 0
1,071548
9,728581 —1
8,759075
7,944263
7,188330
6,488298
5,841269
5,244434
4,695060
4,190503
3,305654
2,570343
1,966313
1,378226
9,487626 —2
6,625209
4,755795
3,438964
2,501488
1,829974
1,339103
6 Заказ 46
41

to со со to to to к> to-
> ОС
)O
cotototototo- — — — —
OOOOOOOOCOCOcOcOcOcOcOCOcOCOcOcOCOcOCOcOO
*?ь СЛ *^ CO *—* tO CO ьр^ O^ O5 ^s^ 00 00 CO CO CO CO Г О ^O CO CT^
fa
> to to to to to to to to to to to to to to to to k> to to to ю g
.. .»J° §>
) G> Oi CTi O) *O
.. ._ _> ел ел ел ел cr
ЭЬОС04*ОЭООЭ4*4*СЛСТ>СО- О I
I
03
—— слооооосоьососооослсо4*ооэсоосооосоо
сло^-счсоооюсосоо^сл^сло'-очаэсочь- .е
f<-) л q ?л j^ qj ,_* q^ iv»s ^i /~ч ^s. *<-s m /•¦•» rn к^ к^ к^ ^ts. к*» rr\ ^^
Ю CO 4* СЛ
SO tO 4* 4* СЛ CJ
-изоспюа ,
... _ .. * сл оо ст> сл со 63 о
СОСЛОООООСОЬОС750СЛОО^*4*СООЮСЛОь-сЛ1^
'ОООООСЛОООО^ОСТЭООСЛСЛ —
Э^.Ь000С75Ь000О05СЛС0ь-Ю00С0О
I ' i о
со со to to to to to н
JOOOOOOOOC
JOOOOOOOOO _
JOOOOOOOOOOOOOOOOO
cotototototo»—i»—*i-— i— i—*
— со^елсо — со^елсо-сооооо^ст>сл4*сою —
OOOOCOcpcpcpcpcOcpcpcOcOCOOOOOOOOO
N3N?^N5N5N5N5N5N5tOtON5bONptObOtOtOtON5bOlO ^
)¦ _: со со to dS 63 coo to сл о I
¦e
f^ гл 00 4^ tO CO CO О О >?^ CO ОЭ О СЛ СЛ *^ СО '—' CO 00 CO ^D
CD— СОО5СОСЛСО — — С
¦ЧСЛСЛ04*ООС04*ОС
юоосльэюьост>ьослс
>— аL*сососососло(
СО 4* СЛ
— о
ь-СО^СЛСОь— СО^СЛСО'— СО00-~»1СТ>СЛ4*СОЬО-
¦^J 00 00 00 00 00 СО СО СО СО СО СО СО СО CD СО СО СО СО СО СО
С^^ ^*** CJO СЛ ^^5 с^^ t""^ ^^Э С^О С?^ С^^ ^*sl *
СТЭ 00 СО 00 "^J >?^ СО СЛ 00 ^5 •—* •—* С
NONOtOtOtOtOtOtOtONONStOtptOtOtONOtOtOtOt
CT>tO00^tOCO4*COCT><~
. .^. 4* СО СО tO tO К. .-
Ji—i СЛСЛСОЬОСЛЬО'^СЛСО'—'СОООС75СЛСЛ
k сл оо-
OtO^JCO — tOOOO — СЛ— ООЬО^СОСОСЛСО^-ООО
^сососослооа^^юсльослооо^ооо^оьососо —
>^» СЛ СО 00 •—* СЛ СО СО СЛ •—* 00 tO 4J^ СО •"* СО СЛ tO ОЭ 00 СО О
Ю СО 4*СЛ
ЭОСЛ05С04*'— ОС0О4*Ь000СЛ00С0СЛ00
to — о
cocotototototo»-
С^ь С^ь С^ь {^) f^ f^i f^i C^i C^i {^) {^) {^) {^) {^) {^) ^^% {^) C^i t0^ {^) (^)
f^i {^) f^i f^i ^^ ^^ ^^ c^i c^i {^) {^) {^) {^) {^^ f^i f^i ^^ f^i ?^ f^i ^^ ^^
со to to ю to to *
— CO *-l С
00 00 CO CO CO CO CO CO CO CO CO CO CD G5 О ^5 ^D О О О ^5
00 CO •—* tO н^ СЛ СТЭ "*^1 00 00 СО СО СО G5 ^5 О О О О О <Т>
О'^СО'ЧОЮСОЮО'^СО'^СОО'-'ЮЮСОЬОЮ»— О
boNototototototototototototoN?botototobObot
>сл S t
5 сл"—"
¦ " * *" О 00 ^1 О) О> С
О О 4* СО 4* С
. _ _- ___ JtO^4*00tO004*»-*c0^^00O
СЛ — СОЬ04*СОСОСЛООООСЛО — OOtOCOtOO-slCDCT» —
со оо to — / ~ — — — — — * * "" — — — " ~ ' ' ~ "
ooooot
К) СО СО СОС
tO CO 4* СЛ
^СОСО"— »—СЛО0000СЛ»-*00а54*4*4*О'— СО
k CjO 1^Э ^^^ с|:|3 с|:|3 ^^^ t^^ ^^^ ^ив|* ^4*^ ^^^ ^ив|* ^^^ с|:|3 ^J0 ^^^ С^^ *
I — сослосооос '
"~1 — ^ «^ tO 00 4^. С
<л
to — о
S
I
?
73
X
COtOtOtOtObO»—'>—*-*'—>-*
^-СО^СЛСО^-СО'^СЛСО'— СО00^СТ>СЛ4*СОЬО'—
¦^ООООООООООсосрсрсрср со"ср ср со ср ср СО ср со с
totototototototototototototototON)
сюьоьо001осо^^сла5
totototot
а5-^оооо
^соос
а^соооослслсл
»,»—«COCO1—' СЛСД tO О
со —
to
слео>^а5а5а5>-*со<челооо>^о4ю
о»—*ю**^1сосо<*^10ооелосооо45>. ю-о со о
юа^ст^оо-^сооосоо-^слслооьосоооосл
оо4^ооелю^*сосоосО'—ст>оо«—^^о
COO ОСООСО^О
cotototototo
со^слео —
со^слео—
Оооооооососососососососососососо
4^ел^СОи-ЬОС04^СТ>а5-<10000СОСОСО
OCO^^OJ^COOCO^^^OtO^
tOtOtOtOtOtOtOtOtOtOtOtONSNDtOtOtOtOtOtOtOtO
4^cocotototo — — ¦—юсоль^слслст>^^оооосо
сл
о
<л сл сл сл
ел со н- о
оосо-дсо— сооооосло ^^cx>tooo
со — слст>оо'—^—соосла^со^ — ^-
4^о^ооьосостюсоооесл4^
— о — ооелсоосл — осо«-
со
э— — о о> сл о
4*СЛ
>?».СЛ4ь-СООелЮ
оо — ооо-<1оспд
оо^ела^ьооою-д
Ю- — 0000Ю00—
4tO'— CT>t0004*tOOC000Ot0
N3- — С0ОЮС0С04*— О5СО-
— OOascO'— >— C000tO4*O4*tO
^сослоо—сооосл — сл—сеет»
соа^оооослсоьо'чьо^сосл1^
оослсоьочьо^сосл^
— 00СОСОСЛ4*СОСО^!^
•в
со
о
5
tr
г
5Г

— СО"<1СЛСО- СО0000"<1СТ>СЛ4*СОК>-
OOOOCDCOCDCOCOCOCOCOCOCOCOOOOOOOOO
00С0ЮДСЛ05^0000С0@(СОООООООО
tototototototototototototototototototototot
*"* *"* — to со со со to о оо ^a to оо со со 4*. о 4* оо с
— и-^-и-Ои— СГ> >— СТ> — и- и— и—
00^^С^^00 4^С
Ю tO — — — — — >— >—
ь-ОСрѻѻ^СЛСЛС
00— — tOtOCOCn^CO— — ЮЮС0С04^СЛСЛСТ>^00 —
— — СЛ О 00 00 — О СЛ toVj J*. 00 N0~00~4^
О^ — — СЭ — to C~ " " ~ ~ ~~ *
СЭ *U СО СО СЛ >
00 00 СО 00 СО С _. _ ._ . _. ._.
СО 4*. СО ^3 tO 00 >—* СО О 4*. '—* СЭ СЛ — -^ •—* ""^ tO СЛ СЛ >
COtO— СТ> О СО "<1 СО -<1 — CT>00O00C0^4*tO00C0C0<
to
со
5— СО
сос0 4^слслоо10^ао6ьо — — оосПсооб^— со 4* со со
tO >?* О^ >?^ ^^ СО ^ГГ* 1 js qj\ j[s Q0 ***^ >?^ CO ^5 ^"* CO CO O^ >fy 00 O~l
I
S
¦a
GO
•s
i!
fg
SI
•8 8
:i
Л X
ж о
p t3
o\o
¦gg
is
X
09
o\
s
09
to
to
ggggss
со to to to to to
cocpcpSScococOcO
li^iisiLoc
oooooooooc
COCOCOCOCOCOCOCOCDOOOOOOOOOOOO
— С04*.СЛа5-<100СОСООООООООООООО
ооюсл^ооооо^со - - . ---
to to to to to to to to to to to to to to to to to to to to ю to
ц^ ^ CO CO CO CO CO CO CO CO tO tO tO CO ^ ^ СЛ CT> G> G> Ы Ы
^C005*N3K)>-OCOOOOO^ONJCOO*OOt
tototototototototototototototototototototoio
to^n—ooooooo — — — — to' — ¦
— ЬОЬОЮЮСОС04^СЛ05^0000СОСОООСОС04^ЮОСО
оо—4*.а50осла5слсл4^4^4^ср4^орсрсор^-г- - —
со *> со соо^Ъсло^о <я со осооо со о
ЮСОСла5СОЮСОСОСО JtO^CO
С75ОО>— — ЮСО4:»-СТ>00- >¦
4*. ^ tO G> СО Ю СЛ С
СЛ^000)ЮОА
— tococooocoo
0'
Ю
oo
00
о
Э— 05"— СОСОС75— 00СЛСО'— — О— tO
ь- О
)COvJ- ЮСЛОСОСЛСО
..слослюооо — to —
tO CO
СОСЛЮООЮ
00 СО СО О "<1
а5а5С010
СО1— О^*
СО СЛ — *>1
¦а
я
ооооооооооооооооооооо оооооооооооооос
ооооооооооооооооооооо оооооооооооооос
f^ip ^^ e^i c^t c^t c^t c^t c^i c^i f^ c^i f^i ^^ ^^ ^^ f^i ^^ f^i ^^ f^b ^7Г* С^ ^^ С^ С^ <^ь ^^ C^ C^ ^^ (^i ^7Г^ С^ С^ С^ С^ С
со to to to to to— — — — — — ^ со to to to ю to «¦
cococococococococooooooooooooo oooocococococococococococooooooooo
totototototototototototototototototototototo totototototototototototototototototototototo
COtOOOOOOOOO"— — •— •— ЮКЗСО Д ДСЛСЛ*" 4^COtOtO»—'— —* — •—•—»—•—ь-юЮСОСО4^СЛСЛСЛСЛ
00 C^ Ol ""^ СЛ Ol O5 C^l O~l iP4^ ^"» i-f^ CO >?^ 00 CO CO c^ ^ 00 ^^ ОТ ^^ 00 ^7Г* ОЯ Ol Ol Ol ^^ ^^ Ol Ol O~l Ol ^Г4^ ^^ 00 00 00 00 jPv )P^ qj\
00 *4^ N0 00 ^7T* C^ O5 00 ^"* O*5 IO f^ C^ C^ CO bO* ^^ 00 Ю 00 >?^ ^^ tO CO **~* CO ^7T* C^ f*^b 00 ^^ f^ f^ ^^ *ч^ f ^ (^5 CO ***4 O5 ^^ tO O5 C^
•6 -e
II II
00 o>
СО^З^'-'ОООСЛО^-ООЧОСЛЧь-ООАОООООСЛСС 00 tO — t
<O iJ^ CO **^ 00 "^ и—* "^ и—* CO ^ 00 СЛ tO 00 tO CO '—¦* О '—*¦ **i О О •"¦* CO CO СО "^Q tO tO tO clD СЛ CO СЛ" *
tO CO 4* СЛ tO CO
ao^o
-*— СО—
ООСОО^
I
со
— о
— — СЛО0000СЛ»-*00СТ>4ь.4*4ь.О— СО
to
2
¦a
Я
3
|i
парам
сферны
2 a
P
а о
Е
x E
2 ь
я ^
It
со со to to to to to у
ооооооооооооооооооооо
ооооооооооооооооооооо
ОООООООООООООООООС"
со to to to to to и
CO CO CO CO CO CO CO CO CO О О О О О О О О О G5 О О
ооьосл-^ооооа^сососо-^сососососооо^стэ^ьоо
totototototototototototototototototototototo
ЮОСО^СТ>СЛСОС04*>
k „„
)C0C0C0C0C0tO05C0t0004*.O _^
I.
) 00 ¦<! ¦<! 00 О
J— 004*.ОООООСЛСО
> ст> со to— 00
to со 4* ел
я
D3
to
00
СЛ — СО
. *^ СЛ СЛ
О — 4Ь.
4* СЛ tO
) 00 -
) tO "
ОСЛ05
^04^
О ^ G>
— бососл»—бососл
to
_
toco
СЛ —

Таблица 2.2.9
Таблица 2.2.10
Распределение температуры — медианной Г50
(вероятность 50%) и соответствующей высоким (в)
и низким (н) значениям 1, 10 и 20 %-ных квантилей
(T\f T\ot T20)
Отклонения плотности от стандартной по ГОСТ 4401-81 —
медианной Др5о (вероятность 50%) и соответствующей
высоким (в) и низким (н) значениям 1, 10 и 20 %-ных
квантилей (Арь Арю, Ар2о)
Период
Ф °
h км
в
н
7-ю
в
н
в
н
Период
Ф °
h км
APso
Api
в
н
Арю
в
н
Лр20
в
н
Год
15 5 270 276 265 273 267 272
10 237 244 230 241 233 239
15 204 212 196 208 200 207
20 207 215 199 212 202 210
25 220 228 212 226 215 225
30 231 243 226 239 229 236
Декабрь—январь 30 5 261 271 252 267 256 265
10 229 239 219 235 223 233
15 210 221 199 216 203 214
20 211 220 202 216 206 214
25 221 231 211 226 216 224
30 230 239 222 236 223 234
Июнь—июль
30
Декабрь—январь 45
5 270 278 262 274 266 275
10 238 249 227 246 232 242
15 209 218 198 213 202 212
20 214 223 204 219 207 217
25 224 230 216 227 219 226
30 232 240 227 237 230 235
5 248 263 233 257 239 254
10 219 232 206 226 212 224
15 216 233 200 224 208 221
20 215 227 198 222 208 220
25 215 233 200 226 205 224
30 220 235 205 230 217 226
Июнь—июль 45 5 264 275 254 271 259 269
10 234 246 222 240 228 238
15 216 227 205 222 206 220
20 220 233 207 227 213 225
25 226 238 217 229 218 228
30 235 216 231 243 233 240
Декабрь—январь 60 5 239 254 223 248 230 245
10 217 231 203 224 209 222
15 217 231 197 225 209 222
20 215 236 194 226 204 222
25 213 241 195 229 197 223
30 216 253 200 235 203 225
268
235
201
204
217
230
258
225
203
208
217
224
268
234
204
208
220
231
242
214
211
210
209
219
261
230
212
215
222
234
233
211
212
208
203
210
Год
15
Декабрь—январь 30
Июнь—июль
Июнь—июль
30
Декабрь—январь 45
45
Декабрь—январь 60
5
10
15
20
25
30
5
10
15
20
25
30
5
10
15
20
25
30
5
10
15
20
25
30
5
10
15
20
25
30
5
10
15
20
25
—3
1
19
7
1
1
1
1
8
3
1
—3
—2
1
14
7
6
5
1
—2
—5
—3
—4
—5
—2
0
11
5
6
5
2
7
g
g
—4
—1
2
22
10
+5
+4
1
4
15
7
4
2
0
3
19
10
9
10
4
6
2
1
0
5
1
3
18
9
9
10
6
3
2
—5
—1
15
3
—3
—6
—3
—3
0
—2
—2
—10
—4
—1
10
4
3
0
2
—10
—12
—8
—8
—14
—4
—4
4
0
4
—1
—2
— 17
— 15
—1—15
3
—11
2
2
21
9
4
1
0
3
12
5
3
0
1
2
15
9
7
7
3
3
—1
—1
—2
2-
—1
2
15
7
8
8
4
2-
—4
0
17
5
— 1
—3
—2
—1
5
1
—1
j
—3
0
13
6
4
3
—2
—6
—8
—6
—6
-И
—4
—2
7
2
5
2
0
-14
—5—12
—8—11
0
—7
—2
2
20
8
3
0
0
2
10
4
2
—1
—1
2
15
8
7
6
2
1
—2
—2
—3
—1
—1
1
13
6
7
7
3
—3
—6
—9
—1
—4
0
17
6
0
—2
—2
0
6
2
0
—6
—3
0
13
6
5
4
0
—4
—7
j
—9
—3
—1
8
3
5
3
1
—10
—11
—10
—6
30 —9 7—32 2—25 —2 —15
Июнь—июль 60 5 260 271 250 266 254 264 256
10 226 238 214 233 219 231 221
15 226 235 217 231 221 229 223
20 226 233 219 230 222 229 223
25 229 236 222 233 225 232 226
30 234 245 232 243 234 241 235
Июнь—июль 60 5—1 3—3 2—2 1—2
10 —1 7—84—52 —3
15 —2 3—7 1—5 0 —4
20 3 7—2504 1
25 7 10 4 9 5 8 6
30 7 12 —1 9 2 8 4
Декабрь—январь 80
5 234 246 222 241 227 238
10
15
20 202 225 179 215 189 210
25 207 233 181 221 193 216
30 210 255 194 231 198 224
213 224 202 219 207 217
207 219 195 213 201 211
230
209
203
194
19$
202
Декабрь—январь 80 5
4 8 17 2 6 3
10 —5 5—14 0—10 —2 —8
15 —8 —1—16 —4—12 —6 —11
20 —12 —1—22 —6—17 —8 —15
25 —4 19—28 9—17 4 —13
30 —23 —8—39—12—31—17 —28
Июнь—июль 80 5 254 264 244 259 248 257
10
15
229 238 219 234 223 232
231 237 225 234 228 233
20 232 237 227 235 229 234
25 235 240 230 238 232 237
30 242 262 233 246 234 241
250
225
229
230
233
236
Июнь—июль
80
5
10
15
20
25
30
1
-—1
1
3
7
8
4
7
5
8
16
18
о
—9
—6
—2
-2
5
3
3
3
6
12
15
—1
—5
—4
0
3
6
2
2
1
5
11
13
0
—4
—3
1
4
7
44

Таблица 2.2.11
Средняя зональная температура (°С) в южном полушарии
г, !
о
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
12
14
16
18
20
25
30
80
— 11
-12
—17
—22
—28
—34
-40
-45
—49
—50
—48
—43
—41
—40
-38
—37
—36
-29
70
_4
—8
—13
—18
—24
—29
—35
—41
—47
—49
—47
—44
—43
—42
—41
—40
—37
—29
60
2
—3
—8
—13
—18
—24
—31
—37
—43
—47
—47
—47
—46
—46
—45
—44
—40
—32
50
ср° ю. ш
40
Январь
8
3
—2
—6
—12
—17
—24
—30
—37
—44
—46
-51
—51
—52
—51
—50
—44
—35
16
И
6
2
—4
—10
—16
—23
—30
—37
—43
—54
—57
—61
—59
—56
—48
—38
30
23
17
12
7
2
_4
—10
—17
—24
—31
—38
—52
—61
—68
—67
—62
—51
—40
20
26
20
15
10
4
—2
—7
—14
—20
—27
—35
—50
—63
—74
—73
—66
—53
—42
10
27
21
15
10
5
—1
—6
—13
—19
—26
—34
—50
—64
—77
—76
—69
—55
—74
0
27
21
. 15
10
5
1
-6
—13
—20
—27
—34
—50
—65
—77
—76
—70
—55
—45
Июль
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
12
14
16
18
20
25
30
—36
-26
—28
—32
-38
-45
—51
—57
—63
—67
—71
-75
—78
-82
-86
—87
-86
-85
—22
—20
—23
—27
—33
—39
—46
—52
—59
—63
—66
—70
—73
—75
—78
—81
—80
—68
—4
—9
—15
—20
—27
—32
—39
—46
—53
—58
—60
—64
—65
—66
—68
—70
—71
—65
4
—1
—7
1
—12
—25
—32
—39
-^46
—52
—55
—58
—58
—57
—58
—60
—61
—58
10
4
1
—6
—12
—19
—26
—33
—40
—47
—50
00
—56
—57
—57
—57
—55
—50
16
10
5
1
—5
—11
—18
—25
—32
—39
—44
—54
—59
—63
—62
—60
—53
—46
21
15
11
7
1
—4
—10
—16
—23
—31
—38
—52
—62
—70
—68
—65
—52
—44
25
19
14
9
4
2
—7
—14
—21
—28
—35
—51
—64
—73
—71
—65
—52
—44
26
20
15
9
4
—2
—7
—14
—20
—27
—35
—51
—64
—74
—72
—66
—53
—44
2.3. ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ. КЛИМАТИЧЕСКИЕ РАЙОНЫ
Широтно-сезонное изменение поступления солнечной ра-
радиации, характер поглощения и отдачи тепла подстилающей
поверхностью, поглощение тепла непосредственно в атмо-
атмосфере, фазовые преобразования воды и другие факторы опре-
определяют климатическое распределение температуры воздуха.
Неоднородность полей температуры приводит к формированию
градиентов полей давления и соответствующим движениям
воздушных масс, перераспределяющим тепло. После широт-
широтного и сезонного изменений притоков тепла следующим по
вкладу фактором является распределение суши и водной по-
поверхности.
На рис. 2.3.1 представлено поле температуры воздуха,
приведенное к уровню моря. Из рисунка хорошо видно се-
сезонное тепловое воздействие материков и океанов на атмо- <
сферу. Поле температуры у поверхности Земли заметно
усложняется в связи с географическими различиями ланд-
ландшафта; особенно заметны орографически обусловленные осо-
особенности поля приземной температуры. Годовой ход темпе-
температуры воздуха у поверхности Земли спределяет континен-
тальность климата. На рис. 2.3.2 из [37] представлены типы
годового хода температуры: экваториальный, тропический,
умеренного пояса, полярный.
В экваториальной зоне Солнце два раза в году бывает
В зените. Соответственно и в годовом ходе температуры
воздуха в Джакарте самыми теплыми месяцами являютей
май и октябрь (средняя месячная температура 26,4 °С), а наи-
наименее теплыми — январь B5,3 °С) и июль B5,7 °С). Годовая
амплитуда очень мала: на суше она равна 6—10 °С, на побе-
побережьях 1—3 °С и меньше.
Б годовом ходе температуры в тропических областях
максимум наступает после дня летнего солнцестояния, мини-
минимум — после дня зимнего солнцестояния. В областях с мус-
сонным климатом максимум наблюдается до наступления лет-
летнего муссона, приносящего обильные осадки. Годовая ампли-
амплитуда в тропиках на суше достигает 5—10 °С, на побере-
побережьях — около 5 °С.
В умеренном поясе на суше в северном полушарии самым
теплым месяцем является июль, на морях, островах и побе-
побережьях — август. Самый холодный месяц на суше — январь;
на морях, островах, побережьях — февраль. Годовые ампли-
амплитуды возрастают с увеличением широты и при удалении
в глубь суши, изменяясь от 10 до 60 °С (в Сибири).
Полярные области характеризуются очень суровой про-
продолжительной зимой и коротким прохладным летом. На бе-
берегах полярных морей годовая амплитуда достигает 25—
40 °С, на суше 65 °С.
Здесь отметим, что амплитуда суточного хода и стан-
стандартное отклонение температуры воздуха изменяются про-
пропорционально амплитуде годового хода.
Самые низкие температуры воздуха в северном полуша-
полушарии наблюдаются на северо-востоке Сибири. В Верхоянске
в феврале 1892 г. дважды была отмечена температура
—67,8 °С. Такая же температура наблюдалась в Оймяконе,
где, как предполагают, возможны еще более низкие темпе-
температуры. На станции Восток в Антарктиде отмечена темпера-
температура —88,3 °С, а около Южного полюса зарегистрирована
температура —94,5 °С.
Самая высокая температура воздуха E7,1 °С) отмечена
в Тийдуфе (Сахара). В Долине Смерти в Калифорнии (США)
наблюдалась температура 56,7 °С, в Термезе (Узбекская ССР)
50 °С, в Репетеке (Туркменская ССР) 51 °С.
В стандартах «Макроклиматические районы земного шара
с холодным и умеренным климатом», ГОСТ 25870-83; «Мак-
«Макроклиматические районы земного шара с тропическим клима-
климатом», ГОСТ 24482-80; «Климат Антарктиды», ГОСТ 25650-83
по градациям значений температуры и влажности воздуха
выполнено районирование территории СССР иземного. шара
(рис. 2.3.3, 2.3.4). В табл. 2.3.1—2.3.3, 2.3.7, 2.3.8, 2.3.10, 2.3.12
представлены критерии климатического" районирования,
в табл. 2.3.4—2.3.6, 2.3.9, 2.3.11, 2.3.13, 2.3.14 —сведения
о температуре воздуха для представительных и экстремаль-
экстремальных пунктов районов по этим стандартам [19—22, 84].
На рис. 2.3.5 приведены поля температуры на высоте
5 км. Из рисунка видно, что на этой высоте еще проявля-
проявляется сезонное тепловое воздействие материков и океанов на
атмосферу, а западный перенос размывает контрасты на гра-
границах суша—море. На рис. 2.3.6 представлено поле темпе-
температуры на высоте 10 км. Примерно на этой высоте осуще-
осуществляется наиболее интенсивный перенос тепла от тропиков,
что приводит к наблюдаемому уменьшению географических
различий в многолетних средних температурах. На уровне
10 гПа летом поля температуры имеют зонально-однородную
структуру с максимальной температурой в области полюсов.
Зимой широтный градиент температуры становится обрат-
обратным, н в северном полушарии формируются^ области тепла и
холода, связанные с динамическим воздействием на страто-
стратосферу длинных волн зонального разложения полей движения
в тропосфере.
Поля давления и плотности формируются в результате
более сложных процессов, включающих нелинейные взаимо-
взаимодействия. Поле давления на уровне моря представлено на
рис. 2.3.7. Поля давления на уровнях 10 км в верхней тропо-
сфере и 25 км в стратосфере представлены на рис. 2.3.8,
2.3.9. В распределении плотности воздуха отметим уровень,
на котором сезонные и пространственные изменения плотно-
плотности воздуха имеют наименьшие значения. На рис. 2.3.10 по-
показаны широтные и сезонные изменения зональной средней
высоты, близкой к первому изопикническому уровню, и вы-
высоты наибольших колебаний плотности.
Годовой ход температуры хорошо описывается первой
гармоникой разложения в ряд Фурье по тригонометриче-
тригонометрическим функциям. В представлении годового хода давления
в некоторых областях оказывается значительным вклад вто-
второй гармоники разложения.
Суточный ход температуры значителен в пограничном
слое и незначителен в свободной атмосфере до высот 30 км.
Для давления воздуха измерения выявляют только полу-
полусуточные приливные колебания, амплитуда которых на уровне
моря составляет около 1 гПа.
45

160
120 ВО 4О О 40 но 120
160
120 80 40 О 40 НО
120 80 40 О 40 80 120
Рис. 2.3.1. Температура воздуха (°С) на уровне моря в январе (вверху) и июле (внизу) для земного шара.

Таблица 2.3.1
Критерии климатического районирования территории СССР
Макроклиматический
район
-
Климатический район
наименование
Обозна-
Обозначение
Критерий районирования
Т °С
январь
июль
fl3 %
июль
Холодный Очень холодный Ii
Холодный 12
Умеренный Арктический приполюсный Hi
Арктический восточный П2
Арктический западный П3
Умеренно холодный П4
Умеренный 115
Умеренно влажный Не
Умеренно теплый II7
Умеренно теплый влажный Не
Умеренно теплый с мягкой зимой IIq
Теплый влажный Пю
Жаркий сухой II и
Очень жаркий сухой IIi2
От 50
до —30
От —30
до —15
От —33
до —28
От —28
до —18
От —30
до —2
От —30
до —15
От —15
до —8
От —15
до —10
От —8
до —4
От —8
ДО —4
От —4
до 0
От 0
до 4
От —15
ДО 4
От —4
ДО 4
От 2
до 18
От 2
до 25
От —1
ДО 0
От 0
до 8
От —1
до 12
От 6
до 25
От 8
до 25
От 10
до 20
От 16
до 25
От 16
до 25
От 16
до 25
От 20
до 25
От 25
до 30
От 30
и выше
Более 90
Более 80
Более 80
Менее 80
80 и более
Менее 70
70 и более
Менее 70
Более 70
Менее 40
Менее 20
От 10
до 100
От 1,0
до 10,0
От 0
до 2
От 0
до 0,1
От 0
до 3
От 0,1
до 1,0
Примечание. Т — средняя месячная температура воздуха, /13 — средняя месячная влажность воздуха в 13 ч, N
(Fmin<—45 °С) — число дней в году с минимальной температурой воздуха ниже —45 °С.
Таблица 2.3.2
Критерии климатического районирования горных
территорий СССР
Макроклимати-
Макроклиматический район
Климатическая характеристика гор высотой
более 2000 м
Район
Обозна-
Обозначение
Средняя месяч-
месячная температу-
температура воздуха, °С
январь
июль
fl3 %
июль
Холодный Средняя (I+H) А —20... 0 0... 25 Более
и умеренный Азия 40
Умеренный Кавказ ПК —12... 4
Таблица 2.3.3
Представительные и экстремальные пункты климатических
районов СССР
Макроклима-
Макроклиматический
район
Климатический район
Наименование
Обоз-
наче-
начение
Пункт
представи-
представительный
экстремаль-
экстремальный
Макроклима-
Макроклиматический
район
Климатический район
Наименование
Обоз-
наче-
начение
Пункт
представи-
представительный
экстремаль-
экстремальный
Умерен- Арктический при-
ный полюсный
Арктический во-
восточный
Арктический за-
западный
Умеренно холод-
холодный
Умеренный
Умеренно влаж-
влажный
Умеренно теплый
Умеренно теплый
влажный
Умеренно теплый
с мягкой зимой
Теплый влажный
Жаркий сухой
Очень жаркий
сухой
Hi
П2
Из
Не
84° с. ш.,
180° д.
Тикси
м. Шмидта
Диксон
Тюмень
Москва
Владиво-
Владивосток
Киев
Не Минск
Пэ Одесса
II ю Батуми
1111 Ташкент
1112 Ашхабад
Улан-Удэ
Мурманск
Волгоград
Курильск
Ростов-на-
Дону
Рига
Таллинн
Новорос-
Новороссийск
Астара
Термез
Холод- Очень холодный
ный Холодный
Ii Якутск
U Салехард
Оймякон
47

Таблица 2.3.4
Средние температуры воздуха по месяцам и за год для климатических районов СССР
Климатический
район
Очень холод-
холодный
Холодный
Арктический
восточный
Арктический
западный
Умеренно хо-
холодный
Умеренный
Умеренно
влажный
Умеренно
теплый
Умеренно
теплый влаж-
влажный
Умеренно
теплый с мяг-
мягкой зимой
Теплый вла-
влажный
Жаркий сухой
Очень жаркий
сухой
Пункт
Якутск
Оймякон
Салехард
Тикси
м. Шмидта
Амдерма
Диксон
Тюмень
Улан-Удэ
Москва
Мурманск
Волгоград
Владивосток
Киев
Ростов-на-
Дону
Минск
Рига
Таллинн
Одесса
Новороссийск
Батуми
Астара
Ташкент
Ашхабад
Термез
Средняя суточная температура
Климатический
район
Пункт
I
—42
—49
—23
—33
—26
—18
—26
—16
—25
— 10
.-10
g
—14
—5
о
—6
—4,
—4,
2
2,'
6,
4,
—о,
1,
1,
,9
,5
,6
,3
,0
,4
,3
,6
,4
,2
,0
,9
,4
,9
7
9
5
7
5
6
5
3
9
4
4
воздуха
С
II
—35
-43
—22
—31
—27
—19
—25
—14
—20
—9
—10
g
—10
О
О)
—6,
4
—5,'
—2,
2,
6,
5,
2,
4,
4,
@
,8
,6
,2
,3
,2
,2
,5
,8
,9
,6
,1
4
9
2
1
4
2
5
0
7
8
1
0
4
9
III
—22
—33
—18
—26
—25
— 17
—24
—8
—10
4
—7
—2
—3
—0
0
—2
—1,
—2,
2,
5,
8,
7,
7,
9,
11,
самого
Сутки
°С
Д
,4
,4
,3
,3
,3
,9
,4
,0
,6
,7
,0
,9
,6
4
2
2
1
7
0
8
7
1
6
4
3
IV
—7
—15
g
—18
—18
—11
—16
2
1
4
—.1
7
4
7,
9,
5,
5,
2,
8,
ю,
И,
И,
14,
16,
17,
,5
,5
,4
,1
,0
,6
,9
,7
,2
,0
7
6
1
5
0
3
2
6
2
6
7
4
4
2
7
жаркого i
районов
ОдСуТ
V
5
0
1
—6
—7
—5
у
10
8
11
з
16
9
14,
16,
12,
11,
8,
15,
15,
15,
17,
20,
23,
24,
,7
,7
,6
,9
,4
,0
,8
,7
8
6
1
0
0
7
4
6
5
4
0
9
8
4
0
1
1
териода
СССР
VI
15,5
11,0
<
7,8
2,5
,2
1,2
3,1
16,7
16,2
15,8
2(
К
17
2С
16
15
13
19
20
19
21
24
28
27
1 V
5,4
),8
5,0
г,8
),0
>,о
,4
,2
,4
,2
,5
,8
,7
,2
,5
VII
18
13
13
7
3
6
4
18
19
18
12
23
17
19
22,
17,
18,
16,
22,
23,
22,
24,
26,
30,
29,
,8
,6
,8
,0
,8
,1
,6
,6
,4
,1
4
4
5
8
9
8
0
6
2
6
1
5
9
7
6
VIII
14
10
11
7
2
6
5
16
16
16
10
21
20
18
22
16,
16,
15,
21,
23,
22,
24,
24,
29,
27,
i средняя дата
Декада
°С
Д
,9
,2
,6
,5
,9
,8
,0
,0
,5
,2
,8
,8
0
7
2
5
6
4
7
6
2
9
6
4
IX
6
1
5
1
—0
3
1
10
8
10
6
15
15
13
16
И,
12,
11,
16,
19,
19,
20,
19,
23,
22,
X
,3 —7
,6 —16
,4 —3
,7 —10
,4 —7
,2 -3
,3 —7
,1 1
,8 —0
,6 4
,3 0
,1 6
9 8
9 7,
2 9,
6 5,
2 6,
4 6,
9 11,
2 14,
8 16,
8 16,
4 12,
8 16,
3 15,
,8
,1
,7
,3
,9
,3
XI
—27
—36
—15
—23
—16
—10
,0—18
,8
,1
2
2
8
8
5
2
6
7
0
4
2
5
3
6
5
1
(Д) его начала
ОдСу!
i °C
—7
—12
2
—4
—0
—1
1
2,
0,
1,
1,
5,
8,
12,
11,
6,
8,
8,
ДЛЯ
V
,9
,7
,3
,4
,4
,6
XII
—39
—46
—21
—29
—24
-15
,0—23
,4-
,7-
,2
,7
6
3-
2
2
0
6
2
3
6
4
1
4
7
5
-14
-21
—7
—8
—6
-10
—3
—3
—4
—2,
2
0,'
5,
8,
6,
1,
3,
4,
Год
,5 —10
,2 —17
,2 —6
,8 —13
,3 —12
,3 —7
,1 —П
,4 1
,9 —1
,6 3
,3 0
,6 6
,3 4
5 7,
1 8,
5 5,
3 6,
6 5,
2 9,
0 12,
9 14,
8 14,
6 13,
7 16,
6 16,
,2
,0
,4
,4
,1
,0
,5
,3
,7
,8
0
8
0
2
7
4
2
0
8
7
3
2
3
3
2
Таблица 2.3.5
климатических
Месяц
>С
д
ад сут
Очень холодный
Арктический за-
западный
Умеренно холод-
холодный
Умеренный
Умеренно вла-
влажный
Умеренно теплый
влажный
Теплый влажный
Жаркий сухой
Очень сухой
Очень жаркий
сухой
Примечание, oj, ад — стандартные отклонения.
Средняя суточная температура воздуха (t) самого холодного периода и средняя
дата (Д) его начала для климатических районов СССР
Оймякон
Диксон
Тюмень
Улан-Удэ
Москва
Владивосток
Курильск
Минск
Таллинн
Батуми
Астара
Ташкент
Ашхабад
Термез
19,9
14,8
25,3
25,9
24,8
24,1
21,5
24,0
21,9 ]
26,6 1
27,5 1
31,6 1
35,6 1
33,6 С
1,0
3,0
1,9
1,7
1,8
1,6
1,7
1,4
,6
,1
,0
,2
,2
),9
08,07
26,07
05,07
17,07
14,07
28,07
09,08
13,07
09,07
29,07
25,07
14,07
14,07
16,07
10
14
18
15
19
16
13
20
19
20
15
14
19
15
16,3 !
9,5
21,5
22,2
21,4
21,4
17,9 1
20,8 1
18,9 1
24,9 1
26,1 1
29,0 1
33,8 С
31,5 1
2,2
2,7
1,1
1,4
1,9
1,4
,9
,6
,3
,0
,0
,0
),4
,0
06,07
24,07
05,07
11,07
08,07
05,08
28,07
09,07
13,07
28,07
19,07
09,07
08,07
12,07
16
14
20
15
18
9
12
20
20
16
13
14
15
11
14,8
6,7 \
19,2
20,1
19,2
20,3
16,0
18,9
17,3
23,9 1
25,2 1
27,8 С
31,2 С
30,5 С
1,8
2,0
1,1
1,2
1,6
1,4
1,6
1,4
,3
,0
,1
),8
),1
),9
28,06
16,07
26,06
05,07
29,06
25,07
20,07
01,07
09,07
16,07
11,07
30,06
22,06
01,07
13
10
14
10
14
5
9
15
19
И
13
12
13
9
Таблица 2.3.6
Климатический
район
Пункт
Сутки
t °С
д
Од сут
Декада
i "С
д
сдсут
Месяц
i °с
Vе
д
ад сут
Очень холодный
Арктический за-
западный
Умеренно холод-
холодный
Оймякон
Диксон
Тюмень
Улан-Удэ
—58,3
—38,9
—31,7
—35,9
1,1
3,2
4,8
3,7
04,01
26,01
25,01
17,01
17
22
16
11
—54,5
—33,3
—24,3
—29,7
2,8
3,0
5,2
3,5
05,01
24,01
24,01
17,01
18
20
12
11
—49,2
—28,6
—19,4
—26,2
4,4
3,5
3,4
2,8
20,12
05,01
13,01
08,01
14
22
10
8
48

Климатический
район
Умеренный
Умеренно вла-
влажный
Умеренно теплый
влажный
Теплый влажный
Жаркий сухой
Очень жаркий
сухой
Пункт
Москва
Владивосток
Курильск
Минск
Таллинн
Батуми
Астара
Ташкент
Ашхабад
Термез
—26,2
—21,5
—12,3
—20,6
— 17,1
0,5
—0,8
— 11,2
—5,0
—4,5
Сутки
ct °C
4,8
2,1
2,1
5,0
5,3
1,8
2,7
4,7
3,8
3,9
Д
15,01
12,01
03,02
18,01
25,01
29,01
21,01
23,01
24,01
20,01
одсут
19
13
17
21
22
17
22
16
18
14
i °c
—17,1
—17,6
—8,8
—13,5
—11,4
7,7
2,7
—5,6
—0,8
—0,2
Декада
Vе
4,1
2,2
2,0
4,0
4,4
3,7
2,4
4,1
1,6
3,8
Д
13,01
08,01
31,01
11,01
20,01
25,12
15,01
14,01
17,01
04,01
ОДСУТ
20
12
16
22
23
10
22
15
19
14
*°С
—13,2
—15,0
—7,1
—9,4
—7,9
8,3
4,0
—2,4
—0,7
1,4
Месяц
Vе
3,6
1,5
1,6
3,4
3,9
3,4
2,0
4,5
1,6
4,1
Д
06,01
28,12
21,01
06,01
12,01
03,12
01,01
28,12
28,12
10,12
Одсут
19
14
10
19
19
4
18
18
19
13
Таблица 2.3.7
Критерии климатических районов с холодным и умеренным климатом
Макроклиматический район
Наименование
Обозна-
Обозначение
Климатический район
Наименование
Обозначение
Критерий района
Средний из абсо-
абсолютных годовых ми-
минимумов температу-
температуры воздуха, °С
Средняя за июль
температура возду-
воздуха, °С
Средняя за июль
относительная
влажность воздуха,
%
Холодный
Умеренный
Очень холодный
Холодный с очень вла-
влажным летом
Холодный с холодным
летом
Холодный с теплым
летом
Умеренно холодный
Умеренный
Умеренно теплый
ОХЛ
хл,
хл2
ХЛ3
У1
У2
Уз
<—60
—60 до —45
—60 до —45
—60 до —45
—45 до —40
—40 до —25
>—25
<о
<5
>15
—
>90
Представительные и экстремальные пункты
Макроклиматический
район
Климатический район
Наименование
Обозначение
Холодный Очень холодный ОХЛ
Холодный с очень вла- ХЛ1
жным летом
Холодный с холодным ХЛ2
летом
Холодный с теплым ле- ХЛ3
том
Умеренный Умеренно холодный Yf
Умеренный У2
районов с холодным и
Пункт
представительный
Айсмитте-Центральная
Ф = 84° с. ш., Л,= 150°
з. д.
Резольют
Норман-Уэлс
Фэрбенкс
Эгедесминне
Клайд
Нитчекуон
Те-Пас
Саданкюля
Чойбалсан
Глазго
Монреаль
Хельсинки
Далан-Дзадгад
Таблица 2.3.8
умеренным климатом
экстремальный')
Тобин
Барроу
Улан-Батор
Анкоридж
Страна
Гренландия
Северный бас-
бассейн
Канада
Канада
США
Гренландия
США
Канада
Канада
Канада
Финляндия
Монголия
США
Канада
Канада
Финляндия
Монголия
7 Заказ 46
49

Таблица 2.3.9
Средняя температура воздуха (°С) по месяцам и за год для районов с холодным и умеренным климатом
Климатический
район
Очень холодный
Холодный с очень
влажным летом
Холодный с хо-
холодным летом
Холодный с теп-
теплым летом
Умеренно холод-
холодный
Умеренный
Умеренно теплый
Пункт
Айсмитте
Центральная
Ф=84° с. ш.,
Х=150° з. д.
Резолыот
Норман-Уэлс
Фэрбенкс
Эгедесминне
Тобин
Барроу
Клайд
Нитчекуон
Те-Пас
Соданкюля
Чойбалсан
Улан-Батор
Анкоридж
Глазго
Монреаль
Хельсинки
Далан-Дзадгад
Уолла-Уолла
Детройт
Медфорд
Нью-Йорк
Чарлстон
Осло
Париж
Прага
Рим
Лиссабон
Афины
Зонгулдак
Пекин
Дальний
Токио
Барилоче
Рио-Гальегос
Кейптаун
Перт
Аделаида
I
—38,2
—32,2
—33,1
—28,9
—23,1
—13,1
—16,2
—26,2
—22,2
-21,7
—13,4
—24,3
—27,4
—12,8
— 12,6
—9,5
—5,3
—17,0
0,7
—3,9
—2,7
0,7
8,9
—4,7
3,4
-0,7
7,1
10,8
8,5
6,0
—4,6
—4,4
3,2
14,9
13,6
20,2
23,4
22,6
II
—42,4
—33,3
—33,8
—26,5
— 19,6
— 14,6
— 17,1
—27,7
—20,8
— 18,2
—12,9
—21,0
—23,0
7 у
—8,7
—9,4
—6,1
—14,6
3,6
о о
О, JL
—5,8
0,8
8,8
—4,0
4,1
0,4
8,2
11,6
8,8
6,3
—1,6
—3,0
3,9
14,2
13,2
20,8
23,9
21,0
Ш
—38,7
—31,7
—31,5
— 19,2
— 12,7
— 16,3
—17,6
—26,1
—14,6
— 11,4
—8,8
— 11,2
—11,2
—4,8
—3,0
—2,8
—3,5
—5,0
7,8
1,1
7,7
4,7
13,0
—0,5
7,6
4,2
10,8
13,6
11,1
6,5
5,0
1,9
7,1
12,3
11,6
19,5
22,2
20,9
IV
—34,4
—23,3
—23,4
—7,5
—0,9
—9,3
— 12,9
— 17,9
—5,6
—0,3
-2,3
1,7
—0,5
1,8
5,3
4,9
2,4
5,3
12,1
8,0
10,9
10,8
17,3
4,8
11,7
8,9
13,9
15,6
14,6
10,0
13,8
8,8
12,8
8,2
8,1
16,7
19,2
17,2
V
—19,8
— 11,8
— 10,5
5,2
9,1
— 1,2
—4,4
—7,3
1,5
8,7
5,0
10,3
7,9
7,7
12,0
12,7
8,8
12,1
16,1
14,6
14,4
16,9
21,7
10,7
14,3
14,3
18,1
17,2
19,7
14,9
20,0
14,6
17,1
5,7
3,9
14,2
16,1
14,6
VI
— 14,1
—1,8
—0,4
13,9
16,9
3,1
0,4
1,1
9,7
13,9
11,6
19,0
14,8
12,4
17,3
18,4
14,0
20,3
19,6
20,1
17,9
21,9
24,6
14,7
17,5
17,6
22,1
20,1
24,0
19,3
24,6
19,4
20,8
2,7
1,6
12,8
13,7
12,1
VII
— 11,9
0,2
4,2
16,2
17,1
5,9
2,7
4,3
13,5
18,2
15,0
22,0
17,1
14,6
21,1
21,0
17,3
22,0
24,4
22,2
22,2
24,9
26,0
17,3
19,1
19,4
24,9
22,2
27,0
21,4
26,2
23,2
25,0
2,6
1,2
11,5
13,1
11,2
VIII
— 15,4
—0,9
2,5
13,2
13,4
5,7
2,4
3,6
11,9
16,7
11,4
19,3
15,0
13,3
20,8
19,4
15,7
20,6
23,2
21,3
21,5
23,9
25,7
15,9
18,7
18,5
24,6
22,5
26,7
21,4
24,9
24,2
26,1
3,1
3,2
11,6
13,5
12,0
IX
—24,1
—8,2
—5,2
5,8
7,5
2,6
—0,8
—0,8
6,3
10,3
5,9
9,7
7,5
9,1
13,9
14,9
11,0
12,6
18,9
17,0
18,2
20,3
23,3
11,3
16,0
14,8
21,5
21,2
22,8
18,2
20,1
20,0
22,4
5,4
6,2
13,6
14,7
13,4
X
—31,8
—18,0
— 15,4
—4,7
—4,0
—1,8
—6,3
—8,3
0,0
3,3
—0,9
1,4
— 1,6
1,3
7,5
8,5
5,6
3,6
12,8
10,8
12,2
14,6
18,6
5,9
11,4
9,3
16,7
18,2
18,1
15,0
12,8
14,2
16,4
7,9
9,4
16,1
16,3
16,0
XI
—37,1
— 26,7
—24,7
— 18,3
— 15,6
—6,0
— 11,0
— 17,4
—8,1
—7,9
—7,0
—12,5
— 15,3
—5,5
— 1,6
1,6
1,1
—8,0
5,7
4,9
6,3
8,3
13,0
1,1
7,1
4,3
11,9
14,4
13,9
11,0
3,9
5,9
11,0
11,3
12,1
18,0
19,2
18,5
XII
Год
—38,8—28,9
—30,0—18,1
—30,2
—26,1
—20,6
—9,3
— 14,3
—23,6
—18,6
— 16,8
— 10,7
— 23,1
—25,5
—9,4
—9,2
—6,4
—2,8
— 16,8
3,2
—0,8
3,6
2,2
10,3
—2,0
4,3
0,9
8,4
11,5
10,5
7,9
—2,7
—1,0
5,6
13,3
13,0
19,5
21,5
20,7
— 16,8
—6,4
—2,0
—4,5
—7,9
—12,2
1 Q у
—2,2
—0,4
—0,6
—0,7
—3,5
1,7
5,3
6,2
4,9
2,9
12,3
9,5
11,9
12,5
17,6
5,9
11,2
9,3
15,7
16,6
17,1
13,1
11,9
10,5
16,8
н!з
8,2
7,9
16,2
18,1
16,7
Таблица 2.3.10
Представительные пункты районов с тропическим климатом
Макроклиматический район
район
подрайон
Тропический —
сухой (ТС)
Тропический —
влажный
(ТВ)
Представительный
пункт
Мопти
Блумфонтейн
Асуан
Ахмадабад
Биканер
Монтеррей
Монклова
Алис-Спрингс
Ханой
Ман
Битам
Страна
Мали
Южная Афри-
Африка
Египет
Индия
Индия
Мексика
Мексика
Австралия
Вьетнам
Кот-д'Ивуар
Габон
Макроклиматический район
район
подрайон
Субтропиче-
Субтропический (С)
Горы высо-
высотой более
2400 м (ВХ)
Представительный
пункт
Калькутта
Гавана
Манаус
Чжицзян
Уругваяна
Аддис-Абеба
B963 м)
Лхаса C658 м)
Богота B547 м)
Страна
Индия
Куба
Бразилия
Китай
Бразилия
Эфиопия
Китай
Колумбия

Рис. 2.3.2. Годовой ход темпера-
температуры воздуха на разных широтах.
/) 6° ю. ш., 2) 37° с. ш., 3) 49° с. ш.,
4) 60° с. ш., 5) 74° с. ш.
Для учета региональных особенностей свободной атмо-
атмосферы следует применять следующие стандарты: «Макро-
климатические районы земного шара с холодным и умерен-
умеренным климатом», «Макроклиматические районы земного шара
с тропическим климатом», «Климат Антарктиды». В этих
стандартах даны только сведения о метеорологических ха-
характеристиках у поверхности Земли. Для свободной атмо-
атмосферы можно подобрать сведения из справочников и атласов.
В [79] предложена справочная модель свободной атмо-
атмосферы для тропиков в слое от 0 до 80 км. Температурный
профиль в этой модели выглядит следующим образом (z —
высота, t — температура, у — градиент температуры):
z км . .
t °С . .
Y °С/км .
0 6 16
27 —9 —74
—6,0 —6,5 2,3
46 52 75 80
—5 —5 —74 —74
0,0 3,0 0,0
/ /// V VII IX XI I
Давление на уровне моря составляет 1010 гПа, g —
= 9,78852 м/с2, значения остальных параметров соответст-
соответствуют значениям ГОСТ 4401-81.
Архивы климатических' характеристик свободной атмо-
атмосферы для использования на ЭВМ описаны в [57, 61—63].
Таблица 2.3.11
Средняя температура воздуха (°С) по месяцам и за год для районов с тропическим климатом
Макроклимати-
ческий район
или подрайон
Пункт
III
IV
VI
VII
VIII
IX
XI
XII
Год
Тропический
сухой
Тропический
влажный
Субтропиче-
Субтропический
Горы высотой
более 2400 м
Мопти
Блумфонтейн
Асуан
Биканер
Монтеррей
Алис-Спрингс
Ахмадабад
Ман
Битам
Калькутта
Гавана
Манаус
Ханой
Чжицзян
Уругваяна
Аддис-Абеба
Лхаса
Богота
22,6
22,4
15,7
13,9
16,4
28,4
21,7
25,0
24,6
19,6
22,2
25,9
16,7
5,5
26,3
15,9
—0,3
14,4
25,2
21,5
17,3
17,2
17,6
27,6
23,4
25,9
24,9
22,2
22,3
25,8
17,2
6,7
25,5
16,4
1,6
14,8
29,0
19,2
21,4
23,3
20,3
24,7
27,9
26,3
25,1
27,3
23,2
25,9
19,9
11,2
23,6
17,9
5,5
14,8
31,6
15,5
26,4
29,3
23,7
20,0
31,8
26,5
25,2
30,1
24,6
25,8
23,6
17,1
19,2
17,6
9,1
15,0
32,8
11,4
31,1
34,7
26,1
15,5
33,8
25,8
25,1
30,6
26,1
26,4
27,2
21,8
16,5
17,8
13,0
14,8
31,2
8,2
33,1
35,7
28,1
12,4
32,8
24,4
24,2
29,9
26,9
26,6
28,8
25,7
14,2
16,6
17,0
14,3
28,6
8,0
33,9
33,4
28,4
11,6
29,6
23,5
22,5
28,8
27,4
26,9
28,6
28,3
13,5
15,0
16,4
14,0
27,3
10,8
33,5
31,5
28,3
14,4
28,6
23,5
23,3
28,6
27,3
27,5
28,2
27,7
15,0
15,0
15,6
13,8
28,3
14,4
31,3
30,9
25,9
18,3
29,0
24,6
24,0
28,6
27,1
27,9
27,2
24,5
16,0
15,6
14,3
14,2
28,8
17,7
28,6
26,8
22,4
22,8
29,4
25,0
24,3
27,4
25,8
27,7
24,6
17,7
19,4
15,8
9,2
14,6
26,8
19,4
22,9
20,5
17,7
25,7
26,1
25,1
24,3
23,4
23,8
25,3
21,2
12,9
22,3
15,2
3,9
14,3
23,1
21,7
17,7
15,2
15,6
27,7
22,8
24,0
24,4
19,7
22,5
26,7
18,1
7,7
25,1
15,6
0,0
14,0
Таблица
27,9
15,8
26,1
26,0
22,6
20,7
28,0
25,0
24,3
26,4
24,9
26,7
23,4
17,2
19,8
16,2
8,8
14,4
2.3.12
Критерии климатических районов Антарктиды
Макроклимати-
ческий район
Климатический район
(представительный пункт)
Средняя температура воз-
воздуха, "С
Июль
Январь
Средняя от-
относительная
влажность
воздуха ле-
летом, %
Число дней в году с темпе-
температурой воздуха ниже
—60
-45 °С
Число дней
в году со
скоростью
ветра более
15 м/с
Очень холод- Очень холодный со сла-
ный бым и умеренным вет-
ветром (Восток, Амундсен-
Скотт)
Очень холодный с силь-
сильным ветром (Бэрд)
Холодный Холодный с сильным
ветром (Пионерская,
Мицухо)
Холодный с умеренным
ветром (Хелли)
Умеренный Умеренный с очень силь-
сильным ветром (Мирный,
Молодежная)
Умеренный с умеренным
ветром и высокой вла-
влажностью (Аделейд-Ай-
ленд, Беллинсгаузен)
0ХЛ1—40... —70—20... —32
ОХЛ2—35... —50—16... —25
XJIi —30... —45 —4... —20
ХЛ2 —30... —40 —3... —15
у, _i5... —30 0... —4 >60
У2 —7... —35 2... —4
50—220 250—300
5—10
10—50
1—20
Нет
Нет
150—250
100—200
1—20
Нет
10—70
20—100
20—50
50- 300
Нет
Нет
50—100
51

L
Рис. 2.3.3. Районирование территории СССР по критериям воздействия климата на технические изде-
изделия и материалы.
/ — граница микроклиматических районов, 2 — граница климатических районов, 3 — представительный пункт, 4 —
экстремальный пункт.
Макроклиматиче-
ский район
Холодный
Умеренный
Горы выше 2000 м
Климатический район
Очень холодный
Холодный
Арктический приполюсный
Арктический восточный
Арктический западный
Умеренно холодный
Умеренный
Умеренно влажный
Умеренно теплый
Умеренно теплый влажный
Умеренно теплый с мягкой зимой
Теплый влажный
Жаркий сухой
Очень жаркий сухой
Средняя Азия
Кавказ
Обозначение
I.
Ь
Hi
и»
Из
II*
П»
п6
Иг
lit
и.
Пю
Пи
и,2
A + Н)А
ПК
Средняя температура воздуха (°С) по месяцам для районов Антарктиды
Таблица 2.3.13
Климатический
район
Пункт
Пара-
Параметры
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Очень холодный
со слабым и уме-
умеренным ветром
Очень холодный
с сильным ветром
Холодный с силь-
сильным ветром
Холодный с уме-
умеренным ветром
Умеренный
с очень сильным
ветром
Восток
Амундсен-
Скотт
Бэрд
Пионерская
Мицухо
Халли
Мирный
Молодежная
Т
Т
ат
Т
от
Т
т
т
ат
Т
о>
л
Т
от
—32
1
—28
1
—14
1
—23
—19
—4
0
—1,
1,
—0,
0,
,2
,6
,0
,7
,4
,5
,3
,0
,8
,9
6
0
4
9
—44,2
1,3
—40,3
1,7
—18,8
3,8
—32,4
—24,4
— 10,0
1,2
—5,3
0,9
—4,1
0,9
—58,0
2,2
—54,4
1,6
—27,4
2,5
—38,3
—31,6
— 16,4
2,3
—10,1
1,4
—8,4
1,2
—64,9
2,3
—57,3
2,7
—29,9
4,0
—39,2
—36,6
—20,1
2,8
—13,9
2,0
—11,5
1,6
—65,8
2,4
—57,3
2,2
—31,9
4,2
—42,6
—37,7
—23,9
4,1
— 15,3
2,6
— 14,0
1,5
—6,53
2,7
—57,9
3,0
—34,4
4,4
—46,1
—40,4
—26,5
3,6
— 15,4
2,2
— 16,7
1,4
—67,2
2,6
—60,1
2,5
—35,8
3,4
—47,3
—39,4
—29,2
2,8
—17,1
2,3
—18,3
2,3
—68,6
3,5
—59,4
2,5
—66,4
3,5
—59,0
2,5
—36,8—36,6
3,8
—48,3
3,7
—44,4
—39,8—38,5
—28,9
4,0
—17,5
2,8
—26,1
3,2
—17,4
2,6
—18,8—17,7
2,6
2,0
-57,1—43,3—32,2
1,8 1,3 1,4
-50,7—38,7—28,0
2,2 1,5 1,7
-30,2—21,0—14,5
2,8 1,7 1,4
-39,4—31,5—23,1
-34,6—24,5—18,1
-19,2—11,8 —5,4
2,6 1,1 1,1
-13,5 —7,1 —2,4
2,0 1,3 1,0
-13,6 —6,7 —1,3
1,2 1,1 0,9
52

Климатический
район
Пункт
Пара-
Параметр
Г
от
Т
от
I
0,6
0,7
1,1
0,5
II
0,0
0,9
1,2
0,6
III
— 1,6
1,5
0,1
0,9
IV
—4,6
2,3
—1,6
1,2
V
—6,5
2,5
—4,3
1,9
VI
—8,8
3,6
-6,3
2,1
VII
—9,7
3,7
—7,0
2,8
VIII
—11,3
3,9
—7,4
1,8
IX
—8,0
2,4
—4,4
1,5
X
—5,3
2,4
—2,4
1,1
XI
—2,3
1.0
—1,1
0,6
Таблица
XII
0,1
0,6
0,3
0,5
2.3.14
Умеренный с уме- Аделейд-Ай-
ренным ветром и ленд
высокой влажно-
влажностью Беллинсгаузен
Средняя температура воздуха (°С) для районов океана
Макроклиматический
район
Пункт
III
IV
VI
VII
VIII
IX
XI
XII
Год
Морской умеренный
(Атлантический океан)
Тропический морской
(Атлантический океан)
Тропический морской
(Тихий океан)
Тропический морской
(Индийский океан)
Морской (Тихий океан)
Судно погоды А
F2° с. ш., 33° з. д.)
Судно погоды Е
C5° с. ш., 48° з. д.)
Кайенна E° с. ш.,
52° з. д.)
Майами B6° с. ш.,
80° з. д.)
Таити A7°32' ю. ш.,
149°35' з. д.)
Кэмпбэл E2°33' ю. ш.,
169°07' в. д.)
Миникой (8°18' с. ш.,
73°00' в. д.)
Судно погоды Р
E0? с.ш., 145° з. д.)
Судно погоды D8° с. ш.,
162° в. д.)
Кваджалейн
(8°45' с. ш., 165°46' в. д.)
Гонолулу B1°20' с. ш.,
157°55' з. д.)
2,1
17,8
25,1
19,4
26,7
9,3
26,2
5,1
0,1
26,7
22,5
2 7
16,7
25,2
19,9
26,8
9,2
26,6
5,1
—1,9
26,7
22,4
3 ?
17,2
25,5
21,4
27,1
8,5
27,6
4,6
0,2
26,9
22,7
4,0
17,7
25,7
23,4
26,9
7,3
28,7
5,3
0,8
27,1
23,4
5,8
19,2
25,3
25,3
26,0
6,1
28,8
6,9
2,6
27,3
24,4
7,7
22,1
25,2
27,1
25,3
4,9
27,8
8,8
5,0
27,4
25,5
9,4
25,0
25,1
27,7
24,8
4,8
27,3
11,3
7,8
27,6
26,0
9 9
26,2
25,6
27,9
24,8
5,1
27,3
13,3
11,4
27,7
26,3
8,7
25,1
26,1
27,4
25,1
5,6
27,3
13,1
11,3
27,7
26,2
6,3
23,1
26,3
25,4
25,7
6,2
27,1
10,7
8,5
27,7
25,7
4,8
21,1
26,0
22,4
26,3
7,1
26,4
8,1
3,1
27,4
24,4
? 9
19,5
25,4
20,1
26,6
8,5
26,4
5,9
0,4
27,1
23,1
5,6
20,9
25,5
23,9
26,0
6,9
27,3
8,2
4,1
27,3
24,1
160 160 120 80 40 О 40 80 120 160 • 160 120 80
Рис. 2.3.4. Районирование земного шара по критериям воздействия климата па технические изделия и материалы.
Климатические районы: ТС — тропический сухой, ТВ — тропический влажный, С — субтропический, ВХ — горы выше 2400 м, ХЛ — холодный,
ОХЛ —очень холодный, ХЛ1 — холодный с очень влажным летом, ХЛ2 — холодный с холодным летом, ХЛ3 — холодный с теплым летом, У —
умеренный, У{ — умеренно холодный, У2 — умеренный, Уз — умеренно теп лый, М — морской, ПМ — морской подрайон, ТМ — тропический мор-
морской.
53

Рис. 2.3.5. Средняя температура воздуха (°С) в северном полушарии на высоте 5 км в январе (а) и июле (б).
Рис. 2.3Д Средняя температура воздуха (°С) в северном полушарии на высоте 10 км в январе (а) и июле (б).

120 80 40
40 80
120
160
10271
^1021
20
160
160
Рис. 2.З.7. Среднее давление воздуха (гПа) на уровне моря в январе (а) и июле {б).

б)
Рис. 2.3.8. Среднее давление воздуха (гПа) на высоте 10 км в северном полушарии в январе (а) и июле (б).
б)
Рис. 2.3.9. Среднее давление воздуха (гПа) на высоте 25 км в северном полушарии в январе (а) и июле (б).
ZKH
20
15
10
s
n
/
/
•
*•
\
л
!>. 1
\
*
I
•
^-—r^
$0°СЖ. 60 JQ
J
JP 60 ~99ОК.Щ.
Рис. 2.3.10. Средняя зональная высота первого (/) и вто-
второго B) изопикнических уровней и уровня максимальной
изменчивости плотности воздуха C).

2.4. ФУНКЦИИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ И КОРРЕЛЯЦИИ [37, 56, 75, 76]. На рис. 2.4.1, 2.4.2 [83] показаны вертикаль-
вертикальные профили коэффициентов вариации OpjP, Gt/T, op/p и
В большинстве случаев температура, давление и плот- взаимных корреляций грГ, гРГ, />р. Эмпирические расчеты
ность хорошо описываются нормальным распределением корреляций использованы для получения набора значений
Рис. 2.4.1. Вертикальные профили коэффициентов вариации для Кейп-Кеннеди по эмпирическим расчетам (/)
и согласованным данным B).
а) оь[р, б) от]т, в) ар/р.
-1,0 -0,8 -0,6 -0,Ь -0,2
0,2 0,k Ofi 0,8 1,0
Рис. 2.4.2. Вертикальные профили взаимных корреляций для
Кейп-Кеннеди по эмпирическим расчетам (/) и согласован-
согласованным данным B).
а) г , б) г _, в) г .
рг рт* рр
8 Заказ 46
корреляций, согласованных в соответствии с уравнением со-
состояния газа и уравнением статики атмосферы.
Общее представление о временной автокорреляции дает
рис. 2.4.3 [86]. При физической зависимости геопотенциала,
давления, плотности и температуры воздуха поля временной
и горизонтальной пространственной корреляции одной из ве-
величин. Наибольшие значения временных автокорреляций со
сдвигом в сутки наблюдаются в полярных районах и в во-
восточных частях океанов. Хорошо выраженные минимумы
автокорреляции существуют на восточных побережьях Азии
и Северной Америки. Эти минимумы более выражены зимой;
летом они ослабевают и смещаются севернее. Однако общая
картина поля автокорреляций остается однотипной во все
сезоны и сходна для разных высот тропосферы. В верхней
тропосфере лишь несколько слабее выражены минимумы.
В тропиках коэффициент автокорреляции имеет более высо-
высокие значения, отражающие большую инерцию процессов в этом
широтном поясе. Для модельного представления временной
автокорреляции во многих случаях можно ограничиться мо-
моделью авторегрессии первого порядка.
Географические изменения в структуре вертикальных
корреляций показывают корреляции геопотенциала изобари-
изобарических поверхностей 1000 и 500 гПа на рис. 2.4.4 [82]. Наи-
Наибольшие значения коэффициента корреляции отмечаются над
океанами, особенно над их восточными частями. Над сушей
корреляции слабее, а над подзетренными участками возвы-
возвышенностей коэффициент корреляции отрицательный. Подоб-
Подобное географическое распределение вертикальных корреляций
геопотенциала изобарических поверхностей 1000 и 500 гПа
с некоторыми смещениями наблюдаются и в другие сезоны.
В работе [82] также показано, что корреляция геопотенциала
изобарических поверхностей 1000 и 500 гПа хорошо отражает
структуру вертикальных корреляций во всей тропосфере.
При модельном представлении вертикальной корреляции
вертикальную координату задают в виде 1п(/?//?0), где ро —
57

давление на исходном уровне. В задачах статистического 2.5. ТРОПОПАУЗА
моделирования вертикальных профилей метеовеличин при-
применяют каноническое разложение [78].
Рис. 2.4.3. Автокорреляция геопотенциальных высот изо-
изобарической поверхности 500 гПа в северном полушарии
зимой при сдвиге в одни сутки и исключении годового
и полугодового циклов.
Рис. 2.4.4. Корреляция геопотенциальных высоты изобари-
изобарических поверхностей 1000 и 500 гПа в северном полуша-
полушарии зимой.
Характер горизонтальной пространственной корреляции
демонстрирует рис. 2.4.5 [91] для геопотенциала изобариче-
изобарической поверхности 500 гПа. Модельная аппроксимация этого
ноля корреляции для умеренных широт имеет вид
П
р. = Дф, ДА
X [cos (a, I p/1) + -J- sin (а, | р, |)] ,
где для зимы зональный фактор а = 7,76; с = 1,51 и мери-
меридиональный фактор а = 6,69; с = 6,12.
В тропической зоне коэффициенты вертикальной и гори-
горизонтальной корреляции убывают заметно быстрее. Для пред-
представления многомерной структуры корреляций одномерные
модели объединяют путем перемножения или используют
приемы преобразования координат [58].
Наиболее важная в прикладных задачах характеристика
тропопаузы — ее высота. На рис. 2.5.1 [46] приведены поля
высоты тропопаузы для января и июня. Заметная зональ-
Рис. 2.4.5. Пространственная корреляция геопотенциаль-
геопотенциальных высот изобарической поверхности 500 гПа для
40° с. ш.
ность этих полей делает достаточно информативными сред-
средние зональные характеристики высоты тропопаузы, пред-
160 120 80 40 О 40 80 120 160 160
160 120 80 40 О 40 80 120 J8O 160
1вО 120 80 40 О 40 80 1?0 fSQ 160
160 120 SO 40 О 40 80 120 160 1
Рис. 2.5.1. Средняя высота (км) нижней границы поляр-
полярной (/) и тропической B) тропопаузы в январе (а) и
июле (б).
58

Таблица 2.5.1
Средние широтные значения высоты (км) полярной (П) и тропической (Т) тропопаузы
Месяц
Тип тро-
тропопаузы
Ф°
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Январь
Февраль
Март
Апрель
Май
Июнь
Июль
Август
Сентябрь
Октябрь
Ноябрь
Декабрь
Год
Амплитуда
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
8,7
8,8
8,5
8,2
8,1
8,7
8,8
9,6
9,4
8,6
8,9
8,0
8,7
1,6
8,8
8,8
8,5
8,2
8,4
8,9
9,3
9,7
9,4
8,9
9,0
8,4
8,9
1,5
Северное полушарие
9,1
9,0
8,7
8,6
9,0
9,5
10,1
10,1
9,8
9,3
9,1
8,9
9,3
1,5
9,3
9,3
9,2
9,3
9,6
10,2
10,7
10,7
10,4
9,8
9,4
9,3
9,8
1,5
9,6
9,7
9,8
10,1
10,5
11,0
11,3
14,9
11,4
14,8
11,1
14,9
10,6
15,1
10,1
15,1
9,9
10,4
1,8
10,3
15,5
10,3
10,7
11,2
15,2
11,7
15,4
11,8
15,4
12,0
15,4
12,2
15,3
12,1
15,3
11,7
15,2
11,2
15,1
10,8
15,6
11,3
15,3
1,9
0,5
11,2
15,9
11,0
16,1
11,4
16,0
12,1
15,7
12,7
15,6
13,0
15,7
13,1
15,9
13,1
15,9
13,1
15,8
12,5
15,8
12,4
15,7
11,8
15,8
12,3
15,8
2,1
0,5
16,3
16,4
16,6
12,8
16,5
13,4
16,3
13,3
16,2
13,4
16,0
13,2
15,9
13,4
16,0
13,5
16,1
16,2
16,4
13,2
16,2
0,7
0,7
16,8
16,7
16,8
16,7
16,5
16,3
16,0
16,0
16,1
16,2
16,5
16,7
16,4
0,8
17,0
16,9
16.9
16,9
16,8
16,5
16,2
16,1
16,3
16,3
16,7
16,9
16,7
0,9
Южное полушарие
Январь
Февраль
Март
Апрель
Май
Июнь
Июль
Август
Сентябрь
Октябрь
Ноябрь
Декабрь
Год
Амплитуда
П
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
8,2
8,0
7,5
8,4
8,6
9,1
9,8
10,8
10,9
10,0
9,1
8,5
9,1
3,4
8,2
8,2
7,9
8,5
8,6
9,1
9,8
10,4
10,4
10,0
9,1
8,5
9,1
2,5
' 8,6
8,7
8,5
8,8
9,0
Q Ч
9,8
10,0
9,9
9,9
9,2
8,7
9,2
1,5
9,5
9,6
9,5
9,6
9,7
9,5
9,7
9,6
9,6
9,6
9,5
9,5
9,6
0,2
ело
10
15
10
15
10
10
10,
9,
9,
9,
10,
10,
10,
10,
1,
,7
,0
,7
,3
,7
,3
,6
,6
,1
,9
j
,9
3
3
3
3
0
11
15
11
15
11
15
11
15
11
15
10,
15
10,
15,
10,
15,
ю,
15,
11,
15,
И,
15,
11,
15,
11,
15,
0,
0,
,9
,4
,9
,6
,8
,6
,5
,5
,3
,4
,8
,4
,6
,1
,4
1
,7
2
0
2
3
1
0
3
2
3
5
5
12
16
12
16
12
16
12
15
12
15
11
15,
11.
15,
11,
15,
11,
15,
12,
15,
12,
15,
12,
15,
12,
15,
1,
0,
,6
,2
,7
,1
,5
,0
,5
,9
,0
,9
,8
,9
,6
,5
.5
4
9
,5
1
5
2
6
7
8
2
8
2
8
16
16
16
16,
12,
16,
12,
16,
11,
16,
11,
15,
12,
15,
12,
16,
12,
16,
16,
12,
16,
0,
0,
,4
,4
,5
,5
,2
А
,0
,2
,9
.1
7
9
0
9
2
1
3
3
5
0
3
6
6
16
16
16
16
16
16
16
16,
16,
16,
16,
16,
16,
0,
,8
,7
,9
,9
,8
,5
,2
,0
,2
3
5
7
5
9
17
16
16
16
16
16
16.
16,
16,
16,
16,
16,
16,
0,
,0
,9
,9
,9
,8
,5
,2
л
,3
3
7
9
7
9
59

Таблица* 2.5.2
Средние широтные значения температуры (°С) полярной (П) и тропической (Т) тропопаузы
Месяц
Тип тро-
тропопаузы
Ф°
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Январь
Февраль
Март
Апрель
Май
Июнь
Июль
Август
Сентябрь
Октябрь
Ноябрь
Декабрь
Год
Амплитуда
Январь
Февраль
Март
Апрель
Май
Июнь
Июль
Август
Сентябрь
Октябрь
Ноябрь
Декабрь
Год
Амплитуда
60
п
т
п
т
п
т
п
т
и
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
—60,9
"-~ОУ, О
—59,5
—54,4
—51,5
—48,0
—48,3
—50,8
—55,0
—57,0
—60,5
—60,2
—55,5
12,9
—61,8
—60,9
—58,9
—54,1
—51,6
—48,6
—49,6
—52,2
—55,1
—57,0
—59,7
—60,2
—55,8
13,2
П
Т
П
Т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
п
т
и
т
п
т
п
т
п
т
п
т
—54,2
—53,7
—57,3
—59,3
—64,6
—68,6
—72,6
—78,1
—79,2
—71,5
—63,1
—56,0
—64,9
25,5
—53,7
—52,8
—56,5
—58,1
—64,3
—69,2
—71,9
—74,8
—75,2
—70,3
—62,9
—55,5
—63,8
22,3
Северное полушарие
—61,4 —60,2 —58,4
—60,8 —59,6 —58,9
—58,6 —58,4 —58,2
—54,5 —55,8 —57,1
—52,6 -54,3 —56,3
—51,1 —53,3 —55,3
—52,0 —53,4 —53,8
— — —59,0
—53,6 —54,0 —54,6
— — —60,9
—55,1 —55,6 —55,8
— — —61,3
—56,5 —56,3 —56,3
— — —63,7
—58,6 —57,6 —57,8
— — —65,3
—59,7 —59,1 —58,7
—56,2 —56,5 —56,8
10,3 6,9 5,1
Южное полушарие
—52,3 —52,4 —55,6
— — —62,1
—51,7 —51,7 —54,2
— — —62,3
—55,4 —54,6 —55,7
— — —62,2
—55,7 —55,3 —55,8
—61,0 —59,5 —59,3
—66,1 —62,7 —59,7
—68,8 —64,8 —61,1
—70,5 —65,1 —60,6
—70,1 —63,4 —58,7
—66,3 —61,4 —57,9
—59,0 —55,7 —55,2
—55,0 —54,3 —55,7
—61,0 —58,4 —57,5
18,8 13,4 6,9
—57,1
—64,9
-57,4
—58,1
—59,3
—65,0
—59,1
—62,9
—56,7
—64,8
—54,5
—64,6
—55,6
—65,2
—57,5
—65,8
—58,1
—65,4
—59,3
—65,2
—58,8
—64,5
—57,6
—64,5
4,8
2,9
—58,0
—64,6
—57,6
—64,9
—58,0
—63,9
—58,0
—63,5
—56,9
—63,9
—58,8
—63,3
—58,1
—63,0
—56,6
—62,2
—56,3
—62,1
—55,4
—60,0
—56,6
—62,2
—57,8
—63,4
—57,6
—63,1
3,4
4,9
—56,1
—69,5
—55,1
—69,2
—57,1
—68,5
—60,5
—69,1
—61,1
—69,4
—62,3
—69,7
—62,4
—70,8
—64,0
—70,4
—63,5
—71,1
—60,6
—70,3
—61,4
—70,2
—59,6
—70,3
—60,3
—70,0
8,9
2,6
—61,1
-71,4
—61,1
—71,2
—61,1
—71,7
—60,8
—69,0
—61,0
—68,5
—57,6
—67,8
—56,8
—66,7
—56,3
—66,0
—56,7
—66,2
—57,1
—66,6
—59,7
—67,9
—60,5
—69,6
—59,2
—68,6
4,8
5,7
—76,2
—76,3
—76,5
—65,5
—75,8
—67,8
—74,4
—68,5
—74,5
—67,2
—74,4
—67,3
—74,1
—68,7
—74,5
—67,9
—75,2
—75,7
—76,0
—67,6
—75,3
3,2
2,3
—78,5
—77,7
—77,9
—75,1
—62,1
—74,8
—60,1
—74,2
ОУ, У
—73,1.
—59,0
—71,9
—58,8
—72,2
—59,0
—73,7
—59,5
—74,3
—77,0
—59,8
—75,1
3,3
6,6
—81,1
—80,4
—80,2
—80,6
—78,6
—77,6
—76,9
—77,1
—76,8
—78,8
—79,3
—80,1
—79,0
4,3
—82,4
—81,4
—81,3
—81,2
—80,1
—78,2
—76,6
—75,5
—76,4
—78,1 '
—78,8
—80,6
—79,2
' 6,9
—82,8
—82,0
—81,7
—82,8
—81,0
—77,9
—78,8
—77,3
—78,0
—79,8
—80,8
—82,1
—80,4
5,3
—82,8
—82,0
-81,7
—82,8
—81,0
—77,9
—78,8
—77,3
—78,0
—79,8
—80,8
—82,1
—80,4
5,3

Таблица 2.5.3
Изменчивость индивидуальных значений высоты и температуры полярной (П) и тропической (Т) тропопаузы
и число наблюдений, необходимое для получения средних значений с точностью 0,2 км и 1 °С соответственно
с доверительной вероятностью 95, 98 и 99 %
Пункт
Месяц
Тип тропо-
тропопаузы
Изменчивость
высоты, км
температу-
температуры, °С
Число наблюдений
за высотой
95 %
98 %
99 %
за температурой
95 %
98 %
99 %
Свердловск
Ташкент
Январь
Июль
Январь
Июль
п
п
п
п
т
Все случаи
1,08
0,74
0,85
1,15
0,84
3,50
И?)
0,5
п
V
¦ %
1,0
0,5
••г
р
103км
Рис. 2.5.2. Пространственные корреляционные
функции высоты (а) и температуры (б) полярной
тропопаузы.
/ — январь, 2 — апрель, 3 — июль, 4 — октябрь.
ставленные в табл. 2.5.1 [46]. Характер статистического рас-
распределения температуры тропопаузы показывает табл. 2.5.2.
Учет характеристик тропопаузы становится сложным
в районах, где существуют и полярная, и тропическая тро-
тропопаузы. Данные для Ташкента в табл. 2.5.3 хорошо иллю-
иллюстрируют эту ситуацию. Пространственную и временную из-
изменчивость ежедневных значений тропопаузы показывают
корреляции на рис. 2.5.2-—2.5.4.
5,4
4,5
3,8
8,4
4,7
14,5
111
54
69
127
68
1175
157
74
98
180
96
1692
194
91
120
220
118
2072
112
78
55
273
85
810
158
110
78
383
120
1146
195
135
96
469
147
1405
Рис. 2.5.3. Пространственные корреляционные функ-
функции высоты (/) и температуры B) тропической тро-
тропопаузы.
1,0*
0,6-
0,2-
-— 9
r
4
•••• ^^
1 1 "\
12
J6
Рис. 2.5.4. Временные корреляционные функции вы-
высоты (а) и температуры (б) тропопаузы.
/ — Свердловск, январь; 2 — Свердловск, июль; 3 — Таш-
Ташкент, январь; 4 — Ташкент, июль, без учета типа тропо-
тропопаузы; 5—Ташкент, июль, тропическая тропопауза.
61

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Авиационно-климатичсский атлас-справочник СССР.— М.,
1969—1970. Вып. 5. Климатические характеристики тро-
тропопаузы, уровня максимума скорости ветра и отклонений
температуры от температуры стандартной атмосферы
A969). Вып. 5а. Климатические характеристики отклоне-
отклонений температуры от температуры стандартной атмосферы
A970).
2. Аналитическое описание четырехмерного поля климата
свободной атмосферы над северным полушарием.
Р. Г. Рейтенбах, Т. Ю. Рощина, А. М. Стерин, Б. Г. Шер-
стюков.—Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1984, вып. 109,
с. 3—16.
3. Атлас Антарктики.-—М., Л., 1966—1969.
4. Атлас Арктики.— М., 1985.
5. Атлас карт квадратического отклонения температуры воз-
воздуха в свободной атмосфере северного полушария.— М.,
1983. 98 с.
6. Атлас карт средних меридиональных и зональных состав-
составляющих горизонтального градиента температуры в стра-
стратосфере северного полушария.— М., 1979.
7. Атлас климатических карт барической топографии нижней
стратосферы южного полушария A00, 50, 30 мбар).—
М., 1975.
8. Атлас климатических карт барической топографии южного
полушария A000—100 мбар). М., 1972.
9. Атлас климатических характеристик температуры, плот-
плотности и давления воздуха, ветра и геопотенциала в тро-
тропосфере и нижней стратосфере северного полушария. При-
Приложение к «Синоптическому бюллетеню».— М., 1974—1976.
10. Атлас климатических характеристик тропопаузы над се-
северным полушарием.— М., 1973.
11. Атлас океанов. Атлантический и Индийский океаны. A977).
Тихий океан A974)—Главное управление навигации и оке-
океанографии Министерства обороны СССР, 1974—1977.
12. Атлас средней температуры воздуха в свободной атмо-
атмосфере над южным полушарием/И. В. Ханевская, Г. С. Буш-
канец, 3. М. Маркова.— М., 1971.
13. Аэроклиматический атлас тропопаузы южного полушария
и температурного поля атмосферы Земли.— Л., 1968.
14. Аэроклиматическнй справочник Антарктиды.— Л., 1967.
15. Борисов А. А. Климаты СССР.— М.: Просвещение,
1967.
16. Бушканец Г. С. Межсуточная изменчивость темпера-
температуры над СССР.—Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1976,
вып. 30, с. 30—48.
17. Глаголев Ю. А. Справочник по физическим парамет-
параметрам атмосферы.— Л.: Гидрометеоиздат, 1970.
18. ГОСТ 4401-81. Атмосфера стандартная. Параметры.— М.:
Изд-во стандартов, 1981.
19. ГОСТ 16350-80. Климат СССР. Районирование и стати-
статистические параметры климатических факторов для техни-
технических целей.— М.: Изд-во стандартов, 1981.
20. ГОСТ 24482-80. Микроклиматические районы земного шара
с тропическим климатом. Районирование и статистические
параметры климатических факторов для технических це-
целей.— М.: Изд-во стандартов, 1981.
21. ГОСТ 25650-83. Климат Антарктиды. Районирование и
статистические параметры климатических факторов для
технических целей.— М.: Изд-во стандартов, 1983.
22. ГОСТ 25870-83. Макроклиматические районы земного
шара с холодным и умеренным климатом. Районирование
и статистические параметры климатических факторов для
технических целей.— М.: Изд-во стандартов, 1984.
23. Данные об изменчивости метеорологического режима на
территории СССР. Температура воздуха.— Обнинск, 1984.
24. Данные о структуре и изменчивости климата: Геопотен-
цнал поверхности 500 гПа и некоторые характеристики
циркуляции. Северное полушарие.— Обнинск, 1982.
25. Данные о структуре и изменчивости климата. Давление
воздуха на уровне моря. Северное полушарие.— Обнинск,
1980.
26. Данные о структуре и изменчивости климата: темпера-
температура воздуха на уровне моря. Северное полушарие.—
Обнинск, 1979.
27. Данные по климату СССР.—Обнинск, 1977—1978. Т.1.
Карты климатических характеристик температуры воздуха,
температуры поверхности оголенной почвы, скорости и
направления нетра A977). Т.З. Таблицы месячных харак-
характеристик температуры воздуха, скорости и направления
ветра по экономическим районам СССР A978).
28. Заставенко Л. Г., Казначеева В. Д. Обзор спра-
справочников по климату атмосферы.— М.: Гидрометеоиздат,
1982.
29. 3 у е в В. Е., Комаров В. С. Статистические модели
температуры и газовых компонент атмосферы.— Л.: Гид-
Гидрометеоиздат, 1986.
30. И г и а т ю ш и и а Е. Н. О междусуточной изменчивости
абсолютного геопотенциала в свободной атмосфере над
территорией СССР.—Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1985,
вып. 126, с. 46—52.
31. Иоффе М. М., Приходько М. Г. Справочник авиа-
авиационного метеоролога.— М.: Воениздат, 1977. 304 с.
32. К а з н а ч е е в а В. Д. О суточном ходе некоторых стати-
статистических характеристик геопотенциала в свободной атмо-
атмосфере.—Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1980, вып. 81.
с. 74—83.
33. К а з н а ч е е в а В. Д. О суточном ходе некоторых стати-
статистических характеристик температуры в свободной атмо-
атмосфере.—Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1978, вып. 47,
с. 45—52.
34. Казначеева В. Д., Руденкова Т. В. Вертикаль-
Вертикальная статистическая структура полей метеорологических
элементов по данным наблюдений ТРОПЭКС-72.— Метео-
Метеорология и гидрология, 1975, № 10, с. 99—106.
35. Казначеева В. Д., Руденкова Т. В. Организация
текущих аэрологических данных на магнитных лентах
ЕС—Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1985, вып. 115, с. 91—108.
36. Климатический атлас Африки. Солнечная радиация, тем-
температура воздуха, относительная влажность воздуха. 4.1.—
Л., 1978.
37. Кобышева Н. В., Костин С. И., Струнни-
Струнников Э. А. Климатология.— Л.: Гидрометеоиздат, 1980.
38. Копров а Л. И., Покровский О. М., Иваны-
к и н Е. Е. Особенности статистической структуры и воз-
возможности объективного анализа поля температуры воз-
воздуха над экваториальной Атлантикой.— Изв. АН СССР.
Физика атмосферы и океана, 1977, т. 13, № 6, с. 629—637.
39. К о ш е л ь к о в Ю. П. Климатология средней атмосферы
Антарктики и южного полушария.— В сб.: Метеорологи-
Метеорологические исследования в Антарктике. Докл. на II Всесоюз-
Всесоюзном симпозиуме.—Л.: 1966, с. 169—179.
40. К о ш е л ь к о в Ю. П. Среднее распределение метеоро-
метеорологических элементов на высоте 20 км в южном полуша-
полушарии. В кн.: Антарктика. Доклады комиссии.— М.: Наука,
1986, вып. 25, с. 13—14.
41. Краткий климатический справочник по странам мира.—
Л.: Гндрометеоиздат, 1984.
42. Крылова Л. М. Поле средней многолетней плотности
воздуха над северным полушарием в свободной атмо-
атмосфере.—Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1975, вып. 18,
43.
с. 49—61.
Мамонтов
Статистические
различные часы
характеристики тем-
суток на территории
44.
Н. В.
пературы воздуха в
СССР.—М„ 1979.
Материалы по климату и циркуляции свободной атмо-
атмосферы над зарубежными странами северного полушария.—
М., 1972—1973. Т. 1. Основные статистические характери-
характеристики ветра. Средние значения температуры и влажности
воздуха. A972). Т.З. Характеристики горизонтальных по-
потоков тепла и влаги. A973).
45. Материалы по климату и циркуляции свободной атмо-
атмосферы над СССР.—М., 1970.
Маховер 3. М. Климатология тропопаузы.— Л.: Гидро-
Гидрометеоиздат, 1983.
М е р ц а л о в а О. Б. Закономерности корреляционных
связей плотности в свободной атмосфере над северным
полушарием. Труды НИИАК.— 1969, вып. 58, с. 55—57.
Мерцалова О. Б., Федорова А. М. Корреляцион-
Корреляционные связи между температурой и давлением в свободной
атмосфере над северным полушарием.— Труды НИИАК,
1965, вып. 30, с. 92—101.
Мерцалова О. Б., Соколова М. В., Сычева Е. Ф.
Климатические характеристики температуры модели стан-
стандартной атмосферы.— Труды НИИАК, 1963, вып. 24,
с. 23—53.
50. Метеорология южного полушария.— Л.: Гидрометеоиздат,
1976.
51. Метеорологические данные за отдельные годы по зару-
зарубежной территории северного полушария. Ч. 1а: Средняя
месячная и годовая температура воздуха.— Л., 1981.
52. М о и и н А. С, Шишков Ю. А. История климата.— Л.:
Гидрометеоиздат, 1979.
Новый аэроклиматический справочник особых слоев атмо-
атмосферы над СССР. Т.1. Инверсия температуры воздуха.—
М.: 1984—1985. Кн. 1. Повторяемость инверсий A984).
Кн. 2. Непрерывная продолжительность A984). Кн. 4.
Комплексы мощности и интенсивности инверсий A984).
Кн. 5. Мощность инверсий A984). Кн. 6. Интенсивность
46,
47,
48
49.
53.
62

инверсий A985). Кн. 7. Характеристики температуры на
нижней границе инверсий A985).
54. Новый аэроклиматпческий справочник пограничного слоя
атмосферы над СССР. Т. 1.— М., 1985—1986.
55. Новый аэроклиматический справочник свободной атмо-
атмосферы над СССР. Пояснительный текст.— М., 1979.-—
28 с.
56. Новый аэроклиматпческий справочник свободной атмо-
атмосферы над СССР.—М., 1979—1981. Т.1. Характеристики
температуры воздуха A980). Т. 2. Характеристики ветра и
геопотенциала A979). Т.З. Характеристики влажности и
плотности A980). Т.4. Характеристики вероятности (до-
(доверительные интервалы) температуры A980). Т 5. Харак-
Характеристики вероятности (доверительные интервалы) гео-
геопотенциала A980). Т.З. Характеристики вероятности (до-
(доверительные интервалы) плотности A981). Т.9. Характе-
Характеристики вертикальных градиентов температуры A980).
Т.П. Характеристики междусуточной изменчивости метео-
метеорологических элементов A980). Т. 12. Расчет аэрологиче-
аэрологических характеристик, метеорологических элементов на ос-
основе аппроксимирующих законов распределения A980).
57. Организация информационной базы данных аэрологиче-
аэрологических наблюдений (ГМБД «Аэрология»)/В. Д. Казначесва,
А. П. Коротков, Т. С. Нагорная, Т. В. Руденкова.— Труды
ВНИИГМИ—МЦД, 1980, вып. 81, с. 3—42.
58. Р е й т е н б а х Р. Г. Обзор некоторых исследований кор-
корреляционных связей метеорологических величин свободной
атмосферы.—Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1984, вып. 109,
с. 67—79.
59. Рейте ы бах R. Г., Рощина Т. Ю., С тер и н А. М.
Многомерная структура климатических полей свободной
атмосферы.—Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1964, вып. 109,
с. 16—30.
60. Р е й т е н б а х Р. Г., С т е р и н А. М. Оценка точности
полей средних значений метеовеличии свободной атмо-
атмосферы, получаемых методами объективного анализа.—
Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1987, вып. 135, с. 45—55.
61. Рейтенбах Р. Г., С тер и н А. М. Создание массивов
климатологических характеристик свободной атмосферы
в узлах сетки методом объективного анализа.— Труды
ВНИИГМИ—МЦД, 1987, вып. 135, с. 3—45.
62. Р у б и н ш т е й н К- Г., Ш и л я е в В. Б. Сравнение
норм температуры, геопотенциала и влажности по
данным двух климатических аэрологических архивов.—
Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1985, вып. 120, с. 87—91.
63. Руденкова Т. В., Хмелевцова И. Н. Описание
аэрологических архивов по особым точкам атмосферы на
магнитных лентах ЕС ЭВМ.—Труды ВНИИГМИ—МЦД,
1986, вып. 131, с. 45—64.
64. Справочник вертикальных корреляционных связей темпе-
температуры, геопотенциала и плотности в свободной атмо-
атмосфере над северным полушарием.— М., 1966.
65. Справочник по вертикальным корреляционным связям
метеорологических элементов в свободной атмосфере над
СССР.—М., 1980.—397 с.
66. Справочник по времени корреляционным связям метео-
метеорологических элементов в свободной атмосфере над
СССР.—М., 1980.
67. Справочник по климату Антарктиды. Т.2. Температура
воздуха, атмосферное давление, ветер, влажность воз-
воздуха, облачность, осадки, атмосферные явления, види-
видимость.—Л., 1977.
68. Справочник по климату СССР. Метеорологические дан-
данные за отдельные годы. 4.1. Температура воздуха. Тем-
Температура почвы. Атмосферные явления.— Л.: Гидроме-
теоиздат, 1952—1979.
69. Справочник по климату СССР. 4.2. Температура воздуха
и почвы.— Л., Гидрометеоиздат, 1965—1970.
70. Справочник по климату СССР. Устойчивость и точность
климатических характеристик. Т.1. Солнечное сияние. Тем-
Температура воздуха и почвы.— Л.: Гидрометеоиздат, 1976.
71. Справочник статистических характеристик температуры и
влажности в свободной атмосфере над СССР.— М.,
1972—1975.
72. Справочник статистических характеристик полей темпе-
температуры и влажности в атмосфере северного полушария.
4.4. Локальные модели атмосферы.— М., 1981.
73. Статистическая структура метеорологических полей.— Бу-
Будапешт, 1976.
7 4. Т а р а с е н к о Д. А. Модели стратосферы и мезосферы.—
Труды ЦАО.— 1985, вып. 160, с. 89—96.
75. X а н е в с к а я Н. В. Температурный режим свободной
атмосферы над северным полушарием.— Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1968.
76. X а н с в с к а я И. В., Пашкова 3. Д. Оценка неко-
некоторых статистических параметров, аппроксимирующих
физические распределения температуры вблизи ее экст-
экстремумов.—Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1976, вып. 30,
с. 3—16.
77. Характерные особенности структуры свободной атмосферы
над Антарктидой.— В сб.: Метеорологические исследова-
исследования в Антарктике. Докл. на II Всесоюзном симпозиуме.
Л., 1986.
78. Школьный Е. П., Майборода Л. А. Атмосфера и
управление движением летательных аппаратов.— Л.: Гид-
Гидрометеоиздат, 1973.
79. Ananthasayanam M. R., Narasimha R. A. Pro-
Proposed International Tropical Reference Atmosphere up to
80 km.— Middle Atmosphere Program, 1985, v. 16,
p. 197—205.
80. В a r n e 11 J. J., Corney M. Discussion on Variability in
Time and Space. Planetary waves.— Middle Atmosphere
Program, 1985,, v. 16, p. 86—138.
81. В a met t J. J., Corney M. Middle Atmosphere Refe-
Reference Model Derived from Satellite Data.— Middle Atmo-
Atmosphere Program, 1985, v. 16, p. 47—86.
82. Blackmon M. L.. Madden R A. Geographical Varia-
Variations in the Vertical Structure of Geopotential Height
Fluctuations.—J. Atm. Sci. 1979, v. 36, N 12, p. 2450—2466.
83. В u e 1 1 С. Е. Adjustment of Some Atmospheric Statistics
to Satisfy Phcsical Conditions.—J. Appl. Met., 1972, v. 11,
N 8, p. 1299—1304.
84. Climate of the Oceans/Ed. H. Van Loon.—Elsevier, 1984.
716 p.
85. H a m i 11 о n K- Stratospheric Circulation Statistics.— Na-
National center for Atmospheric research, Boulder, Colorado,
1982.—174 p.
86. Gutzler D. S., Mo К- С. Autocorrelation of Northern
Hemisphere Geopotential Heights.— Mon. Wea. Rev., 1983,
v. Ill, N 1, p. 155—164.
87. Kousky V. E., Srivatsangam S. The Seasonal
Cycle over the United States and Mexico.— Mon. Wea.
Rev., i983, v. Ill, N 1, p. 164—171.
88. La nz ante* J. R. Further Studies of Singularities Asso-
Associated with the Semiannual Cycle of 700mb Heights.— Mon.
Wea. Rev., 1985, v. 113, N 8, p. 1372—1379.
89. О о r t A. H. Global Atmospheric Circulation Statisics,
1958—1973.—Washington, U. S. Government Printing
Office, 1983. 180 p.
90. Smith J. W. Density Variation and Isopycnic Layers.—
J. Appl. Met., 1964, v. 3, N 3, p. 290—298.
91. Thiebaux H. J. On approximatioas to geopotential and
wind-field correlation structures.— Tellus, 1985, v. 37A,
N 2, p. 126—131.
63

к g g «я *~
в « § s<*>
« S 2 к S5
о.
CO
c*
4
2
s
s
BQ
S
ОС
BQ
«
s
o-
3
о
2
О
ери
BQ
8
X
О
(Л
X
я
о
сь
S
3
S
3
чет
о
л4
ветрг
CU
S
S
§
с
о
а
о
са
со
HOW
Л
03
S
О
X
II
о g
о с
• с о
а
1
ИТЭ1
ассч
а
к
s
X
аче
X
ГО
вин
О)
9
с;
хо
та
я
S
а
S
н
та
О
3
а?
о
п
и
аз
со
X
со
се
Cj
¦о
•а
Геопотен-
Геопотенциальная
высота Н,
км
O00ON00N0000O00(N00Ol0C0OOC0OC0O(NCDC0(N
.OlOO(Dt(NOOOOO
ЬСЯООЮМОЮСОЮС^ЮС^ЬОООСОМОСОООЮСОСС
ГГ''^^^Г^^^— (N00 I ! I
а I
^ <п&ю<р^^<ясь~(я^ю&&ю<пс<1Сэсэо>ооооо6ооо>(Э I I I
CO
I I О O5 O5 ^-t^. CD О 00 CO О СОЮ Tf О CD <N Ю Tf 00 ^ CM Oi 00 I
I I CD lO Ю CD CD t4*» 00 t** t4*» t4*» Is*» 00 Qi О O^ 00 CD Ю ''t4 Tf* Tf CO CO I
COlO CD t^Tt^. ooO5 О *-н <NC0 Tf ЮЮ^ со(N^oooTOi Oi O^ О
T
) О О О О О
II I I I
co<N
I I
I I I I I I I I I I

Геопотен-
Геопотенциальная
высота Н,
км
Фактические наблюдения
п
V
csa
°г
стах
csc
Значения, рассчитанные по круговому нормальному закону
распределения
1 %
н
в
ю %
н
в
20 %
н
в
Июль, 0—20° с. ш.
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
—0,6
—1,4
—2,2
—2,8
—3,2
—3,6
—3,9
4 1
—4,'3
—4,4
—4,5
—4,8
—5,4
—6,5
—7,6
—8,8
—9,9
— 10,8
— 11,6
—12,3
—13,1
— 14,1
— 15,2
—16,6
— 18,6
—20,3
—22,0
—23,4
—24,2
—24,8
—25,2
0,2
0,3
0,2
0,0
0,1
0,2
0,2
0,2
0,1
—0,1
—0,5
—0,8
—0,7
—0,3
0,0
0,2
0,3
0,3
0,2
0,2
0,2
0,3
0,4
0,3
0,3
0,2
0,2
0,1
0,1
0,1
5,2
7,8
7,9
8,0
7,9
7,8
7,8
8,0
8,3
8,8
10,2
12,4
13,6
13,8
13,7
13,6
13,4
13,2
14,0
14,8
15,7
16,7
17,9
19,2
20,5
21,9
—
—
—
—
3,4
7,0
7,4
7,6
7,6
7,4
7,4
7,6
7,9
8,4
9,4
12,4
14,0
14,3
14,0
13,5
12,8 .
11,9
10,8
10,0
9,6
9,4
9,9
10,5
11,1
11,9
—
—
—
—
—
60
61
61
60
58
58
59
61
65
69
73
76
79
80
78
70
61
53
51
51
63
70
77
—
3,0
6,4
6,8
7,2
7,4
7,3
7,4
7,5
8,1
8,4
9,2
11,8
13,4
14,2
13,7
15,0
15,5
16,3
15,4
14,2
13,7
13,8 .
14,7
16,0
17,4
18,7
—
1
1
2
2
2
2
3
3
3
4
4
—
1,0
,0
1,0
,0
,0
,0
,0
,0
,0
,0
,0
,1
,2
,4
,6
,8
,0
,3
,5
,8
,1
,5
,8
,0
,5
—
—
15,8
16,4
16,8
17,5
18,3
19,0
19,5
20,0
20,5
22,0
26,8
31,2
33,0
33,5
33,5
33,2
32,5
31,5
30,7
30,0
30,5 ,
32,4
34,7
37,3
40,2
—
2
2
3
3
3
3
3
3
3
3
3
4
5
5
6,
6,
6,
6,
7,
7,
8,
8,
9,
ю,
10,
,3
,5
,0
,0
,0
0
0
0
0
2
4
7
4
7
0
0
2
5
0
5
2
9
5
0
7
12
12
12
12
13
14
14
14
И,
15,
19,
22,
23,
24,
24,
24,
23,
23,
23,
22,
23,
25,
27,
29,
31,
—
—
—
,0
0
0
7
3
0
1
4
5
8
0
3
5
0
0
0
8
4
0
8
5
0
0
0
5
4
4
4
4
4
4
4
4
4
5
6
6
7
7
8
8
8
8
9
9,
ю,
И,
12,
13,
14,
,0
,0
,0
,0
,0
,0
,0
,2
,5
,2
,0
,7
4
8
0
2
2
5
0
5
5
3
2
0
0
10
10
10
10
10
11
11
И
12
14
17
19
-20
20
20
20
20
20
20,
20,
21,
22,
24,
27,
28,
,0
,0
,0
,2
,5
,0
,2
,7
5
0
0
5
2
1
0
0
0
0
3
6
3
7
3
3
3
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
Заказ
1,0
1,8
4,7
8,0
10,5
13,2
16,0
18,8
21,5
24,3
26,8
28,7
29,7
28,5
26,5
24,3
21,8
18,1
14,2
10,4
7,0
5,3
3,8
2,9
2,4
2,3
2,4
2,5
2,6
3,0
3,3
46
0,3
0,2
0,0
—0,1
—0,1
—0,1
—0,2
—0,3
—0,5
—0,5
—0,5
—0,3
0,0
0,0
0,1
0,1
0,2
0,2
0,3
0,3
0,3
0,3
0,1
0,0
—0,1
—0,2
—0,2
—0,2
—0,2
—0,2
—0,2
6,4
8,5
10,0
11,8
14,2
17,0
20,6
24,2
27,0
29,5
31,6
33,2
34,0
33,0
31,1
28,4
25,0
21,0
17,2
13,6
11,1
10,0
9,6
9,4
9,6
9,8
•
—
—
5,5
9,4
10,4
11,5
13,1
15,0
17,0
19,2
21,3
22,7
23,4
23,4
22,8
21,5
19,9
17,8
15,7
14,0
12,8
11,6
10,9
10,6
10,8
11,1
11,6
12,4
—
—
—
Январь,
—
70
72
76
84
102
124
140
142
132
124
118
112
107
102
96
88
80
73
68
G5
62
60
60
—
—
—
20—40°
5,1
8,5
10,3
12,6
15,8
17,3
21,8
24,7
28,1
31,6
34,6
35,6
36,1
32,9
29,6
26,6
24,7
21,4
18,0
14,7
11,9
10,8
10,6
10,5
10,8
11,3
—
—
—
с.
ш.
1,0
1,0
1,0
1,3
1,6
2,2
2,8
3,7
4,4
4,7
5,0
5,0
4,9
4,7
4,5
4,0
3,5
2,5
,8
,3
,0
1,0
1,0
,0
1,4
—
—
—¦
20,0
24,4
29,2
34,0
39,5
46,0
53,5
62,5
70,0
72,5
72,2
70,0
64,0
58,5
53,0
48,3
43,2
38,5
33,8
29,4
26,2
25,4
25,0
25,0
25,0
—
—
—
2,5
3,5
4,5
6,0
7,0
8,5
10,2
12,2
13,8
15,0
15,7
16,0
15,5
14,7
13,4
11,5
9,3
7,3
• 5,6
4,5
4,0
3,8
3,8
4,1
4,5
—
—
—
15,0
17,5
20,8
24,5
28,8
33,7
39,5
47,0
53,8
55,7
55,5
54,0
51,3
47,7
43,5
38,7
33,5
28,0
23,5
20,3
18,6
18,2
18,0
18,0
18,3
—
—
—¦
_
4,5
5,5
6,7
8,1
9,8
12,0
14,7
17,5
19,7
21,0
21,7
22,0
21,2
20,0
18,2
15,7
12,8
10,2
8,0
6,2
5,4
5,4
5,6
6,1
6,7
—
—
—
_
11,7
14,5
17,5
21,0
25,0
29,5
35,0
41,0
45,5
48,0
48,0
47,0
44,7
41,6
38,0
33,5
20,0
24,5
20,6
17,3
15,7
15,2
15,0
15,0
15,0
—
—
—
—
—
65

оГ о о *-* ^
*-- со со о t>^ ^ со ^ Tf ю cd ьГ схГ о <n
- Ь-Ь-ООООЮОООЮ
'^ -сою
C0C0C0
ооосоюо^а^юсмюоюсоосмоюсмоюоооо
cd CD Ь. 00 оГ О СЧ CO Tf Tf со <N <N <N <N <N
о я
о ?
N(NNЮOO00CC0CD0000C0ONONЮNWOC0OCDЮ
— О? СМ со" Tf ю" cd" оГ — СО Ю N t>." Tf о" О©" CD" CD CD t>T 00 O> — CM "^" I I I
(N (N (N CO CO 00 « Tf< ^in Ю CD Ю Ю ^ ^T}<^Tf Ю CD CD N00 О
I I
oo о со cd о т? оо сэ см — ел оо ь. ю тн со <n — —« ci <n Tf cd oo о
— CNC4C4C0C0COTfTfT^C0C0C0C0C0C0COC0C0C0C0C0C0C0Tf
—•TfCNOCMCOCMOCDCMOO'— Tf 00 (N N
i
I
оооооооооаюоосоюаоо-пюопсоом
т
X
00 О CM rf Cdoo
>°9<?P — C0CDO5C0t>-
l^-н(NC0ЮN05-C0C0WO0^00NCDЮ^^т(<ЮCDN00т(<(N
Oi Oi <N Ю О Ю СО.СО CDOCOCMt>-lOCOOOOOCDa5TfOt>-l^b.a5CM
'Г^'ГГ *-н со" Tf ю ю ю V оГ —Г—*^'-н <n со со т? ю cd oo"
CD О — CO Ю N Oi i—< CO Tf rf CO CO CM — О Oi Oi Oi 00 Oi 05-0 — CO Tf I i
о
— OO — — CMCO^^COCOCM—O — — — —
I II I I I I II I
— — CMCM
d'o'^d'o
1'' fTTTTTTT7T7
O— CNCOTflOCDNOOOiO — (MCOTflOCDNOOOiO— CMCOTflOCDb-OOOiO

Геопотен-
Геопотенциальная
высота
Н, км
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
и
0,8
1,8
2,9
4,1
5,3
6,5
7,8
9,0
10,5
11,5
12,7
13,6
14,3
14,0
12,0
9,0
6,0
4,0
2,2
0,1
— 1,8
—3,1
—4,5
—5,8
—6,9
—8,0
—9,1
—10,0
—10,9
—11,6
—12,2
V
0,2
0,1
0,0
—0,1
—0,2
—0,2
—0,3
—0,3
—0,4
—0,4
—0,6
—0,9
—0,9
—0,8
—0,6
—0,4
—0,2
—0,1
—0,1
-0,1
0,0
0,0
0,0
0,1
0,1
0,1
0,0
—0,1
—0,1
—0,1
0,0
Фактические
csa
5,5
7,5
8,0
8,9
10,0
11,4
13,1
15,4
17,5
19,0
20,0
20,3
20,3
18,0
15,0
12,0
9,8
8,4
7,8
7,2
6,8
6,8
7,2
7,8
8,9
10,4
—
—
—
—
наблюденш
6,0
8,4
8,9
9,5
10,2
11,1
12,6
14,4
16,2
17,9
18,8
18,8
18,1
16,5
14,2
12,0
10,2
9,0
8,2
7,6
7,2
7,2
7,3
7,4
7,4
7,5
—
—
—
—
стах
Июль,
—
—
70
69
69
70
73
76
79
82
83
81
80
83
86
89
88
79
70
63
60
62
66
68
72
—
—
- —
—
—
csc
40—60° с.
5,5
7,6
8,4
9,3
10,4
11,5
13,3
15,0
16,8
13,9
20,6
21,3
20,9
21,4
18,9
14,8
11,0
8,9
7,6
6,8
6,7
7,2
7,9
8,6
8,9
8,6
—
—
—
—
—
Значения
1 %
н
Ш.
1,0
1,0
0,9
0,8
0,8
1,0
1,2
1,5
1,9
2,0
2,0
2,0
1,7
1,5
1,2
1,1
1,0
1,0
1,0
1,0
1,0
1,0
1,0
1,0
1,0
—
—
—
—
к
рассчитанные по ругэвочу
распределения
в
18,5
19,5
20,8
23,2
26,5
31,5
36,7
41,3
45,0
47,0
47,5
47,0
43,5
37,2
31,0
25,5
21,5
19,2
17,6
16,8
16,8
17,5
18,5
19,6
21,0
—
—
—
—
—.
н
3,0
3,0
3,0
3,7
4,5
5,0
5,5
6,0
6,5
7,5
8,0
8,0
7,2
6,3
5,4
4,5
3,7
3,3
3,0
3,0
3,0
3,1
3,4
3,8
4,2
—
—
—
—
—
ю %
в
13
14
15
17
19
21
25,
28,
31,
33,
34,
33,
31,
27,
22,
18,
16,
14,
13,
12,
12,
12,
13,
14,
15,
—
—
—
—
НО Э \1 1 '
5
5
9
5
5
8
0
5
5
8
5
8
5
0
0
5
0
4
3
5
0
5
5
5
8
очз лу за
20
н
3,6
4,2
5,0
5,7
6,5
7,3
8,2
9,3
10,4
11,5
12,0
11,9
10,5
8,8
7,2
5,8
4,7
4,3
4,0
4,0
4,0
4,3
4,5
4,9
5,5
—
—
—
—
о ну
%
в
10
11
12
14
16
18
21
34
26,
28,
29,
29,
27,
22,
18,
15,
13,
11,
10,
ю,
10,
10,
И,
12,
14,
—
—
—
—
—
5
4
7
4
4
5
2
0
6
5
4
0
0
8
5
5
2
8
7
1
0
7
5
5
0
Январь, 60—80° с. ш.
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
0,0
1,6
2,5
3,5
4,8
5,7
6,3
6,9
7,5
8,0
8,7
9,4
10,1
10,9
11,9
12,9
14,0
15,5
17,0
18,7
18,2
17,4
16,6
16,4
16,6
17,0
17,5
17,9
18,3
18,6
18,8
—0,2
—0,3
—0,4
—0,4
—0,3
—0,2
0,0
0,1
0,2
0,2
0,1
0,0
0,1
0,1
0,3
0,4
0,4
0,3
0,2
0,0
—0,1
—0,3
—0,6
—0,8
—1,2
— 1,5
— 1,5
— 1,2
— 1,0
—0,7
—0,4
5,3
8,8
10,6
12,2
13,8
15,2
16,6
17,8
19,0
19,0
17,8
17,0
17,0
17,2
17,8
18,6
19,6
21,0
22,6
24,4
26,4
28,6
31,0
34,0
37,0
40,4
—
—
—
—
—
7,3
10,3
11,4
12,6
14,3
16,4
18,1
19,6
20,5
20,0
18,7
17,6
16,9
16,5
16,3
16,4
16,7
17,3
18,0
19,0
20,3
22,2
24,0
26,0
28,0 .
30,0
—
—
—
—
—
—
—
—
84
93
100
102
101
100
99
98
100
102
102
102
101
98
94
91
90
94
99
106
112
119
126
—
—
—
—
—
6,8
9,4
10,4
11,6
13,5
15,5
17,0
18,5
19,4
19,3
18,5
18,1
17,7
18,0
18,4
18,7
19,4
20,9
22,2
23,8
25,8
28,8
31,1
32,6
34,0
35,0
—
—
—
—
—
—
1,0
1,0
1,0
1,4
1,8
2,0
2,0
2,0
2,0
2,0
2,0
2,0
2,0
2,0
2,0
2,1
2,3
2,5
2,7
3,0
3,4
3,7
4,1
4,5
5,0
—
—
—
—
—
—
22,5
24,5
27,5
31,4
36,0
39,8
43,0
45,3
45,4
43,5
42,4
41,8
41,7
41,8
42,5
44,0
46,0
48,8
52,4
56,5
61,3
67,0
72,8
79,4
86,0
—
—
—
—
—
—
3,0
3,5
4,2
5,0
5,8
6,5
6,8
7,0
7,0
7,0
7,0
6,9
6,8
6,9
7,0
7,3
8,0
8,5
9,5
10,4
11,3
12,2
13,3
14,3
15,5
—
—
—
—
—
—
15,5
17,2
19,5
23,0
26,5
29,0
31,0
32,6
32,3
31,0
30,2
30,0
30,3
30,8
31,5
32,7
34,3
36,5
39,0
42,0
46,0
50,0
54,5
59,5
65,0
—
—
—
—
—
—
5,0
5,3
6,0
7,0
7,8
8,2
9,4
9,8
10,0
9,7
9,0
9,2
9,7
10,2
10,6
11,3
12,0
13,0
14,0
15,4
16,5
18,0
19,5
21,0
22,5
—
—
—
—
—
—
13,8
14,6
16,5
19,0
21,6
24,0
26,0
27,5
°7,3
26,0
25,1
25,0
25,1
25,5
26,5
27,5
28,8
30,5
33,0
36,0
39,2
43,0
47,5
52,0
57,0
—
—
—
—
—
Примечание, н — низкие значения, в — высокие.
67

приведены следующие характеристики сектора скорости
ветра: и — средняя зональная составляющая результирующего
вектора скорости ветра; v — средняя меридиональная состав-
составляющая результирующего вектора скорости ветра; csa —
средняя скалярная скорость ветра по фактическим наблюде-
наблюдениям; csc — средняя скалярная скорость ветра, рассчитанная
а)
лиса, нелинейные взаимодействия, преобразования в энерге-
энергетическом цикле атмосферных процессов вносят свой вклад
в общую циркуляцию, которую уже невозможно объяснить
простой схемой.
На рис. 3.2.1—3.2.4 [21] представлены поля характеристик
ветра на уровне 200 гПа. На рисунках проявляются основ-
Рис. 3.2.1. Средняя зональная скорость ветра (м/с) на уровне 200 гПа в январе (а) и июле (б) [21].
а)
Рис. 3.2.2. Средняя меридиональная скорость ветра (м/с) на уровне 200 гПа в январе (а) и июле (б) [21].
на основе нормального кругового закона распределения;
аг — среднее квадратическое отклонение векторов скорости
ветра (векторное квадратическое отклонение); гтах — макси-
максимальная скорость ветра, наблюдаемая один раз в десять лет.
3.2. ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
Пространственная картина циркуляции определяется
температурными контрастами экватор—полюс и сезонными
температурными контрастами океан—материки, которые обес-
обеспечивают первоначальную энергетику движений. Сила Корио-
ные особенности циркуляции в северном полушарии вблизи
уровня ее наибольшей интенсивности. В южном полушарии
поля характеристик ветра еще более зонально однородны,
так как роль материков в формировании незональных эле-
элементов циркуляции здесь мала.
Простой схемы годового хода скорости ветра также не
существует. От зимы к лету происходит ослабление зональ-
зональной циркуляции тропосферы, и зона струйных течений сме-
смещается к югу. Муссонные циркуляции меняют знак. В стра-
стратосфере западная циркуляция сменяется восточной в теплую
половину года. Смена западных и восточных ветров с ква-
квазидвухлетней цикличностью происходит в нижней стратосфере
экваториальной зоны.
Зоны струйных течений хорошо видны на рис. 3.2.1. Наи-
Наибольшая скорость ветра в струйных течениях достигается
68

в областях выхода струйного течения с материка на океан
в зимнее время. Направление ветра у поверхности Земли
представлено на рис. 2.3.7.
Суточный ход скорости ветра у поверхности Земли мо-
может определяться местной орографической циркуляцией:
бриз, горно-долинная циркуляция, стоковый ветер и др. При
ставила —1,5 см/с. В изменчивости вертикальной состав-
составляющей выделяются два различных режима — с сг = 11,5 см/с
и сг --= 32 см/с. В отдельных ячейках циркуляции, особенно
орографических, средние вертикальные скорости могут быть
заметно большими. В конвективных системах вертикальные
скорости могут достигать значений порядка 1 м/с.
б)
Рис. 3.2.3. Среднее квадратическое отклонение (м/с) зональной скорости ветра на уровне 200 гПа в январе (а) и
июле (б) [21].
о)
Рис. 3.2.4. Среднее квадратическое отклонение (м/с) меридиональной скорости ветра на уровне 200 гПа в январе (а)
и июле (б) [21].
отсутствии местных циркуляции скорость ветра у поверхно-
поверхности Земли возрастает днем при увеличении интенсивности
вертикального турбулентного обмена, который передает боль-
больший импульс в нижние слои воздуха. Наибольшая скорость
ветра над территорией СССР наблюдается у побережий
в зимнее время. Соответственно большие скорости ветра от-
отмечаются на островах. При оценке режима ветра у поверхно-
поверхности Земли необходимо учитывать орографическое воздействие
географического ландшафта местности, окружающий микро-
микрорельеф и окружающую застройку.
Вертикальные перемещения воздуха в среднем малы.
Так, по радиолокационным наблюдениям на Аляске [53] на
высоте 6 км средняя скорость вертикального движения со-
3.3. ФУНКЦИИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ И КОРРЕЛЯЦИИ
Основными параметрами случайного двумерного вектора
скорости ветра являются следующие:
1) средний результирующий вектор vr, составляющие ко-
которого по ортогональным осям' х, у суть п, v (положитель-
(положительным направление осей х и у будет при западном и южном
ветре соответственно);
2) средние квадратические отклонения gu, ov, характери-
характеризующие изменчивость (рассеяние) составляющих векторов
ветра по осям х, у относительно средних их значений v\ п,
3) коэффициент корреляции г между составляющими
вектора скорости ветра.
69

Таким образом, случайный двумерный вектор характе-
характеризуется пятью параметрами: п, v, ои, <Ъ, г. Величины
cr = (u2 + v2L2, e = arctg(u/o), or = (o2u + al)l/2 называ-
называются модулем результирующего вектора, направлением ре-
результирующего вектора и векторным квадратическим откло-
нениеш соответственно. Последний параметр описывает меру
рассеяния отдельных векторов относительно результирую-
результирующего.
Перечисленные выше величины есть параметры плотности
вероятности нормально распределенного вектора v:
f(v)=f(u, ») =
X ехр f _
2лааап (l — г2)''2
(и-пJ
X
{ 2A-г»)
2г (м — п) (v — v)
+ ¦
^]}
C.3.1)
В том случае, когда рассматривается распределение
только модулей векторов скорости ветра, вводятся дополни-
дополнительные климатические характеристики:
1) средняя скалярная скорость ветра
Cs=\cf (с) dc,
где f(c)—плотность вероятности скорости ветра с;
2) скалярное квадратическое отклонение, характеризую-
характеризующее рассеяние скорости ветра относительно cs:
o2s=\(c-csff(c)dc.
C.3.3)
Отклонения векторов скорости ветра характеризуются
вектором u = v — vr.
Векторы u/ = vt- — vr заполняют площадь определенной
формы, которая в свободной атмосфере может быть либо
эллипсом, либо кругом. Вытянутость эллипса рассеяния зави-
зависит от параметра эллиптичности
, 2ouov(l-r2Yh
При L = 0 эллипс вырождается в прямую линию; при L = 1
он переходит в круг. В том случае, когда L = 1 (ои = 0У}
г — 0), рассеяние будет круговым. Радиус R этого круга при
вероятности попадания в него, равной Р,
Р
C.3.4)
определяется только векторным квадратическим отклонением.
Широкое практическое применение в аэроклиматологии
нашел закон нормального кругового распределения [20, 21,
31, 32, 46]
М v) = —V ехр Г Х— [с2г + с2 - 2ccr cos (ф - 0) ])
JXQ- I (J (
C.3.5)
f (ф) = -^г{l + ^лУе~у2 п + ф (</)]>• C-3-7)
Здесь /(v), f(c) и /(ф)—плотность распределения вектора
скорости ветра, модуля вектора скорости ветра и его направ-
направления соответственно; /0(л:)—функция Бесселя нулевого по-
порядка от мнимого аргумента:
У
2 С -
C.3.2) f/ = Acos (ф —0); l=r.cr/or, Ф (у) = -— J e
есть интеграл ошибок. Выражение для плотности вероятно-
вероятности модуля вектора C.3.6) называется обобщенным законом
Рэлея. Как показывает изучение фактического поля скоро-
скорости ветра, приведенные выше соотношения обеспечивают до-
достаточность результатов при |г|^0,2 и при Gu/ov = 0,80...
... 1,20, что должно соответствовать L ж 0,96.
Согласно определению функции распределения скорости
ветра, в случае обобщенного закона Рэлея она принимает вид
C.3.8)
где А/ - С/а,-.
Эта функция затабулирована (табл. 3.3.1).
Значения функции P@<c<C) =
Таблица 3.3.1
(%), полученные в соответствии с законом нормального кругового распределения
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0,9
1,0
1,1
1,2
1,3
1,4
1,5
1,6
1,7
1,8
1,9
2,°
2,1
2,3
2,2
2,4
Х-с/аг
0,2
3,9
3,8
3,6
3,3
3,1 *
2,8
2,4
2,1
1,8
1,5
1,2
1,0
0,7
0,6
0,4
0,3
0,2
0,2
0,1
0,1
0,1
0,0
0,0
0,0
0,4
14,6
14,2
13,6
12,8
11,7
10,6
9,4
8,2
7,0
5,9
4,8
3,9
3,1
2,4
1,8
1,4
1,0
0,7
0,5
0,4
0,3
0,2
0,1
0,1
0,6
30,0
29,2
28, ,0
26,5
24,6
22,4
20,1
17,7
15,4
13,1
11,0
9,0
7,3
5,8
4,6
3,5
2,6
2,0
1,4
1,0
0,7
0,5
0,3
0,2
0,8
46,9
45,9
44,3
42,2
39,5
36,5
33,2
29,8
26,3
22,9
19,6
16,5
13,7
11,2
9,0
7,1
5,5
4,2
3,2
2,3
1,7
1,2
0,8
0,6
1,0
62,8
61,8
60,0
57,6
54,6
51,1
47,3
43,2
38,9
34,6
30,3
26,2
22,3
18,7
15,5
12,6
10,1
8,0
6,2
4,7
3,6
2,6
1,8
1,3
1,2
76,0
75,0
73,3
71,0
68,1
64,7
60,8
56,5
52,0
47,2
42,4
57,6
32,9
28,4
24,1
20,2
16,7
13,6
10,9
8,6
6,7
5,1
3,8
2,8
1,4
85,6
84,8
83,4
81,5
79,0
76,1
72,6
68,7
64,4
59,7
54,8
49,7
44,6
39,5
34,5
29,8
25,4
21,3
17,5
14,3
11,5
9,0
6,9
5,3
1,6
92,1
91,5
90,4
89,0
87,2
84,8
82,1
78,8
75,2
71,0
66,6
61,7
56,7
51,5
46,2
40,9
35,8
31,0
26,3
22,1
18,4
14,9
11,9
9,3
1,8
95,9
95,6
94,9
93,9
92,7
91,0
89,0
86,6
83,8
80,4
76,7
72,5
68,0
63,1
58,0
52,6
47,3
42,0
36,6
31,7
27,1
22,6
18,6
15,0
2,0
98,1
97,9
97,5
96,9
96,1
95,1
93,8
92,1
90,1
87,7
84,8
81,5
77,8
73,7
69,1
64,2
59,1
53,8
48,2
42,8
37,7
32,5
27,5
23,0
2,2
99,2
99,0
98,8
98,5
98,1
97,5
96,7
95,6
94,4
92,7
90,7
88,3
85,5
82,3
78,5
74,4
69,9
65,0
59,6
54,3
49,1
43,4
37,8
32,4
2,4
99,6
99,6
99,5
99,3
99,1
98,8
98,4
97,8
97,0
96,0
94,7
93,2
91,2
' 88,9
86,1
82,9
79,3
75,2
70,4
65,7
60,8
55,1
49,3
43,5
2,6
99,9
99,8
99,8
99,7
99,6
99,5
99,2
98,9
98,5
98,0
97,2
96,2
95,0
93,5
91,6
89,2
86,6
83,4
79,5
75,5
71,4
66,2
60,5
54,8
2,8
99,9
99,9
99,9
99,9
99,8
99,8
99,7
99,5
99,3
99,0
98,6
98,1
97,3
96,4
95,2
93,6
91,8
89,5
86,6
83,5
80,2
75,7
70,6
65,2
3,0
100,0
100,0
100,0
100,0
99,9
99,9
99,9
99,8
99,7
99,6
99,4
99,1
98,7
98,2
97,5
96,5
95,4
94,0
91,8
89,7
87,4
83,9
79,7
75,0

С помощью табл. 3.3.1 [31] можно вычислить Р(с ^ С)
для значений Х^2,4. Если же требуется вычислить эту
вероятность при таких условиях режима скорости ветра, когда
К = Сг/Ог > 2,4, можно воспользоваться асимптотической фор-
формулой
я (с < О « 1 - U- [ 1 + ф (л - Л'
4AVjx
C.3.9)
которая следует из формулы C.3.8) при 2 КХ' > 10, %>%'.
Распределение скорости ветра в свободной атмосфере хо-
хорошо удовлетворяет закону Рэлея
f (с) = 2hce
-he*
C.3.10)
где параметр h определяется средней скалярной скоростью:
Л = -?--^-, C.3.11)
так что
C.3.12)
4 \c
л ( С
C.3.13)
C.3.14)
Аналитическая простота этого однопараметрического за-
закона и его большая точность при cs/C < 1 дают возможность
быстро решать многие важные практические задачи.
Зная сг и cSi можно исходя из закона нормального кру-
кругового распределения получить векторное и скалярное квад-
ратические отклонения расчетным путем на основе зависимо-
зависимости X и q.
Так, векторное квадратическое отклонение описывается
выражением
X(q)
•cs.
C.3.15)
Значения X(q) приведены в табл. 3.3.2 [21], а параметр q =
= Cr/Cs является характеристикой устойчивости направления
ветра.
Для определения скалярного квадратического отклоне-
отклонения os требуются те же климатические характеристики, что
и для вычисления ov. Действительно, из соотношений
> _2 2 I 2 2 2 i
; и с = сг + ог получаем тождество os = cr +
2 2
o"r — c*s,
из которого путем простых преобразований
легко получить нужную связь:
Wiq)
C.3.16)
Зная параметры X и q, по значениям сг и ov можно опреде-
определить cs и ov
Распределение скорости ветра у поверхности Земли и
о пограничном слое атмосферы может иметь более сложный
характер. Тогда определяют число случаев штилей и харак-
характеристики распределения скоростей ветра по 8 (или 16) рум-
румбам. Результаты представляют в виде таблицы, графические
изображения которой называют розами ветров [36].
Распределение скорости ветра у поверхности Земли опи-
описывают законом Вейбулла [19, 47, 50, 51, 54, 56]. Его же ис-
используют для совокупностей данных по отдельным румбам.
Распределение Вейбулла удобно применять в решении задач
ветроэнергетики [47]. Если известны статистические параметры
распределения Вейбулла (а, Ь) для скорости ветра, то ста-
статистические параметры распределения Вейбулла энергетиче-
энергетической характеристики ветра, пропорциональной с3, будут а, Ь/3.
Повышение точности аппроксимации эмпирического рас-
распределения скорости ветра достигается при использовании
трехпараметрической функции Вейбулла [56]
Р(х, а, Ь, х0) = 1 — ехр{—[(х — хо)/а]ь}, х>х0.
При оценке вероятности больших скоростей ветра при-
применяют общепринятые методы определения экстремальных
значений случайной величины, а также распределение Вей-
Вейбулла и его модификации. Следует, кроме того, учитывать
возможности интенсивных (особо опасных) явлений погоды,
таких, например, как смерч (торнадо). Сведения о макси-
максимальных скоростях ветра в таких системах приведены
в главе 7. Появление таких систем метеорологическими стан-
станциями практически не фиксируется, приборы станций в слу-
случаях особо опасных явлений погоды выходят из строя. Ве-
Вероятность ветрового воздействия при этом может быть оце-
оценена только для некоторой территории субъективно.
Применяется также аппроксимация распределения ско-
скорости ветра совокупностью двух гамма-распределений [33, 34].
Если из значений скорости ветра у поверхности Земли из-
извлечь квадратный корень, то распределение преобразованных
величин будет близко к нормальному. Такое преобразование
удобно для построения моделей авторегрессии скорости
ветра [46].
Временная корреляция скорости ветра у поверхности
Земли со сдвигом в одни сутки не имеет практического зна-
значения, для скорости ветра в свободной атмосфере корреля-
корреляционная функция убывает медленнее, а практически полезная
корреляция скорости ветра в стратосфере зимой может со-
сохраняться в течение нескольких суток, что иллюстрируют
данные табл. 3.3.3 [42].
Пространственная структура корреляций поля ветра,
представленного зональной и меридиональной составляю-
составляющими, показана на рис. 3.3.1 [55]. Вычисление корреляции
составляющих вектора скорости ветра произведено на основе
геострофического ветра с использованием модели корреля-
корреляции геопотенциала, представленной в главе 2. Полученные
корреляции для скорости ветра хорошо соответствуют эмпи-
эмпирическим данным [48].
Самостоятельный интерес представляют корреляции про-
продольной Гц составляющей скорости ветра, направленной вдоль
соединяющего две точки отрезка и поперечной гпп (перпен-
(перпендикулярной) составляющей ветра. На рис. 3.3.2 [27] пред-
представлены эти корреляции для умеренных широт. Корреляции
продольной и поперечной составляющих скорости ветра мо-
Таблица 3.3.2
Связь между параметрами ,q = cr/cs и Х=сг/вг в соответствии с нормальным круговым распределением
q%
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
0,010
0,020
0,030
0,038
0,045
0,055
0,065
0,074
0,082
0,089
0,098
0,108
q %
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
0,227
0,237
0,246
0,256
0,266
0,275
0,285
0,295
0,305
0,316
0,327
0,340
Q %
49
50
51
52
53
54
55
56
57
58
59
60
0,483
0,495
0,507
0,519
0,533
0,546
0,562
0,573
0,589
0,605
0,621
0,635
Q %
3
74
75
76
77
78
79
80
81
82
83
84
7,
0,871
0,896
0,918
0,945
0,970
1,996
1,023
1,067
1,092
1,130
1,173
1,212
q %
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
0,117
0,125
0,134
0,145
0,154
0,164
0,173
0,180
0,190
0,201
0,210
0,219
q %
37
38
39
40
41
42
43
44
45
46
47
48
0,350
0,362
0,371
0,380
0,394
0,404
0,413
0,425
0,437
0,447
0,459
0,471
я %
61
62
63
64
65
66
67
68
69
70
71
72
0,652
0,667
0,684
0,700
0,716
0,736
0,753
0,771
0,788
0,806
0,825
0,850
я %
85
86
87
88
89
90
91
92
93
94
95
К
1,255
1,300
1,353
1,410
1,478
1,550
1,635
1,735
1,863
2,000
2,200
71

жно считать изотропными в отличие от явно анизотропных
пространственных корреляций зональной и меридиональной
составляющих.
Поле корреляционной зональной и меридиональной со-
составляющих скорости ветра имеет свои географические осо-
особенности (рис. 3.3.3 [21]).
Рис. 3.3.1. Пространственная корреляция зональных составляющих скорости ветра (а) и взаимная корреля-
корреляция зональной и меридиональной составляющих скорости ветра (б) [55].
Рис. 3.3.2. Корреляционные функции продольной Гц (/)
и поперечной гпп B) составляющих ветра для поверх-
поверхности Земли (а) и уровня 300 гПа (б) зимой [27],
Таблица 3.3.3
Уро-
Уровень,
гПа
12
24
48
72
Временные корреляции (г
96
120
12
24
• 100) скорости ветра
Сдвиг, ч
48
72
96
ПО СТ.
120
Москва
12
24
48
72
96
120
Земля
850
500
300
100
30
Земля
850
500
300
100
30
57
72
74
73
87
91
34
72
74
66
67
24
Зональная составляющая
41
50
51
49
79
87
26
55
55
38
57
16
25
24
25
23
65
78
12
27
30
20
37
18
16
12
15
13
52
72
5
11
18
17
24
17
11
3
1
1
43
63
4
2
2
1
12
17
8
3
2
0
32
56
6
—7
—11
— 10
4
13
Меридиональная составляющая
65
75
73
69
87
88
44
70
77
65
67
23
45
57
54
48
77
78
38
51
59
46
56
20
Январь
27
34
29
25
54
57
Июль
18
27
37
, 23
42
9
17
22
20
20
40
38
9
19
23
10
32
3
10
12
12
12
31
18
11
19
17
7
33
, 1
5
6
5
12
24
10
5
16
13
3
26
1
37
49
61
58
81
91
1
53
65
53
52
23
Модуль скорости
20'
24
38
36
74
84
33
32
47
33
49
26
11
8
18
16
61
75
27
15
29
17
35
18
5
6
10
9
50
71
20
13
20
12
26
12
3
4
6
12
41
63
23
13
10
5
21
8
—5
—3
6
1
30
54
22
3
0
5
17
4
72

Данные о межуровеиной корреляции составляющих ско-
скорости ветра можно представить в виде таблицы [41] (напри-
(например, данные для Москвы в табл. 3.3.4). Затабулированы дан-
данные об обобщенных для географических зон и районов вер-
вертикальных корреляций [25, 26]. Для аналитического пред-
представления вертикальной корреляции скорости ветра пред-
предложена аппроксимация [49]
где р\ и р2 — давление на двух уровнях.
Климатические характеристики стратосферы струйных те-
течений над Дальним Востоком A982). Вып. 4. Атлас пре-
преобладающего ветра свободной атмосферы над СССР
A972). Вып. 5. Климатические характеристики тропо-
тропопаузы, уровня максимума скорости ветра и отклонений
температуры от температуры стандартной атмосферы
A969).
3. Атлас климатических характеристик тропопаузы над се-
северным полушарием.— М.: Изд. ВНИИГМИ—МЦД, 1973.
4". Атлас океанов. Атлантический и Индийский океаны
Рис. 3.3.3. Поле взаимной корреляции составляющих скорости ветра на уровне 200 гПа для января (а) и июля (б) [21].
Таблица 3.3.4
Межуровенные автокорреляции (гХ —100) скорости ветра
для ст. Москва (зональная составляющая над диагональю,
меридиональная — под диагональю)
Уровень,
(гПа)
Уровень, гПа
Земля
850
500
300
200
100
30
Январь
Земля
850
500
300
200
100
30
10
Земля
850
500
300
200
100
30
10
100
61
32
18
17
15
—02
100
53
30
08
10
—09
—00
09
57
100
63
47
40
29
11
42
100
70
43
46
31
04
—08
38
70
100
89
81
57
30
26
49
84
100
87
59
28
Июль
36
73
100
85
80
45
05
— 16
22
50
84
100
82
39
03
—23
28
50
77
87
100
77
38
16
48
78
77
100
63
19
—04
26
34
48
54
73
100
75
04
24
40
38
53
100
24
18
17
28
27
28
49
79
100
—09
05
08
07
08
31
100
31
—05
13
—18
—44
—38
14
52
100
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Авиационно-климатический атлас северного полушария.
Вып. 1. Эквивалентный ветер.— М., 1966.
2. Авиационно-климатический атлас-справочник СССР.— М.,
1969—1982. Вып. 2а. Климатические характеристики
струйных течений над Дальним Востоком A977). Вып. 26.
10 Заказ 46
A977). Тихий океан A974). Главное управление нави-
навигации и океанографии Министерства обороны СССР,
1947—1977.
5. Атлас характеристик ветра южного полушария.— М.,
1967—1970.
6. Аэроклиматический атлас-справочник характеристик цир-
циркуляции свободной атмосферы над южным полушарием.—
М., 1978—1983. Т.1. Основные параметры распределения
ветра за январь, апрель, июль, октябрь. A978). Т.2.
Карты. Зональная и меридиональная составляющие ветра
за промежуточные месяцы. A983).
7. Аэроклиматический атлас среднего ветра над северным
полушарием.— М., 1966.
8. Аэроклиматический атлас характеристик ветра свобод-
свободной атмосферы над СССР.—М., 1973.
9. Аэроклиматический атлас среднего ветра над территорией
СССР.—М.: 1963.— 193 с.
10. Аэроклиматический атлас характеристик ветра северного
полушария (850, 700, 500, 300, 200, 100 мбар).—М.: 1963.
11. Аэроклиматический атлас характеристик ветра северного
полушария E0, 30 мбар). Ч. 2—М., 1964.
12. Аэроклиматический справочник Антарктиды.— Кн. 2.— Л.,
1967.
13. Аэроклиматический справочник. Приморский край.— Вла-
Владивосток, 1975.
14. Аэроклиматический справочник среднего ветра над
СССР.—М., 1972.
15. Аэроклиматический справочник характеристик ветра-
в узлах координатной сетки северного полушария на изо-
изобарических поверхностях. Т.2. Характеристики максималь-
максимального ветра над СССР.—М., 1966.
16. Аэроклиматический справочник характеристик ветра
в узлах координационной сетки южного полушария на
изобарических поверхностях.— М., 1972.
17. Аэроклиматический справочник характеристик циркуля-
циркуляции атмосферы в узлах координатной сетки северного по-
полушария.— М., 1975.
18. Гарифулин К. К. Изменчивость ветра в свободной
атмосфере.— Л.: Гидрометеоиздат, 1967.
19. Голиков В. Ф. О законах распределения гололедных
и ветровых нагрузок на воздушные линии электропере-
электропередачи.— Метеорология и гидрология, 1986, вып. 9,
с. 106—110.
73

20. Гутерман И. Г., Дунаева С. И. Климатические ха-
характеристики ветра модели стандартной атмосферы.—
Труды НИИАК, 1963, вып. 24, с. 66—91.
21. Гутерман И. Г. Распределение ветра над северным
полушарием.— Л.: Гидрометеоиздат, 1965.
22. Данные по климату СССР.—Обнинск: Изд. ВНИИГМИ—
МЦД, 1977—1978. Т.1. Карты климатических характери-
характеристик температуры воздуха, температуры поверхности ого-
оголенной почвы, скорости и направления ветра A977). Т.З.
Таблицы месячных характеристик температуры воздуха,
скорости и направления ветра по экономическим райо-
районам СССР.
23. 3 а в а р и и а М. В. Расчетные скорости ветра на высо-
высотах нижнего слоя атмосферы.— Л.: Гидрометеоиздат, 1971.
24. Иоффе М. М., Приходько М. Г. Справочник авиа-
авиационного метеоролога.— М., 1977.
25. Казначее в а В. Д., Байдал Э. М. Обобщенные ха-
характеристики вертикальных корреляционных связей ветра
над СССР.— В кн.: Применение статистических методов
в метеорологии.— М.: Гидрометеоиздат, 1978, с. 171 —182.
26. К а з н а ч ее в а В. Д., Руденкова Т. В. Вертикаль-
Вертикальная статистическая структура полей метеорологических
элементов по данным наблюдений ТРОПЭКС-72.— Ме-
Метеорология и гидрология, 1975, вып. 10, с. 99—105.
27. К а р т а ш о в а М. В. Свойства корреляционных функций
продольного и поперечного компонента вектора ветра
в средних широтах.— Метеорология и гидрология, 1980,
№ 11, с. 35—43.
28. Климатический атлас Африки. Облачность, атмосферные
осадки, ветер. Ч.2.—Л., 1978.
29. К о б ы ш е в а Н. В., Наровляи с кий Г. Я. Климато-
Климатологическая обработка метеорологической информации.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1978.
30. Краткий климатический справочник по странам мира.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1984.
31. Марченко А. С. Круговая и эллиптическая форма
двумерного нормального закона в аэроклиматологии
ветра.—Труды ЫИИАК, 1964, вып. 25, с. 131 — 138.
32. Марченко А. С. Связь между климатическими харак-
характеристиками ветра.— Труды ЫИИАК, 1962, вып. 16,
с. 57—76.
33. Марченко А. С, Семочки и А. Г. Вероятностная
модель совместных временных рядов температуры воз-
воздуха и скорости ветра.— Метеорология и гидрология, 1985,
вып. 2, с. 12—19.
34. Марченко А. С, С е м о ч к и и А. Г. Модели одно-
одномерных и совместных распределений неотрицательных
случайных величин.— Метеорология и гидрология, 1982,
вып. 3, с. 50—57.
35. Материалы по климату и циркуляции свободной атмо-
атмосферы над зарубежными странами Северного полушария.
Т.1. Основные статистические характеристики ветра. Сред-
Средние значения температуоы и влажности воздуха.— М.,
1972.
36. Наровля некий Г. Я. Авиационная климатология.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1968.
37. Новый аэроклиматический справочник особых слоев атмо-
атмосферы над СССР. Т.1. Инверсия температуры воздуха.
Кн. 3. Вертикальный сдвиг модуля вектора ветра в слое
инверсии.— М.: 1984.
38. Новый аэроклиматический справочник пограничного слоя
атмосферы над СССР. Т.2. Статистические характеристики
ветра.—М, 1986—1987.
39. Новый аэроклиматический справочник свободной атмо-
атмосферы над СССР.—М., 1979—1981. Т.2. Характеристики
ветра и геопотенциала A979). Т.6. Характеристики вероят-
вероятности (доверительные интервалы) скорости ветра A981).
Т. 10. Характеристики вертикальных векторных сдвигов
сетра A980). Т. 12. Расчет аэроклиматических характери-
характеристик метеорологических элементов на основе аппрокси-
аппроксимирующих законов распределения A980).
40. Справочник аэроклиматических характеристик среднего
ветра над СССР.—М., 1984.
41. Справочник по вертикальным корреляционным связям
метеорологических элементов в свободной атмосфере над
СССР.—М., 1980.
42. Справочник по временным корреляционным связям ме-
метеорологических элементов в свободной атмосфере над
СССР.—М., 1980.
43. Справочник по климату Антарктиды. Т. 2. Температура
воздуха, атмосферное давление, ветер, влажность воз-
воздуха, облачность, осадки, атмосферные явления, види-
видимость.—Л., 1977.
44. Справочник по климату СССР. Ч. 3. Ветер.— Л.: Гидро-
Гидрометеоиздат, 1965—1970.
45. Справочник по климату СССР. Метеорологические дан-
данные за отдельные годы. 4.4. Ветер.— Л.: Гидрометеоиз-
Гидрометеоиздат. 1962—1979.
46. Т о к а р е в В. М. Методические особенности статисти-
статистической обработки аэрологической информации.— Труды
ЗапСибНИИ, 1986, вып. 79, с. 59—64.
47. Brown В. G., К a t z R. W., Murphy A. H. Time Series
Models to Simulate and Forecast Wind Speed and Wind
Power.—J. Climate and Appl., Met., 1984, v. 23,
p. 1184—1195.
48. В ue 11 С. Е. Two-Point Correlation of Surface Winds with
Implications for Very Large Scale Wind Power Systems.—
Fifth Conf. on Probability and Statistics in Atmospheric
Sciences, 1977, p. 173—178.
49. Burkhart R. P., Sun F. C, Macnichol К. В. Ver-
Vertical Correlation Structure: Estimation and Bariability//
Ninth Conference on Probability and Statistics in Atmosp-
Atmospheric Sciences, 1985.—October 9—11.—p. 237—242.
50. Conradsen K., Nielsen L. В., Prahm L. B. Re-
Review of Weibull Statistics for Estimation of Wind Speed
Distributions.—J. of Climate and Appl. Met., 1984, v. 23,
p. 1173—1183.
51. Dixon J. C, Swift R. H. The Directional Variation of
Wind Probability and Weibull Speed Parameters.—Atm.
Environment, 1984, v. 18, N 10, p. 2041—2047.
52. Jas person W. H. Mesoscale Time and Space Wind Va-
Variability.—J. Appl. Met., 1982, v. 21, p. 830—839.
53. Nastrom G. D., Gage K. S. A Brief Climatology of
Vertical Wind Variability in the Troposphere and Strato-
Stratosphere as Seen by the Poker Flat, Alaska, MST Radar,—J.
Climate and Appl. Met., 1984, v. 23, N 3, p. 453—461.
54. Pa via E. G., O'Brien J. Weibull Statistics of Wind
Speed over the Ocean.— J. Climate and Appl. Met.) v. 25,
p. 1324—1332.
55. T h i e b a u x H. J. On approximations to geopotential and
wind-field correlation structures.— Tellus, 1985, v. 37A,
N 2, p. 126—131.
56. Tu Her S. E., Brett A. C. The Characteristics of Wind
Velocity that Favor the Fitting of a Weibull Distribution
in Wind Speed Analysis.—J. Climate and Appl. Met., 1984,
v. 23, p, 124—134.

Глава 4. ВЛАЖНОСТЬ
4.1. ХАРАКТЕРИСТИКИ ВЛАЖНОСТИ
В метеорологической практике атмосферный воздух рас-
рассматривается как однородная смесь двух газов — сухого
воздуха и водяного пара.
Количество водяного пара может определяться с по-
помощью следующих рекомендованных Всемирной метеорологи-
метеорологической организацией (ВМО) характеристик влажности воз-
воздуха [14, 25, 40].
1. Отношение смеси (%о)—отношение массы mv водяного
пара к массе та сухого воздуха, с которым этот водяной
пар перемешан:
гт = tnv/ma.
2. Объемное (мольное) отношение смеси (%о)—отноше-
(%о)—отношение числа молей водяного пара к числу молей сухого воз-
воздуха, с которым этот водяной пар перемешан:
где \xv и \ia — молекулярные массы водяного пара и сухого
воздуха, равные по углеродной шкале 18,01534 и 28,9645
соответственно, а объемное (г^) и массовое (гт) отношения
смеси связаны формулой
;0,622г
.u-
3. Массовая доля влаги (%о) (устаревший термин — удель-
удельная влажность)—отношение массы ти водяного пара к массе
mv + та влажного воздуха:
очевидно соотношение
4. Объемная (мольная) доля влаги (%0)—отношение
числа молей водяного пара к общему числу молей влажного
воздуха:
N =¦
та/\ха
определяется по аналогии с объемным отношением и также
является безразмерной величиной. С массовой долей влаги
связана соотношением
л,_ Я
0,622 + 0,378? *
5. Парциальное давление водяного пара е (гПа). Давле-
Давление водяного пара, отношение смеси и массовая доля влаги
связаны соотношениями
е = rmp/@,622 + rm)\ гт = 0,622е/(р - е),
q = 622e/(p — 0,378e),
где р — атмосферное давление (гПа).
6. Абсолютная влажность (г/м3)—отношение массы mv
водяного пара к объему V влажного воздуха;
7. Относительная влажность (%)—отношение фактиче-
фактического парциального давления водяного пара к давлению
водяного пара, насыщенного при данной температуре
и= (е/Е) • 100.
При температуре ниже 0 °С различают два значения дав-
давления насыщенного пара: Ew — давление насыщенного пара
над плоской поверхностью воды; Ei — давление насыщенного
пара над плоской поверхностью льда. Соответственно суще-
существуют два разных выражения для определения относитель-
относительной влажности (%):
uw = (e/Ew) • 100,
100.
Под состоянием насыщения понимается состояние тер-
термодинамического равновесия влажного воздуха с жидкой
или твердой фазой воды при заданном давлении и темпе-
температуре.
Согласно рекомендациям ВМО в оперативной метеороло-
метеорологической практике относительная влажность при температуре
ниже 0 °С определяется по отношению к воде (uw).
8. Точка росы td (°C)—температура, при которой изо-
изобарически охлажденный водяной пар становится насыщен-
насыщенным по отношению к воде. Точка росы всегда ниже дей-
действительной температуры воздуха или равна ей. Если же
насыщение рассматривать по отношению к поверхности льда,
то такая температура называется точкой льда tf.
9. Дефицит точки росы °С — разность между фактиче-
фактической температурой воздуха и точкой росы:
При отрицательной температуре можно рассматривать
дефицит точки льда
Измеряемой характеристикой влажности при аэрологи-
аэрологических радиозондовых наблюдениях обычно является отно-
относительная влажность
uw = (e/Ew) • 100.
Погрешность измерения относительной влажности для
большинства используемых датчиков влажности составляет
около 5% при температуре выше 0 °С. При температуре
примерно от —20 до —40 °С их показания полезны только
как сведения качественного характера, а при более низких
температурах большинство датчиков можно считать прак-
практически бесполезными [3, 38, 40]. В связи с этим далее ра-
диозондовые данные о влажности воздуха в стратосфере
не приводятся.
При расчетах разных характеристик влажности важную
роль играет давление насыщенного пара Ew и Ei. В метео-
метеорологической практике обычно используются полуэмпириче-
полуэмпирические зависимости Ew и Et от температуры. В соответствии
с рекомендациями ВМО наиболее точные расчетные формулы,
называемые формулами Гоффа и Грача, имеют вид [24]
\gEw = 10,79574A — TjT) — 5,02800 1g(r,/r) +
+ 1,50475 . Ю-4 [1 - ю-8.2969 G-1/7--D] +
+ 0,42873- 10-3[l04'79955(I~r'/r)-l]+ 0,78614;
\gEi =— 9,09685 GУГ — 1) — 3,56654 Ig (Т{/Т) +
+ 0,87682 A —TITx) +0,78614,
где Т\ — тройная точка воды (Т\ == 273,16 °К), Т — темпера-
температура воздуха (К).
Рассчитанные по этим формулам значения Ew и Ei при-
приводятся в психрометрических таблицах.
Однако практическое использование как таблиц, так и
формул Гоффа—Грача затруднительно не только из-за их
громоздкости, но и из-за невозможности явного выражения
обратной зависимости — температуры через Ew и Ei.
Поэтому для аппроксимации удобнее пользоваться форму-
формулами, предложенными в работе [1]:
= 6,1078 • 10-
7,665/
?;=6,1064 • 10
243,33 + /
9,8/
273,66 + /
10*
Относительная погрешность расчета по этим формулам, для
температур от —80 до 50 °С составляет не более 0,0036 и
0,0001 соответственно.
В этом случае наиболее распространенные формулы для
расчета парциального давления водяного пара (гПа), точки
75

росы (°С) и массовой доли влаги (%о) через относительную
влажность выглядят следующим образом":
7,665;
е= 6,1070 • 10
622е
4 р —0,378е »
где и — относительная влажность (%), Р — давление (гПа).
4.2. ВЕРТИКАЛЬНОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ВЛАЖНОСТИ
По данным радиозондовых измерений мировой сети аэро-
аэрологических станций разработаны государственные стандарты
СССР «Модель влажности воздуха в северном полушарии»
[8] (данные соответствуют международному стандарту ИСО
5878/Д-2) и «Модель влажности воздуха над территорией
СССР» [9]. Стандарты описывают закономерности вертикаль-
вертикального распределения характеристик влажности воздуха для
высот от уровня моря до 10 км через 1 км. Первый из них
содержит сведения о влажности воздуха по широтным и
меридиональным разрезам северного полушария, а также по
представительным пунктам с низкой и высокой влажностью.
Второй стандарт содержит сведения о влажности воздуха
в представительных пунктах СССР для районов с влажным,
умеренным и сухим климатом.
В стандарте [8] приведены следующие метеорологиче-
метеорологические величины: массовая доля влаги; парциальное давление
водяного пара; точка росы; относительная влажность — и
статистические характеристики: медианные значения харак-
характеристик влажности воздуха для 10, 30, 50 и 70° с. ш. для
января, июля и за год; медианные значения массовой доли
влаги для вертикальных разрезов вдоль четырех меридианов
0, 80° в. д., 180, 80° з. д. для января и июля; вероятностные
значения характеристик влажности воздуха, превышаемых
в течение года в 20, 10, 5 и 1 % случаев в наиболее влаж-
влажных областях; вероятностные значения характеристик влаж-
влажности воздуха, не превышаемых в течение года в 1, 5, 10 и
20 % случаев в наиболее сухих областях; средние значения
характеристик влажности воздуха в представительных пунк-
пунктах с низкой и высокой влажностью.
Государственный стандарт [9] содержит все характе-
характеристики влажности, указанные выше для [8], за исключением
относительной влажности. Кроме того, в стандарте [9] при-
приведены следующие статистические характеристики: средние
многолетние месячные значения влажности; медианные зна-
значения, соответствующие интегральной вероятности 50 %;
значения, соответствующие интегральной вероятности 1 и
99 %, т. е. близкие к экстремальным; среднеквадратические
отклонения характеристик влажности за многолетний период
наблюдений в течение данного месяца. Статистические ха-
характеристики влажности воздуха представлены по характер-
характерным для каждого климатического района аэрологическим
станциям СССР для января и июля. Границы климатических
районов соответствуют ГОСТу 16350-80. В табл. 4.2.1—4.2.3
приведены выборочные профили по станциям [8] и зонально
осредненные профили для некоторых широт северного полу-
полушария [9].
Таблица 4.2.1
Средние значения массовой доли водяного пара q (%0) и температуры t (°C), а также среднеквадратические отклонения
массовой доли водяного пара oq для влажных районов СССР
Высота,
км
Гасан-Кули
Январь
Q
t
°q
Июль
q
t
°q
Сухуми
Январь
q
t
ая
Июль
q
t
Земля
1
2
3
4
5
6
7
8
9
4,26
2,97
2,14
1,57
1,14
0,76
0,42
0,14
0,09
0,03
7,7
3,6
—0,8
—7,5
—13,5
—20,7
—27,0
—34,5
—41,8
—49,3
1,28
1,14
1,00
0,83
0,65
0,46
0,27
0,11
0,02
0,02
14,96
10,35
7,49
5,58
4,21
3,08
2,03
1,06
0,29
0,03
26,5
18,6
16,7
12,3
6,0
—0,5
—7,5
—15,0
—22,5
—29,7
2,67
2,52
2,34
2,09
1,82
1,35
0,94
0,63
0,42
0,26 *
4,10
3,11
2,26
1,59
1,08
0,67
0,36
0,13
0,07
0,03
6,5
1,8
4,0
— 10,0
— 16,5
—22,5
.—30,0
—37,0
—44,2
—51,5
1,23
1,14
1,0
0,82
0,61
0,41
0,22
0,08
0,02
0,02
13,57
10,96
8,20
5,76
3,74
2,20
1,14
0,52
0,25
0,18
22,5
17,5
12,3
6,5
0,4
—5,5
—12,0
—18,2
—28,0
—35,2
2,13
2,10
1,92
1,86
1,50
1,10
0,72
0,40
0,18
0,06
Примечание. Координаты станций: Гасан-Кули — 37°28' с. ш., 53°58' в. д.; Сухуми — 42°52' с. ш., 41°08' в. д.
Таблица 4.2.2
Средние значения массовой доли водяного пара q (%0) и температуры / (°С), а также среднеквадратические отклонения
массовой доли водяного пара oq для сухих районов СССР
Высота,
км
Земля
1
2
3
4
5
6
7
8
9
q
0,43
0,43
0,36
0,27
0,17
0,10
0,05
0,02
0,02
0,01
Аян, Яне
—18,
—21,
—25,
—29,
—34,
—40,
—46,
—52,
—56,
—59,
*арь
5
3
2
0
8
8
5
2
7
3
0,31
0,31
0,25
0,18
0,11
0,06
0,03
0,02
0,02
0,01
мыс. I
q
4,11
3,93
3,24
2,38 '
1,58
0,95
0,57
0,39
0,19
0,10
Лалаурова,
2,2
2,2
0,0
—4,5
—10,2
—15,8
—22,2
—29,0
—35,7
—42,7
июль
0,71
1,42
1,48
1,21
0,83
0,51
0,32
0,25
0,22
0,09
о-
q
3,99
3,70
3,12
2,31
1,51
0,89
0,51
0,35
0,28
0,10
з Хейса, июль
0,4
0,4
— 1,8
—6,5
— 15,8
—24,5
—29,2
—30,5
—37,4
—44,0
1,16
1,03
1,00
0,72
0,46
0,28
0,19
0,15
0,05
0,03
q
0,08
0,39
0,43
0,32
0,18
0,08
0,05
0,03
0,02
0,02
Якутск, январь
—42,2
—27,7
—25,2
—29,0
—34,5
—40,0
—46,0
—57,7
—56,8
—59,3
0,11
0,50
0,48
0,26
0,07
0,03
0,02
0,02
0,01
0,01
Примечание. Координаты станций: Аян — 5б°27' с. ш., 138°09'
о. Хейса — 80°37' с. ш., 58°03' в. д.; Якутск — 62°05' с. ш., 129°45' в. д.
в. д.; м. Шалаурова — 73°1 V с. ш., 143°56' в. д.;
7ft

Таблица 4.2.3
Средние значения характеристик влажности воздуха
для 10, 30, 50 и 70° с. ш. за январь, июль и за год
1 Высота
км
Январь
<7°/оо
е гПа
td-c
Июль
•Q °/оо
е гПа
fd°C
Год
Q °/оо
е гПа
10° с. ш.
0 12,47 20,16 17,6 16,68 26,89
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
2
3
4
5
6
7
8
9
10
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
8,74
5,82
3,93
2,77
1,99
1,40
0,97
0,63
0,40
0,25
6,01
3,94
2,68
1,91
1,30
0,83
0,50
0,34
0,23
0,17
0,12
1,97
1,64
1,23
0,89
0,59
0,42
0,29
0,20
0,16
0,16
0,23
0,67
0,80
0,59
0,41
0,25
0,12
0,09
0,11
0,16
0,21
0,28
12,63
7,49
4,50
2,81 -
1,78
1,10-
0,67-
0,38
0,21
0,10
9,83
5,72
3,45
2,17
1,30
0,73
0,39
0,23
0,14
0,09
0,06
10
2,8
—4,1
-10,2
-15,9
-21,5
-26,6
-33,0
-39,0
-45,0
6,7
—0,9
—7,6
— 13,4
— 19,5
-26,1
—32,8
—38,1
--43,1
—48,0
—49,2
11,97
8,(M
6,22
4,21
2,86
1,94
1.31
0,81
0,51
0,31
17,24
11,12
7,11
4
2
22,2 14,65 23,66
15,1 10,59 15,27
26
56
1,53
0,93
0,53
0,27
0,14
—4
-11
— 17,7
—23,5
—29,8
—35,8
— 42,0
30° с. ш.
14,58 23,56
8,43 12,18
5,79
4,19
3,06
2,25
1,65
1,22
0,84
0,56
0,37
7,44
4,79
3,10
2,01
1,30
0,84
0,53
0,30
0,16
50° с. ш.
3,22
2,36
1,56
0,99
0,58
0,36
0,22
0,13
0,09
0,08.
0,10
1,09
1,14
0,72
0,44
0,24
0,10
0,06
0,07
0,08
0,09
0,10
—8,5 8,40
—12,4 6,37
17.4 4,80
50
46
72
38.5 1,30
43.5 0,84
46,9 0,52
47,8 0,29
45.6 0,16
—22,7 3,
—28,6 2
—33,6 1
,5
13,62
9,19
6,15
3,97
2,46
1,52
1,01
0,57
0,31
0,16
0,08
70° с. ш.
6 5,21
1 4,70
2 3,50
23
,5 2,
1,54
—21
—21
—27
—31
—37,7
—46,0 1,07
—50,5 0,71
—48,8 0,48
—47,6 0,34
—46,5 0,23
—45,6 0,16
8,45
6,73
4,42
2,48
1,50
0,91
0,53
0,31
0,19
0,11
0,07
20,1
9,9
2,7
—3,3
—9,0
-14,1
-19,6
-24,6
-29,6
-35,5
-40,7
11,5
5,8
0,1
—5,8
-11,9
-17,7
-22,5
-28,8
-35,1
—41,6
-48,0
4,6
1,3
—4,4
-11,8
-17,9
-23,7
-29,8
-35,1
-40,0
-45,4
-50,6
,60
,20
,50
,39
,71
1,19
0,76
0,45
0,27
9,46
6,37
4,28
98
2,06
1,39
0,96
0,66
0,42
0,24
0,15
4,81
3,68
2,67
1,86
1,25
0,87
0,58
0,41
0,27
0,23
0,20
2,18
1,97
1,44
0,93
0,63
0,44
0,29
0,18
0,21
0,22
0,22
9,77
5,94
3,55
2,14
1,35
0,82
0,48
0,24
0,12
15,38
9,22
5,51
3,40
2,08
1,24
0,75
0,45
0,25
0,14
0,08
7,85
5,29
3,39
2,09
1,24
0,75
0,44
0,27
0,15
0,12
0,09
3,55
2,81
1,80
1,02
0,60
0,37
0,21
0,11
0,11
0,10
0,08
20,2
13,3
6,7
—0,5
—7,3
-13,6
-19,1
-24,8
-30,6
-37,0
-43,1
13,4
5,8
— 1,4
-7,8
-14,8
-20,1
-25,8
-31,3
-37,3
-42,6
-48,0
3,5
—2,0
—7,8
-13,8
—20,1
—25,8
—31,5
—36,5
—42,5
—44,7
—46,8
-10,
-15
-22,
—28,2
—33,3
—39,0
—45,1
—42,7
—46,0
—48,1
В тропосфере северного полушария независимо от се-
сезона влажность воздуха уменьшается с высотой, достигая
минимумы вблизи тропопаузы. Однако зимой в полярных ши-
широтах и в некоторых внутриконтинентальных районах уме-
умеренных широт северного полушария в пограничном слое атмо-
атмосферы отмечается инверсионное распределение влажности
с высотой. В [9] показано, что характер годового хода вер-
вертикальных градиентов влажности в пограничном слое атмо-
атмосферы, зависящих от широты (они возрастают в северном
полушарии в направлении с севера на юг), различаются над
континентами и океанами. Если от зимы к лету вертикаль-
вертикальные градиенты влажности над континентами возрастают, то
над океанами они, наоборот, уменьшаются.
Табличные сведения о вертикальном распределении мас-
массовой доли водяного пара приводятся по станциям СССР
в [25, 26, 29, 30, 37], по зарубежным станциям в [36, 38].
Карты массовой доли водяного пара для изобарических по-
поверхностей представлены в [4]. Пользуясь справочниками
прежних лет, не следует использовать данные по влажности
воздуха выше уровней 400—300 гПа.
Вертикальные профили массовой доли водяного пара при
условиях ясной, малооблачной и пасмурной погоды имеются
в [4, 30],
В табл. 4.2.4 [17] приведены средние значения массовой
доли водяного пара для безоблачной атмосферы и атмосферы
со сплошной облачностью. Согласно [17], тропосфера зимой
н ясные дни над всей территорией СССР исключая крайние
южные районы является более сухой и холодной, чем в дни
со сплошной облачностью. В крайних южных районах СССР
тропосфера в ясные дни зимой является более теплой и су-
сухой, чем в дни со сплошной облачностью. В летний период
в ясные дни тропосфера значительно теплее и суше, Чем
в дни со сплошной облачностью [17].
Таблица 4.2.4
Средние значения массовой доли водяного пара (q)
и температуры (/) для безоблачной атмосферы (Я)
и для сплошной облачности (П)
Изобари-
Изобарическая
поверх-
поверхность
Москва
t °С
я
п
q °/oo
Я
П
Ашхабад
/ °С
Я
П
Я °/оо
Я
П
Земля
850
700
500
400
300
Земля
850
700
500
400
300
Январь
-18,2 —7,1 0,776 2,134
-14,1 —8,4 0,915 1,976
-19,2—14,30,464 1,083
-33,1 —30,4 0,179 0,299
-13,1 —41,8 0,079 0,098
-54,1 —54,4 0,025 0,026
Июль
4,9 2,3
3,6 0,4
—6,0 —8,1
-22,9—24,5
-34,6—36,0
-49,1 —19,8
3,286 3,905
2,144 2,808
1,248 1,802
0,337 0,506
0,118 0,174
0,030 0,048
18,9
10,0
0,9
-14,0
-25,6
-41,8
16,88,471 9,400 31,7
9,4 5,759 7,077' 23,1
0,32,7934,308 9,8
—14,6 0,816 1,308 —5,9
—26,00,3270,511 — 15,1-
—41,3 0,086 0,102—27,2—27,1
29,5* 6,662 7,974*
20,5 5,442 6,275
4,306 5,386
1,208 1,599
0,482 0,503
0,160 0,194
6,6
—6,9
16,1
* Данные получены для облачности 3—7 баллов, так как
дней со сплошной облачностью в Ашхабаде летом менее 10.
При решении ряда практических задач необходимы све-
сведения об интегральном содержании водяного пара в верти-
вертикальном столбе атмосферы.
Анализ [13] показывает, что в слое 0—2 км содержится
около 55 % всего количества водяного пара, а в слое 0—
5 км — около 90%. В верхней тропосфере содержится около
10 % водяного пара, а в стратосфере количество водяного
пара составляет десятые и даже сотые доли процента ин-
интегрального влагосодержания атмосферы.
4.3. ЗОНАЛЬНОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
На рис. 4.3.1 приведены меридиональные разрезы для
января и июля от Северного до Южного полюса массовой
доли водяного пара, осредненной по времени и вдоль широт-
широтных кругов (зонально осредненные данные) [10].
Вблизи подстилающей поверхности массовая доля влаги
в среднем характеризуется максимальными значениями,
а с высотой — убывает. Ранее было показано, что как для
отдельных пунктов, так и для зонально осредненных данных
в зимние месяцы в поясе 75—80° с. ш. и над ледниковым
щитом южного полушария в слое от земной поверхности
до 1—2 км отмечается инверсионное распределение массовой
доли влаги.
Наиболее влажный воздух наблюдается в пограничном
слое в экваториальном поясе (от 0 до 15—20° широты). На
5—6° ю. ш. в январе и на 7—8° с. ш. в июле средние зо-
зональные значения массовой доли влаги максимальны — у под-
подстилающей поверхности они составляют 17%о в южном по-
полушарии и 16°/оо в северном. На этих широтах наблюдается
наиболее резкое падение влажности с высотой. В [33] приве-
приведены характерные зональные значения интегрального влаго-.
содержания слоя атмосферы 0—10 км, который можно при-
принимать за влагосодержание столба всей атмосферы. В [7]
приводится количество осажденной влаги в различных слоях
атмосферы для января и июля по широтным зонам север-
северного и южного полушария.
77

В последние годы накоплены данные специальных эпи-
эпизодических, но более точных, чем радиозондовые, измерений
влажности воздуха в стратосфере. Число таких измерений до-
достаточно велико; в [15] опубликованы материалы статисти-
статистической обработки данных примерно 1500 таких измерений.
При этом получены средние зональные вертикальные профили
объемного отношения смеси водяного пара. Полученные
в [15] профили, хорошо аппроксимируются кусочной экспо-
экспоненциальной функцией [15]:
где So и 5// — фоновая концентрация водяного пара на ниж-
1000
1000
9О°с.ш.8О SO 40 20 0 20 40 60 80° юж
Рис. 4.3.1. Осредненная по времени и широте массовая доля влаги (%о) в январе (а) и июле (б).
Таблица 4.3.1
Значения параметров 50, Р и относительной ошибки
аппроксимации е среднезональных моделей высотного
распределения водяного пара
Слой,
км
So °/ос
Слой,
км
[3 км-
Полярные широты
Зима
0—2 0,675 0,1230
2—5 0,864 —0,3755
5—12 0,280 —0,6972
12—18 2,13-10~3 0,0000
18—45 2,13- Ю-3 0,0376
45—60 6,10-Ю-3 —0,0023
Лето
0—3 6,593
3—8 3,370
8—13 0,289
13—22 3,10-10
22—45 1,92-10
45—60 6,91-КГ3
—0,2237
—0,4910
—0,9072
—0,0529
0,0557
—0,0027
Умеренные широты
Зима
0—3 5,950
3-7 2,369
7—12 0,322
12—253,14'10~3
25—50 3,14-10
50—60 8,70-10-3
—0,3070
—0,4992
—0,9262
0,0000
0,0408
0,0000
Лето
0—4 15,920 —0,3207
4—8 4,414 —0,5331
8—11 0,523 —1,1396
11 —15 17,Ы0~3 —0,3741
15—50 3,83-10~3
50—60 9,10-10
0,0247
0,0000
Тропики
Год
0—7 24,120 —0,3794 1
7—13 1,694 —0,8643 1
13—16 9,48-10~3 —0,3807 2
78
16—35 3,02-10~3 0,0327
35—60 5,62-10~3 —0,0251
3
2
8
1
7
13
нем уровне аппроксимируемого слоя Яо и на высоте Я, C —
эмпирическим параметр.
Значения параметров So и |3 по слоям приведены
в табл. 4.3.1. В [15] приведены данные о стандартных от-
отклонениях и коэффициентах вариации, выражающих абсолют-
абсолютную н относительную изменчивость объемного отношения
смеси.
Вертикальные профили влажности воздуха имеют тесную
связь с облачностью. В [38] получены зонально осредненные
профили массовой доли водяного пара при условиях ясной
и пасмурной погоды отдельно для континентальных и океа-
океанических районов земного шара. Условные профили позво-
позволяют выявить некоторые особенности вертикального распре-
распределения влажности. Так, в [38] показано, что инверсии влаж-
влажности в пограничном слое наблюдаются при ясном небе
в полярных и умеренных широтах зимой. В дни со сплош-
сплошной облачностью инверсии не наблюдаются. Вся тропосфера
зимой над северным полушарием в ясные дни более сухая,
чем в пасмурные. В отдельных слоях различие достигает 1 —
2 %о. Летом различие уменьшается. В работе [38] также по-
показано, что зимой в ясные дни тропосфера над океаном
более влажная, чем над континентом; это наиболее четко
наблюдается в приземном слое. Такая же закономерность
наблюдается и для облачной атмосферы, хотя различия сгла-
сглажены. Летом различия между профилями влажности воздуха
над континентами и океанами отмечаются только в пасмур-
пасмурные дни.
4.4. ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
В [4] опубликованы карты массовой доли водяного пара
для изобарических поверхностей 850, 700, 500 и 300 гПа за
12 мес. отдельно по северному и южному полушариям. На
рис. 4.4.1 представлены карты массовой доли пара на уровне

150 180
120
T50 180
40 -
60 -
40
30
150 180 120 60 О 60 120 180 120 60
Рис. 4.4.1. Средняя массовая доля влаги (%о) на изобарической поверхности 850 гПа в январе (а) и июле (б).

850 гПа [12]. В обзорах [10, 12] карт влажности показано,
что годовой ход влажности над северным полушарием зна-
значительно больше^ чем над южным Наиболее влажные зоны
на поверхности 850 гПа в январе и июле находятся в полосе
от 15° ю. ш. до 10° с. ш. От января к июлю они смещаются
к северу, локализуясь над Южной Америкой, Южной и Цен-
Центральной Африкой, над Зондскими островами и в экватори-
экваториальных широтах в центре Тихого океана. В районах полю-
полюсов на поверхности 850 гПа массовая доля водяного пара
составляет 0,5—3%о (в зависимости от сезона), в тропиках —
1О-13%о.
В тропосфере повышенная влажность воздуха сохраня-
сохраняется в тропиках; на поверхностях 700 и 500 гПа зоны с наи-
наибольшей влажностью сосредоточены в районах Центральной
Африки и Зондских островов зимой, а также на юге Азии и
над Южной Америкой летом.
На поверхности 300 гПа содержание влаги невелико;
большая погрешность исходных данных не позволяет судить
о меридиональных особенностях поля влажности на этих
высотах.
Районирование территории СССР и всего земного шара,
выполненное с учетом влажности воздуха, описано в главе 3,
а также в Государственных стандартах СССР, ГОСТ 25650-83,
ГОСТ 24482-80 и ГОСТ 25870-83.
В [8] помещены таблицы характеристик массовой доли
водяного пара (средние значения и среднеквадратические от-
отклонения) для некоторых станций СССР вдоль меридианов
40 и 140° в. д. и для станций вдоль 55° с. ш. Характеристики
даны для января и июля. В таблицах также приводятся дан-
данные для пограничного слоя по нескольким станциям с уче-
учетом времени суток.
Более подробную информацию о пространственно-вре-
пространственно-временных распределениях влажности содержат справочники
[3, 4, 25, 26, 29, 36, 37, 38]. Архивы на магнитных лентах
климатических данных о влажности воздуха описаны в [18,
28], аналитическое описание полей влажности опубликовано
в [2]. Пространственно-временные особенности интегрального
влагосодержания Qq изучались в [17, 30] по 35 пунктам СССР.
Интегральное влагосодержание атмосферы зависит от фи-
физико-географических и циркуляционных условий, от харак-
характера подстилающей поверхности и т. п. В частности, зимой
наименьшие средние значения влагосодержания отмечаются
не только в высоких широтах, но и над центральными райо-
районами Евразии и Северной Америки [13], и составляют около
3 кг/м2, т. е. примерно равны значениям в полярной зоне.
В то же время в умеренных широтах над океанами Qq ~
ж 15 кг/м2 в Арктике и Qq 30—40 кг/м2 на юге СССР.
Только в Средней Азии в сухом континентальном воздухе
Qq ~ 25 кг/м2. Такие же значения Qq наблюдаются над всеми
пустынями, особенно над Сахарой и Центральной Мексикой
[13]. Экстремальные значения общего влагосодержания атмо-
атмосферы могут различаться в одном и том же физико-геогра-
физико-географическом районе более чем па порядок. Данные для районов,
расположенных южнее территории СССР имеются в [31, 32].
В приэкваториальных широтах Атлантического и Индийского
океанов Qq изменяется от 24 до 53 кг/м2, при среднем зна-
значении 36—38 кг/м2.
4.5. ФУНКЦИИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ И КОРРЕЛЯЦИИ
В работе [22] выполнен анализ распределения относи-
относительной влажности воздуха у поверхности Земли за год и
выполнено районирование территории земного шара по типам
распределения.
Преобладающими типами . распределения относительной
влажности являются распределения с отрицательной асим-
асимметрией B9%) и симметричное с отрицательным эксцессом
B2%).
При районировании территории земного шара, как отме-
отмечается в [22], наиболее заметно выделяются типы по крите-
критерию скошенности распределения. Без учета эксцесса к типам
с отрицательной асимметрией относится 54 % станций Земли,
для этих станций характерны высокие средние значения от-
относительной влажности (>60 %). В зависимости от вели-
величины и знака коэффициента эксцесса эти распределения
имеют /-образную или одно- и двухвершинную форму. Такие
типы распределения наблюдаются в очень увлажненных
районах тропической зоны. Распределение симметричное
с отрицательным* эксцессом характерно для районов с суб-
субтропическим и тропическим климатом, где в течение года
хорошо выражены два периода — сухой и влажный. В очень
засушливых районах земного шара, особенно в сухих тро-
тропиках [22], выделяются типы распределения с положительной
асимметрией. Распределение относительной влажности, близ-
близкое к нормальному, наблюдается сравнительно редко и
отмечено [22] только на отдельных островах тропической
зоны океанов и на некоторых станциях Гренландии и Антарк-
Антарктиды.
На рис. 4.5.1 [22] приводятся графики распределений от-
относительной влажности для типовых станций [22]. В работе
[22] приводятся сведения об аппроксимации различных типов
распределений относительной влажности обратным и прямым
80 100 и%
Рис. 4.5.1. Типичные распределения относительной влажности
воздуха у поверхности Земли в совокупности за год по стан-
станциям.
а — отрицательная асимметрия, б — симметричное распределение с от-
отрицательным эксцессом, в — положительная асимметрия, г — нормаль-
нормальное распределение; / — Ман, 2 — Каяни, 3 — София, 4 — Куско, 5 — Ан-
талия, 6 — Таманрассет, 7 — Дзаудзи, 8 — Туле.
логнормальным распределением, а также распределением
Грамма—Шарлье. Для типа распределения с отрицательным
эксцессом аппроксимация в [22] не найдена.
В работе [35], в которой рассматривается зависимость
распределения относительной влажности от количества об-
облачности и показано, что наличие отрицательного эксцесса
относительной влажности связано с различиями режимов
облачности. При условии расчленения исходной выборки на
две части по количеству облачности распределение вероят-
вероятностей относительной влажности внутри подвыборок можно
аппроксимировать бета-распределением. Примеры аппрокси-
аппроксимации массовой доли влаги даны н [6]. В работе [11] приве-
приведены сведения о распределении точки росы на разных изо-
изобарических поверхностях по трем районам СССР. Распреде-
Распределения существенно варьируют как з зависимости от района,
так и в зависимости от сезона и изобарической поверхности.
На рис. 4.5.2 приведена пространственная корреляцион-
нпя функция точки росы для поверхностей 850 и 700 гПа
[34]. Из рисунка видно, что с расстоянием корреляционная
функция довольно быстро затухает. На поверхности 850 гПа
она становится близкой к нулю на расстоянии 2000—2500 км,
а на поверхности 700 гПа — на расстоянии около 1500 км.
На поверхности 700 гПа корреляционные функции для осени,
зимы и весны аппроксимируются одной функцией [34]:
= ехр(-1,82р0'21),
где р — г, тысячах километров. Па поверхности 850 гПа кор-
корреляционные функции для зимы и весны аппроксимируются
[34] функцией
гр=ехр( —1,03р),
а для осени — функцией
гр = ехр (—1,04р) cos @,672p).
Вертикальные (межуровенные) автокорреляции массовой
доли водяного пара по станциям северного полушария опуб-
опубликованы в справочниках [29, 38], выборочные сведения из

[29] приведены в табл. 4.5.1. Обобщенные данные для тропи-
тропической зоны 0—10° с. ш. приведены в [19].
На рис. 4.5.3 [34] показана вертикальная (межуровен-
ная) автокорреляционная функция точки росы у поверхности
4 р W jkm
5 р 103км
Рис. 4.5.2. Корреляционная функция точки росы
для изобарических поверхностей 850 гПа (а) и
700 гПа (б).
1 — по данным за первую половину весны A марта—
15 апреля), 2 — по данным за вторую половину осени
A6 октября—30 ноября), 3 — по данным за зимний пе-
период.
0,8г
0,2
"V
° км
Рис. 4.5.3. Межуровенная (/?0, 850 гПа) кор-
корреляция точки росы г-р •
l — зима, 2 — лето.
1,0
0,8
0,6
0,2
0
ч
'- ^^
I ! 1**""'
Рис. 4.5.4. Взаимная корреляционная функция
температуры и точки росы для зимы A,2) и
лета {3, 4).
1иЗ-гТг fd (P. Pe); 2n4-rTt Td (р, 850гПа).
Земли и на поверхности 850 гПа, а на рис. 4.5.4 — взаимная
корреляционная функция температуры и точки росы в зави-
зависимости от расстояния. В [34] предлагается аппроксимиро-
аппроксимировать эти функции формулой
г(р, 1000, 850)=г@, 1000, 850) ехр (—арр) cos (ур),
где коэффициенты для зимы (лета) имеют следующие зна-
значения: г@, 1000, 850) =0,71 @,69); а = 0,58 @,82); р =
= 1,36A,25); у = 0,71 @,44).
Таблица 4.5.1
Коэффициенты вертикальной корреляции, средние значения q
и среднеквадратические отклонения oq массовой доли
водяного пара для января (дя, аЯя, коэффициенты выше
диагонали) и июля (ди, GqH, коэффициенты ниже диагонали)
Уро-
Уровень,
гПа
Коэффициент вертикальной
корреляции
Зем-
Земля
850
700
500
400
300
яя
я
850
700
500
400
300
Ташкент
Земля 1,00 0,84 0,75 0,52 0,44 0,36 8,001 1,404 2,560 1,068
ОСЛ 0,65 1,00 0,85 0,54 0,45 0,41 5,926 1,488 2,043 1,049
0,43 0,59 1,00 0,70 0,63 0,57 4,223 1,467 1,316 0,774
0,27 0,28 0,40 1,00 0,89 0,79 1,275 0,791 0,417 0,310
0,27 0,31 0,35 0,75 1,00 0,91 0,477 0,293 0,141 0,105
0,31 0,35 0,40 0,53 0,67 1,00 0,160 0,087 0,032 0,021
Москва
Земля 1,00 0,69 0,55 0,40 0,36 0,28 8,933 1,728 1,582 1,087
850 0,69 1,00 0,66 0,49 0,45 0,35 6,350 1,928 1,594 1,003
700 0,59 0,72 1,00 0,78 0,71 0,55 3,639 1,377 1,015 0,694
500 0,41 0,48 0,57 1,00 0,93 0,65 1,102 0,579 0,288 0,207
400 0,40 0,47 0,52 0,81 1,00 0,74 0,436 0,261 0,096 0,065
300 0,43 0,47 0,52 0,74 0,83 1,00 0,101 0,051 0,024 0,014
В [38] приводятся также таблицы вертикальных автокор-
автокорреляций массовой доли водяного пара и взаимокорреляций
температуры и массовой доли водяного пара при условиях
ясной, малооблачной и пасмурной погоды.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.Алдухов О. А. О точности расчетов характеристик
влажности.—Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1988, вып. 147,
с. 40—47.
2. Аналитическое описание четырехмерного поля климата
свободной атмосферы над северным полушарием/Р. Г. Рей-
тенбах, Т. Ю. Рощина, А. М. Стерин, Б. Г. Шерстюков.—
Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1984, вып. 109, с. 3—16.
3. Атлас океанов.— Изд. Главного управления навигации
и океанографии Министерства обороны СССР, 1974—1977.
4. Атлас удельной влажности свободной атмосферы, над
миром/Под ред. И. Г. Гутермана.— М.: Гидрометеоиздат,
1980. 99 а
5. Бахтияров В. Г., Ломакина Н. Я Среднезональ-
ные статистические модели высотного распределения тем-
температуры и влажности для ясной и облачной атмосферы.—
В сб.: Оптико-метеорологические исследования земной
атмосферы.— Новосибирск: Наука, 1987, с. 33—42.
6. Б р ю х а н ь Ф. Ф., М а л и к о в а М. М. Аппроксимация
распределений удельной влажности воздуха разложением
их по полиномам Лагера.— Труды ВНИИГМИ—МЦД,
1979, вып. 66, с. 64—67. '
7. Гаврилова 3. И. Аэрологические характеристики око-
околоземной атмосферы.— Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1975,
вып. 5.
8. ГОСТ 26352—84. Модель влажности воздуха в северном
полушарии.— М.: Изд-во стандартов, 1985.
ГОСТ 26351-84. Модель влажного воздуха над терри-
9.
10.
торией СССР.— М.: Изд-во стандартов, 1985.
Гутерман И. Г. Осредненная по вертикали и широте
влажность в атмосфере Земли.— Труды ВНИИГМИ—
МЦД, 1980, вып. 72, с. 3—12.
11. Головлева В. Н. Оценка распределения точки росы
и ее междусуточной изменчивости в свободной атмосфере
над некоторыми районами СССР.— Труды ВНИИГМИ—
МЦД, 1974, вып. 9, с. 3—12.
12. Гутерман И. Г. Горизонтальные потоки тепла, влаги
и момента количества движения в свободной атмосфере
Земли.—Труды ВНИИГМИ—МЦД,—1975, вып. 19,
с. 3—40.
13. 3 у е в В. Е., Комаров В. С. Статистические модели
температуры и газовых компонент атмосферы.— Л.: Гид-
Гидрометеоиздат, 1986.
14. Киселева М. С, Кузенкова А. Ф. О достоверности
данных поля влажности в свободной атмосфере.— Метео-
Метеорология и гидрология, 1984, № 11, с. 37—43.
Заказ 46
81

15. Комаров В. С, Ломакина Н. Я.,Михайлов С.А.
Статистические модели высотного распределения малых
газовых составляющих атмосферы.— В сб. Оптико-метео-
Оптико-метеорологические исследования земной атмосферы.— Новоси-
Новосибирск: Наука, 1987, с. 3—16.
16. Комаров В. С. Статистические параметры общего вла-
госодержания атмосферы и их применения в некоторых
прикладных задачах.—Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1976,
вып. 28.
17. Комаров В. С. Статистическая структура полей тем-
температуры и влажности в свободной атмосфере над СССР
в дни с ясной и пасмурной погодой.— Труды
ВНИИГМИ—МЦД, 1972, вып. 79, с. 3—36.
18. Казначеева В. Д., Оржеховская В. А. Орга-
Организация статистической обработки информационной базы
РСБД «Аэрология» и создание массивов климатических
данных в свободной атмосфере.— Труды ВНИИГМИ—
МЦД, 1985, вып. 115, с. 3—34.
19. Казначеева В. Д., Нагорная Т. С, Руден-
к о в а Т. В. Уточнение статистической структуры верти-
вертикальных профилей метеорологических элементов по дан-
данным наблюдений ТРОПЭКС-74.—Труды ВНИИГМИ—
МЦД, 1977, вып. 35, с. 62—76.
20. Климат свободной атмосферы и пограничного слоя над
территорией СССР/Под ред, И. Г. Гутермана.— Труды
ВНИИГМИ—МЦД, 1979, вып. 60.
21. Комплекс ОКА-3 для централизованной автоматиче-
автоматической обработки данных системы зондирования РКЗ —
«Метеорит».— Л.: Гидрометеоиздат, 1979.
22. К а т к о в а Т. Ф. О типах распределения относительной
влажности воздуха в совокупности за год в различных
районах земного шара.—Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1983,
вып. 105, с. 12—20.
23. Матвеев Л. Т. Динамика облаков.— Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1981.
24. Мамонтов Н. В. Статистические характеристики отно-
относительной влажности воздуха в различные часы суток на
территории СССР.—М.: Изд. ВНИИГМИ—МЦД, 1982.
25. Новый аэроклиматический справочник пограничного слоя
атмосферы над СССР.— Т.1. Статистические характери-
характеристики температуры, давления, плотности, влажности/Под
ред. И. Г. Рутермана,—М.: Изд. ВНИИГМИ—МЦД, 1985.
26. Новый аэроклиматический справочник свободной атмо-
атмосферы над СССР. Т.З. Характеристики влажности и плот-
плотности. Т.7. Характеристики вероятности (доверительные
интервалы) удельной влажности./Под ред. И. Г. Гутер-
Гутермана.—М.: ВНИИГМИ—МЦД, 1980, 1981.
27. О составе, точности и пространственно-временном разре-
разрешении информации, необходимой для гидрометеорологи-
гидрометеорологического обеспечения народного хозяйства и службы гид-
гидрометеорологических прогнозов/Под ред. М. А. Петро-
сянца, В. Д. Решетова.— Л.: Гидрометеоиздат, 1975.
28. Р е й т е н б а х Р. Г., С т е р и н А. М. Создание массивов
климатологических характеристик свободной атмосферы
в узлах сетки методом объективного анализа.— Труды
ВНИИГМИ—МЦД, 1987, вып. 135, с. 3—45.
29. Справочник по вертикальным корреляционным свя-
связям метеорологических элементов в свободной атмосфере
над СССР/Под ред. В. Д. Казначеевой.— М.: Изд.
ВНИИГМИ—МЦД, 1980.
30. Справочник статистических характеристик темпера-
температуры и влажности в свободной атмосфере над СССР/Под
ред. В. С. Комарова.—М.: Изд. ВНИИГМИ—МЦД,
1972—1975.
31. Снопков В. Г. О суммарном влагосодержании атмо-
атмосферы над, Индийским океаном.— Труды ТИНРО, 1975,
вып. 10, с. 40—43.
32. С н о п к о в В. Г., П л е ч к о в В. М. О влагосодержании
атмосферы на экваторе над Атлантическим океаном.—
В кн.: Метеорологическое исследование по программе
международного тропического эксперимента.— М.: Наука,
1977, с. 51—71.
33. Снопков В. Г. О корреляции между содержанием во-
водяного пара в атмосфере и характеристики влажности воз-
воздуха у поверхности Земли.— Метеорология и гидрология,
1977, № 12, с. 38—42.
34. Статистическая структура метеорологических полей/Под
ред. Л. С. Гандина и др.— Будапешт, 1976.
35. Семочкин А. Г. О распределении повторяемостей от-
относительной влажности в свободной атмосфере.— Метео-
Метеорология и гидрология, 1973, № 8, с. 92—94.
36. Справочник статистических характеристик полей тем-
температуры и влажности в атмосфере северного полушария.
4.4. Локальные модели атмосферы/Под ред. В. С. Кома-
Комарова.—М., 1981.
37. Содержание и перенос влаги в атмосфере над тер-
территорией СССР, Атлас.— М., Институт водных проблем
АН СССР, 1984.
38. Таблицы статистических характеристик термодинами-
термодинамических параметров атмосферы северного полушария.
Ч. I—IV/Под ред. В. С. Комарова.— М.: Гидрометеоиздат,
1977—1979.
39. Т р и щ е н к о А. П., Ш е р с т ю к о в Б. Г. Анализ по-
погрешностей при измерении влажности в атмосфере радио-
зондовым методом.— Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1988,
вып. 147, с. 47—56.
40. Compendium of lecture notes on meteorological instru-
instruments for training class III and class IV meteorological
personnel.—WMO, No. 622, Geneva, 1986.
41. Guide to meteorological instruments and methods of obser-
observation. Fifth ed.— WMO, No. 8, Geneva. 1983.

Глава 5. ОБЛАКА
5.1. КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛАКОВ
5.1.1. Введение
В земной атмосфере вода присутствует во всех трех фа-
фазовых состояниях — газообразном (количество водяного пара
в воздухе определяет его влажность), жидком (в виде капель
в облаках, тумане и дожде) и твердом (в виде облачных
кристаллов, снежинок града). Облака являются важным со-
составным элементом круговорота воды в природе; они влияют
на радиационный обмен Земля—атмосфера, на перераспреде-
перераспределение тепла на земном шаре и общую циркуляцию атмо-
атмосферы. Наконец, они являются важным погодо- и климато-
образующим фактором.
Облака образуются, как . правило, когда парциальное
давление водяного пара превосходит давление Е насыщен-
насыщенного при данной температуре водяного пара над водой (см.
главу 1, п. 1.10). Значения Е резко увеличиваются с повы-
повышением температуры. Обычно значения Е затабулированы
(табл. 5.1.1 и 5.1.2) или определяются из эмпирических со-
соотношений [9, 23].
Таблица 5.1.1
Парциальное давление Ew (гПа) насыщенного водяного пара
над плоской поверхностью чистой воды [10]
Температура
—50
—40
—30
—20
—10
0
0
10
20
30
Парциальное
Температура
0
0,06354
0,1891
0,5087
1,2538
2,8622
6,1070
6,1070
12,271
23,371
42,427
давление
2
0,1533
0,4204
1,0536
2,4405
5,2745
7,0538
14,016
26,428
47,548
Ег (гПа)
4
0,1238
0,3463
0,8826
2,0751
4,5444
8,1284
15,975
29,829
53,197
6
0,09959
0,2841
0,7369
1,7594
3,9055
9,3453
18,171
33,606
59,418
8
0,7973
0,2322
0,6133
1,4874
3,3478
10,720
20,628
37,793
66,260
Таблица 5.1.2
насыщенного водяного пара
над поверхностью чистого льда [10]
0
2
4
6
8
-50
-40
-30
-20
-10
0
0,03933
0,1283
0,3797
1,0315
2,5966
6,1064
0,03066
0,1021
0,3078
0,8501
2,1712
5,1727
0,02379
0,08094
0,2487
0,6983
1,8104
4,3709
0,01837
0,06390
0,2002
0,5719
1,5053
3,6840
0,01412
0,05024
0,1606
0,4668
1,2479
3,0970
В атмосфере всегда присутствуют инородные частицы —
аэрозоли. Они играют роль ядер конденсации (ЯК), и, когда
давление (концентрация) водяного пара достигает опреде-
определенного значения, он начинает на них конденсироваться.
В результате образуются облака, а избыточный водяной пар
как бы «стекает» на облачные частицы и давление (концен-
(концентрация) водяного пара не поднимается существенно выше
значения, соответствующего насыщению. В капельных или
смешанных (состоящих из капель и кристаллов) облаках
пересыщение (относительное превышение давления водяного
пара над давлением насыщенного водяного пара при той же
температуре) над плоской поверхностью воды Е(Т) обычно
составляет не более десятых долей (редко 1—2%).
Созданию условий, благоприятных для зарождения об-
облаков, при которых парциальное давление водяного пара е
11*
становится больше Е(Т), способствует повышение общего ко-
количества водяного пара, т. е. увеличение е, и уменьшение
Е(Ту, т. е. понижение температуры Т. В природе количество
водяного пара возрастает там, где более влажная почва,
много водоемов, выше температура поверхности, с которой
происходит испарение, а также там, где сухой воздух сме-
смешивается с более влажным.
Температура же воздуха понижается при его подъеме и
расширении (см. главу 1, п. 1.9), при его радиационном вы-
выхолаживании, при тепловом взаимодействии с более холодной
подстилающей поверхностью или, наконец, при смешении
с более холодными воздушными массами.
Благоприятные условия (е > Е) могут возникнуть в боль-
большей или меньшей части атмосферного воздуха, в слоях раз-
разной толщины и протяженности, на различной высоте в любое
время года. В зависимости от условий образования различа-
различаются формы, размеры облаков, высота, на которой они рас-
располагаются.
5.1.2. Классификация облаков
Первые попытки систематизировать облачные формы
относятся к 1896—1897 гг., когда был издан первый Меж-
Международный атлас облаков [16]. Современный Международ-
Международный атлас облаков был издан в 1956 г. Всемирной метеоро-
метеорологической организацией [21]. Ему соответствует и используе-
чмый на сети станций СССР советский Атлас облаков [2].
Последний Международный атлас облаков вышел
в 1987 г. [22].
В классификации облаков в основном учитывается их
морфология (внешний вид) и высота расположения над
земной поверхностью. Все облака делятся на 10 основных
форм. Каждая форма подразделяется на виды и разновидно-
разновидности, большая часть из которых перечислена в табл. 5,1.3.
По высоте расположения облака делятся на облака ниж-
нижнего (St и Sc), среднего (As и Ас) и верхнего (Ci, Cs, Cc)
ярусов. Обычно к облакам нижнего яруса относят и Ns, но
иногда их выделяют в отдельную группу. Отдельно рассмат-
рассматриваются облака вертикального развития (Си, СЬ).
5.1.3. Основные атмосферные процессы,
приводящие к образованию облаков различных форм
Облака в зависимости от процессов, приводящих к их
формированию, можно разделить на слоистообразные, вол-
нистообразные и кучевообразные.
Слоистообразные облака (СО). Это наиболее обширный
класс облаков. В него входят облака, образующиеся в зонах
атмосферных фронтов за счет упорядоченных медленных вос-
восходящих движений воздуха (ш до нескольких см/с). В зави-
зависимости от того, на каких высотах протекают процессы кон-
конденсации, образуются облака Ns, As, Cs и некоторые формы
Ci. Другую группу СО составляют St и St fr., которые яв-
являются внутримассовыми и образуются главным образом
благодаря турбулентным неадиабатическим процессам в по-
пограничном слое атмосферы (ПСА). Важную роль здесь могут
играть процессы радиационного выхолаживания облаков. СО
покрывают порой пространства протяженностью в несколько
тысяч километров.
Волнистооб разные облака (ВО). Облака этого класса
(Sc, Ac, Сс) возникают в гребнях гравитационно-сдвиговых
волн, волн Кельвина—Гельмгольца или при ячейковой (цел-
люлярной) конвекции. При ячейковой конвекции облачный
слой распадается на ячейки с восходящими потоками в цен-
центре и нисходящими — на периферии (закрытые ячейки) или
наоборот — с безоблачным просветом в центре (открытые
ячейки). При так называемой двумерной ячейковой конвек-
конвекции образуются полосы облаков («облачные улицы»).
Толщина ВО обычно составляет от нескольких десятков
до сотен метров, но может достигать и нескольких километ-
километров. Горизонтальная протяженность ВО редко превышает
несколько сотен километров.
Конвективные облака (КО). К ним относятся облака Си,
СЬ и их разновидности, а также Sc cast, и Ac cast, Cc, Ci unc.
и др.
83

Современная классификация облаков
Таблица 5.1.3
п/п
Основные формы облаков
Латинское
название
Междуна-
Международное
обозначение
Виды и разновидности
Латинское название
Международное
обозначение
1 Перистые облака
cirrus
Ci
2 Перисто-кучевые облака cirrocumulus
3 Перисто-слоистые cirrostratus
4 Высоко-кучевые altocumulus
Сс
Cs
Ас
5 Высоко-слоистые altostratus
6 Слоисто-кучевые stratocumulus
As
Sc
7 Слоистые
stratus
8 Слоисто-дождевые nimbostratus
9 Кучевые
10 Кучево-дождевые
cumulus
cumulonimbus
St
Ns
Си
Cb
б)
а) волнистые или ните-
нитевидные
когтевидные
хребтовидные
перепутанные
плотные
грозовые
хлопьевидные
а) волнистые
чечевицеобразные
б) кучевообразные
хлопьевидные
а) волокнистые
б) туманообразные
а) волнистые
просвечивающие
непросвечивающие
плотные
чечевицеобразные
неоднородные
б) кучевообразные
хлопьевидные
башенковидные
образовавшиеся из
кучевых
с полосами падения
а) туманообразные
б) волнистые *
а) волнистые
просвечивающие
плотные
чечевицеобразные
кучевообразные
башенкообразные
растекающиеся
дневные
растекающиеся ве-
вечерние
вымеобразные
а) туманообразные
б) волнистые
в) разорванные
или разорванно-
дождевые
б)
fibratus
uncinus
vertebratus
intortus
spissatus
incus-genitus
flocus
undulatus
tenticularis
cumuliformis
flocus
fibratus
nebulosus
undulatus
translucidus
opacus
lentucularis
inhomogenus
cumuliformis
flocus
castellanus
cumulogenitus
virga
nebulosus
undulatus
undulatus
translucidus
opacus
lenticularis
cumuliformus
castellanus
diurnalis
vesperalis
mammatus
nebulosus
undulatus
fractus
fractonimbus
Ci fib.
Ci
Ci
Ci
Ci
Ci
Ci
Cc
Cc
Cc
Cc
Cs
Cs
Ac
Ac
Ac
Ac
Ac
Ac
Ac
Ac
Ac
Ac
As
As
Sc
Sc
Sc
Sc
Sc
Sc
Sc
unc.
vert.
int.
sp.
ing.
floe.
und.
lent.
cuf.
floe.
fib.
neb.
und.
trans
op.
lent.
inh.
cuf.
floe.
cast.
cug.
vir.
neb.
und.
und.
trans,
op.
lent.
cuf.
cas.
diurn
Sc vesp.
Sc mam.
St neb.
St und.
St fr.
Frnb.
Обычно Frnb встречаются в сочетании с Ns.
плоские (хорошей humilis
погоды)
средние mediocris
мощные congestus
а) лысые calvus
б) волосатые capillatus
с грозовым валом arcus
с наковальней incus
Cu hum.
Cu med.
Cu cong.
Cb calv.
Cb cap.
Cb arc.
Cb inc.
Иногда, как и для Ас, употребляются более тонкие признаки: As trans, As op.
Cu и Cb образуются в результате интенсивных восхо-
восходящих движений воздуха, порождаемых конвекцией. Эле-
Элементы конвекции («термики») могут проявляться в виде
замкнутых объемов, размеры которых составляют от десят-
десятков до сотен метров, или в форме струй, чаще наклоненных,
примерно той же ширины или чуть уже.
Конвекция в безоблачной атмосфере связана с наличием
термической неустойчивости атмосферы (у>у&), в облаках
она связана с влажнонеустойчивостью (у>уъъ). При подъ-
подъеме термик вовлекает в свое движение окружающий более
сухой воздух, что приводит к уменьшению скорости его подъ-
подъема и водности (см. п. 5.4.4).
Описанная генетико-морфологическая классификация не
исчерпывает всего разнообразия форм облаков. Облака не-
непрерывно эволюционируют, образуя многочисленные пере-
переходные формы.
5.2. ПОВТОРЯЕМОСТЬ И ПРОСТРАНСТВЕННАЯ
СТРУКТУРА ОБЛАКОВ РАЗЛИЧНЫХ ФОРМ
5.2.1. Классификация пространственно-временных
масштабов атмосферных процессов
В формировании облаков- участвуют процессы с мас-
масштабами от долей микрометра (размеры ядер конденсации)
до тысяч километров (масштабы, циклонов, антициклонов)
(табл. 5.2.1).
84

Таблица 5.2.1
Классификация пространственно-временных масштабов атмосферных явлений [10]
Обозначение
Характерный размер
Характерное время
процессов
Типичные атмосферные явления
Макромасштаб (А)
>104 км
2-Ю3—104 км
Мезомасштаб (В)
2-Ю2—2-Ю3 км
20—200 км
2—20 км
Микромасштаб (С)
2-102—2-103 м
20—200 м
1—20 м
2—100 см
0,1~20 мм
0,02—100 мкм
Неделя
Около недели
До нескольких суток
От нескольких часов
до суток
От десятков минут до
часов
От минуты до десятков
минут
Десятки секунд
Секунды
Десятые доли секунды
Общая циркуляция атмосферы
Циклоны, антициклоны
Фронты, ураганы
Кластеры, неоднородности фронтальных облаков,
линия шквалов
Отдельные конвективные облака, грозы
Конвективные
конвекция
ячейки, торнадо, проникающая
Термики, свободный пробег капель в облаках,
турбулентные неоднородности
Турбулентный фазовый масштаб и время фазо-
фазовой релаксации в капельных облаках
Расстояние между частицами осадков
Размеры частиц осадков. Расстояние между об-
облачными частицами
Размеры ядер конденсации и облачных частиц
Примечание. В работах АТЭП A972—1974) динамические процессы в тропиках было предложено разделять в за-
зависимости от их характерных размеров на следующие четыре группы.
Л. Синоптический масштаб, с характерным размером L= 1000... 10 000 км; приближенно соответствует макромасштабу а^.
B. Масштаб облачных скоплений, L=100... 1000 км; соответствует масштабу Ьа.
C. Мезометеорологический масштаб, L=10... 100 км; соответствует масштабу Ь$,
D. Масштаб кучевой конвекции, L=l... 10 км; соответствует масштабу Ьу.
5.2.2. Степень закрытия небосвода
В целом на земном шаре около 60 % небосвода закрыто
облаками. При этом в одних регионах почти весь год ясно,
в других — пасмурно, в третьих — отчетливо заметен сезонный
ход количества облаков. Таким образом, количество облаков *
зависит от места (координат) и времени. Степень (доля) за-
закрытия небосвода зависит также и от того, о какой пло-
площади небосвода идет речь, т. е. от масштабов осреднения.
Так, в пределе распределение p(N) (плотность повторяемости
N, где N — количество баллов общей облачности) для всего
земного шара в целом имеет одномодальный вид с острым
максимумом вблизи N = 6 баллов и нулями при N = 0 или
N = \0. При малых площадях осреднения (например, IX
X 1км) небосвод в основном либо свободен от облаков, либо
полностью закрыт. Кривая p(N) имеет U-образный вид:
в середине интервала p(N)&Q. По мере увеличения пло-
площади осреднения крайние моды сближаются, и постепенно
бимодальная функция плотности распределения p(N) транс-
трансформируется в одномодальную — обе моды сливаются. Со-
Согласно данным [10], это происходит при площади осреднения
S, равной примерно 10 X 10°. Модальные значения NmOd за-
зависят от региона и времени года.
Влияние площади осреднения на среднее количество об-
облачности хорошо прослеживается по табл. 5.2.2. Даже при
масштабах осреднения 10 X 10° для ETC сохраняются бимо-
бимодальные средние по сезонам распределения.
Данные о среднемесячном количестве облаков приве-
приведены в табл. 5.2.3. В табл. 5.2.4 даны более детальные тер-
территориальные характеристики облачности.
Таблица 5.2.2
Повторяемость (%) различных значений количества
облаков N в различные сезоны над ETC (по [10])
Размер
квадрата
5
Сезон
N баллы
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
* Количество облаков обычно измеряют в баллах. В от-
отличие от принятой в Европе и СССР десятибалльной си-
системы, в США часто используют восьмибалльную.
0 Л 74 00000000
О 51 0000000 0
3 33 0000000 0
В 51 0000000 0
0,5°Х0,5° Л 50 12 10 2 1 0 1 2 2
О 35 7722133 2
3 17 6523244 4
В 34 7723223 4
1°Х1° 3 И 75542468
В 26 10 855235 5
Л 39 18 962122 3
О 26 10 754244 5
4°Х4° 3 4557768 11 14
В 11 10 10 10 8 6 6 9 12
Л 12 27 15 14 6 3 3 4 7
О 8 13 9 12 7 5 6 8 11
10°Х10° 3 1 2 3 9 10 8 12 19 18
В 5 5 7 14 14- 9 14 14 10
Л 2 16 19 23 12 8 6 6 7
О 2 4 8 16 15 10 12 15 11
0
0
0
0
9
14
16
12
18
13
9
17
23
14
8
16
17
8
2
5
26
49
67
49
11
24
38
24
29
18
9
16
11
4
1
3
2
.0
0
0
85

Таблица 5.2.3
Средние месячные значения количества облаков N
(баллы) за 1971 — 1980 гг. [10]
Период
осред-
осреднения
Северное
полушарие
Океан
Суша
В целом
Южное
полушарие
Океан
Суша
В целом
Земной шар
Океан
Суша
В целом
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Год
5,8
5,6
5,4
5,6
5,9
6,1
6,0
5,9
5,9
6,0
5,9
6,0
5,8
4,0
4,0
4,2
4,7
4,9
4,9
4,9
5,0
4,9
4,5
4,2
4,1
4,5
5,1
5,0
4,9
5/2
5,4
5,6
5,5
5,5
5,5
5,4
5,2
5,2
5,3
6,7
6,5
6,7
6,7
6,7
6,7
6,7
6,9
7,0
6,9
6,9
6,9
6,8
4,7
4,9
4,5
4,4
4,1
3,7
3,5
3,7
4,0
4,3
4,3
4,6
4,2
6,2
6,1
6,2
6,2
6,1
6,0
6,0
6,2
6,3
6,3
6,3
6,4
6,2
6,3
6,1
6,1
6,2
6,4
6,4
6,5
6,5
6,5
6,5
6,5
6,5
6,4
4,2
4,3
4,3
4,6
4,6
4,5
4,4
4,6
4,6
4,4
4,2
4,3
4,4
5,7
5,6
5,6
5,7
5,8
5,8
5,8
5,9
5,9
5,8
5,8
5,8
5,8
10-
90°ю.ш.
90°с.ш.
Рис. 5.2.1. Средний широтный ход среднегодовой повторяе-
повторяемости Р (%) различных форм облачности над океанами [19].
/ — (Ci + Cc + Cs), 2— (As+Ac), 3 — Ns, 4 — Си, 5 — (St + Sc), 6 — Cb.
О повторяемости облаков различных форм на земном
шаре судят по многолетним данным регулярных наземных и
судовых наблюдений. Большой объем накопленных данных
был обработан в [3], а позднее группой американских авто-
авторов [19, 20]. Последние по единой методике обработали дан-
данные синоптических телеграмм за четыре срока ежесуточных
наблюдений за период 1965—1976 гг. над океанами A07 на-
наблюдений) и за период 1971—1980 гг. на 7000 наземных
станциях A08 наблюдений). По этим данным построены карты
сезонной пбвторяемости 6 групп облаков (Ci -f Cs -f Cc),
(As + Ac), (Ns), (St + Sc), (Cu), (Cb) по квадратам 5X5°
для суши и 15 X 30° для океанов.
90°ю.ш. 60
Рис. 5.2.2. Средний широтный ход среднегодовой по-
повторяемости Р (%) различных форм облачности над
сушей [20].
/ — (Ci + Cs+Cc), 2—(As+Ac), 3 — Ns, 4 — (St+Sc), 5 — Си,
6 - Cb.
Средний за все сезоны широтный ход повторяемости раз-
различных групп облаков над сушей и над океанами показан на
рис. 5.2.1 и 5.2.2. В табл. 5.2.5 указана средняя доля суши
по 5-градусным широтным интервалам.
5.2.3. Повторяемость облаков различных форм
5.2.3.1. Слоистообразные облака
Слоистообразные (St, Ns, As, Cs) и волнистообразные
(Sc, Ac, Cc) облака, так же как и фронтальные облачные
системы Ns—As—Cs, могут покрывать районы площадью S
до 105—107 км2. В табл. 5.2.6 приведены данные измерений
с ИСЗ за 1965—1970 гг.— средние (S) и максимальные (Smax)
значения площадей, занимаемых сплошными полями слоисто-
Таблица 5.2.4
Среднее месячное количество облаков N (баллы) над океанами и материками за 1971—1980 гг. [10]
Материки и океаны
Европа
Азия
Африка
Северная Америка
Ледовитый океан
Атлантический океан
Индийский океан
Тихий океан
Австралия
Африка
Южная Америка
Антарктида
Атлантический океан
Индийский океан
Тихий океан
I
6,2
3,9
2,9
3,9
3,9
5,9
3,6
6,2
4,5
6,1
6,2
2,1
6,6
6,7
6,6
II
6,2
3,9
2,8
3,8
3,8
5,8
3,2
6,0
4,4
6,0
6,1
2,7
6,4
6,5
6,5
III
5,8
4,1
3,3
3,5
3,5
5,6
2,6
5,8
3,8
5,7
5,8
2,2
6,7
6,5
6,6
IV
V
VI
VII
Северное полушарие
6,1
4,8
3,7
3,5
3,5
5,6
3,5
6,2
5,7
5,0
3,8
4,8
4,8
5,6
4,5
6,3
5,5 5,4
4,9 5,0
3,9 3,9
5,5 5,7
5,5 5,7
5,6 5,3
5,8 5,8
6,4 6,3
Южное полушарие
3,5
5,5
5,6
2,3
6,8
6,4
6,7
3,8
4,2
5,4
2,3
6,8
6,5
6,6
3,4 3,0
3,2 3,8
4,9 4,6
2,3 2,1
6,8 6,8
6,5 6,5
6,0
6,6
VIII
5,4
4,9
4,1
6,4
6,4
5,2
5,6
6,2
3,3
4,0
4,8
2,1
6,9
6,6
6,8
IX
5,6
4,7
4,1
6,4
6,4
5,4
5,1
6,2
3,2
4,8
5,4
2,1
7,2
6,8
6,9
X
5,9
4,3
3,6
5,6
5,6
5,7
4,5
6,4
3,4
5,1
5,6
2,2
7,2
6,6
6,9
XI
6,5
3,8
3,2
4,1
4,1
5,7
4,1
6,4
3,6
5,4
5,6
2,0
7,0
6,6
6,8
XII
6,6
3,9
3,1
3,9
3,9
6,0
4,3
6,5
4,0
6,1
5,9
2,1
6,9
6,7
6,9
Год
5,9
4,4
3,5
5,3
4,8
5,6
4,4
6,2
3,7
5,0
5,0
2,2
6,8
6,6
6,7
8fi

Таблица 5.2.5
Средняя доля (%) суши на земном шаре по 5-градусным широтным зонам
Полушарие
Зона, ф°
I
Северное
Южное
22
26
26
24
25
21
30
24
36
25
41
22
43
16
45
В7
50
4
57
3
61
2
57
0
72
0
76
22
41
60
29
88
17
100
Таблица
0
100
5.2.6
Средние (S) и максимальные (Smax) значения площади (млн. км2) индивидуальных полей сплошных слоистообразных
облаков в умеренных широтах
Январь
Число
случаев
S
s
max
Апрель
Число
случаев
S
5тах
Июль
Число
случаев
S
5тах
Октябрь
Число
случаев
S
Smax
Евразия
Северная
Америка
204
309
11
9
,0
,8
45
48
,0
,8
348
414
4
3
,0
,9
34
28
,9
,8
460
455
3
2
,0
,2
36
32
,5
,5
317
388
7
4
,7
,7
52
52
,5
,5
образных облаков над умеренными широтами Евразии и Се-
Северной Америки. Здесь указана суммарная площадь полей
облаков без разделения на слои.
Поля облаков верхнего яруса могут также занимать
площадь порядка 106 км2, однако протяженность L сплош-
сплошных полей Ci и Cs сравнительно редко превышает 103 км.
Мода распределения L приходится на 100—200 км.
Остановимся несколько подробнее на фронтальных об-
облачных системах (ФОС). Они состоят из облаков, распола-
располагающихся в нескольких облачных ярусах. От случая к слу-
случаю структура и размеры ФОС могут сильно меняться, но
для каждого из типов атмосферных фронтов они обладают
некоторыми специфическими чертами, связанными с особен-
особенностями в распределении упорядоченных вертикальных дви-
движений и турбулентности на фронтах различных типов.
5.2.3.2. Облачные системы теплых фронтов (ОС ТФ)
Схема облачной системы теплого фронта показана на
рис. 5.2.3. Надфронтальная облачность Sc(St), Ns, As и Cs(Ci)
0 100 200 300 400 500 600 700 км
Рис. 5.2.3. Схема облачной системы теплого фронта.
формируется благодаря наклонному подъему теплого воз-
воздуха по фронтальной поверхности со средней скоростью w
от 1—2 до 20—30 см/с. На участках__с w > 0 облака смы-
смыкаются друг с другом, а в слоях, где w < 0, создается дефи-
дефицит влажности и образуются междуоблачные промежутки.
Заполненность надфронтальной части атмосферы облаками
увеличивается с интенсификацией восходящих движений.
Верхняя часть ОС ТФ располагается на некотором уда-
удалении от фронта и наклон передней части ОС к горизонту
примерно вдвое превышает наклон фронтального раздела [12].
Надфронтальные поля Ci—Cs возникают благодаря со-
совместному действию упорядоченных восходящих течений и
турбулентности и не всегда являются сплошными.
Подфронтальная часть ФОС состоит из St fr.,_Fr nb, Sc
и St. Поскольку под фронтом почти повсеместно до ^ 0, то
эти облака имеют преимущественно турбулентное происхо-
происхождение. Их образованию способствует увлажнение воздуха,
связанное с испарением выпадающих сверху осадков.
О размерах ФОС можно судить по табл. 5.2.7 и 5.2.8 [9].
Таблица 5.2.7
Средняя толщина облачных слоев АЯ (км) на теплом
и холодном фронтах при различном удалении (L)
i от наземной линии фронта
L км
—300
—200
—100
0
100
200
300
400
500
600
700
800
Теплый
Теплый
сезон
1.9
2,0
2,1
1,8
2,0
1,9
1,9
2,1
1,8
1,6
фронт
Холодный
сезон
1,4
1
1,6
1,6
1,8
1,7
1,6
1,7
1,8
1,5
,8
Холодный фронт
Теплый
сезон
Холодный
сезон
1,2 1,0
1,6 1,7
1,8 1,6
2,2 1,7
2,3 1,7
ФОС характеризуются расслоенностью облаков, возра-
возрастающей по мере удаления от фронта. В ОС ТФ в 80—85 %
случаев число слоев не превышает двух, но может наблю-
наблюдаться четыре C % случаев) и даже пять отдельных облачных
слоев. Наиболее вероятная причина расслоения надфронталь-
ных облаков — локальное уменьшение скорости вертикальных
движений или смена их знака; в случае подфронтальной
облачности — это локальное ослабление вертикального тур-
турбулентного обмена.
Если надфронтальный воздух конвективно неустойчив,
в нем образуются затопленные конвективные ячейки (см.
п. 5.2.3.5). Летом они иногда развиваются в СЬ. Поэтому над
ETC вероятность гроз на ТФ весьма велика и составляет
в среднем за год 43%, а в июне—июле — даже 70%. Наи-
Наиболее мощные СЬ располагаются перед приземной линией ТФ.
В холодную часть года из-за ослабления устойчивости
стратификации в поднимающемся воздухе внутри ТФ также
могут образовываться затопленные конвективные ячейки
с основанием выше уровня конденсации. С ними связано
резкое усиление снегопада (ливневой снег), а иногда—-зим-
иногда—-зимние грозы.
87

Таблица 5.2.8
Повторяемость
и горизонтальные размеры (км) фронтальных облачных зон над Европой
Фронт
Сезон
Число
случаев
Длина, км
<1000
1000—2000
2000—30Ю0
3000-4000
>4000
Максимум,
км
Минимум,
км
Холодный
Теплый
Окклюзии
Зима
Лето
Зима
Лето
Зима
Лето
33
77
27
31
50
87
10
2
70
50
5
15
25
30
50
15
15
50
45
40
40
20
25
35
35
5
3
ело
4200
5000
1500
1500
4500
5000
1000
500
450
300
1200
500
Фронт
Сезон
Число
случаев
Ширина, км
200—400
400—600
600—800
>800
Максимум,
км
Минимум,
км
Холодный
Теплый
Окклюзии
Зима
Лето
Зима
Лето
Зима
Лето
33
77
27
31
50
87
10
5
10
2
2
60
25
45
25
30
20
15
55
25
45
40
40
10
10
15
25
25
35
слсл
слсл
со со
900
1200
1000
900
1000
1500
30
10
150
100
100
100
5.2.3.3. Облачные системы холодных фронтов (ОС ХФ)
Структура ОС холодных фронтов (ХФ) зависит от типа
фронта. Над медленно перемещающимися фронтами (ХФ
этому образуется вал из Си cong., Cb шириной до 50—60 км,
а перед ним формируются Sc lent., Ac lent., Cc и др. Полосы
(валы) Си, СЬ перед ХФ 2-го рода возникают и зимой, но
в этих случаях их толщина ЛЯ не превышает 3—4 км. Од-
Рис. 5.2.4. Схема облачной системы холодного
фронта первого рода (а) и второго рода (б).
300
200
100
100 км
1-го рода) (рис. 5.2.4 а) перистые облака часто отсутствуют,
поскольку в верхней части тропосферы воздух над ХФ не-
нередко опускается. Около тропопаузы иногда образуются Ci
(реже Cs) турбулентного происхождения. Общие характери-
характеристики ОС ХФ приведены в табл. 5.2.7 и 5.2.8. В углубляю-
углубляющихся циклонах толщина ОС почти вдвое больше, чем в за-
заполняющихся (в среднем 4,3 и 2,8 км соответственно). Если
перед ХФ воздух в пограничном слое стратифицирован не-
неустойчиво, в нем развиваются облака глубокой конвекции,
инициируемые вынужденным подъемом воздуха перед фрон-
фронтом. В той части подфронтального клина холодного воз-
воздуха, где выпадают осадки, образуются Frnb и Sc. Летом
здесь иногда развиваются Си, СЬ.
Облака ХФ, так же как и облака ТФ, часто расслоены,
причем число слоев в 80—90 % случаев не превышает двух.
Толщина облачных слоев и безоблачных промежутков редко
превышает 2—3 км.
ХФ 2-го рода (см. рис. 5.2.4 6) быстро перемещаются,
причем скорость перемещения теплого воздуха может пре-
превысить скорость самого фронта, из-за чего верхняя часть
теплого воздуха обгоняет фронт и опускается. Теплый воздух,
не дойдя до подстилающей поверхности (ПП), часто вытес-
вытесняется вверх клином холодного воздуха. Летом благодаря
нако и из столь «тонких» облаков часто выпадают ливневые
осадки [9].
Особенностью ХФ 2-го рода является развитие нисхо-
нисходящих движений в средней тропосфере перед их ОС. Вблизи
уровня перехода от w>0 к w<0 облака ХФ вытягиваются
вперед, и осадки могут выпадать не позади фронта (как
в случае ХФ 1-го рода), а перед ним. С ХФ связано 'также
наличие на участке, отстоящем от фронта на 200—300 км,
предфронтальной волны холодного влажнонеустойчивого воз-
воздуха, в которой происходит активная конвекция и образуются
башенкообразные облака Sc cast, и Ac cast.
5.2.3.4. Облачные системы фронтов окклюзии (ОС ФО)
В ОС ФО (рис. 5.2.5) сочетаются многие черты ОС теп-
теплых и холодных фронтов. В процессе окклюдирования гори-
горизонтальные размеры и толщина фронтальной ОС увеличи-
увеличиваются, поскольку в это время усиливаются восходящие
движения в ПСА. Около точки окклюзии иногда образуется
мощная система нерасслоенных Ns—As—Cs, простирающаяся
вплоть до тропопаузы. В нижней тропосфере фронтальная
облачность смыкается с внутримассовыми Sc Ac. Если хо-
холодная ветвь ФО образована ХФ 2-го рода, то вместо по-

следних образуются Си cong., Cb и выпадают ливневые
осадки.
Со временем ОС ФО «закручивается» в циклоническом
направлении.
Таблица 5.2.9
Характерные значения пространственных и временных
параметров мезоструктуры фронтальных облаков
и осадков [9]
^^^^
Параметр
Диапазон
значений
Площадь, км2
полос
очагов
Расстояние, км
между полосами
между очагами
Продолжительность существования, мин
полос
очагов
103—104
10°—102
101—102
10°—102
101 —103
10°—102
Рис. 5.2.5. Схема облачной системы фронта окклюзии по типу
холодного фронта.
5.2.3.5. Мезоструктура фронтальных ОС.
Затопленная конвекция
Параметрам фронтальных облаков и осадков присущи
большая пространственная и временная изменчивость [9, 10
в Ns, As конвективных ячеек. Мезонеоднородности могут
порождаться в облаках различными видами ячейковой кон-
конвекции, короткими гравитационными волнами, а также в ре-
результате разрешения бароклинной неустойчивости фонового
потока [9].
Пространственное расположение мезонеоднородностей
в полях облаков и осадков может быть как хаотическим,
так и регулярным. Хаотическое расположение чаще всего на-
наблюдается на периферии фронтальных ОС, а регулярное —
вблизи фронтальных разделов.
Основные черты мезомасштабиой структуры полей вер-
вертикальных движений в циклонах видны на рис. 5.2.6.
Важнейшим мезомасштабным процессом, реализующимся
во фронтальных ОС, является затопленная конвекция (см.
в [9]). Она во многом определяет мезоструктуру полей вер-
вертикальных движений, а следовательно, и осадков. Конвекция
в Ns, As является следствием слоистости (складчатости) по-
полей температуры, влажности и других метеопараметров
в надфронтальной части атмосферы, сопровождающейся фор-
Рис. 5.2.6. Строение поля w в циклонах умеренных широт.
/) w<l см/с, 2) и;»5. . . 20 см/с, 3) и;=20. . . 40 см/с, 4) w>
>40 см/с, 5) граница облачности (по Н. А. Безруковой и
С. М. Шметеру).
12]. Внутри фронтальной облачности почти всегда имеются
полосовые образования и (или) округлые «очаги» (табл. 5.2.9).
Интенсивность осадков и скорость вертикальных движений
в полосах и очагах иногда на порядок выше, чем в окру-
окружающей облачности. Подобные неоднородности встречаются
и в облаках, удаленных от фронта на 100 км и далее.
Наличие очаговых и полосовых образований обусловлено
неоднородной структурой поля w внутри облаков, которая
связана, в частности, с многомасштабностью затопленных
12 Заказ 46
мирозанием конвективно неустойчивых слоев (КНС). Реали-
Реализации конвективной неустойчивости благоприятствуют круп-
крупномасштабные восходящие потоки, играющие роль спуско-
спускового (триггерного) механизма. Особенно велика их роль
в ОС ХФ, где значения w зачастую превышают 15—20 см/с.
Если над фронтом имеется несколько КНС, разнесенных
друг относительно друга по вертикали и горизонтали, за-
затопленная конвекция становится многослойной, а отдельные
ячейки не обязательно располагаются друг над другом.
89

Таблица 5.2.10
Характеристики Си и Cb в умеренных широтах
Разновидность
облаков
Высоты
нижней
границы,
км
Толщина,
км
Горизонтальные
размеры
Фазовое состояние
Наибольшая про-
продолжительность
жизни
Наибольшая
вертикальная
скорость,
м/с
Осадки
Си fr
Си hum.,
Си med.
Си cong.
Cb
0,4—1,5
1
От десятков до Капельные
сотен метров
0,4—1,5 0,5—2 От сотен метров Капельные
до нескольких
километров
0,4—1,5 2—5 От 2—3 до 8— Капельные, не-
10 км большое количе-
количество кристаллов
0,4—1,5 5—15 От нескольких
километров до
100 км
Смешанные
Несколько минут
Десятки минут
То же
От десятков ми-
минут до нескольких
часов
1...2 Отсутствуют
3... 5 Отсутствуют
5... 15 Слабый дождь,
редко достигаю-
достигающий поверхности
Земли
«50 Ливневые осадки,
крупа, град
Расположенные в верхней части ФОС конвективные
ячейки образуют так называемые «ячейки генерации», засе-
засевающие формирующимися внутри них ледяными кристаллами
нижерасположенную часть ОС. В дальнейшем эти кристаллы
вырастают в частицы осадков. Поскольку скорость горизон-
горизонтального переноса ячеек генерации обычно не равна скоро-
скорости перемещения засеваемой части ОС (из-за различия ско-
скорости ветра на разных уровнях), засеваемая область со вре-
временем расширяется. Горизонтальные размеры индивидуальных
ячеек генерации редко превосходят несколько километров.
Однако, если в засевающем слое возникают двумерные ячейки,
конвекция может порождать и полосовые структуры.
5.2.4. Облака вертикального развития (Си, Cb)
5.2.4.1. Основные характеристики Си и Cb
Облака вертикального развития образуются, когда сво-
свободная (термическая) или вынужденная (динамическая) кон-
конвекция достигает уровня конденсации.
В сухом воздухе конвекция осуществляется в форме
подъема отдельных порций воздуха — терминов. Они могут
иметь следующую форму: а) изолированные приблизительно
сферические конвективные «пузыри» с внутренней цирку-
циркуляцией в виде кольцевых вихрей (вихрей Хилла); б) струе-
образные вертикальные или наклонные (иногда вращающиеся)
«столбы»; в) «султаны», передняя часть которых подобна
конвективному пузырю, а задняя — струе.
Достигнув уровня конденсации, термики дают начало
развитию конвективных облаков. Вначале образуются разор-
разорванные кучевые облака (Cufr.), затем разные формы кучевых
(Си) облаков, а при мощной конвекции — кучево-дождевые
облака (Cb)*. В порядке увеличения мощности кучевые об-
облака подразделяются на плоские (Си hum.), средние (Си med.)
и мощные (Си cong.). Облака Си hum. и Си med. относятся
к мелкой, а Си cong. и Cb — к глубокой конвекции.
Облака мелкой конвекции иногда почти полностью рас-
располагаются внутри ПСА. Наоборот, облака глубокой кон-
конвекции пронизывают значительную часть тропосферы, а вер-
вершины наиболее мощных из них могут проникать в слой тро-
тропопаузы и даже пробивать ее.
В отличие от слоистообразных и волнистообразных об-
облаков, разновидности которых образуются при специфических
метеорологических условиях, отдельные формы Си, Cb пра-
правильнее считать лишь различными стадиями развития облач-
облачной конвекции.
В умеренных широтах осадки, достигающие поверхности
Земли, выпадают (причем редко) лишь из самых мощных
Си cong. Над тропическими океанами дождь выпадает не
только из Си cong., но довольно часто и из Си med.
В табл. 5.2.10 приведены значения основных параметров
Си и Cb во внетропической зоне. В низких широтах для
* Конвективное происхождение имеют также башенкооб-
разные облака (Sc cast., Ac cast, и др.), некоторые перистые
облака (Ci unc.) и многочисленные формы облаков ячейко-
ячейковой конвекции (Sc, Ac, Сс). Мы здесь рассматриваем лишь
кучевообразные (Си, Cb) конвективные облака.
90
аналогичных форм облаков характерны большие значения
мощности и вертикальной скорости. Уровень конденсации,
а значит, и высота основания Си, Cb расположены в тропи-
тропиках в среднем на 0,5—1,0 км выше, чем в умеренных широ-
широтах.
5.2.4.2. Разновидности Cb
Если вершины Си cong. достигают высоты, где Т = —6...
... —12 °С, они оледеневают и облако превращается в Cb.
Оледенелая часть вершины Cb в наиболее типичных случаях
имеет форму гигантской «наковальни» (incus), состоящей из
перистых облаков. Иногда наковальня отсутствует или вы-
выражена слабо. Такие облака называются «лысыми» (calvus).
Чаще всего лысыми являются растущие Cb.
Наиболее характерной особенностью Cb является выпаде-
выпадение из них ливневых осадков (иногда крупы или града). Гро-
Громадные объемные электрические заряды, накапливаемые
крупными Cb, могут приводить к грозовым явлениям.
Кучево-дождевые облака состоят из одной или несколь-
нескольких (до пяти—восьми) конвективных ячеек — областей, заня-
занятых динамически взаимосвязанными восходящими и нисхо-
нисходящими мезомасштабными потоками.
Для образования Cb необходимы высокая влажность
в ПСА, конвективная неустойчивость в средней тропосфере и
наличие «спускового» механизма, с помощью которого про-
происходил бы подъем влажного воздуха до уровня конденса-
конденсации. Таким механизмом служит термическая и динамическая
конвекция в ПСА. Как правило, Cb образуются, если в под-
подоблачном слое имеется порождаемый интенсивной мезомас-
штабной конвергенцией обширный (до нескольких километ-
километров в поперечнике) восходящий поток с большими верти-
вертикальными скоростями.
Каждая из ячеек проходит стадии эволюции: «кучевую»,
зрелости и диссипации (распада) [18].
Кучевая стадия характеризуется восходящими движе-
движениями в большей части облака (ячейки). Полосы выпадения
осадков, как правило, не достигают поверхности Земли.
В стадии зрелости в облаке (ячейке) рядом с восходящим
потоком формируется нисходящий, осадки достигают поверх-
поверхности Земли. Для зрелых Cb (ячеек) характерны максималь-
максимальные скорости восходящих и нисходящих потоков, равно как
и максимальные мезофлуктуации в полях температуры, ветра,
давления и других метеопараметров. Иногда наблюдаются
градовые и (или) грозовые явления. В течение нескольких
минут характерные особенности мезоструктуры полей метео-
метеорологических элементов внутри зрелых Cb почти не меня-
меняются, т. е. облако остается квазистационарным.
Заключительной стадией развития Cb является его дис-
диссипация, когда в большей части облака воздух опускается.
Обычно менее чем за полчаса разрушается капельная часть
Cb, а еще раньше ослабевают, а затем и прекращаются,
осадки. Поскольку ледяные кристаллы оседают и испаря-
испаряются гораздо медленнее капель, остатки наковален в форме
перистых облаков Ci ing., Ci spiss. и др. могут существовать
часами. Поэтому после разрушения Cb небосвод может быть
покрыт разнообразными формами Ci.
В настоящее время часто Cb в зависимости от структуры
радиоэха подразделяют на одноячейковые, мультиячейковые,
суперячейковые и гибридные облака.

Одноячейковые СЬ состоят из одной конвективной ячейки,
диаметр Dc которой равен примерно 10—15 км, а продол-
продолжительность жизни составляет до 30—40 мин. Обычно это
ливневые облака, град из них выпадает редко и интенсив-
интенсивность его мала. Над югом СССР на долю этих облаков при-
приходится лишь 20—30 % всех случаев с градом.
Нкм а)
Суперячейковые СЬ образуются преимущественно в тех
случаях, когда в тропосфере (в том числе в подоблачном
слое) существуют большие вертикальные градиенты скоро-
скорости ветра.
Большие вертикальные скорости благоприятствуют интен-
интенсивному росту градин и поэтому с облаками, в которых зна-
2М/С
1230°
74
12
10
8
6
4
2
мм/ч б)
100- 0)
50
WM/C
20
10 -
'Г
„JL_
j
•**
L.
\./
1 |
"\
\
\
1
-18 -16 -14 -12, -10 -8 -6 '4  0 2
Расстояние от начала восходящего потока
4 6 км
Рис. 5.2.7. Схема мультиячейкового СЬ.
а— строение (по оси ординат отложены высота, относительная скорость и направление ветра (слева) и
температура (справа)); б — суммарная интенсивность (мм/ч) дождя и града; в — вертикальная скорость w
(м/с) вдоль линии NS, проведенной на рис. а; / — линии тока; 2 — линии тока на участках, расположен-
расположенных под большим углом к плоскости рисунка; 3 — траектории градин.
Мультиячейковые СЬ (рис. 5.2.7) обычно имеют форму
Cb inc. Они содержат несколько (иногда до трех—пяти и
даже более) ячеек и бывают как ливневыми, так и грозо-гра-
довыми [15]. Продолжительность жизни мультиячейковых СЬ
достигает нескольких часов. С ними связаны большинство
сильных ливневых осадков, градобитий и гроз.
Обычно СЬ вначале возникает как одноячейковое об-
облако, но вскоре на расстоянии 20—30 км от него появля-
появляются дочерние ячейки. Чаще всего они порождаются выну-
вынужденным подъемом воздуха перед перемещающейся нижней
частью нисходящего конвективного потока. В северном полу-
полушарии образование ячеек в большинстве случаев происходит
справа, а в южном — слева впереди по направлению пере-
перемещения первичной ячейки. Из-за этого видимый перенос
(«распространение») мультиячейковых СЬ как целого откло-
отклоняется от направления среднего ветра в облачном слое.
Чем более развиты ячейки по вертикали, тем больше
скорость их горизонтального переноса, поэтому первичная
ячейка догоняет дочерние и иногда сливается с ними. Этот
процесс сопровождается резким усилением осадков.
Чрезвычайно мощными и долгоживущими (до несколь-
нескольких часов) являются суперячейковые СЬ (рис. 5.2.8). Они
состоят из одной квазистационарной конвективной ячейки,
диаметр которой часто первышает 15 км. Она объединяет
восходящий и нисходящий потоки. В отличие от мультиячей-
мультиячейковых СЬ, в которых индивидуальные конвективные ячейки
довольно быстро меняют свои характеристики, в суперячей-
ковых облаках они практически не меняются 10—15 мин
или даже дольше.
12*
0 5 10 15 20 25 30 35 гм -20 0 20 м/с
Расстояние Вдоль JW -160°
Рис. 5.2.8. Схема суперячейкового СЬ (сечение в напра-
направлении перемещения облака).
/ — линии тока; 2 — траектории градин, 3 — наиболее интен-
интенсивное радиоэхо.
чения w велики, связаны многие катастрофические по по-
последствиям градобития. Нисходящий поток формируется
в средней тропосфере рядом с тыловой частью СЬ, где от-
отмечается низкая потенциальная температура воздуха. Ско-
Скорость восходящих потоков (w) внутри суперячейковых обла-
облаков иногда превышает 50 м/с [15].
Отличительной особенностью радиоэха от суперячейко-
суперячейковых СЬ является наличие обширной внутриоблачной куполо-
куполообразной «пиши» (свода), радиолокационное отражение от
которой очень слабо. Свод расположен в зоне наиболее силь-
сильных восходящих движений, благодаря которым ледяные ча-
частицы в нем выносятся вверх, не успев вырасти до больших
91

размеров. Не могут они выпадать и сквозь него. С перед-
передней части свода вниз опускается «крюк» — область, в кото-
которой интенсивно растут ледяные частицы и градины.
Своеобразным типом СЬ являются так называемые «ги-
«гибридные» облака, которым одновременно присущи характе-
характеристики и мультиячейковых, и суперячейковых СЬ. С первыми
их роднит наличие в одном и том же облаке нескольких кон-
конвективных ячеек, а со вторыми — характерная именно для
них форма радиоэха. В гибридном СЬ одновременно может
5.2.4.3 Поля конвективных облаков
Максимальный горизонтальный размер кучевого облака
условно называют его диаметром Д максимальный вертикаль-
вертикальный размер — его мощностью ЛЯ. Значения D и ЛЯ заметно
изменяются в процессе жизни кучевого облака и подвержены,
кроме того, большому суточному ходу. Относительные диа-
диаметры б = D/AH изменяются не столь значительно. С ростом
АН значение б уменьшается и облака вытягиваются по вер-
Рис. 5.2.9. Пространственная структура воздушных по-
потоков и зон возмущений температуры в ячейке зрелого
СЬ по С. М. Шметеру.
а) вертикальное сечение: / — направление потока; 2 — нисходя-
нисходящие движения, инициированные потерями тепла на испарение
облачных частиц; 3 — интенсивная мелкомасштабная турбулент-
турбулентность; 4 — зоны сильной болтанки вне СЬ; точки — область
осадков, Т — возмущения температуры, аутах — участок с наи-
наибольшими восходящими скоростями; слева — вертикальный про-
профиль скорости ветра относительно СЬ;
б) горизонтальное сечение СЬ: / — линии тока, 2 — направле-
направление внешнего потока, 3— зона сильной болтанки, 4 — интен-
интенсивная мелкомасштабная турбулентность, 5 — граница области
с w>0.
содержаться несколько суперячеек, причем ширина восхо-
восходящих потоков в них больше, чем в суперячейковых обла-
облаках. По данным для США с гибридными СЬ связаны наи-
наиболее интенсивные градобития.
Классификация СЬ существенно осложняется тем, что
облака в процессе их развития подчас «переходят» из одного
класса в другой. Значительная изменчивость характеристик
СЬ связана и с влиянием региональных факторов. Однако
большинству СЬ все же присущи некоторые общие черты,
(рис. 5.2.9). На рис. 5.2.9 приведена схема строения зрелой
ячейки, которую можно рассматривать и как модель одно-
ячейкового (в том числе суперячейкового) СЬ, и как состав-
составную часть («блок») мультиячейкового облака [14, 15]. Во
втором случае фактическая структура полей физических па-
параметров в облаке является результатом взаимного наложе-
наложения таких полей в зонах отдельных ячеек.
При построении рис. 5.2.9 учитывалось, что СЬ переме-
перемещаются по горизонтали как единое целое при любом верти-
вертикальном профиле ветра в атмосфере. Это означает, что ско-
скорость ветра внутри СЬ не на всех высотах равна ее значе-
значению вне облака. Отклонения скорости ветра заметны вплоть
до удаления от СЬ на несколько километров, а около круп-
крупных облаков — даже на десятки километров. По модулю они
достигают 15—20 м/с, а по направлению—180° (рис. 5.2.10).
Рис. 5.2.10. Схема воздушных потоков в зоне СЬ по
Фундзита и Арнольду (а) и Фэнкхаузеру (б).
а) цифры — относительная скорость (м/с); б) / — направление
вращения внешнего потока, 2 — линия шквалов.
тикали. Так, для Си в районе Украины медианное значение
6 Fщ) связано с ЛЯ соотношением [7]
1,5 ЛЯ
-1,1
E.2.1)
В 80 % случаев б отклоняются от 6т не более чем вдвое.
Горизонтальные размеры СЬ составляют обычно десятки
километров, но могут превышать 100 км. На фронтах СЬ по-
порой объединяются в сплошные валы протяженностью в не-
несколько сотен километров.
В районе Москвы, Киева, Ленинграда площадь горизон-
горизонтального сечения ливневых СЬ в 80—90 % случаев не превос-
превосходит 70 км2 [10]. В случае грозовых облаков она часто пре-
превышает 100 км2.
Пространственная структура полей Си
Поля Си, СЬ занимают площади 105—106 км2 (масштаб
Ьа). Если Р — степень покрытия небосвода облаками, вы-
выраженная в долях единицы, то по данным исследований на
Украине [7] при мелкой конвекции плотность распределения
f(P) описывается соотношением
= 1,745
-Р)
9,23
E.2.2)
Плотность распределения имеет моду около Р — 0,3
C балла), причем правая ветвь кривой f(P) менее крутая,
чем левая (рис. 5.2.11).
Наибольшую повторяемость имеют Си с горизонтальными
размерами D = 300... 1200 м.
92

Кривую распределения Си по размерам (диаметрам D)
можно аппроксимировать логнормальным и бета-распределе-
бета-распределениями [7, 10] соответственно формулам
Таблица 5.2.11
n(D) =
п (D) = 3,047 . 10-3/)
(-T?
,4,35
E.2.3)
E.2.4)
Г/о Р%
100'г- 25г
50
РФ)
F(D)
L О
8 Вт
Рис. 5.2.П. Плотность распределения P(D) и накоплен-
накопленная повторяемость F(D) горизонтальных размеров вер-
вертикальных конвективных потоков в СЬ.
В формуле E.2.3) lnD0 = lnD, а2 — дисперсия величины
lnD, D = Doexp (а2/2).
Если 0^Я^0,9, то для полей континентальных Си
?>о = 2,74Р — 2Р2,
а = 4,8Р —3,75Р2. E.2.5)
Рис. 5.2.12. Зависимость от тол-
толщины облака (ЛЯ) 10, 50 и 90 о/о-
о/оных квантилей: 6 — D/AH.
Для района ВЗК над Атлантическим океаном
Do = 2,65P — 2,37Р2,
а===3,7Р — 2,8Р2. E.2.6)
По формулам E.2.3) — E.2.4) плотность распределения D
максимальна у значения Dmoci < D, по обе стороны от кото-
которого она (особенно резко по мере уменьшения D) спадает.
При этом Dmod ж Dmax/3, где Dmax — максимальный диаметр
Си в «популяции». В среднем, чем больше D, тем больше и
ЛЯ, но отношение AH/D не одинаково для разных разновид-
разновидностей Си. Для Си hum. ~KH/D ж 0,6; для Си med.— 1,01;
для Си cong.— 1,54. Встречаются свечеобразные облака
с AH/D ж 4.. . 5.
В переходные сезоны 6^0,7, а летом 6^0,9, т. е. весной
и осенью облака более плоские, чем летом. Высота основания
облаков в течение дня увеличивается почти вдвое.
Па рис. 5.2.12 показаны зависимости 10-, 50- и 90-про-
90-процентных квантилей значений 6 = D/AH от толщины облаков
над Украиной [7].
Суточные и годовые изменения статистических парамет-
параметров полей Си приведены в табл. 5.2.11—5.2.13 (см. в [10, 15]).
Частные максимумы общего количества Си(МТ) наблю-
наблюдаются в 9—10, 11 —12 и 14—15 ч, а частные максимумы
суммарного объема Си (VT)—в 10—11 и 13—15 ч. Такие
особенности суточного хода NT и VT связаны с рзличием
структуры утренних и вечерних облачных популяций. Утром
Суточный ход средних характеристик полей
кучевых облаков над Украиной
Параметр
11—
Время суток,
со
12—
-«•
13-
ю
14-
ч
CD
15—
16-
СО
17-
Р баллы 3,1 4,0 4,3 5,0 4,8 4,6 3,6 3,8 791
X A00 км) 37 38 32 28 24 19 17 17 772
Umax (ЮО км) 78 91 62 76 78 39 36 35
5 км 0,86 0,99 1,07 1,29 1,37 1,56 1,42 1,5? 629
1км 2,912,863,654,004,814,545,034,81 581
Янг км 1,18 1,35 1,511,57 1,65 1,70 1,88 1,95 710
А// км 0,70 1,07 1,14 1,09 1,070,830,710,65 636
(АНID) 0,610,84 1,011,08 1,160,960,680,76 499
Примечание. L — ширина межоблачных промежутков;
Янг — высота основания облака над поверхностью Земли;
X — линейная концентрация Си, т. е. количество облаков, на-
находящихся на пути длиной 100 км.
Таблица 5.2.12
Годовой ход параметров полей Си над Украиной
Параметр
Месяц
IV
VI
VII
VIII
IX
Р баллы 3,7 3,7 4,1 4,1 4,1 3,5 791
X A00 км) 25 26 29 24 24 28 772
5 км 0,54 1,09 1,20 1,41 1,37 1,22 629
Г км 2,15 3,30 3,29 4,19 4,03 2,75 581
7/нгкм 1,42 1,62 1,63 1,77 1,77 1,76 710
ЛЯ км 0,50 0,88 1,06 1,06 1,09 0,73 636
Таблица 5.2.13
Типичный суточный ход характеристик полей Си
над Флоридой (по Планку)
Время,
ч
м
э min
м
э max
м
NT
VT км»
max
км
8—9
9—10
10—11
11 — 12
12—13
13—14
14—15
15—16
16—17
670
700
820
910
1110
1100
1250
1370
1400
15
15
15
25
25
30
45
60
45
810
ИЗО
2090
2090
2580
3380
3860
4020
2660
634
642
407
473
439
198
258
235
170
0,062
0,180
0,262
0,309
0,349
0,477
0,309
0,185
0,072
0,94
4,44
13,29
12,79
19,41
43,08
42,50
16,12
5,28
1,45
1,45
2,74
4,83
4,18
6,78
8,38
4,99
3,54
Примечание. D9 min и /)э max — минимальный и мак-
максимальный эквивалентные диаметры облаков, (эквивалентный
диаметр D3 равен диаметру равновеликого круга с площадью
основания Си), Dmax — максимальный диаметр групп облаков,
ST — общее покрытие небосвода, Л^т и Vt — количество и
суммарный объем облаков на площади 100 км2 (при расчетах
предполагалось, что индивидуальные облака являются парабо-
параболоидами вращения:
все Си распределены по небосводу довольно равномерно и
локальные группы облаков редки. После полудня образуются
группы Си, причем количество облаков средних размеров
93

Таблица 5.2.14
Дата
Характеристики групп Си над
Время измерений,
ч мин
Число групп
на площади
2500 км*
Украиной [7]
Диаметр, км
групп
центрального
облака
мелких
облаков
Среднее расстояние, км
между
группами
между облаками
внутри групп
8 июля
9 июля
13 июля
20 июля
5 июня
30 июля
1973 г.
1973 г.
.1973 г.
1973 г.
1974 г.
1974 г.
1100—15 00
1100—13 00
13 30—14 30
10 45—12 00
14 00—15 00
13 00—15 00
26
68
20
31
7
17
2,6
3,0
2,7
2,0
2,7
2,7
1,0
1,3
1,7
1,0
1,5
,7
0,25
0,25
0,24
0,19
0,25
0,40
10
3,5
9,0
5,7
8,7
6,7
0,28
0,28
0,21
0,17
0,24
0,64
становится меньше, чем утром. Суммарный объем облаков VT
утром и днем в основном определяется облаками средних
размеров, а вечером — наиболее крупными Си [15].
Увеличение относительного числа крупных облаков во
второй половине дня в основном вызывается объединением
облаков как из-за динамического взаимодействия соседних
Си, так и благодаря расширению смежных облаков навстречу
друг другу.
Изменения характерных параметров облаков и облачных
полей в течение года показаны в табл. 5.2.12.
Мезомасштабные скопления кучевообразных облаков
Размеры возникающих после полудня локальных скопле-
скоплений — групп Си составляют от нескольких километров до
сотен километров (масштаб b —bo). Наиболее велики они
в тропиках. Основные параметры групп Cu(Cb) над Украи-
Украиной, которые, по-видимому, типичны для умеренных широт
в послеполуденное время, приведены в табл. 5.2.14. Каждая
группа, как правило, содержит центральное, наиболее крупное,
облако, вокруг которого располагаются более мелкие Си.
% Наряду с «мелкими» группами Си, и в умеренных широ-
широтах' и в тропиках наблюдаются крупные мезомасштабные
(масштаб Ьа) конвективные системы (МКС), занимающие
площади порядка 104—105 км2. К МКС в тропиках отно-
относятся наиболее крупные из так называемых облачных кла-
кластеров и с ними связаны наиболее интенсивные осадки. Этот
вывод правилен и для умереных широт. Так, в центральной
части США на их долю приходится от 50 до 60 % общей
суммы осадков (см. в [15]). Для других регионов статисти-
статистических оценок еще нет, но, например, над Англией с МКС
также связаны осадки чрезвычайно большой интенсивности
и продолжительности. Индивидуальные МКС умеренных ши-
широт часто существуют более 15 ч, что на порядок больше
времени жизни отдельных СЬ.
МКС обычно возникают над участками, где происходит
упорядоченный подъем воздуха, обусловленный мезомасштаб-
ной конвергенцией ветра. Такая ситуация может возникать
и при внутримассовых процессах, и в зоне атмосферных
фронтов.
Как и в случае индивидуальных СЬ, под МКС происхо-
происходит локальный рост давления, иногда достигающий у поверх-
поверхности Земли нескольких гектопаскалей, т. е. образуется мезо-
антициклон (см. в [15]). Вынужденная конвекция, разви-
развивающаяся перед МКС из-за продвижения передней части
грозового антициклона, играет важную роль в самоподдер-
самоподдержании МКС.
Мезомасштабные облачные скопления (кластеры) в эквато-
экваториально-тропическом поясе
Для тропиков типично наличие мезомасштабных облач-
облачных скоплений — так называемых кластеров, в образовании
которых важную роль играют не только конвективные про-
процессы, но и динамические возмущения в тропической атмо-
атмосфере [13].
Размеры кластеров составляют от десятков до несколь-
нескольких сотен километров, а время их жизни колеблется от десят-
десятков минут до нескольких суток. В табл. 5.2.15 приведена
продолжительность жизни кластеров над Индийским океаном.
Аналогичные значения характерны и для кластеров над Ат-
Атлантикой.
Общепринятая типизация кластеров пока отсутствует.
Различают облачные скопления в форме квазидвумерных
линий шквалов, ленточные и полосовые кластеры, кластеры
с замкнутой круговой циркуляцией. Иногда кластеры под-
подразделяют на аморфные (бесформенные), линейные (удлинен-
94
ные), квазикруговые и вихреобразные (см. в [15]). Каждая
из форм кластеров развивается при определенных макро-
масштабных ситуациях.
Таблица 5.2.15
Повторяемость (%) продолжительности жизни кластеров
над Индийским океаном (по Гамильтону)
Продолжительность существования, сут
Общее
число
кластеров
51,2 23,4 10,4 5,9 2,4 1,3 1,1 1,3
1328
Повторяемости кластеров различных типов и размеров
над Индийским океаном (по Гамильтону) приведены
в табл. 5.2.16.
Таблица 5.2.16
Повторяемость (%) различных размеров и форм облачных
кластеров над Индийским океаном
Размер
Форма
аморф-
аморфная
линей-
квази-
круговая
вихреоб-
разная
Число
случаев
Малый
Средний
Большой
Очень большой
75,5
29,0
67,4
84,0
14,2
39,9
25,3
16,0
10
24
6
,1
,2
Л
0
6
1
,2
,9
,2
2087
396
83
25
Примечание. К малым, средним, большим и очень
большим кластерам отнесены скопления, занимающие площадь
A... 4)-104; E... 8)-104, (9... 11)-104 и >11104 км2 соот-
соответственно.
В стадии возникновения кластеры часто состоят из ком-
компактной группы изолированных облаков глубокой конвекции.
В дальнейшем эти облака зачастую смыкаются, и формиру-
формируется единое облачное образование с вершиной в форме ги-
гигантской наковальни, вытянутой вдоль вектора сдвига ветра.
В ее тылу сосредотачиваются Си cong., Cb, тогда как перед-
передний сектор состоит из Ns—As—Cs. Толщина такого облач-
облачного образования может превышать 10 км, а по горизонтали
оно вытягивается на сотни километров. Из переднего сектора
выпадают осадки обложного типа с максимальной интенсив-
интенсивностью /max до 10 мм/ч, что на порядок больше интенсив-
интенсивности фронтальных осадков в умеренных широтах. Интен-
Интенсивные ливневые осадки выпадают из той части системы, где
расположены СЬ. Типичны /щах ~ 10... 100 мм/ч.
Регулярная конвекция
Довольно типичны поля Си, имеющие регулярную про-
пространственную структуру. Так, в верхней части ПСА над
океанами и сильно увлажненными частями суши наблюда-
наблюдаются обширные поля мезомасштабных ячейковых облаков
(МЯО), порождаемых ячейковой конвекцией (см. в [5]). Го-

ризонтальные размеры ячеек равны 10—100 км*, а степень
их сплюснутости D/ДЯ^ЗО, что на порядок больше, чем
у классических бенаровских ячеек.
Поля МЯО состоят из открытых (с нисходящим потоком
в центре) или закрытых (с восходящим потоком п центре)
ячеек. Между полями открытых и закрытых ячеек часто на-
наблюдаются «радиальные» ячейки, образующие лучи своеоб-
своеобразных облачных звездочек.
Как видно на рис. 5.2.13, в северном полушарии МЯО
в основном располагаются либо над теплыми океанскими
течениями у восточных берегов континентов, либо над холод-
5.2.5. Вертикальная структура облаков различных форм
О среднем количестве облаков на разных высотах в раз-
разные сезоны для различных районов СССР можно судить по
рис. 5.2.14, построенному по данным самолетного зондирова-
зондирования облаков [5, 10]. Для многих практических задач требу-
требуются данные о суммарной толщине облаков ниже того или
иного фиксированного уровня. Эти и другие данные можно
найти в [5].
Над СССР без учета облаков верхнего яруса облачность
в 40—50 % случаев однослойная, примерно в 30 % случаев
Рис. 5.2.13. Преимущественное расположе-
расположение мезомасштабных конвективных образо-
образований над океанами.
/ — открытые ячейки, 2 — перенос тепла, 3 — за-
закрытые ячейки, 4 — перенос холода.
ными течениями к западу от континентов.'В каждом из этих
районов могут наблюдаться открытые и закрытые ячейки,
а также сочетание тех и других. Открытые ячейки более
типичны над теплыми океаническими участками, а закрытые —
над холодными.
Довольно часто обширные поля открытых гексагональ-
гексагональных конвективных ячеек наблюдаются и вдали от берегов, что,
по-видимому, обусловлено постепенным (на протяжении не-
нескольких дней) крупномасштабным подъемом влажного воз-
воздуха.
При больших вертикальных градиентах скорости ветра
на месте полигональных («трехмерных») ячеек возникают
«двумерные ячейки» — полосы чередующихся участков с вос-
восходящими и нисходящими потоками. Внутри полос происхо-
происходит геликальная (спиральная) циркуляция вокруг их про-
продольных осей, причем направление вращения в смежных гря-
грядах противоположно.
При двумерной конвекции образуются гряды облаков
(«облачные улицы»), состоящие из отдельных облаков или
их групп, вытянутых в линии (см. в [9, 15]). Площадь обла-
областей, занятых облачными улицами, достигает 104 км2. Длина
облачных улиц колеблется от 20 до 500 км, ширина — от 5
до 10 км, а расстояние между смежными грядами — от 2 до
8 км. Согласно результатам исследований над Англией, с уве-
увеличением высоты верхней границы конвективного слоя рас-
расстояние между смежными грядами (А/) тоже возрастает.
Отношение ширины облачных полос к их толщине в разных
случаях колеблется от 2 до 4. Средняя толщина конвектив-
конвективного слоя АН ж 1,5... 2,6 км, т. е. двумерная конвекция
является мелкой. Облачные улицы чаще всего локализуются
в слоях с \ди/дг\& 10~3... 10~2 с, \d2u/dz2\ ^ Ю..,
... Ю-5 м-1 с-1, \дТ/дг\&0,9... 1,0°С/100 м. Формирование
гряд облаков обычно завершается через 10—30 мин после
появления первых облаков.
Гряды располагаются приблизительно параллельно век-
вектору скорости ветра, т. е. являются продольными. Если на-
направление ветра внутри конвективного слоя сильно меня-
меняется с высотой, облачные гряды вытягиваются в направлении
градиента скорости ветра (поперечные гряды). Когда в атмо-
атмосфере есть несколько конвективных слоев с неодинаковыми
вертикальными профилями ветра, продольные и поперечные
гряды могут наблюдаться одновременно.
двуслойная и более чем в 20 % случаев трех- и четырехслой-
ная (табл. 5.2.17).
Таблица 5.2.17
Повторяемость (%) различного числа облачных слоев
(при наличии облачности) над разными районами
СССР [5, 10]
Пункт зондирова-
зондирования
Архангельск
Москва
Ростов-на-Дону
Львов
Свердловск
Алма-Ата
Красноярск
Хабаровск
В среднем по тер-
территории СССР
Архангельск
Москва
Ростов-на-Дону
Львов
Свердловск
Алма-Ата
Красноярск
Хабаровск
В среднем по тер-
территории СССР
Примечани
менее 1 %.
1
52
40
42
38
34
62
35
77
51
30
41
32
30
33
72
20
47
44
2
36
36
32
41
36
29
31
18
32
«
38
30
29
30
32
21
24
24
30
е. Знак
Число
3
Зима
10
17
16
16
19
8
22
5
13
Лето
22
17
14
26
16
6
26
20
16
(•)
4
2
5
7
4
7
2
И
0
4
7
7
10
10
10
0
18
7
7
слоев
5
(•)
1
2
1
3
0
1
0
1
2
4
6
3
4
1
9
2
3
6
0
(•)
i
0
1
0
(•)
0
(.)
(.)
1
2
1
4
0
2
0
(•)
соответствует
7
0
(•)
(•)
0
(•)
0
0
0
(•)
(.)
(•)
(•)
6
1
0
6
8
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
1
0
Число
подъе-
подъемов
367
729
412
289
347
230
297
44
8126
329
653
153
203
361
98
313
107
повторяемости
* Исследования полей МЯО с использованием аэрофото-
аэрофотосъемки показали, что встречаются и ячейки, диаметр D кото-
которых составляет 1—2 км.
Материалы регулярного самолетного зондирования атмо-
атмосферы в 31 пункте СССР в 1957—1963 гг. позволили де-
детально исследовать высоты и температуру на границах обла-
95

Распределение пунктов самолетного зондирований по восьми регионам
Таблица 5.2.18
Регион
III
IV
VI
VII
VIII
Архангельск
Ленинград
Рига
Минск
Москва
Волгоград
Казань
Куйбышев
Киев
Мин. Воды
Краснодар
Ростов-на-Дону
Одесса
Львов
Харьков
Баку
Ереван
Тбилиси
Свердловск
Омск
Новосибирск
Актюбинск
Иркутск
Чита
Якутск
Красноярск
Хабаровск
Владивосток
Ашхабад
Ташкент
Алма-Ата
г)
Рис. 5.2.14. Сезонный ход вертикального распределения
среднего количества облаков (по [5]).
/ — зима, 2 — весна, 3 — лето, 4 — осень; а — Архангельск,
б — Москва, в — Харьков, г — Новосибирск, д — Ташкент, е —
Хабаровск, ж — Якутск, з — Владивосток.
ков [5, 10]. В [10] все пункты пронумерованы по восьми ре-
регионам в соответствии с табл. 5.2.18. Всего на пунктах само-
самолетного зондирования атмосферы прозондировано свыше
80 тыс. облачных слоев.
5.2.5.1. Облака нижнего яруса
По определению, к облакам нижнего яруса в умеренных
широтах относятся облака слоистых форм с Янг < 2 км.
В тропиках к ним относят облака с #нг<3 км. Характер-
Характерные (медианные) значения #нг и #вг для облаков типа
St, Sc для упомянутых выше восьми зон и их сезонный ход
показаны на рис. 5.2.15. В некоторых зонах (VII, IV, VIII)
в определенные сезоны облака St, Sc столь редки, что дан-
данные о них в [10] не приводятся и рис. 5.2.15 остается не-
недостроенным. Днем, особенно в летний период, в I, III, VI
регионах значения Янг и #вг несколько возрастают; медиан-
медианные значения увеличиваются на 0,3—0,5 км. Несколько воз-
Рис. 5.2.15. Сезонный ход 50 %-ной квантили вы-
высоты нижней и верхней границ St, Sc в различ-
различных регионах СССР (номера их указаны рим-
римскими цифрами).
1 — первый облачный слой, 2 — второй облачный слой;
в регионах I, V и VI днем облака в среднем несколько
поднимаются, при этом 3 — границы первого слоя, 4 —
границы второго слоя.
растает и высота 2-го от поверхности Земли слоя облаков.
Многочисленные материалы самолетного зондирования на
Украине за 1950—1964 гг. [10] позволили рассмотреть от-
отдельно облака St и Sc. Среднее значение #нг для St равно
» 0,4 км и незначительно колеблется в течение года. Внутри-
месячные стандартные отклонения Он составляют 0,1—0,2_км.
Sc располагаются на Украине заметно выше. Значение Ннг
изменяется примерно от 1,0 км в феврале до 1,3 км в сен-
сентябре, а Он возрастает до 0,4—0,5 км. Значение #нг для
Ns в целом не очень сильно отличается от значений для St,
Sc, и мы их здесь не приводим.
Рисунок 5.2.15 дает представление о характерных зна-
значениях высоты и толщины облаков типа St, Sc. Напомним,
что средние значения несколько выше приведенных на этих
рисунках медианных значений. Значение Явг для Ns колеб-
колеблется в различных регионах в пределах 2,5—3,5 км. Облака
Ns могут состоять из нескольких слоев и достигать больших
высот, включая в свою систему облака As и Cs.
96

5.2.5.2. Облака среднего яруса
К облакам среднего яруса Ас и As в умеренных широ-
широтах относятся слоистообразные облака с #цр °т 2 до 6 км.
Значения Янг и Явг для Ас и As меньше зависят от того,
при z = 7... 9 км
F (Явг) - —143 + 21ЯВГ, E.2.8)
при z = 0... 5 км
F (ДЯ) = 36,5 ЛЯ — 3,5"(ЛЯJ. E.2.9)
Рис. 5.2.16. Сезонный ход 50 %-ной квантили вы-
высоты нижней и верхней границ Ac, As в различ-
различных регионах СССР (номера их указаны рим-
римскими цифрами).
/ — первый облачный слой, 2 — второй облачный слой.
какой это облачный слой — первый или второй от поверхно-
поверхности Земли. Тем не менее отмечается некоторое увеличение
высоты границ 2-го слоя (рис. 5.2.16).
5.2.5.3. Облака верхнего яруса
Наиболее достоверные сведения о высоте и толщине
облаков верхнего яруса получены на основе анализа много-
многочисленных анкет, составленных гражданскими и военными пи-
пилотами. По их данным были построены кривые повторяемо-
повторяемости высоты облачных границ и толщины облаков, представ-
представленные на рис. 5.2.17—5.2.19 [2, 4, 10]. В [10] предложена
О
16 Ннг км
Рис. 5.2.17. Плотность (сплошные кривые) и накопленная
повторяемость (штриховые кривые) высоты нижней гра-
границы (Янг) облаков верхнего яруса в разных географи-
географических районах.
а — высокие широты, б — средние широты, в — низкие широты;
/ — море Лаптевых D4 измерения), 2 — европейская часть СССР
(ЕЧС) F900 измерений), 3 — ЕЧС C012 измерений), 4— Индия
D35 измерений), 5 — экваториальная часть Юго-Восточной Азии
B78 измерений).
также эмпирическая модель строения облаков верхнего яруса,
включающая простые аппроксимации накопленных кривых
повторяемости F (%) высоты границ облаков и их толщины.
Полученные соотношения имеют вид полиномов, степени не
выше второй, и могут использоваться в определенных диа-
диапазонах высот:
при z = 5... 9 км
F (Янг) = —90 + 20Янг, E.2.7)
0
Рис. 5.2.18. Плотность и накопленная повторяемость вы-
высоты верхней границы (Явг) облаков верхнего яруса
в разных географических районах.
Усл. обозначения см. рис. 5.2.17.
% на 0,5 км
50
6 АН км
Рис. 5.2.19. Плотность и накопленная повторяемость тол-
толщины (АЯ) облаков верхнего яруса в разных географиче-
географических районах.
Усл. обозначения см. рис. 5.2.17.
13 Заказ 46

5.2.5.4. Облака конвективного развития
Нижняя граница Си над поверхностью Земли в умерен-
умеренных широтах обычно находится на высоте от 0,5—1 до 2,0—
2,5 км. Днем (около 16 ч) значения #нг на 0,6—0,8 км
больше, чем в утренние (около 10 ч) часы. Суточный ход
#нг (км) связан с суточным ходом относительной влажно-
влажности /о (%) следующим соотношением:
HHr~-A\gf0+ В. E.2.10)
Из соотношения E.2.10) видно, что с ростом влажности
#нг уменьшается. Так, в Ленинграде, где влажность обычно
высока, в 80% случаев //нг<1400 м, а в Киеве, где /о
летом мала, в 50 % случаев #нг > 1800 м [10].
Для района Ленинграда Л « 4000 м, В » 200 м. Для
Москвы Л « 3760 м, В « 320 м. Нижняя граница Си нахо-
находится в среднем примерно на тех же высотах, что и нижний
граница кучево-дождевых облаков.
В полях Си обычно имеются облака разной мощности —
от сотен метров до, порой, нескольких километров. О по-
повторяемости разных значений толщины Си на о, Украиной
можно судить по табл. 5.2.19.
В среднем мощность Си максимальна около середины
суток, а мощность СЬ — в послеполуденные часы.
Наиболее развитые по вертикали СЬ могут проникать
выше тропопаузы и достигать высот 16—18 км, а в тропиках
даже высот более 20 км. В умеренных широтах в 90 % слу-
случаев толщина СЬ не превосходит 9 км, а их медианная вы-
высота Hraed ~ 4 КМ.
Иногда конвективные облака затоплены во фронтальных
облаках Ns—As. Эту особую форму иногда называют Cb emb.
(от английского embedded — внедренные). Она встречается
и зимой, в то время как изолированные СЬ в средних широ-
широтах зимой наблюдаются крайне редко. Горизонтальные раз-
размеры Cb emb. могут достигать десятков километров, а вер-
вертикальные размеры обычно составляют несколько километров.
Таблица 5.2.19
Повторяемость Р разных значений мощности облаков АИ над Украиной
ЛЯ км . . <0,50 0,51—1,00 1,01—1,50 1,51—2,00 2,01—2,50 2,51—3,00 >3,00
Р % ... 2 14 24 24 16 9 11
5.2.6. Температурный режим и влажность
в облаках различных форм
Температурный режим облаков зависит от высоты, рай-
района, времени года, синоптической обстановки и т. д. Темпера-
Температура на нижней границе (Т'нг) облаков нижнего яруса тесно
коррелирует с температурой у поверхности Земли и имеет
хорошо выраженный годовой ход. Средний суточный же ход
Гнг не превышает 1—2 °С.
5.2.6.1. Облака нижнего яруса
Годовой ход среднесезонных значений Гнг для облаков
St, Sc в разных регионах СССР показан на рис. 5.2.20, на
-10
з в л о з
Рис. 5.2.20. Годовой ход 50 %-ной квантили темпе-
температуры у нижней границы 1-го слоя St, Sc для вось-
восьми регионов.
котором приведены значения 50 %-ных квантилей Гнг. Ана-
Аналогично распределение Гнг и для Ns. Значения 10 и 90 %-ных
квантилей отличаются от приведенных значений примерно
на ±E... 8)°С. Если известно среднее значение ГНр, то легко
найти значения п % квантиля Тп по простому эмпирическому
соотношению
Рис. 5.2.21. Относитель-
Относительные отклонения п %-ной
квантили температуры на
верхней границе облаков
нижнего яруса (?п) от
медианного значения Гбо-
10
50 70 90 71%
где ап и bn — коэффициенты, значения которых приведены
в табл. 5.2.20. Соотношение E.2.11) связывает п %-ную кван-
квантиль распределения среднемесячных температур у нижней
границы, т. е. Тп, со средними многолетними значениями
^НГ' приведенными в табл. 5.2.21.
Из-за того, что толщина St и Sc невелика, температура
на их верхних границах Гвг отличается всего лишь на 1 —
4 °С от Тнг. Для облаков Ns эта разница возрастает до
5— 10°С.
Представление о Гвг St и Sc дает табл. 5.2.22.
Соответствующие средние значения Гвг отличаются от
приведенных в табл. 5.2.22 значений ГВр 50 обычно не более
чем на 1 °С. В табл. 5.2.23 приведены значения Гвг (°С),
От (°С) для утренних и вечерних сроков наблюдений.
Если известны значения Тъо (см. табл. 5.2.22) и о> (см.
табл. 5.2.23), то п %-ная квантиль (для п от 10 до 90 %)
может быть найдена с ошибкой не более 1—2 °С из простого
соотношения
- E-2.12)
для
Множитель In приведен на рис. 5.2.21. Отличия ?„ от
разных регионов СССР не превосходят 0,2.
Таблица 5.2.20
Значения коэффициентов ап и bn в соотношении
E.2.11)
'¦ нг>
E.2.11)
п%
ап
Ьп
°С .
. . 10
. . 5
0
,7
,952
30
2
0
,7
,913
50
—0
0
,7
,943
70
—3
0
,3
,950
90
—7
0
,2
,980
98

Таблица 5.2.21
Средние многолетние значения температуры (°С)
на нижней границе облаков нижнего яруса для центральных
месяцев сезонов (по [5] с округлением)
Пункт зондирования
Октябрь
Архангельск
Ленинград
Рига
Минск
Москва
Харьков
Киев
Львов
Ростов-на-Дону
Минеральные Воды
Краснодар
Одесса
Тбилиси
Ереван
Баку
Казань
Куйбышев
Волгоград
Актюбинск
Ашхабад
Алма-Ата
Ташкент
Свердловск
Омск
Новосибирск
Красноярск
Чита
Иркутск
Хабаровск
Владивосток
Николаевск-на-Амуре
Якутск
—10
—7
—5
—6
—8
—5
—7
—7
—4
—5
—2
—4
2
—7
—1
—9
g
—6
—8
—2
—7
—4
—12
—12
—14
—16
—16
—
—4
2
—1
—3
—4
0
—1
2
2
0
2
1
1
—2
3
— 1
—2
0
—3
4
—1
3
2
5
—5
—6
9
—5
—5
0
5
9
10
9
8
9
10
9
14
8
—
—
7
—
—
8
7
8
6
—
2
—
9
8
8
8
6
8
12
16
—1
1
2
1
0
0
2
2
2
4
3
4
4
—1
6
0
—2
0
4
3
3
2
—3
—7
—6
—7
—8
—5
—3
—10
8
—14
Таблица 5.2.22
Сезонные медианные значения температуры Т50 (°С)
на верхней границе первого от поверхности Земли слоя St,
Sc для восьми регионов (в скобках — число измерений)
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
5C42)
4,5A85.)
7A87)
5F6)
6,5/3,5B59)
5,0A61)
11,5* (82*)
5,5E5)
—2A023)
-4(811)
—0,5A168)
1,5 B03)
—7,0 F63)
—7,0 B65)
2C2)
—7,5B48)
—8A113)
—9A248)
—5,5A682)
—3 D30)
—6,5E32)
17,0(90)
—14* A6*)
—9 C29)
—6 E12)
—6 D76)
—4 (865)
—2,5A88)
—6,5C04)
—8,5A49)
-4 C2)
—4,5A92)
Примечания: 1. Описание регионов см. табл. 5.2.18.
2. Звездочкой отмечены данные, полученные по наблюдениям
только в утренние сроки.
Таблица 5.2.23
Сезонные средние значения температуры Т (°С) на верхней
границе нижнего (первого от поверхности Земли) слоя St,
Sc (числитель) и соответствующие стандартные отклонения
ат(°С) (знаменатель)
Регион
Утро
Лето
Осень
Зима
Весна
Вечер
Лето
Осень
Зима
Весна
I 6/6 1/6 —8/5 —5/6 3/5
II 6/5 —4/7 —10/5 —6/6 4/5
III 9/5 0/6 -6/5 —3/7 5/6
IV 5/3 1/5 —4/5 —3/6 8/3
V 8/5 —6/7 —11/5 —5/6 5/5
VI 7/5 —5/7 —16/6 —6/7 7/5
VII 12/4 2/6 —14/6 —6/8 9/5
VIII 6/6 —8/7 —10/6—5/6 4/5
—3/6 —8/5 —6/6
—1/6 —5/5 —6/6
— 1/5 —5/5 —4/6
1/5 —3/5 —2/5
—5/6 —10/5 —6/6
—7/7 —15/6 —6/6
—2/5 — —5/4
—7/6 —9/5 —6/7
О разбросе Гвг Ns можно судить по данным о Тнг и
толщине облаков. Большой диапазон колебаний значений
ДЯ Ns обусловливает и значительно большие колебания Гвг
Ns по сравнению с Гвг St и Sc.
5.2.6.2. Облака среднего яруса
Стандартные отклонения о> от средних многолетних зна-
значений Гнг за тот или иной месяц для Ac, As в 1,5—2 раза
выше, чем для St, Sc (табл. 5.2.24).
Таблица 5.2.24
Средние многолетние значения температуры (°С)
на нижней границе облаков среднего яруса для центральных
месяцев сезонов по [5, 10] (с округлением до 1 °С)
Пункт зондирования
Октябрь
Архангельск
Ленинград
Рига
Минск
Москва
Харьков
Киев
Львов
Ростов-на-Дону
Минеральные Воды
Краснодар
Одесса
Тбилиси
Ереван
Баку
Казань
Куйбышев
Волгоград
Актюбинск
Ашхабад
Алма-Ата
Ташкент
Свердловск
Омск
Новосибирск
Красноярск
Чита
Иркутск
Хабаровск
Владивосток
Николаевск-на-Амуре
Иркутск
Значения Гвг для Ac, As имеют довольно большой раз-
разброс. Значения 10 и 90 %-ных квантилей отличаются от
Твг 50 на ±A0... 15)°С. Как видно из табл. 5.2.25, зависи-
зависимость ГВр от числа нижележащих облачных слоев не очень
сильная. Не все цифры в табл. 5.2.25 достаточно хорошо
статистически обеспечены. В ряде случаев, как следует из
полных таблиц, приведенных в [10], кривые повторяемости
ГВр построены по данным всего нескольких десятков наблю-
наблюдений. Особенно мало наблюдений было в VII регионе. Тем
не менее приведенные данные о медианах распределения
^НГ so и ^вг со облаков среднего яруса вместе с указанием,
что в 80 % случаев Гнг и Гвг отклоняются от них не более
чем на 10—15 °С, дают представление о температурном ре-
режиме Ac, As в разных регионах СССР.
5.2.6.3. Облака верхнего яруса
В умеренных широтах Гнг облаков верхнего яруса в ос-
основном колеблется в пределах —25... —55 °С. В большин-
большинстве случаев F0 %) значения ГНр не выходят за пределы
—30... —50 °С. В более южных широтах (Индия) примерно
в 50 % случаев Гнг = —45... —55 °С.
20
18
19
17
18
16
19
16
15
18
15
15
15
16
14
16
20
18
17
14
19
16
20
18
21
25
31
28
—14
— 11
—13
—13
—13
—10
—10
— 11
—10
— 11
—9
g
—10
—11
—6
— 10
—и
—10
12
у
—14
—8
— 12
— 12
— 17
— 16
—18
—19
—15
—
—16
—6
—6
_4
—4
—5
—5
—5
—5
—4
0
—2
—5
1
,—
—
—4
—5
—5
—4
—
—6
—
о
—3
—5
—5
—4
—4
—2
2
—2
—12
—10
—10
—10
—12
—12
—8
—8
—8
—И
—8
—9
—8
—20
—4
—И
—13
—10
— 14
—4
—16
— 13
— 14
—14
—17
—16
—19
—17
—14
13*
99

Таблица 5.2.25
Сезонные медианы распределений Т вг 50 облаков среднего яруса для разных регионов СССР [10]
Регион
Слой
1-й
2-й
3-й
4-й
1-й
2-й
3-й
4-й
1-й 2-й 3-й 4-й
1-й
2-й
3-й
4-й
Зима
Весна
Лето
Осень
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
—27
—22,5
—16,5
—17,5
—23
—29
—31,5
—24
—22
—21
— 18
—16
—22
—24,5
—
—21,5
—22
—21
—19
—14
—24
—30
—30
—23
,5
,0
,5
,0
—24
—18,5
— 19,5
—
—22
—30
—28
— 18
—14
— 14
—11
—13
—16
—23
—22
—18,5
—15
—15
—12
—13
— 15
— 19
—22
—16
,5
,5
,5
,5
— 16,5
—16,0
— 13,5
—16,5
—14,5
—20,0
—
—16
—25,5
— 16,5
—15,5
—
—17
—19
—17,5
—6,5
—5,0
—3,5
—3,5
—5,0
—8,0
—5
—3,5
—6,5
—6,5
—6
—5
—5,5
—6,5
—4,5
—19,5
—9,0
—7,5
—8,5
—7,0
—7,5
—2
—
—8
—9
—9
—9
—7
—9
—8
—8
,5
,5
,5
,5
— 10
—11
—8
—9
—15
—19
—14
— 17
,5
,5
,5
—13
—13
—10
—9,5
—16
—19
—9
—18
—12
—10
—11,5
—11,5
—17
—19
—18
—18
—17
—13,5
—14,5
—18,5
—17,5
—18
Рис. 5.2.22. Плотность (сплошные кривые) и накопленная
повторяемость (штриховые кривые) температуры на ниж-
нижней границе Гнг облаков верхнего яруса.
/ — европейская часть СССР, 2— Индия.
а
-20 -J0 -40 -50 -60 -70 -80 TBS°C
Рис. 5.2.23. Плотность и накопленная повторяемость темпера-
температуры на верхней границе Гвг облаков верхнего яруса.
Усл. обозначения см. рис. 5.2.22.
Повторяемость облаков верхнего яруса приведена на
рис. 5.2.22 [10].
Аналогичные кривые повторяемости Твг облаков верх-
верхнего яруса приведены на рис. 5.2.23. В умеренных широтах
чаще всего (около 40 % случаев) значения Гвг приходятся
на интервал — 45...— 55 °С, а в Индии — на интервал
—60... —65 °С. Здесь понижение Гвг по направлению
к экватору связано с заметным увеличением высоты облаков.
Примерно в 10—15 % случаев верхняя граница облаков верх-
верхнего яруса расположена, здесь выше тропопаузы.
5.2.6.4. Вертикальное распределение и вертикальный
градиент температуры в слоистообразных облаках
В [10] из большого многообразия типов стратификации
температуры в облаках слоистых форм выделяются следую-
следующие четыре типа:
1) начиная с некоторого уровня под облаком и вплоть до
некоторой высоты над ним температура монотонно понижа-
понижается;
2) над облаком, иногда частично захватывая его верх-
верхний слой, расположена инверсия температуры;
3) температурная инверсия захватывает весь облачный
слой или его существенную часть;
4) один слой инверсии находится непосредственно над
облаком, а другой — внутри него.
В результате анализа многолетних материалов самолет-
самолетного зондирования в районе Украины было получено рас-
распределение повторяемости различных типов стратификации
в слоистообразных облаках (табл. 5.2.26).
Таблица 5.2.26
Повторяемость (%) основных типов стратификации
температуры в слоистообразных облаках над Украиной [10]
Форма обла-
облаков
Общее число
наблюдений
Тип стратификации
1+2+3+4
St
Sc
Ac
Ns
Ns —As
As
1262
2803
1455
809
176
2040
12
21
43
44
49
64
64
67
46
24
3
23
14
8
9
22
37
11
10
4
2
6
3
1
100
100
100
96
92
99
Облака St, Sc являются преимущественно подынверси-
онными — на Украине к ним относятся более 60 % случаев,
над Москвой — около 90 % [Ю].
Толщина подоблачной инверсии обычно составляет 100—
400 м, но может превышать 600 м. Более глубокие инверсии
(большие значения |yI = grad Г) характерны для задержи-
задерживающих слоев над St, а затем (в порядке убывания \у\)
над Sc, Ac, As, Ns. Перепад температур AT =\y\h для за-
задерживающих слоев в среднем, например, над Украиной равен
5°С для St, 4°С для Sc, 2 °С для Ас, 1,5 °С для As и 1,3 °С
для Ns.
В других регионах повторяемость различных типов стра-
стратификации, также как и характерные значения \у\ и А7\
могут несколько отличаться от приведенных выше, но вряд
ли эти отличия будут значительны.
Большое влияние на физические процессы в облаках ока-
оказывает степень устойчивости стратификации в них. Оценки
Лу = у — Ува [Ю] показали, что в среднем стратификация
в облачном слое St, As, Ns близка к безразличной или сла-
слабоустойчивой: Ау заключено между 0 и —0,1 °С/100 м.
100

И лишь при высоких значениях Гнг может появиться слабая
неустойчивость. В Sc и Ас в среднем наблюдается влажно-
неустойчивая стратификация, и только при Гнг < — Ю°С
стратификация в среднем становится влажноустойчивой.
5.2.6.5. Горизонтальные градиенты температуры
в слоистообразных облаках
В облаках горизонтальные градиенты температуры могут
быть заметно больше, чем в безоблачной атмосфере. Вблизи
верхних границ облаков \dT/dx\ нередко достигает 2°С/км.
Напомним, что для однородной воздушной массы значение
\dT/dx\ составляет порядка 10~2°С/км, вблизи фронта гра-
градиенты возрастают на порядок, а в самой фронтальной зоне
в перпендикулярном к линии фронта направлении \dT/dx\
на участках протяженностью 30—60 км может достигать
десятых долей градуса Цельсия на километр. Внутри
слоистообразных облаков средние горизонтальные градиенты
температуры не превосходят десятых долей градуса на кило-
километр. Амплитуда пульсации температуры на участках длиной
от сотен метров до 1 км может достигать 0,2—1,0 °С.
5.2.6.6. Структура поля температуры в зонах кучевых
и кучево-дождевых облаков
Облака Си и СЬ не находятся в термическом равновесии
с окружающей атмосферой и на любой высоте температура
в ясном небе вдали от облака (Те) и внутри него G\) чаще
всего не одинакова: ДГ = 7\- — Те ?= 0 [7, 15].
Температура в Си и их окрестностях
В табл. 5.2.27 приведены значения AT по измерениям
в период с 10 до 17 ч [153-
Таблица 5.2.27
Значения ДГ внутри Си hum. (Д#^Г1 км) и Си med.
(АЯ>1 км) над Украиной
Характе-
Характеристика
ДГ °С
адг °С
&* max ^
АГт1п °С
Число пе-
пересечений
Треть облака
ниж-
нижняя
—0,10
0,23
1,39
— 1,97
15
сред-
средняя
Си hum
—0,02
0,20
1,08
—1,62
43
верх-
верхняя
—0,17
0,25
0,90
—2,09
11
НИЖ-
НИЖНЯЯ
сред-
средняя
Си med.
—0,08
0,22
1,14
— 1,52
17
0,00
0,32
,0,41
—2,69
58
верх-
верхняя
—0,22
0,36
1,74
—2,08
39
Видно, что над Украиной облака Си в среднем холод-
холодные, так как значения <ДГ> отрицательны (угловыми скоб-
скобками <> обозначено осреднение по всему облаку). Аналогич-
Аналогичные результаты дали исследования тропических Си (см.
в [9, 15]).
Вместе с тем части облаков или внутренние слои могут
быть теплыми. Индивидуальные значения ATmax и ДГтт
в Си hum. и Си med. достигают 1,7 и —2,7 соответственно,
а в центре Си cong. наблюдаются ДГтах = 3—4 °С [10].
В растущих Cu^Ar)>>0,a в зрелых и диссипирующих
(ДГ^>^0. При этом в части облака, которая прилегает
к боковым границам и к верхней кромке Си, почти всегда
ДГ < 0 из-за охлаждения воздуха при испарении капель.
По облачному полю в целом чаще всего ^ AT ) <0, так
как в типичном облачном поле на долю растущих облаков
обычно приходится около 20 % [15]*. Это не означает, что
в «холодных» Си конвективный подъем воздуха невозможен,
поскольку сила плавучести определяется разностью не обыч-
обычных, а виртуальных температур (ATV). Естественно, что зна-
значения ATv>0 наблюдаются гораздо чаще, чем ДГ>0 [15]
Наибольшие положительные значения ДГ и ATV наблю-
наблюдаются над серединой облака. У основания Си обычно
ATV < 0, поскольку температура облакообразующих термиков
здесь чаще всего на несколько десятых долей градуса ниже,
чем в окружающей атмосфере. Если Си являются элементами
ММ
—150
Мм
Рис. 5.2.24. Зависимость сред-
них отклонений температуры
под Си от расстояния (Дг) ме-
жду уровнем измерений и осно-
ванием облака.
150
100
50
/
i
i
\
Л
J
i
-/ О /Л7°С
Рис. 5.2.25. Зависимость
средних отклонений темпе-
температуры (AT) от превышения
Дг над Явг Си.
* Относительное число растущих, зрелых и распадаю-
распадающихся Си зависит от времени суток. Чем ближе к вечеру,
тем меньше растущих облаков.
проникающей конвекции, то на вертикальном профиле ДТ
внутри каждого из конвективно-неустойчивых слоев образу-
образуются частные максимумы.
Средние вертикальные градиенты температуры внутри
Си (yi) близки к влажноадиабатическим (\ва) [7, 10, 15].
При этом значения yi— ува редко превышают ±@,05...
... 0,1)°С/100 м.
Верхняя часть подоблачного слоя обычно стратифициро-
стратифицирована устойчиво, и текущие значения температуры конвектив-
конвективного потока непосредственно под Си (Г/) ниже, чем в певоз-
мущенном воздухе [7, 15]. Под осевой частью Си значения
\Afj\ = \Tj—Ye\ достигают 0,7—1,0 °С (рис. 5.2.24).
Распределение возмущений в поле температуры над цен-
центральными (в плане) участками Си показано на рис. 5.2.25.
У самой кромки облака ДГ^<0, так как охлаждение воз-
воздуха, вызываемое испарением облачных элементов прева-
превалирует здесь над адиабатическим нагреванием опускаю-
опускающегося над Си воздуха. При больших превышениях картина
обратная и ДГу>0 [7].
Деформация поля температуры сбоку от Си (рис. 5.2.26)
происходит во всем конвективном слое, благодаря чему
Cu-конвекция влияет на метеорологические процессы более
крупных масштабов. Расстояние по горизонтали, до которого
сказывается термическое влияние Си, достигает 1 — 1,5 D [7],
где D — «диаметр» облака.
Непосредственно у боковой границы Си значения |ДГ|
достигают 0,3—0,5 °С, цричем вплоть до удаления от Си на
0,4.. . 0,7D воздух холоднее, чем в невозмущенной атмосфере.
Далее, до расстояний —1,0... 1,5 D, температура воздуха
повышена на 0,1— 0,2 °С.
«Холодные» участки возникают из-за потерь тепла на
испарение капель, а теплые — благодаря адиабатическому на-
нагреванию опускающегося околооблачного воздуха.
101

Рис. 5.2.26. Возмущения температуры (AT)
в зоне Си.
а) АЯ=0,5. . . 1,0 км; б) ЛЯ=1... 2 км; в) АЯ=
= 2. . . 3 км, г) над ВГ Си. Заштрихована внутри-
облачная зона. Вертикальные отрезки — средняя
квадратическая погрешность измернеий; в круж-
кружках указано число пересечений облака; слева от
кружков — максимальные, а справа — минималь-
минимальные значения Д7\
Рис. 5.2.27. Зависимость AT от w для
максимальных (а) и средних (б) значе-
значений AT в СЬ.
А7
4
-4
б)
J ( I _L
I
-12 -9 -6 -3 0 3 6 w м/с
Температура в СЪ и их окрестности
Внутри СЬ ширина участков, на которых AT ф 0, состав-
составляет от десятков метров до 2—3 км. Значения AT часто пре-
превышают 1—3 °С, иногда достигая 8—10 °С. Чем больше зна-
значения w, тем больше и AT (рис. 5.2.27). В одноячейксвых об-
облаках и индивидуальных конвективных ячейках участки с на-
наибольшими положительными значениями AT обычно располо-
расположены несколько выше центра облака, а «холодные» участки
локализованы в зонах осадков.
В многоячейковых СЬ может быть несколько участков
с положительными и отрицательными значениями AT.
В нижних двух третях растущих и зрелых СЬ ЛГ^О,
а в их верхней трети AT <0. Распадающиеся СЬ — холодные
во всей их толще; сохраняются лишь отдельные участки
с АТ^О. В верхней части восходящего потока АГ<0. Та-
Такие выводы правильны для СЬ во всех стадиях эволюции.
Таблица 5.2.28
Абсолютные значения средних (числитель) и экстремальных
(знаменатель) отклонений температуры (°С) в разных
частях зоны СЬ над СССР
Стадия развития
СЬ
Растущие
Зрелые
Распадающиеся
Участки
над СЬ
0,5
4,7
0,4
3,4
0,2
в предвер-
предвершинной
части СЬ
сбоку от
верхней
трети СЬ
0,3 0,2
5,1 3,2
0,2 0,4
Ы 2,7
0,2 0,2
сбоку от
нижней
трети СЬ
0,2
0,9
Нет данных
Нет данных
1,0
0,9
1,4
Очень низкие температуры (амплитуды отрицательных воз-
возмущений превышают 10—12 °С) наблюдаются в вершинах
СЬ, пробивших тропопаузу [15].
Возмущения температуры наблюдаются вплоть до вы-
высоты 300—500 м над вершиной СЬ, причем над участками
с AT > 0 часто располагаются участки сЛГ<0, т. е. с вы-
высотой происходит обращение изотерм. По мере удаления от
облака вдоль по потоку знак AT периодически меняется.
Длина волны приблизительно равна ширине облака, а ам-
амплитуда достигает 0,1—0,3 °С [14, 15].
Характеристики поля АГ в зоне СЬ, рассчитанные по дан-
данным нескольких десятков серий измерений, приведены
в табл. 5.2.28 [14].
Во всех частях зоны СЬ на мезомасштабные отклонения
температуры налагаются более узкие «теплые» и «холодные»
участки шириной от десятков метров до 1—2 км.
5.2.6.7. Влажность в облаках
Влажность в облаках сильно зависит от их фазового
строения. В капельных облаках она близка к значению, соот-
соответствующему состоянию насыщения над водой. Пересыщение
5 в жидких (капельных) слоистообразных облаках равно
сотым (реже десятым) долям процента. Внутри нисходящих
воздушных потоков в облаке s < 0, т. е. влажность не-
несколько (на те же десятые доли процента) ниже 100 %;
в области восходящих потоков s>0. На участках с интен-
интенсивными направленными вниз турбулентными движениями
в облаке могут образоваться бескапельные полости. Данных
о влажности в этих полостях пока еще нет, по из-за их срав-
сравнительно малых размеров (десятки метров) 5 вряд ли опу-
опускается в них ниже 90 %.
Присутствие капель с смешанных облаках свидетель-
свидетельствует о влажности, близкой к 100 % над водой. При низких
температурах, например ниже —10 °С, и отсутствии восхо-
восходящих потоков капли в смешанных облаках довольно быстро
испаряются и облака становятся кристаллическими. Скорость
оледенения облака тем больше, чем выше концентрация кри-
кристаллов и чем ниже водность капельной части облака (см.
п, 5.4.1),
102

При наличии восходящих движений смешанные облака и
влажность, близкая к 100 % над водой, могут сохраняться
довольно долго. Необходимые для этого условия зависят от
скорости восходящего движения и микроструктуры кристал-
кристаллической части облака. Более подробно об этом см. в п. 5.3.1.
В чисто кристаллических облаках влажность заключена
между значениями, соответствующими насыщению над водой
и надо льдом. Если облака распадаются, то влажность до-
довольно долгое время может быть даже ниже значения, соот-
соответствующего насыщению надо льдом.
Если говорить о смешанных облаках в целом, когда в од-
одной части облака могут присутствовать только кристаллы,
а в другой — капли или и капли, и кристаллы, то в таких
облаках в чисто кристаллических зонах влажность также мо-
может быть заметно ниже насыщения над водой.
Под облачным слоем абсолютная влажность обычно рас-
растет, а над ним — падает. Сбоку от конвективных облаков
влажность уменьшается по мере удаления от облачных границ.
Более детально распределение влажности в зоне облаков
различных форм рассматривается в [10].
5.3. ВЕРТИКАЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ
И ТУРБУЛЕНТНОСТЬ В ОБЛАКАХ
В формировании фронтальных облачных систем Ns—As—
Cs определяющую роль играют крупномасштабные верти-
вертикальные движения с линейными масштабами Lx ~ 102...
... 103 км, а образование конвективных (Си, СЬ) и волни-
стообразных облаков (Sc Ac, Сс) обусловлено мезомасштаб-
ными потоками с Lx~\... 10 км. Данных о скорости вер-
вертикальных движений (w) в облаках еще мало, особенно для
слоистообразных, поскольку в них значения w редко превы-
превышают 1—10 см/с и их измерение, следовательно, находится
за пределами существующих инструментальных возможно-
возможностей. В настоящее время имеются лишь приближенные оценки
значений w в слоистообразных облаках, осредненных по той
или иной площади.
При оценке скоростей вертикальных движений по дан-
данным радиозондовых измерений температуры и (или) скоро-
скорости ветра с последующим использованием для расчетов до
уравнений гидротермодинамики атмосферы значения до осред-
няются по площади ~104... 105 км2. Если за исходные дан-
данные взята горизонтальная скорость воздуха, измеренная
с помощью доплеровских радиолокаторов, осреднение идет
по площади ~ 102.. .104 км2.
Сопоставление значений да, рассчитанных разными спо-
способами, осложняется тем, что вычисленные характерные ско-
скорости убывают по модулю с увеличением масштаба осредне-
осреднения и, кроме того, погрешности оценок w достигают десятков
и даже сотен процентов.
5.3.1. Вертикальные движения во фронтальных облаках
Согласно табл. 5.3.1, значения w, осредненные по пло-
площади более 104 км2 (расчетные методы), в Ns—As не пре-
превышают десятков см/с. По радиолокационным (р/л) данным
(т. е. при осреднении по меньшим площадям) да достигают
1 м/с.
Таблица 5.3.1
Средняя вертикальная скорость (до) внутри Ns, As [10]
Синоптическая си-
ситуация
Теплый фронт
Холодный фронт
Фронт окклюзии
Передняя часть
циклопа
Центральная
часть циклона
Методика
вычислений
Расчет
Р/л
Расчет
Р/л
Расчет
Р/л
Расчет
Расчет
w см/с
2—18
10—20
4—40
6—100
3—20
30—100
0—3
2—5
Высота
2—6 КМ
3—4 КМ
2—4 км
1,5—4 км
4—5 км
2,5 км
800—400 гПа
600—400 гПа
На участках Ns—As, удаленных от фронта на 100 км
и более, значения да примерно на порядок меньше, чем в зоне
фронта. Чем быстрее движется фронт, тем больше и скорость
подъема воздуха. Так, перед холодными фронтами 2-го рода
значения да в 1,5—2 раза больше, чем перед квазистацио-
квазистационарными фронтами [10].
5.3.2. Вертикальные потоки внутри Си и в его окрестности
Внутри Си, СЬ горизонтальные профили w имеют из-
изрезанную форму (рис. 5.3.1), причем на фоне высокочастот-
w м/с
12 30 1232 12 зь
Местное время
12зб
Рис. 5.3.1. Вертикальные скорости на различных
высотах внутри Си.
Значения а^ приведены для #=1249 м (/) и 792 м B);
вертикальные штриховые линии — боковые границы об-
облаков.
ных (турбулентных) пульсаций скорости обычно заметны и
мезомасштабные (конвективные) вертикальные потоки [15].
В Си hum. и в большинстве Си med. обычно имеется не
более двух восходящих потоков. В наиболее крупных Си med.
и в большинстве Си cong. восходящих потоков может быть
несколько.
В одноячейковых (т. е. содержащих один восходящий кон-
конвективный поток) Си диаметр восходящего потока равен 60—
80 % диаметра облака. В многоячейковых Си индивидуальные
конвективные струи в несколько раз уже, чем облако в целом.
В индивидуальных конвективных ячейках и мелких
Си hum. значения w в среднем убывают от середины облака
(ячейки) к краям. В горизонтальном сечении многоячейковых
Си профиль w может иметь несколько частных максимумов.
103

Восходящие потоки занимают 60—80 % объема нижних
двух третей растущих и зрелых Си hum. и Си med. и 30—40 %
Си cong. Вблизи верхней кромки Си воздух сильно турбули-
зирован и определить преобладающее направление его дви-
движения трудно.
Сбоку от восходящих потоков воздух обычно опускается
(а) <0), причем нисходящие движения и внутри, и вне Си
являются преимущественно компенсационными.* Суммарная
площадь участков с до <0 часто в 2 раза и более превы-
превышает площадь области, до которой с?>>0. Поэтому в среднем
скорость нисходящих движений меньше, чем восходящих.
w м/с
в Си над Украи-
Рис. 5.3.2. Вертикальные профили
ной.
1) Си hum., Си med., 1973 г., /г= 143; 2) Си hum., Си med,
1974 г., я=194; 3) Си cong., 1973 г., я=56 (п — число прозон-
прозондированных облаков, 2 — превышение над ВГ Си).
Над Си в слое толщиной от десятков метров до 100—
200 м воздух опускается. Под облаками преобладают восхо-
восходящие движения.
Уровень, на котором до = Дотах, расположен внутри сред-
средней (по высоте) трети Си. В слое, внутри которого стра-
стратификация влажнонеустойчива, значения до возрастают с вы-
высотой. В устойчиво стратифицированных слоях они с высотой
уменьшаются.
Если надоблачный устойчивый слой тонок, а скорость
восходящего потока в вершине велика, поднимающийся воз-
воздух может пробить устойчивый слой за счет кинетической
энергии, накопленной на меньших высотах, и подняться до
вышерасположенного конвективно-неустойчивого слоя (КНС).
Так формируется «проникающая» конвекция, пример которой
приведен на рис. 5.3.2. При нескольких КНС число локальных
максимумов на вертикальном профиле до может быть больше
двух.
Значения ои,, ow, в восходящих потоках в нижних двух
третях Си hum. в центральной (в плане) их части равны
0,5—1,0 м/с, в Си med. 1—2 м/с, а в Си cong. 2—4 м/с.
Скорости нисходящих потоков — осредненные по всему
горизонтальному сечению потока (до) и максимальные инди-
индивидуальные значения до — на 10—20% меньше.
Под облаком <тц/ ~<тш> «1... 2 м/с, а над ним —0,5...
...—1,0 м/с. Сбоку от Си значения редко превышают 0,3—
0,4 м/с.
* Этим термином подчеркивают, что для сохранения не-
неразрывности потока они компенсируют подъем воздуха внутри
Си. В слоях с большими вертикальными градиентами ветра
сбоку от облака могут иметься и участки с до > 0, наличие
которых обусловлено частичным обтеканием Си внешним по-
потоком [14, 15].
5.3.3. Вертикальные потоки внутри СЬ и в его окрестности
На рис. 5.3.3 приведены кривые распределения значений
до* в восходящих и нисходящих потоках в нижней и цен-
центральной (по высоте) частях ливневых СЬ умеренных широт.
Р%
100
80
60
40
20
О
8
12
16
20
2А
28\ю\м/с
Рис. 5.3.3. Накопленная повторяемость значений |до*|
внутри СЬ.
/) о^>0, 2) w{<0\ горизонтальные отрезки — разброс данных,
приводимых различными исследователями.
Медианные значения до внутри грозовых и градовых СЬ
на 2—3 м/с больше, чем в ливневых. Максимальные значения
до в наиболее крупных грозовых и градовых СЬ могут пре-
превышать 50 м/с [10, 15]. В ливневых СЬ Дотах «30... 40 м/с.
Наибольшие значения до локализуются в середине или в верх-
верхней трети СЬ.
8 дкм
Рис. 5.3.4. Плотность распределения горизонталь-
горизонтальных размеров D вертикальных конвективных по-
потоков в ливневых СЬ.
Внутри СЬ наряду с областями, где ш>0, имеются и
участки с до < 0 [14, 15, 18]. Самый мощный нисходящий по-
поток расположен в области выпадения осадков и, по-види-
по-видимому, инициируется и поддерживается ими. Более слабые
нисходящие движения имеют компенсационное происхожде-
происхождение или вызываются испарением облачных частиц вблизи
границ СЬ. В среднем скорости восходящих потоков внутри
СЬ на 1—3 м/с больше скорости нисходящих.
Данные о горизонтальных размерах (D) внутриоблачных
вертикальных потоков в нижних двух третях СЬ приведены
на рис. 5.3.4 [10, 15]. Поскольку кривые повторяемостей зна-
значений D для случаев с w>0 и w<0 близки друг к другу,
рисунок построен без разделения на восходящие и нисходя-
нисходящие потоки. С высотой значения D несколько увеличиваются.
В не очень крупных ливневых СЬ значение D в среднем
в 1,5—2 раза меньше, чем в мощных СЬ, и почти втрое
меньше, чем в облаках ураганов.
Кривые плотности распределения индивидуальных зна-
значений до,- и Di имеют положительную асимметрию и удовлет-
удовлетворительно аппроксимируются гамма-распределениями [10]:
для скорости восходящих потоков
f
=3,85 (Wi/5)k~le Ч01/)
E,3.1)
где к = 2,76, X = 0,35 м -с и До/ — в м/с;
104

для скорости нисходящих потоков
/ (wt) =46,5 (wt/4t8)k~l e~K К"'8), E.3.2)
где k = 5,42, X = 0,92 м-1-с;
для горизонтальных размеров вертикальных потоков
f (D,)=25,5(D//0,18)*"e"MD?-0-18)f E.3.3)
где к = 3,51, Я, = 13,94 км-1, D, —в км.
Коэффициенты эксцесса (Ех) и асимметрии (As) имеют
следующие значения:
— для потоков, в которых Wi>0, Ex = 3,45, As = 1,3;
— для потоков, в которых Wt < 0, Ех = 4,83, As = 1,59;
— для значений D; (независимо от знака Wt) Ex = 1,18,
As= 1,26.
Сбоку от вершин СЬ воздух оседает |гё>/|«0,5—1,5 м/с;
на отдельных участках могут наблюдаться и восходящие
движения (wi « 0,5—1,0 м/с). Суммарная площадь, внутри
которой щ < 0, в облаках и вне их в 2—3 раза превышает
площадь восходящих потоков.
Если в атмосфере вертикальные градиенты скорости ветра
du/dz велики, то поле до» вокруг СЬ асимметрично и на уча-
участке длиной в несколько D перед передним по направлению
переноса краем облака возникают волнообразные вертикаль-
вертикальные движения с X « D [14, 15].
Перед передней частью подоблачного нисходящего потока
воздух около поверхности Земли поднимается, т. е. проис-
происходит вынужденный подъем воздуха со скоростью до 5—7 м/с.
Под тыловой частью СЬ — там, где выпадают осадки,
скорость нисходящего движения наибольшая. Она возра-
возрастает с усилением осадков и может первышать 10 м/с. Об-
Область, где w < 0, часто занимает большую часть подоблач-
подоблачного участка и простирается вплоть до подстилающей по-
поверхности. Уровень, где |до/| ~ |до,-, шах|, приподнят над по-
поверхностью на несколько десятков метров; непосредственно
у поверхности Земли нисходящий поток тормозится и растека-
растекается в стороны.
В слое толщиной в несколько десятков (реже сотен) мет-
метров над СЬ до,-<0. Лишь над центром вершин растущих и
зрелых СЬ ш>0. После перехода СЬ в стадию диссипации
значения w в околооблачной зоне убывают.
5.3.4. Вовлечение в конвективные облака
Внутри Си, СЬ значения температуры, водности и других
физических параметров не совпадают со значениями, которые
наблюдались бы при адиабатичности развития облаков. При-
Причиной этого служит так называемое «вовлечение» — проник-
проникновение внутрь облака относительного сухого воздуха из
окружающей атмосферы. Благодаря вовлечению облачные
частицы частично или полностью испаряются, из-за чего,
в частности, уменьшаются температура, водность и сила пла-
плавучести, а значит, и возможная толщина Cu(Cb).
Вовлечение может быть компенсационным и турбулентным.
Компенсационное (упорядоченное) вовлечение обусловлено
необходимостью сохранения неразрывности конвективного по-
потока на участках с dWi/dz>0.
В слоях, где dwi/dz < 0, вместо вовлечения происходит
истечение воздуха из облака.
Турбулентное вовлечение происходит во всех частях об-
облака. Чрезвычайно большую роль игоает турбулентное вовле-
вовлечение через верхнюю кромку Си и СЬ. «Сухие» турбулентные
«моли», попадая в облако, охлаждаются из-за испарения
в них капель (кристаллов) и, становясь более плотными, опу-
опускаются вниз, пронизывая значительную часть облачной толщи
и даже облако целиком [1, 15]. Толщина слоя, из которого
воздух вовлекается благодаря турбулентности внутрь вер-
вершины, составляет 200—300 м.
Упорядоченное вовлечение, по-видимому, играет наиболь-
наибольшую роль в облаках глубокой конвекции, а турбулентное —
в более мелких облаках. Какой бы ни был механизм вовле-
вовлечения, вовлеченный воздух, попав внутрь вертикальных кон-
конвективных потоков, в дальнейшем может перемещаться в них
вверх или вниз на сотни или даже более метров. Кроме того,
благодаря внутриоблачной турбулентности он постепенно пе-
перемешивается с окружающим. В среднем, чем дальше от гра-
границ Cu(Cb), тем меньше облачный воздух разбавлен вовле-
вовлеченным. В центральной (в плане) части наиболее крупных
СЬ значения физических параметров облака остаются близкими
к адиабатическим [13, 15].
Количественной мерой интенсивности вовлечения служит
коэффициент («скорость») вовлечения
1 dm ,К Q 4ч
E.3.4)
где т — масса воздуха, втекающая внутрь облака на уча-
участке толщиной dz. Если одновременно с втеканием происходит
и истечение воздуха (ситуация, наиболее типичная для тур-
турбулентного вовлечения), то dm = dm+ — dm~, где т+ — масса
втекающего, а т~ — вытекающего воздуха.
Согласно лабораторным исследованиям, если конвектив-
конвективные элементы (термики) имеют форму струй, то \iz ~ 0,2 R~l
(R — радиус термика). Если поток состоит из конвективных
«пузырей», то \i2 = 0,6R~l. Эти выводы верны и для сухих,
и для облачных термиков [1, 15].
В табл. 5.3.2 приведены характерные значения \iz для
Си и СЬ.
Таблица 5.3.2
Порядок величин \xz в кучевообразных облаках
разной мощности
Вид облаков
ю-3
ю-4
ю-4—ю-5
Си hum. — Си med.
Си cong.
СЬ
5.3.5 Турбулентность в слоистообразных
и волнистообразных облаках
Характерной особенностью турбулентности в слоистооб-
слоистообразных (Ns, As, Cs) и волнистообразных (Sc, Ac, Cc) обла-
облаках является ее перемежаемость. Квазиламинарные участки,
где пульсации скорости не превышают 0,1 м/с, перемежа-
перемежаются с турбулентными, на которых и', w' ^ 0,1 м/с. Средняя
протяженность турбулентных Gг) и квазиламинарных (%,)
участков, а также коэффициент турбулентного заполнения
а = //(/ + Х)у где / = Е li, X = ? Я/, представлены в табл. 5.3.3.
I 1
Таблица 5.3.3
Параметры перемежаемости турбулентности в облаках
Параметр
li КМ
Я у КМ
а
As-Cs
20
60
0,2
Ns-As
20
70
0,2
As
20
30
0,4
Форма
Cs
30
30
0,5
облаков
Ns-Sc
20
10
0,7
Sc
20
10
0,8
Ac
20
10
0,9
КЗ*
20
0
1,0
* К конвективным зонам (КЗ) относились области «за-
«затопленных конвективных ячеек».
Внутри турбулентных участков распределение вертикаль-
вертикальной и горизонтальной компонент пульсаций приближенно опи-
описывается нормальным законом с нулевым среднием значением:
E.3.5)
ui, k \ ui,k
Для всех турбулентных зон в целом среднее значение
д / определялось по формуле
а1, к
E-3-6)
Внутри одного и того же облака стандартные значения
пульсаций a*/f w, от одного участка облака к другому ме-
меняются в широких пределах (иногда в 5—10 раз). Наиболее
велики пульсации внутри КЗ.
В табл. 5.3.4 приведены характеристики турбулентности
в облаках различных форм.
т dz
14 Заказ 46
* Индекс в форме ur, w' (например,aw^ w,, Su, w, и т. д.)
используется в случаях, когда рассматриваемая статистиче-
статистическая характеристика относится и к горизонтальным, и к вер-
вертикальным пульсациям.
105

Таблица 5.3.4 Из табл. 5.3.4 видно, что в волиистообразных облаках
Средние значения параметров турбулентности в турбулентных турбулентность гораздо более интенсивна, чем в слоистооб-
зонах слоистообразных и волнистообразных облаков [10] разных.
Форма облаков
Параметр
б
5.3.6. Спектральная структура пульсаций
в слоистообразных и волнистообразных облаках
СП
На рис. 5.3.5 приведены кривые средней спектральной
ou,tW, м/с 0,2 0,2 0,2 0,2 0,3 0,4 0,4 0,6 плотности пульсаций Su,tW,(k) и соответствующие им энер-
x = (aw,/aa,) — 0,85 0,85 0,90 — 0,95 0,95 1,10 гетические спектры ?и,§ ш, (k). Видно, что в диапазоне X от
% M2.c-i 12 12 12 21 21 29 200 до 800—900 м ход Sw/> w, близок к «закону —5/3» (см.
е см2*с~3 — 4 4 4 — И 11 39 главу 10). Отклонения от него при малых X имеют вычис-
г, „ ,. * лительное происхождение.
Примечание. К — коэффициент турбулентности, е — ^ „,_ ~ *
скорость диссипации энергии турбулентности (о методике оце- "а спектрах Eu,f w, (к), относящихся к Ко, Ьс и Ас, при
нок К и е см. главу 10).
(Ю М3/С2
О)
X > 500 м для w' и А, > 800 м для и' видны «плато» или
\
\
ч
100С 500 200 100 1500 1000 500 200 1G0 Л м
Рис. ЯЗ.5. Спектральная плотность S(k) и люргсгичоскио спектры Е(к) горизонтальных (а, в) и вер-
вертикальных (б, г) пульсаций скорости ветра.
/ — вне облаков; 2 — в Sc, Ас; 3 — в слоистообразных облаках с затопленной конвекцией; 4 — в Ns, As; 5 — в Cs, Ci.
106

даже локальный максимум. Возможно, они обусловлены
влиянием конвекции, благодаря которой, наряду с крупно-
крупномасштабным источником кинетической энергии пульсаций,
появляется новый — мезомасштабный. В КЗ это преимущест-
преимущественно неупорядоченная конвекция, а в Sc, Ac — двумерная
ячейковая [9]. Усиление турбулентности в Sc, Ac может быть
связано и с потерей устойчивости коротких гравитационных
волн.
Характеристики турбулентности во фронтальных и не-
нефронтальных St, Sc, Ac приблизительно одинаковы.
5.3.7. Турбулентность внутри Си, СЬ и в их окрестностях
Амплитуды горизонтальных и вертикальных пульсаций
внутри Си и СЬ достигают 15—20 м/с, т. е. очень велики, что
10'
Рис. 5.3.6. Число порывов (км),
скорость которых превышает задан-
заданную.
1 — ясное небо, 2 — в Си, 3 — в СЬ.
видно из рис. 5.3.6, на котором приведены данные о среднем
числе вертикальных пульсаций, приходящемся на 1 км пути,
со скоростями, превышающими заданные значения. В качестве
меры w' использованы эффективная вертикальная скорость
порывов оУэф (см. главу 10).
z/H
0,5
0 -
б)
-
/
/
/
- \
\
>
40/
40 60
i
i
i
i
i
i i
1 1
\
i
\
\
\
i
/
/
/
f /
ш'
' i i
i i
\ N
\ N
\
\
\
N
\
\
\
1 .'
1 /
1 ' i
/ / /(
—
ч
4Cucoag. j
N4 /
4
4
\
\
\
1
/
J
80/80,'
-80
Рис. 5.3.7. Пространственное распределение значений К (м2/с)
в зоне Си hum. (а) и Си cong (б).
/ — изолинии К, 2—граница облака.
Коэффициенты турбулентного заполнения а в Си и СЬ
очень велики. В Си а ^0,8. ..1,0, т. е. воздух турбулизо!зан
почти везде, а в СЬ а ^0,6... 0,8, так как в осевой части
крупных восходящих потоков течение зачастую квазилами-
нарно. Кривые плотности распределения и', wf внутри Си
и в их окрестностях близки к нормальным.
В табл. 5.3.5 указаны ориентировочные значения стати-
статистических характеристик турбулентности в разных частях
зоны Си, СЬ. За меру порывистости приняты значения
6^', w' ~°u', w'/v> гДе v — компонента средней скорости по-
потока относительно облака; х = аш,/ац/— мера анизотропии
14*
скоростей пульсаций, К — коэффициент турбулентности (про-
(пространственное распределение К внутри Си показано на
рис. 5.3.7).
Таблица 5.3.5 составлена по экспериментальным данным
(см. [10, 15]), причем статистическая обеспеченность оценок
для Си гораздо больше, чем для СЬ, поскольку измерений
Таблица 5.3.5
Характерные значения параметров турбулентности в зонах
Си и СЬ
Параметр
ov, W' м/с
а %
Ьи', W
К м^с-1
8 СМ3«С
Параметр
Од/, w М/С
а 96
К М^С-1
8 СМ3*С~3
Си
Внутри
1,0
90
0,6
1,3
70
3-Ю2
Сбоку
0,4
20
1.0
0,9
30
2-10
Над
0,2
10
0,8
0,6
30
2-10
Под
0,6
60
1,0
1,0
50
1-Ю2
СЬ
Внутри
4,0
80
0,4
1,2
150
3-Ю2
Сбоку
0,7
20
0,7
0,8
40
4-10
Над
0,6
20
0,6
0,6
50
МО2
Под
0,9
70
0,5
1,0
100
8-10
в последних намного меньше. Чертой сверху обозначено осред-
осреднение по горизонтальному сечению облака. Участки «сбоку»
отстоят от границы Си, СЬ менее чем на D/2. К случаям
«над» и «под» Си, СЬ отнесены прилегающие к облаку слои
толщиной в несколько десятков метров.
Приведенные сведения для Си наиболее типичны для
Cumed. и небольших Си cong. Данные для СЬ относятся
к крупным ливневым облакам умеренных широт. Для слабо
развитых по вертикали СЬ следует использовать значения
соответствующих характеристик, промежуточные между оцен-
оценками для Си и СЬ.
Разброс индивидуальных значений ou,t ш,, /С, е от облака
к облаку и на разных участках внутри одного и того же
облака достигает одного-двух порядков. Особенно велик он
в мультиячейковых СЬ. Чаще всего значения ou,f w,t e и К
максимальны в растущих и зрелых облаках и минимальны
в начальной и конечной фазах развития Си, СЬ.
5.3.8. Спектральная структура пульсаций в Си, СЬ
Внутри Си, СЬ средний тангенс угла наклона кривых
Su,t w, (k) к оси абсцисс для значений X от нескольких сотен
метров до 1—3 км в дважды логарифмических координатах
приблизительно равен 1,7, т. е. выполняется «закон —5/3».
Сбоку и над Си, СЬ спектральная плотность увеличивается
с ростом X быстрее, чем по этому закону (рис. 5.3.8).
На энергетических спектрах Еи,> w, (k) часто заметны ос-
основной и два вторичных локальных максимума. На кривых,
относящихся к Си, основной максимум расположен около
X = 0,4... 0,6 км, а на кривых, относящихся к СЬ — около
X = 0,6—1,0 км. Вторичные максимумы в обоих случаях ло-
локализуются около Х= 100... 200 м и А,= 1... 3 км.
Основной максимум соответствует характерному размеру
термиков и виден даже на средних спектрах. Вторичные
максимумы при осреднении сглаживаются. Это вызвано тем,
107

что они выражены менее резко, чем основной, и, кроме того, Nt = 1 л~1 и Q = 0,1 г/м3 время оледенения т превосходит
длины волн, на которых они наблюдаются, не всегда точно 5 ч, а при Ni = 102 л это время уменьшается до 10—20 мин.
совпадают. При нисходящих движениях т резко убывает, а при восхо-
восходящих — возможны ситуации, когда смешанное облако будет
существовать довольно долго. Во всяком случае облако оста-
остается смешанным на тех участках, где
Я рад /м
10'
Здесь uz — скорость восходящего движения; б = 0,6±0,2 —
фактор формы, зависящий от формы кристаллов и способа
определения их размера а. Значения jlio(p, 0) и номограмма
для определения ситуаций, когда \i>\io, представлены на
рис. 5.4.2. В частности, при 0 = — 25 °С и р = 800 гПа, если
6Nia^Q м~2 (например, при а = 60 мкм и Ni= 100 Л), то
смешанное облако будет существовать уже при скорости подъ-
подъема «2>0,2 м/с.
Если под капельным, кристаллическим или смешанным
облаком понимать облако, целиком состоящее из капель,
6300
630
63LM
2 г 10'
-50 -40 -30 -20 8°С
0
Рис. 5.3.8. Спектральная плотность верти-
вертикальных пульсаций в зоне СЬ.
/ — внутри верхней трети СЬ, 2 — на расстоянии
от нескольких десятков до сотен метров под
верхней границей СЬ, 3 — в слое 0—200 м над СЬ,
4 — на расстоянии 0—500 м от боковой границы
СЬ, 5 —в осадках под СЬ.
Рис. 5.4.1. Номограммы для оценки времени (т) перехода смешанного об-
облака с капельной водностью Qw (г/м3) в кристаллическое при отсутствии
вертикальных потоков и концентрации кристаллов Ni (л~1) [10].
Например, N 1==\02 л-1, двигаясь по вертикали до наклонной прямой, соответствующей
Qw=0,\ г/м3, и далее по горизонтали до вертикальной линии, соответствующей темпе-
температуре 6 = —20 °С, находим, что время оледенения облака т при указанных условиях
составляет около 10 мин. '
5.4. МИКРОСТРУКТУРА ОБЛАКОВ
5.4.1. Фазовое строение облаков
При положительных температурах облака состоят из
капель воды. Капли нередко присутствуют в них и при до-
довольно низких отрицательных температурах, во всяком случае
вплоть до —40°С. При отрицательных температурах облака
могут быть капельными, кристаллическими или смешанными,
т. е. состоящими из капель и кристаллов. По фазовой струк-
структуре облака чрезвычайно разнообразны. Например, одна
часть облака может быть капельной, другая — смешанной,
третья—кристаллической. Эти части могут быть располо-
расположены в разных слоях по высоте или разнесены по горизон-
горизонтали. Разными могут быть количественные соотношения ка-
капель и кристаллов. В процессе эволюции облака его фазовое
строение может претерпевать разнообразные изменения. Ак-
Активность микрофизнческих процессов в облаках и процесс
формирования осадков во многом зависит от их фазового
строения. Наиболее активны смешанные облака, наиболее
пассивны кристаллические.
Смешанные облака неустойчивы, кристаллы растут и при
отсутствии восходящих потоков, а капли испаряются или
замерзают, и облака переходят в кристаллические. Скорость
оледенения того или иного участка облака зависит от кон-
концентрации кристаллов Ni, температуры 0 и подности Q. По
номограмме на рис. 5.4.1 довольно просто оценить время
кристаллизации облака, если отсутствуют вертикальные дви-
движения и известны перечисленные параметры [10]. Так, при
кристаллов или содержащее и то и другое соответственно, то
повторяемость того или иного состояния зависит прежде всего
от температуры. Если не учитывать вертикальные движения,
то о вероятности фазового состояния того или иного уча-
участка облака можно судить по данным [4], приведенным на
рис. 5.4.3.
Сопоставив температурный режим облаков (см. п. 5.2.6)
с данными, представленными на рис. 5.4.3, можно понять
табл. 5.4.1.
Таблица 5.4.1
Среднегодовая повторяемость (%) фазового состояния
облаков умеренных широт [4]
Сезон
Лето
Зима
Год
Фазовое состояние
Капельное
Смешанное
Кристаллическое
Капельное
Смешанное
Кристаллическое
Капельное
Смешанное
Кристаллическое
st
99,5
0,5
0
85
14
1
89
10
1
Форма
Sc
98,8
1.2
0
73
24
3
83
16
1,5
облаков
Ns
29
71
0
13
84
3
17
81
2
Ас
80
17
3
44
44
12
62
30
7
As
44
40
16
15
36
49
24
36
40
108

?ис. 5.4.2. Номограмма для определения возможно-
возможности существования смешанного облака при темпера-
температуре 9 (°С), скорости восходящего движения uz
(м/с) и суммарной протяженности кристаллов в еди-
единице объема облака bNta (м~2).
Числитель и знаменатель на шкале 6Л/га соответствуют
числителю и знаменателю на шкале uz. Например, при
6=— 25 °С и р=800 гПа для устойчивого существования
смешанного облака необходимо, чтобы при скорости подъ-
подъема #г=0,2 м/с произведение концентрации на средний раз-
размер кристаллов FЛ^а) не превышало 6 м-2, а при скоро-
скорости 2 м/с — соответственно не превышало 60 м-2. Таким
образом, в первом случ_ае в 1 л было, например, не более
100 частиц размером а = 60 мкм, а во втором — не более
1000 таких частиц.
uz м/с 0,4/4 0,3/5 0,2/2 0,1/1 0 -10 -20 -30 -40 8°С
Рис. 5.4.3. Повторяемость (%) различного фазового со-
состояния облаков при разной температуре [4].
/ — капельные облака, 2 — смешанные, 3 — кристаллические.
5.4.2. Концентрация и спектр размеров облачных капель
В атмосфере всегда присутствуют инородные частицы,
концентрация которых может достигать 104 и даже 105 см~3.
lqn(r)
Рис. 5.4.4. Характерная форма ло-
локального спектра размеров капель
в облаках.
Многие из них целиком или частично состоят из гигроскопи-
гигроскопических веществ, и поэтому, когда влажность увеличивается
и приближается к 100 % над водой, эти частицы становятся
ядрами конденсации, увлажняются и превращаются в капли
растворов. Когда влажность становится выше 100 °/о, наи-
наиболее крупные из обводненных ядер конденсации (ЯК) про-
продолжают укрупняться. В результате формируется спектр раз-
размеров капель, типичный вид которого показан на рис. 5.4.4.
Капли радиусом г < гтпу находятся в облаке в равно-
равновесном состоянии; они практически не растут и не испаря-
испаряются, оставаясь обводненными ЯК. В облаках rmin обычно
лежит в пределах 0,2—1,5 мкм. Капли радиусом г > rmin
называются собственно облачными каплями. Наиболее вероят-
вероятный их размер rmOd в капельных облаках заключен чаще всего
в пределах 3—7 мкм, а в смешанных — от 1,5—2 до 3—5 мкм.
Величина г* на рис. 5.4.4 — это такой радиус капель, что
сю
концентрация более крупных капель JV(r>r*) = I n(r)dr не
г*
Нем'3
Рис. 5.4.5. Обобщенная диаграмма
распределения облачных капель по
размерам.
/ — максимальные концентрации; 2 — кри-
кривая, ограничивающая сверху область (на
рисунке заштрихована) обычно встречае-
встречаемых концентраций капель размером боль-
больше указанного на оси абсцисс; 3 — кри-
кривая, соответствующая параметрам а = 2,
Q = 0,4 г/м3, г, = 4,5 мкм, 6 = 6, W,Oo=O,l л-1,
rmax = 400 мкм, характерным для капель-
капельных облаков слоистых форм умеренных
широт.
10* -
превосходит 0,1 — 1 см~3. Обычно в облаках умеренных широт
г^ заключено между 10—15 и 30 мкм. Облачные капли ра-
радиусом rmin до г* определяют, как правило, оптические и
радиационные свойства облака, его водность и, если темпе-
температура отрицательна, характер обледенения при полете в них
самолетов. Радиолокационная отражаемость определяется бо-
более крупными частицами с г > г*.
Концентрация капель с r>rmin колеблется от десятков
см до примерно 103 см~3.
Как правило, спектр размеров капель радиусом от rmin
до г* хорошо описывается гамма-распределением:
n(r) = Nof(r), E.4.1)
где нормированный на единицу спектр размеров капель {(г)
имеет вид
/ (г) = «—г-г<Х ехр( ?-V E.4.2)
1 V ' Г(а+1)ра + 1 F\ P /
При осреднении п(г) по многим случаям или большому
облачному пространству хорошее согласие с эксперимен-
экспериментальными данными дает обычно показатель a = 2; при этом
f (г) переходит в однопараметрическое распределение Хрги-
ана—Мазина [9].
Связь характерных размеров капель с параметрами рас-
распределения а и |3 описывается табл. 5.4.2.
В смешанных облаках, вблизи облачных границ и при
наличии осадков спектры размеров облачных капель в сред-
среднем более узкие (а > 2) и более мелкокапельные (rmOd ^
^ 4 мкм).
На рис. 5.4.5 представлено обобщенное эмпирическое рас-
распределение облачных капель по размерам.
При самолетных исследованиях часто непосредственно
измеряются водность Q, показатель ослабления видимого света
109

Таблица 5.4.2
Связь характерных размеров капель и других характеристик
спектра с параметрами гамма-распределения
1. Характеристическая
функция *
2. Модальный радиус
3. Средний радиус
4. Объемный модальный
радиус **
5. Суммарное сечение
капель
6. Водность
7. р-й начальный момент
распределения
8. Средний радиус р-го
момента
9. Стандартное (среднее
квадратическое) откло-
отклонение
10. Относительная ши-
ширина спектра (коэффи-
(коэффициент вариации)
11. Коэффициент асим-
асимметрии
12. Коэффициент эксцес-
эксцесса
f"m mod
5= Л Г 2^o
Р(а+3)
4/Зя^0РшР3(а+1) (а+2)
(а + 3)
Г(а+Р + 1)
Р
(а+1Г1/2
[M(r-r2J]3/2
M(r-nL
\—1
* M — математическое ожидание.
** Радиус капель, дающих максимальный вклад в водность.
е и сравнительно легко определяется относительная ширина
спектра tr- Зная эти величины, можно найти параметры рас-
распределения а, Р и No по соотношениям
«сг21; Р За •
2 (а + 3)
9(а+1)(а + 2)
Здесь
2р„
E.4.3)
E.4.4)
Ра, — плотность воды, F = e/S — фактор эффективности рас-
рассеяния, S — суммарная площадь сечения капель единицы
объема. При тх = Р(а + 1)> 3 мкм F « 2 [8].
7 Т 3 Q
р х Р( ) []
7 Так, при а = 3 имеем: г\ = а и при Q = 0,2 г-м~3 и е =
= 40 км из формулы E.4.4) следует, что а = 5-10~4 см;
N* = 500 см-3, a No « 200 см.
Концентрация капель с г > г* падает заметно медленнее
по сравнению с экспонентой. В области г> 100 мкм до г =
= Гтах экспериментальные данные хорошо описываются сте-
степенной зависимостью:
Л (Г)
: — I) /у юр
100
при 100<r<rmax. E.4.5)
Во всем диапазоне от /Ып до гШах осредненный спектр раз-
размеров капель обычно можно описать суммой*:
No а -г/6 , (k—\)Nwo /100
п(г) =¦
100
Г(а+1)Р"Т1
E.4.6)
В области обводненных ЯК @,1 мкм < г < гт\п) спектр
размеров капель обычно хорошо описывается степенной функ-
функцией закон (Юнге). Для области r>rmax можно считать,
* В природе, однако, перемешивание облачных объемов
приводит иногда в тому, что спектр размеров капель ста-
становится бимодальным и не описывается соотношением E.4.6).
что капель там нет, т. е. N(r > rm&x)= 0. Практически за
/"max можно принять такое значение радиуса капель, для ко-
которого Л^(/->Гтах) =0,1 М~3.
. В умеренных широтах в тонких (Ж200 м) капельных
St, Sc, Ас и Си hum. (H < 0,5 км) практически отсутствуют
капли с г > 100 мкм, т. е. Nm = 0. В более мощных St, Sc
в среднем Nm « 102 м~3, k = 6... 7, rm&x = 300 мкм.
В Си hum. Nioo « 10 м~3, rmax « 300 мкм; в Си med. N\00 «
« 102 м-3, rmax « 500... 600 мкм; в Cucong. ЛГюо ~ 5 X
X Ю2 М-3, Гтах « 700. . . 800 МКМ.
В отдельных локальных спектрах параметры JVioo и k
колеблются в широких пределах: Nm — от 0 до значений,
превосходящих приведенные выше в 2—3 раза, a k — от 3—
4 до 10—12.
Значительно меньше накоплено данных о концентрации
кристаллических частиц в облаках. Более детально изучены,
пожалуй, облака верхнего яруса [10]. Пусть а — характерный
размер кристалла, за который мы примем диаметр круга,
равновеликий по площади среднему сечению произвольной
проекции кристалла (для сферических частиц а есть их диа-
диаметр).
В общем случае спектр размеров кристаллических частиц
можно описать суммой трех членов:
п (а) = по (а) + пх (а) + п2 (а),
где первый член имеет вид
л0 (а) ^
аа° ехр
(--?¦)•
E.4.7)
E.4.8)
В смешанных облаках член по(а) описывает капельную фрак-
фракцию. Средние размеры капель а{ = А,о(<Хо + 1) в этом случае
невелики и составляют обычно 2—8 мкм. Концентрация ка
пель No имеет порядок 102 см~3. В чисто кристаллических
облаках фракция по(а) встречается, по-видимому, при до-
довольно низких температурах @ < —30... —35 °С) и не всегда,
в перистых облаках — примерно в 20—30% случаев [10].
В случае кристаллических облаков по(а) описывает высоко-
высокодисперсную фракцию кристаллических частиц, состоящую из
замерзших капелек; размеры частиц примерно вдвое больше
приведенных, т. е. а\ = 4... 12 мкм.
ПО

Второй член П\{а) характеризует спектр размеров частиц
в интервале примерно от а = 20 мкм до а = 100 мкм:
aexp (— -f-). E.4.9)
пх (а) =
Концентрация частиц Nu описываемых членом п\(а)у состав-
составляет обычно 102—103 л, а средние размеры a\=2Xi за-
щения над водой (именно при таких условиях чаще бсего
образуются облачные кристаллы), форма кристаллов зави-
зависит от температуры, что хорошо видно из обобщенной диа-
диаграммы Магоно и Ли (рис. 5.4.6). Например, при темпера-
температуре ниже —20 °С, которая характерна для облаков верхнего
яруса, преимущественной формой являются столбики (пуль-
(пульки) и пучки столбчатых кристаллов. Более подробно о форме
кристаллов см. в [9, 10, 23].
Насыщение
над водой
Насыщение
над водой
Насыщение
надо льдом
-35 -40
Насыщение
надо льдом
-5
Условия, близкие
к равновесию
-20 -25
0 -5 -10 -15 -20 -25 -30
Температура
Рис. 5.4.6. Обобщенная диаграмма зависимости преимущественной формы ледя'ных кристаллов от условий их
роста — температуры и влажности (по Магоно и Ли) [9, 23].
2 3
0,2
Рис. 5.4.7. Зависимость скорости па-
падения кристаллов пластинчатых форм
от их размеров (по Кажикава) [9, 23]
(а) и от их максимального линейного
размера (по Лакатели и Хобсу) [9,
23] (б).
1,2 — шарики снежной крупы плотностью
от 0,1 до 0,2 мг (/) и от 0,2 до 0,45 мг/м3
B); 3 — крупа конической формы; 4 —
плотные обзерненные столбики; 5 — гекса-
гексагональные частицы крупы; 6 — снежные
шарики в виде крупы; 7 — плотно обзер-
обзерненные пучки дендритов; 8 — снежинки,
похожие на гексагональные частицы кру-
крупы; 9 — плотно обзерненные дендриты.
ключены в пределах от 10—15 мкм до 50 мкм. Последний,
третий член описывает наиболее крупную фракцию облачных
частиц (а > 100 мкм):
J I
d мм
1
п2 (а) =
?
ехр
( ?")'
E.4.10)
При этом N2 = 10... 5-102 л-1, a l2 = 50... 300 мкм. Есть
основания полагать, что при сравнительно высоких отрица-
отрицательных температурах (9>—30 °С) концентрация облачных
кристаллов не превосходит по порядку 102 л, а их раз-
размеры а в основном вряд ли меньше 20—30 мкм.
5.4.3. Форма кристаллов, их плотность и скорость падения
Форма кристаллов в основном определяется температурой
и влажностью, при которой они образуются. При влажно-
влажности, близкой к значению, соответствующему состоянию насы-
Объемная плотность кристаллов в случае мелких стол-
столбиков близка к pi = 0,90 г/см3, т. е. к плотности сплошного
льда. С ростом кристаллов за счет пустот р/ может умень-
уменьшиться до 0,3—0,4 г/см3.
Обычно толщина пластинчатых и диаметр игольчатых
кристаллов составляют десятки микрометров, а диаметр пла-
пластин и длина игл колеблются от десятков, а чаще от сотен
до тысяч микрометров.
О скорости падения кристаллов разных форм можно су-
судить по рис. 5.4.7.
5.4.4. Интегральные микроструктурные параметры облаков
Интегральными называют такие микроструктурные ха-
характеристики облака, которые выражаются через интеграл
по спектру размеров облачных частиц. Например, если ф(а) —
некоторая характеристика облачной частицы размером а
(например, ее поверхность или масса), то соответствующая
111

ей интегральная характеристика, приходящаяся на единицу
облачного объема есть
оо
Ф= \ <p(a)n(a)da. E.4.11)
"min
Простейшей интегральной характеристикой является кон-
концентрация частиц N:
= f n(a)da,
E.4.12)
"min
где ср(а) = а0 = 1.
О значениях N в облаках уже говорилось в п. 5.4.3.
Здесь же отметим, что внутри облака величина N испыты-
испытывает резкие колебания, практически от нуля (так называемые
бескапельные полости — «каверны», размеры которых состав-
составляют обычно десятки метров) до 102—103 см~3, если .речь
идет о каплях.
Суммарная длина / цепочки, составленной из частиц, на-
находящихся в единице объема, является следующим инте-
интегральным параметром (ср(а)=а):
оо оо
/ = \ an(a)da = N \ af (a) da = Na = Nax. E.4.13)
°min amin
Параметр / однозначно связан с временем фазовой ре-
релаксации тР, характеризующим время установления равновес-
равновесного давления пара [9]:
Я", E.4.14)
где Dv — коэффициент диффузии пара в воздухе; б — фактор
формы, зависящий от формы кристаллов и способа определе-
определения размера а. Для капель
В реальных капельных облаках для оценки tp, w можно
принять, что
Тр> \
;0,03
E.4.16)
где тР> w измеряется в секундах, средний радиус капель г\ —
в микрометрах, а водность Qw — в г/м3. Так, для Т\ = 5 мкм
Qw = 0,2 г/м3, тР> w ~ 4 с. Для кристаллических облаков
тр, *«0,03-тг
Если f(a) ~ ехр(—аД), то
аъ
О характерных значениях (средних е и медианных е5о)
показателя ослабления в облаках в разных регионах мира
можно судить по табл. 5.4.3 [6, 10].
Таблица 5.4.3
Значения ё и е50 (км-1) для облаков слоистых форм
E.4.17)
E.4.18)
Так, при Я, = 100 мкм Qi = 10 г/м3, тР* ж 50 ч. При а3/а"=
= 1002 мкм2 tp/ «5 ч.
В смешанных облаках время фазовой релаксации тР свя-
связано с tpa; (капельная часть) и тР» (кристаллическая часть
облака) соотношением
Тр Тр> w тр» i
Суммарное геометрическое сечение капель S единицы
облачного объема представляет собой следующий важный
интегральный микроструктурный параметр (ф(я) = па2 6/4):
зхб
а2п (a) da.
E.4.20)
Обычно здесь 6 ж 1, и если п(а) описывается гамма-распре-
гамма-распределением с индексом а, то
Г(а + 3) ft2^A, E.4.21)
Для капельных облаков показатель ослабления видимого
света е связан с S простым соотношением
e«2S. E.4.22)
Для кристаллических облаков соотношение E.4.22) можно
использовать лишь для грубой оценки. Напомним также, что
длина свободного пробега фотонов L\ = e~!.
Форма обла-
облаков
Европейская
часть СССР
ё
?5о
Арктика
8
850
Восточная зона тро-
тропической Атлантики
ё
st,
Ns
Ac
As
Ci sp.
Sc
, Cs
40
20
15
10
«2,5
30
10
10
5
^2,5
35
30
20
4
<2,5
30
25
20
3
<2,5
15
—
8
7
8
6
—
4
6
5
В Си умеренных широт е в среднем растет пропорцио-
пропорционально мощности облаков ЛЯ [7, 10]
е"=50Д// + 70. E.4.23)
Это соотношение пригодно для оценок в случае облаков
умеренных широт. В восточной зоне тропической Атлантики,
например, конвективные облака оптически более «рыхлые»
т. е. менее плотные. Там для Си hum. e ж 40 км, а для
Си med. и Си cong. e ж 25 км~1. Более подробно о повто-
повторяемости е в облаках различных форм см. в ?100-
Оптическая толщина облака т характеризует весь облач-
облачный слой целиком:
Н
E.4.24)
Зная е и толщину облаков ЛЯ, легко найти и т. Для кон-
конвективных облаков в среднем оценкой т может служить соот-
соотношение
т = 50 ЛЯ2 + 70 ДЯ, E.4.25)
где Я — в километрах.
Для St, Sc при ЛЯ = 0,5 км т ж 20; для Ns, As, Ac
такую оптическую толщину имеют вдвое более мощные
(ЛЯ ж 1 км) облака. Для облаков верхнего яруса мощ-
мощностью около 1 км т не превосходит единиц.
Одним из наиболее важных интегральных микроструктур-
микроструктурных облачных параметров является водность
Для капельных облаков
E.4.26)
E.4.27)
Если некоторый облачный объем поднимается адиаба-
адиабатически, без обмена с окружающим воздухом водяным па-
паром и энергией, и весь избыточный пар (сверх насыщения над
водой) конденсируется и остается в этом же объеме,, то
массу образующегося при этом конденсата в единице объема
воздуха называют адиабатической водностью. Представление
о Qw а дает рис. 5.4.8. Рассчитать Qw а можно по формуле [10]
<Эша, (Оо, Ро, z) = (ах + a2e0) z + (а3 + а4в + а592) z\
E.4.28)
Если Qw а измеряется в г/м3, р0 — в гектопаскалях, темпера-
температура у нижней границы (z = 0) 00—в °С, а высота над ниж-
нижней границей z — в километрах, то коэффициенты щ опреде-
определяются с помощью табл. 5.4.4 и соотношения
ач (ро) = &? + cipo. E.4.29)
Таблица 5.4.4
Значения коэффициентов Ьг и d в формуле E.4.29)
/ . . 1 2 3 4 5
bt . . 0,657 2,55-10~3—5,03-10 1,89-10-3 — 6,82-10-5
ct . .9,2-Ю-4 4,6-Ю-5 —1,6-Ю-4 —3,9.10 1,8-10
112

Оценки Qw, а можно вести до 02 = —40 °С. Выше, где
92<—40 °С, точность эмпирического соотношения E.4.28)
резко понижается. Кроме того, здесь больший физический
смысл приобретает адиабатическая ледность Q/a, где
Q/, а = Q«, а+
E.4.30)
Ew и Ег — давления насыщенного водяного пара при заданной
температуре Т = 273,15 + 0 над водой и надо льдом соот-
соответственно (см. п. 5.4.1), а Rv — газовая постоянная для во-
водяного пара.
Z КМ
-10
10
15 6°С
Рис. 5.4.8. Номограмма для расчета адиабатической вод-
водности Qw, а (г/м3) (по А. Л. Косареву) [10].
9 _ температура у нижней границы облака, z — высота над ниж-
нижней границей облака; / — при давлении на нижней границе об-
облака, равном 900 гПа; 2 — при 600 гПа.
Обычно в облаках водность существенно (вдвое, а порой
второе и более) ниже адиабатической, что свидетельствует
о наличии в облаках перемешивания с сухим воздухом и
выпадении из облака частиц.
Вообще говоря водность, как и другие микроструктур-
микроструктурные облачные параметры, величина довольно изменчивая
в пространстве и во времени. В среднем ее характерные зна-
значения зависят от температуры, высоты над нижней границей
облака, вида облаков. Если под Qw понимать среднюю вод-
водность на участке длиной 5—10 км и рассматривать только
те случаи, когда QW>Q*> где Q* — некоторое сравнительно
малое значение, то данные многолетних наблюдений на сети
самолетного зондирования СССР [10] позволяют вывести
эмпирическое соотношение, хорошо описывающее повторяе-
повторяемость (%) различных значений водности в облаках при за-
заданной температуре 0 °С (вне зависимости от других фак-
факторов)
F(Qw)
J
100 1-exp —
при QW<Q*',
E.4.31)
Q* = 0,032 г/м3 при 0 < 0 °С и Q* = 0,05 г/м3 при 0 > 0 °С.
Естественно, что в облаках, особенно вблизи нижней гра-
границы, можно встретить и значения Qw < Q*, но обычно длина
участков со столь малой водностью значительно менее 5 км.
Так или иначе, применявшаяся аппаратура не обеспечивала
измерения малых значений водности, и в статистику, описы-
описываемую повторяемость F(QW), она не входит. Зависимость
15 Заказ 46
параметра распределения Qo@) (в г/м3) от температуры 8
(в °С) задается соотношением [9, 10]
= 52,5
ехр @,0436)
273 + 0
E.4.32)
В табл. 5.4.5 приведены значения средней водности Qw
и параметра Qo при разной температуре 0 (°С):
E.4.33)
пг/м3
2,0
V
1,6
1,4
1,2
W
0,8
0,6
0,2
0 10 0 -10 -20 8°С
Рис. 5.4.9. Зависимость среднего зна-
значения водности Q, стандартного от-
отклонения Oq и ряда квантилей рас-
распределения QN от температуры 0.
\
В N (%) случаях Qw < Qk, где
\ge
[2 — lg A00 —
Q*. E.4.34)
Так, в 99 % случаев Qw <Q<* « 4,6 Qo.
На рис. 5.4.9 приведена зависимость ряда процентилей
водности Qn, среднего значения Qw и стандартного отклоне-
отклонения Oq от температуры.
Средние значения Qw для облаков той или иной формы,
вообще говоря, зависят от температуры 0 и высоты z над
нижней границей. В [10] предложена простая параметриза-
параметризация этой зависимости в слое z>0,l км:
F,
+ axz
а3г3) (l
E.4.35)
Таблица 5.4.5
Изменения средней водности Qw и параметра Qo
распределения E.4.31) в зависимости от температуры 9
0 °С . . 10 5 0 —5 —10 —15 —20 —25 —30
Qw г/м3 0,33 0,28 0,23 0,10 0,16 0,14 0,12 0,10 0,09
Qo г/м3- 0,28 0,23 0,19 0,16 0,13 0,110,09 0,07 0,06
113

В табл. 5.4.6 приведены значения параметров Л, а/ и bj для
облаков типа St, Sc и Ns, если Qw — в г/м3, z — в километ-
километрах, 6 — в °С.
Таблица 5.4.6
Значения параметров А, аи bj из соотношения E.4.35)
для облаков St, Sc и Ns
Форма
облаков
St, Sc
Ns
0
0
A
,13
,22
3
4
,7
,8
bx
io-2
io-2
Параметр
0
2-Ю-4
5
0
ax
,0
,55
a,
—6,
—0,
0
35
2,1
0
Стандартное отклонение случайных колебаний водности
от среднего значения описывается выражением
а F,
E.4.36)
-5 0
Рис. 5.4.10. Диаграмма для оценки
максимального значения средней
по сечению водности Qmax в кон-
конвективном облаке мощностью АН
с температурой у нижней границы
где Q* = 0,032 г/м3 при 0 < 0 °С и 0,05 г/м3 при 9^0 °С.
Коэффициент вариации ? чуть меньше единицы:
U=l-Q*/Qw. E.4.37)
В конвективных облаках в среднем зависимость водно-
водности от температуры и высоты описывается соотношением {7]
Q(t)=QmV (So, m, n)=QCT(JL
E.4.38)
Здесь | = г/Д# — относительная высота (Д# — мощность об-
облака) ; |о — уровень, на котором водность достигает своего
максимального значения Qm.
Значения Qm зависят от температуры у нижней границы
облака 0 и его мощности АН. С ошибкой не более 30 % они
могут быть найдены по диаграмме на рис. 5.4.10.
Для грубой оценки можно принять, что Qm ~ 1,2 АН,
a Qa, = 0,25, Qm = 0,3A#, если АЖЗ км. Если Д#>3... 4 км,
то нередко наблюдается двугорбая кривая распределения
Qw(z) с провалом на высотах 2,5—3 км. В этом случае оценку
Qm следует проводить по рис. 5.4.11 для каждого слоя от-
отдельно.
Приведенные выше оценки получены по данным наблю-
наблюдений за конвективными облаками в степных районах Укра-
Украины, для которых т = 2,8, а п = 0,57, ?0 = 0,83 [7, 10]. Для
других районов, возможно, оценки несколько сместятся.
В кристаллических облаках водность (или, как ее все
чаще называют «ледность») в среднем. заметно ниже водно-
водности в капельных облаках для тех же температур. В литера-
литературе значительно меньше данных и обобщений по ледности
облаков. Так, в [10] по данным В. Е. Минервина определена
повторяемость ледности F(Qi):
F (Q,.) = 100 {1 - exp [-(Q//Qo)I/2]}. E.4.39)
Медианное значение Qso & 0,83 Qo. Для диапазона тем-
температур —4... —5 °С по данным Минервина Qo = 0,023 г/м3,
a Q50 ~ 0,019 г/м3. При температуре около —8 °С эти зна-
значения понижаются вдвое, а для 0 = —13°С — втрое. Здесь
речь шла о ледности, осредненной на участках длиной 10 км
и более.
100
80
60
40
20
О
10'
пг/м6
Рис. 5.4.11. Повторяемость (%) раз-
различных значений ледности в облаках
верхнего яруса в умеренных широ-
широтах [10] при разных температурах.
1) 9—ю... — зо °с, 2) 0=—зо... -50 °с,
3) 9<—50 °С. Общая протяженность поле-
полетов в облаках составила около 5000 км
в первом случае, около 10 000 км во вто-
втором и 160 км в третьем.
Для облаков верхнего яруса кривые F(Qi) представлены
на рис. 5.4.11. Здесь отдельное измерение водности относи-
относилось к участкам длиной не; более 0,5 км.
5.4.5 Водозапасы облаков
Водозапасом Р называют массу сконденсированной воды
в столбе облачного воздуха единичного сечения:
E.4.40)
= J Q(z)dz.
Рис. 5.4.12. Диаграмма для оценки водо-
запаса Р (кг/м2) капельных St, Sc мощ-
мощностью АН при температуре у нижней
границы 9нг .
В [21] приводятся только данные о водозапасе жидкой
воды Pw, которые легко получить интегрированием соотно-
соотношения E.4.35):
РF, ДЯ^ЛЛЯО+О^АЯ+ 0,ЗЗа2Д//2 +
+ 0,25а3ЛЯ3) A+М + М2). E.4.41)
Коэффициенты щ и Ь} указаны в табл. 5.4.6; Р измеряется
в кг/м2, если АН —в километрах. На рис. 5.4.12 и 5.4.13 даны
диаграммы зависимости Р@, АН) для St, Sc и Ns.
114

Для конвективных облаков
р (е, A//)=QmF, АН)АН-
E.4.42)
Здесь Г (л:)—гамма-функция. Подставляя значения т = 2,8;
п = 0,57, ?0 = 0,83, найденные для степных районов Украины
{7, 10], получаем:
Р@, A//)=0,25QmA//. E.4.43)
Рис. 5.4.13. Диаграмма для оценки водозапаса Р (кг/м2) ка-
капельной части Ns мощностью АН при температуре у нижней
границы 9нг«
Поскольку для АН < 3... 4 км Qw ~ 0,3 А#, то для гру-
грубой оценки можно принять
Р = 0,ЗАН2. E.4.44)
Если АН измеряется в километрах, то Р — в кг/м2 или, что
то же самое, в миллиметрах осажденной воды. Например,
в Си мощностью 2 км водозапас равен 1,2 кг/м2, т. е. 1,2 мм
осажденной воды.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Андреев В., Панчев С. Динамика атмосферных тер-
миков.— Л.: Гидрометеоиздат, 1975, 152 с.
2. Атлас облаков/Под ред. А. X. Хргиана и Н. И. Новожи-
Новожилова.— Л.: Гидрометеоиздат, 1978, 266 с.
3. Берлянд Т. Г., С троки на П. А. Глобальное рас-
распределение общего количества облачности.— Л.: Гидро-
Гидрометеоиздат, 1980, 70 с.
4. Боровиков А. М., М а з и н И. П. Микрофизические
характеристики облаков.— В кн.: Авиационно-климатиче-
ский атлас-справочник СССР/Под ред. Л. С. Дуброви-
Дубровиной.— М.: Гидрометеоиздат, 1975, вып. 3, т. I, ч. II,
с. 127—148.
5. Дубровина Л. С. Облака и осадки по данным само-
самолетного зондирования.— Л.; Гидрометеоиздат, 1982, 216 с.
6. Ко с а р е в А. Л., М а з и н И. П., Н е в з о р о в А. Н.,
Шугаев В. Ф. Оптическая плотность облаков.— Труды
ЦАО, 1976, вып. 124, 168 с.
7. Кучевые облака и связанная с ними деформация полей
метеоэлементов/Под ред. И. П. Мазина и С. М. Шме-
тера.—Труды ЦАО, 1977, вып. 134, 127 с.
8. Левин Л. М. Исследования по физике грубодисперсных
аэрозолей.—Изд-во АН СССР, 1961, 267 с.
9. Мазин И. П., Шметер С. М. Облака: строение и фи-
физика образования.— Л.: Гидрометеоиздат, 1983, 279 с.
10. Облака и облачная атмосфера. Справочник/Под ред.
И. П. Мазина, А. X. Хргиана.— Л.: Гидрометеоиздат, 1989.
11. Орлова Е. М. Краткосрочный прогноз атмосферных
осадков.— Л.: Гидрометеоиздат, 1979, 168 с.
12. Пальме н Э., Ньютон Ч. Циркуляционные системы
атмосферы/Пер, с анг. под ред. С. П. Хромова.— Л.: Гид-
Гидрометеоиздат, 1973, 615 с.
13. Риль Г. Климат и погода в тропиках.— Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1984, 605 с.
14. Шметер С. М. Структура полей метеорологических эле-
элементов в зоне кучево-дождевых облаков.— Труды ЦАО,
1969, вып. 88, с. 120.
15. Шметер С. М. Термодинамика и физика конвективных
облаков.— Л., Гидрометеоиздат, 1987, 287 с.
16. Хргиан А. X. Очерки развития метеорологии. Изд. 2-е.— Л.:
Гидрометеоиздат, 1959.
17. В г о w n i n g К. A., F о о t e J. В. Air flow and hail growth
in supercell storms and some implications for hail suppres-
suppression.—Nat. Hail Res. Exper., 1975, Techn. Rep. N 75/1, 75 p.
18. Byers H. R., В rah am R. R. Thunderstorm.—Wash.,
1949. 287 n.
19. Hahn C. J., Warren S. G., London J, Cher-
v i n R. M., J e n n e R. Atlas of simultaneous occurrence
of different cloud types over land.— NCAR Techn. Note
TN-201 + STR. 212 p.
20. Hahn C. J., Warren S. G., London J., Cher-
v in R. M., J e n n e R. Atlas of simultaneous occurrences
of different cloud types over land.— NCAR Techn., Note
TN241-STR, 21 p.+ 188 maps.
21. International Cloud Atlas. Vol. I—II.—Geneva, World
Meteorological Organization, 1956. 136 p., 224 pi.
22. International Cloud Atlas.—Geneva, WMO, 1987. 118 pi.
23. Pr up pa cher H. R., Klett J. D. Microphysics of cloud
and precipitation.— Reidel, 1978, 716 p.
15*

Глава 6. ОСАДКИ
Атмосферные осадки — основной источник увлажнения
суши. От надежности определения количества осадков зави-
зависит точность многих теоретических расчетов, например вод-
водного баланса суши, связи теплового и водного баланса дея-
деятельной поверхности, водохозяйственных расчетов, в том
числе и оценки урожайности. Не менее необходимы надежные
данные о количестве осадков и для составления долгосрочных
прогнозов погоды.
Сфера применения данных об осадках необычайно ши-
широка. С одной стороны, осадки — это метеорологический фак-
фактор, формирующий метеорологическую среду обитания чело-
человека, влияющий на растительность на земном шаре, в том
числе на произрастание жизненно важных для человека куль-
культур. С другой стороны, можно рассматривать негативные
последствия выпадения атмосферных осадков в аспекте агрес-
агрессивности метеорологической среды в целом.
Изучение атмосферных осадков, определение их коли-
количества по территории началось давно. Каждое последующее
обобщение, включающее новые сведения, приводило прежде
всего к увеличению набора характеристик режима осадков и
к увеличению точности определения их количества.
Естественно, что любое исследование возможно при на-
наличии надежного исходного материала. Такими данными при
изучении осадков являются средние многолетние значения
количества осадков и других характеристик. Их вычисление
и определение точности полученных средних представляет
собой далеко не простую задачу. Результаты этих исследо-
исследований позволили создать массив исходных данных — средних
многолетних значений количества атмосферных осадков.
Самостоятельной задачей изучения любой метеорологи-
метеорологической величины является составление климатологических
карт, которые позволяют в наиболее сжатой форме получить
полное представление о пространственном поле метеовели-
метеовеличины, в том числе и атмосферных осадков. Главная труд-
трудность любого картирования состоит в необходимости пере-
перехода от точечных данных к непрерывному полю. Даже при
самой густой сети пунктов наблюдений требуется привлечение
косвенных способов учета воздействия на осадки различных
орографических факторов.
Наиболее характерное свойство полей осадков на поверх-
поверхности Земли (как и зон осадков в атмосфере)—их простран-
пространственная и временная дискретность, пятнистость. Это- свой-
свойство, проявляющееся особенно ярко в случае, когда масштаб
осреднения невелик, сильно усложняет их изучение. Однако
именно это свойство, наряду со свойствами, проявляющимися
при длинном периоде осреднения (месяц, год, сезон), явля-
является предметом интереса как метеорологов и климатологов,
так и практиков.
6.1. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ПРОСТРАНСТВЕННОГО РАСПРЕДЕЛЕНИЯ
ГОДОВОГО КОЛИЧЕСТВА ОСАДКОВ
На европейской части Советского Союза (ЕЧС) и в За-
Западной Сибири можно выделить три крупных района с кон-
контрастными закономерностями распределения осадков, осо-
особенно их годовых сумм [13, 21—23].
Первый район. На равнинах (Русской и Западно-Сибир-
Западно-Сибирской) и отчасти Казахском мелкосопочнике распределение
осадков подчинено закону широтной зональности. В средних
широтах E6—60° с. ш.) выделяется зона повышенных зна-
значений количества осадков: на ЕЧС — от 750 до 800 мм/год
(местами 900 мм) и в Западной Сибири — 650—700 мм осад-
осадков за год. В этих широтах в течение всего года сохраняется
равномерная активность циклонических процессов. На ЕЧС
зона повышенных сумм осадков несколько сдвинута на юго-
запад (до 54° с. ш.), что обусловлено взаимодействием цир-
циркуляционных факторов с почти непрерывной цепью возвышен-
возвышенностей, сильно расчлененных и покрытых лесом. К северу
и югу от зоны повышенных сумм осадков их количество
уменьшается. На севере, кроме общециркуляционных факто-
факторов, большое влияние оказывают окраинные моря, ослабляю-
ослабляющие развитие конвекции особенно весной и летом. Именно
этим объясняется уменьшение количества осадков на берегах
северных морей и заливов.
Урал разделяющий Русскую и Западно-Сибирскую рав-
равнины существенно трансформирует поле осадков. Хребет за-
задерживает и активизирует метеорологические фронты. Тем
самым создается меридиональная полоса повышенных сумм
осадков перед хребтом особенно хорошо выраженная в хо-
холодный период; наоборот на некотором расстоянии за хреб-
хребтом происходит размывание фронтов вследствие перевалива-
переваливания их через горы. Здесь проходит полоса пониженных сумм
осадков.
Южная часть ЕЧС и Западной Сибири а также Казах-
Казахстан и Средняя Азия по циркуляционному режиму относятся
к северной окраине обширной аридной зоны простирающейся
от Западной Африки до пустыни Гоби. В этих широтах
ослаблена циклоническая деятельность вследствие чего
происходит значительное уменьшение осадков. По срав-
сравнению с поясом повышенных сумм осадков средних широт
на юге ЕЧС количество осадков уменьшается на 30 %, а на
юго-востоке (Нижнее Поволжье)—более чем в два раза. Над
Казахстаном и югом Западной Сибири находится широкая
устойчивая и зимой, и летом область повышенной повторяемо-
повторяемости антициклонов, где аридная зона заметно сдвинута к се-
северу.
Аридность климата Средней Азии обусловлена в первую
очередь характером циркуляционного режима планетарного
масштаба, в условиях которого существуют пустыни во внут-
внутренних частях континента, а не только и не столько тем, что
влага сюда не доходит в связи с удаленностью от Атлантиче-
Атлантического океана или изолированностью от Индийского океана
высочайшими горами. При этом Туранская низменность от-
отличается повышенным влагосодержанием атмосферы в течение
всего года, что опровергает представление о ее изолирован-
изолированности от океанов. Создаются благоприятные условия для
повышенного влагосодержания в западных и северо-запад-
северо-западных потоках, причем в окраинных высоких горах конденси-
конденсируется много влаги. Обширная площадь в этих торах хорошо
увлажнена и служит при восточных переносах определен-
определенным источником влаги для тропосферы над Туранской низ-
низменностью.
Второй район. От правобережья Енисея до водораздель-
водораздельных хребтов, разделяющих склоны материка, относящиеся
к бассейнам Северного Ледовитого и Тихого океанов, выде-
выделяются две меридиональные полосы с повышенными и пони-
пониженными суммами осадков. Полоса повышенных сумм осад-
осадков протянулась от Таймыра до Енисейского Кряжа, включая
Среднесибирское плоскогорье и массив Бырранга. Наиболь-
Наибольшие суммы осадков наблюдаются в горах Путорана, где ме-
местами они достигают 1000 мм. К востоку, включая долину
р. Лены и низовья р. Алдан, количество осадков заметно
уменьшается, особенно в холодный период, когда циркуля-
циркуляционный режим характеризуется повышенной атициклонич-
ностью. Между 120 и 130° в. д. наблюдается максимум по-
повторяемости антициклонов, т. е. циркуляционный фактор
обусловливает уменьшение количества осадков, и характер
орографии района усиливает этот процесс.
В обширной котловине, расположенной в центре Цен-
Центрально-Якутской низменности, закрытой от западного пе-
переноса возвышенным плоскогорьем, количество осадков на-
настолько уменьшается, что проявляются не свойственные этим
широтам признаки аридности. По количеству выпадающих
осадков (около 300 мм) междуречья рек Лены, Вилюя и
Алдана приближаются к степным и полупустынным районам.
Уменьшение количества осадков прослеживается и южнее,
вплоть до Забайкалья. Далее к югу, особенно летом и осенью,
преобладают воздушные массы, поступающие с акватории
Тихого океана через Восточный Китай, обильно увлажняю-
увлажняющие Саяны и горы Прибайкалья и отчасти Забайкалья. Горы
являются влажной северной границей обширной аридной зоны.
Годовые суммы осадков местами достигают 1500—2000 мм,
чему способствует большая повторяемость летом циклонов,
развивающихся на полярном фронте, который стабилизиру-
стабилизируется над югом Восточной Сибири и севером Монголии.
Вследствие большого влияния рельефа, обусловливаю-
обусловливающего региональные осо.бенности циркуляции, в средних ши-
116

ротах полоса повышенных сумм осадков прослеживается
лишь на западе Восточной Сибири.
Третий район. На севоро-востоке Сибири в течение дли-
длительного периода преобладает антициклоническая циркуляция
и влагосодержание воздушных масс невелико. Траектории
циклонов проходят по югу и западу территории, где распо-
расположены дуги высоких хребтов, экранирующие плато средней
части территории и прибрежную низменность северной окра-
окраины. Чередование горных цепей, межгорных и внутригорных
плато, котловин, нагорий и низменностей создает сложную
картину распределения осадков. Количество их сравнительно
невелико и к востоку от Верхоянского хребта убывает с юга
на север. На Верхоянском хребте количество осадков превы-
превышает 800 мм, а на Колымской низменности — составляет
всего 300 мм.
К отдельной зоне можно отнести протянувшиеся по югу
Советского Союза горные массивы. Известно, что горы акти-
активизируют осадкообразующие атмосферные процессы, вследст-
вследствие чего в них выпадает во много раз больше осадков, чем
на окружающих равнинах*, Это цепочка влажных островов
среди степных, полупустынных и пустынных пространств,
в которой можно проследить с запада на восток и юг умень-
уменьшение площади с обильными осадками, но общие закономер-
закономерности распределения осадков прослеживаются нечетко. Внутри
горных массивов преобладает закон вертикальной поясности
с очень сложным распределением осадков. Горные системы
по территории СССР расположены на разных широтах — от
Карпат до северной границы аридной зоны (горы Средней
Азии и юга Сибири). Орографией вызываются не только
восходящие, но и нисходящие движения воздуха.
На территории СССР выделены три типа климата: аркти-
арктический (побережье северных морей и острова Советской Арк-
Арктики), умеренных широт и субтропический (Крым, Кавказ и
Средняя Азия). Достаточно хорошо изучена физическая сущ-
сущность влияния на образование и распределение осадков таких
факторов подстилающей поверхности, как рельеф местности,
водная поверхность, и несколько в меньшей мере — влияние
леса и крупных городов. Влияние рельефа количественно
можно учесть в зависимости от высоты склонов/ их ориента-
ориентации, открытости и степени изрезанности возвышенности, об-
общих условий увлажнения района, особенностей атмосферной
циркуляции. Обычно определяется суммарный эффект всех
перечисленных факторов. Влияние возвышенностей проявля-
проявляется в формировании трех областей:
1) области увеличения количества осадков на равнине
перед возвышенностью — так называемой области предвос-
хождения или области осадков запруживания;
2) области уменьшения количества осадков на подвет-
подветренной равнине — так называемой дождевой тени;
3) самой возвышенности, где количество осадков возра-
возрастает.
Интенсивность, размеры дождевой тени и ее соотношение
с орографическим максимумом зависят от общего характера
увлажнения территории и от топографии местности.
В зоне с избыточным и достаточным увлажнением умень-
уменьшение осадков за возвышенностью выражено резко, но на
сравнительно небольшом расстоянии. Дождевая тень быстро
исчезает и количество осадков достигает среднего фонового
значения, характерного для данного района. Здесь орографи-
орографический максимум осадков в полтора-два раза больше, чем
в области дождевой тени.
В зоне недостаточного увлажнения в основном происхо-
происходит перераспределение осадков, а их общее количество не
увеличивается. При ^том уменьшение осадков в зоне дожде-
дождевой тени выряжено особенно резко и почти равно увеличе-
увеличению осадков ?, зоне предвосхождения, т. е. происходит пере-
перераспределение осадков.
6.1.1. Пространственное распределение осадков
на равнинной части территории СССР
Для европейской части СССР характерны в основном
фронтальные осадки; летом, кроме того, выпадают осадки
конвективного происхождения.
В самом общем виде поле осадков ЕЧС характеризуется
наличием двух основных тенденций: на достаточно четкую
зональность накладывается общая меридиональная изменчи-
изменчивость, обусловленная увеличением континентальности климата
по мере удаления от Атлантического океана и существенная
расчлененность поля осадков под воздействием рельефа. За-
Западные и юго-западные склоны горных систем и возвышен-
возвышенностей увлажнены обильнее. На возвышенностях распределе-
распределение осадков носит сложный характер, обусловленный высо-
высотой, экспозицией склонов, степенью расчлененности, взаимо-
взаиморасположением хребтов. Особенно четко выражена высотная
зональность природных поясов на Кавказе.
Для равнинной части характерно сравнительно однород-
однородное поле осадков с некоторыми колебаниями по территории,
часто несущественными на практике [17, 21, 22] (рис. 6.1.1,
6.1.2).
Повышенные суммы осадков (около 700 мм) наблюда-
наблюдаются на возвышенных западных склонах Урала, и направле-
направление изогнет здесь почти меридиональное. В отдельных доли-
долинах рек, где годовые суммы осадков не превышают 650 мм,
направление изогнет несколько изменяется. К западу от ува-
увалов местность понижается, вследствие чего восстанавливается
зональное распределение осадков при их общем уменьшении
с севера на юг.
В европейской части Советского Союза годовая сумма
осадков превышает 800 мм на Прибалтийских возвышенно-
возвышенностях и побережье Балтийского моря, Средне-Русской, и Вал-
Валдайской возвышенностях.
В климате Западной Сибири, расположенной в центре
Евразийского материка, ощущается как достаточно сильное
влияние Атлантики, от которой почти полностью зависит
увлажнение, так и большое влияние континента, с чем свя-
связана, в частности, значительная повторяемость антициклонов
[15, 17, 18]. Сочетание этих двух факторов, а также несом-
несомненное влияние орографии с характерной защищенностью
с запада и востока горными хребтами и возвышенностями и
открытостью с севера и юга придает определенное своеобра-
своеобразие климату Западной Сибири. Так, для атмосферной цирку-
циркуляции характерна большая изменчивость породы, так как
влияние хребтов и возвышенностей, окаймляющих Западно-
Сибирскую равнину, перерастает в макроциркуляционный
фактор. Для поля осадков характерна преимущественно зо-
зональность, т. е. общее уменьшение осадков к югу, а затем их
увеличение в предгорьях Кузнецкого Алатау и Салаирского
кряжа, северных отрогов Алтая.
На территории Западно-Сибирской равнины заметно
уменьшение осадков — от 600 мм на севере до 350—400 мм
в Кулундинской степи. На севере низменности, где рельеф
понижается в направлении к востоку, в этом же направле-
направлении уменьшается годовое количество осадков — от 600 мм
до 500 мм, а в долинах рек — до 450 мм. Большое коли-
количество осадков (около 650 мм) выпадает в Васюганье.
В районе Среднего Васюганья оно увеличивается до 700 мм.
Заметно понижены годовые суммы осадков вблизи крупных
озер — Чаны C70 мм) и Кулундинского C30 мм). На западе
Кулунды годовые суммы осадков не превышают 350 мм. Та-
Такое уменьшение осадков приводит к тому, что степная зона
в Сибири распространяется дальше к северу, чем на евро-
европейской части СССР, и отделена от лесных пространств лишь
узкой полосой лесостепи. Особенно быстро этот переход про-
происходит в пределах Барабы, расположенной к востоку от
Казахской складчатой страны, перехватывающей значитель-
значительную долю влаги.
Ня юге количество осадков возрастает по направлению
к горам Алтая до 450—500 мм, в предгорьях и на западных
склонах до 700 мм. В Кузнецкой котловине оно увеличива-
увеличивается по мере приближения к горам Кузнецкого Алатау.
В Восточной Сибири сохраняется тенденция уменьшения
осадков с запада на росток и выделяются очень засушливые
области. Так, скудными осадками отличается Хакасская авто-
автономная область, где за год выпадает менее 350 мм осадков.
С увеличением высоты местности количество осадков резко
возрастает. Наибольшее количество осадков выпадает на
склонах высокогорной части Западного и Восточного Сяянов
(свыше 1200 мм). Водораздельный хребет Восточного Саяна,
вытянутый с юго-востока на северо-запад, является резко вп-
раженной климатической границей: к югу и юго-западу рас-
расположена влажная (свыше 1200 мм) область Восточного
Саяна, к востоку и северо-востоку— континентальная сухая
полоса Саянской горной страны (менее 400 мм осадков за
год).
Тувинская котловина, находящаяся под воздействием
иссушяющиу южных ветров, получает очень мало осадков
[22, 241. Здесь преобладает пустынно-степной ландшафт. Боль-
Большой сухостью отличается Хемчикская и Убсунурская котло-
котловины— немногим более 200 мм осадков за год.
Контрасты годового количества осялков по территории
Прибайкалья связаны п основном г пельефом местности.
Между долиной реки Лены на срр.ере ч озером Байкал на
юге расположена ттелая система хребтов и нагорий. На за-
западных наветренных склонах хребтов, таких, как Примор-
Приморский, Байкальский, Хямар-Дабан, и в поедгопьях Восточного
Саяна осадков выпядает за гоп. в два-три раза больше, чем
на подветренных склонах.
117

40 60 80 100 120 И0 160
30
,40
Рис. 6.1.1. Распределение годовых сумм осадков (мм) территории СССР.
120 80 40 О 40 ВР 120 [60 160
О 40 О 40 80 120 160
Рис, 6.1.2. Распределение годовых сумм осадков (мм) по земному шару.
118

Наибольшее количество осадков выпадает на склонах
Хамар-Дабана, обращенных к юго-западной части озера Бай-
Байкал A500 мм). Влага сюда поступает с северо-западными вет-
ветрами. За этой системой хребтов находятся глубоко врезан-
врезанные сухие долины, где в зависимости от их направления,
строения и степени закрытости количество осадков изменя-
изменяется от 350 мм до 450 мм.
Поскольку озеро Байкал располагается в глубокой кот-
котловине, количество осадков как на озере, так и на его по-
побережье сравнительно невелико. Наиболее засушливым райо-
районом является остров Ольхон, где отмечается наименьшая для
всей области сумма осадков—240 мм в год. Столь же за-
засушливым является и западный берег озера. Восточные бе-
берега озера увлажнены несколько лучше, чем западные. Много
осадков выпадает на южном берегу (свыше 1200 мм). В пред-
предгорьях Восточного Саяна годовая сумма осадков составляет
около 600 мм, увеличиваясь на наветренных склонах до
800 мм.
Формирование климатических особенностей Дальнего Во-
Востока связано прежде всего с внетропической муссонной цир-
циркуляцией, обусловленной сезонным изменением барического
режима над Азиатским материком (высокое давление зимой
и низкое летом). Зимний антициклон и летняя депрессия резко
преобладают над системами противоположного знака. Зимний
муссон характеризуется северным и северо-западным направ-
направлением ветра по восточной окраине Азиатского материка:
преобладает вынос воздуха с материка на море. С летним
муссоном связаны восточный и юго-восточный перенос воз-
воздуха из антициклона над океаном в более или менее устой-
устойчивые депрессии над восточной Азией. Таким образом, годо-
годовой ход осадков выражен резко: зима — сухой сезон, а лето
и особенно осень — влажный.
Сложный горный рельеф, разнообразная ориентация оро-
орографических препятствий и своеобразное положение северо-
северовосточной части Азии, омываемой водами холодных морей,
обусловливают пятнистость в распределении осадков. Больше
всего осадков выпадает на гористых мысах побережья Охот-
Охотского и Берингова морей — 600 мм и более. На побережье
Восточно-Сибирского моря количество осадков не превышает
250 мм за год. На остальной территории преобладает 300—
400 мм и более. Почти 800 мм осадков выпадает в горных
районах Амурской области, на юге Хабаровского края и на
восточных склонах Буреинского хребта. В западной части
равнинной территории Амурской области за год выпадает
600 мм осадков, к юго-востоку их количество увеличивается
до 650 мм. В прибрежной полосе Хабаровского края оно
изменяется от 500 до 700 мм.
На географическое распределение осадков Приморского
края наиболее существенное влияние оказывает горный хребет
Сихоте-Алинь. Характер сочетания долин и отрогов хребта,
экспозиция склонов вносят заметное разнообразие в поле
осадков.
Наибольшее количество осадков за год (900—1200 мм)
выпадает на склонах северной части горной страны Сихоте-
Алинь.
На Камчатке годовое количество осадков убывает с юго-
востока (свыше 2000 м) на северо-запад (до 500 мм). На
южной оконечности Камчатки, юго-восточном побережье и
открытых мысах выпадает свыше 1000 мм, местами — до
1500 мм осадков за год. Сравнительно много осадков вы-
выпадает ча острове Медном (более 1400 мм). Между Средин-
Срединным и Восточным хребтами, в центральной части долины реки
Камчатки, а также на севере Корякского округа в долине реки
Пенжино головое количество осадков невелико F00 мм). На
северо-востоке полуострова, пблизи бухт и заливов, окру-
окруженных горами, количество осадков приближается к 700 мм.
На восточном горном побережье выпадает осадков больше,
чем на низменном западном, где количество осадков также
уменьшается в северном направлении и составляет от 1200 мм
на юге до 600 мм на севере. Однако западные предгорья и
склоны Срединного хребта в отдельные сезоны, когда господ-
господствует зональная циркуляция (весна и лето), являются на-
наветренными. Здесь выпадает на 15 % больше осадков, чем
на побережье. Таким образом, изогиеты на полуострове Кам-
Камчатка имеют в основном меридиональное направление.
Режим осадков острова Сахалин в первую очередь свя-
связан с влиянием интенсивных циркуляционных процессов мус-
сонного характера. Вторичным фактором является влияние
подстилающей поверхности, о^ гористый ландшафт и изре-
занность береговой полосы. На острове количество осадков
уменьшается с югя (более 1000 мм) на север и к долине реки
Поронай G00 мм). На Курильских островах оно повсеме-
повсеместно превышает 1000 мм. В зимний период на острове Саха-
Сахалин преобладают обширные малоподвижные южные и юго-
западные циклоны, приносящие обильные снегопады. Для
весны характерно частое прохождение ложбин и гребней,
связанное с преобладанием на Дальнем Востоке зональной
циркуляции. При этом с малоподвижными антициклонами
связаны длительные периоды с моросящими осадками, суммы
которых невелики. Летом, особенно во вторую его половину,
для этого района характерно вхождение интенсивных юж-
южных циклонов и тайфунов, приносящих обильные дожди.
Осенью под влиянием теплых и сухих антициклонов коли-
количество осадков резко уменьшается.
В климате Средней Азии на режим увлажнения оказы-
оказывают решающее влияние орографические факторы, обостряя
сухие атмосферные фронты и тем самым способствуя обиль-
обильному выпадению осадков на наветренных склонах. Это отно-
относится и к влиянию Казахского мелкосопочника, относительно
невысокие возвышенности которого усиливают волновые воз-
возмущения на холодных фронтах. В целом Средняя Азия яв-
является самым сухим районом Советского Союза.
Обширная площадь зоны пустынь и полупустынь Средней
Азии окаймлена с юга высокогорными ландшафтами, где
летом создаются благоприятные условия для развития тер-
термической циркуляции. Этому способствуют крупные высокие
горные узлы и обширные плоскогорья, малая облачность и
интенсивные радиационные процессы. С хорошо развитой
конвекцией связан летний максимум осадков, но осадки кон-
конвективного происхождения имеют локальное значение. Основ-
Основные запасы влаги (снег в горах) формируются под влиянием
общециркуляционных процессов. Наиболее мощный снежный
покров образуется на западных склонах.
В высокогорье, где в течение года преобладают западные
воздушные потоки, нет необходимости подразделять район
на северную и южную части. Это единая циркуляционная
область. В то же время климат в горах чрезвычайно разно-
разнообразен и в первую очередь зависит от форм рельефа — на
плоскогорьях и некоторых высоко расположенных долинах
он сухой, а на высоких хребтах, наоборот,— влажный. Объ-
Объясняется такое различие тем, что плоский рельеф не обост-
обостряет атмосферные фронты, а влагосодержание на больших
высотах невелико. Поэтому здесь осадков выпадает мало
(около 100 мм), что характерно для пустынь. Хребты, наобо-
наоборот, активизируют проходящие фронты, и осадки образуются
даже в сухом тропическом воздухе Средней Азии. Особенно
много осадков выпадает на хребтах, когда в западную часть
Тянь-Шаня с западными циклонами проникает средиземно-
средиземноморский и атлантический воздух. Годовое количество осадков
достигает 3000 мм, а зимой снег питает обширные ледники,
дающие основной сток рек Средней Азии. В горах выде-
выделяется много климатических подрайонов, различающихся
в первую очередь количеством осадков, которое определяется
основной экспозицией склона по отношению к ветрам запад-
западной четверти. С общей макро^кспозицией может не совпа-
совпадать фактическая экспозиция отдельных участков склона. На
склонах, не закрытых соседними хребтами с юго-запада, за-
запада и северо-запада, выпадает в три-четыре раза больше
осадков, чем на противоположных склонах. На общем за-
засушливом фоне климата Средней Азии различия в осадках
такого порядка коренным образом меняют ландшафт. На
первый взгляд, создается впечатление существенных физико-
географических преобразований. Однако пестрота и террито-
территориальная ограниченность этих ландшафтов говорит об их
локальности на едином фоне генетически важных общецир-
общециркуляционных факторов,
6.1.1.1. Месячное количество осадков
Территориальные контрасты месячного количества осад-
коп за исключением южных горных массивов Карпат и Урала
кратко можно обобщить следующим образом. С ноября по
апрель наибольшее количество осадкоя выпадает в средней
полосе европейской части СССР и ттл юго-востоке Камчатки
и наименьшее — в континентальных районах Восточной Си-
Сибири; с мая по октябрь наибольшее — в Приморье, наимень-
наименьшее— в Средней Азии (табл. 6.1.П.
В табл. 6.1.1 представлено месячное и годовое количе-
количество осадков по 43 пунктам лля трех меридиональных разре-
разрезов, проходящих с севера на юг чеоез основные ландша(Ьт-
ные зоны: европейскую часть Советского Союза D0е в. д.),
Западную Сибирь F0° в. д.) и Восточную Сибирь ПЗО—
140° р.. д.).
На западных склонах Алтая и r Горной Шории годовая
оуммя осадков изменяется от 1000 до 1300 мм. На склонах
Салаиргкого кряжа и Кузнецкого Алатау в местах, наиболее
открытых для влажных западных ветров, осадков выпадает
в два раза больше, чем на прилегающей равнине.
119

Таблица 6.1.1
Месячное и годовое количество осадков (мм)
п/п
Станции
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Год
40° в. д.
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
1
2
3
4
б
1
8
9
10
И
12
13
14
15
16
17
18
19
Архангельск
Каргополь
Вологда
Тотьма
Иваново
Москва
Воронеж
Богучар
Ростов-на-Дону
Таганрог
Тихорецк
Краснодар
Ачишко
Сочи
Усть-Щугор
Чердынь
Свердловск
Петропавловский
Верхнеуральск
Иргиз
Челкар
Муйнак
Нукус
Ашхабад
Саксылах
Верхоянск
Сюрен-Кюель
Томпо
Якутск
Амга
Усть-Мая
Благовещенск
Аян
Бомнак
Софийский прииск
Богородское
Комсомольск-на-Амуре
Бикин
Дальнеречинск
Чугуевка
Тимирязевский
Сад-город
Посьет
26
33
35
40
38
45
33
39
40
43
48
53
363
177
39
46
20
14
15
11
14
9
8
25
9
8
7
5
10
12
И
6
14
6
6
18
10
7
12
18
7
15
8
22
27
26
29
35
38
26
32
38
40
41
50
326
141
29
34
17
15
13
И
12
10
10
28
10
6
6
4
7
9
9
5
11
4
5
13
10
9
12
19
8
18
7
23
32
29
34
36
40
30
30
37
36
•40
54
301
123
30
37
50
15
16
13
17
13
15
45
9
6
5
6
6
6
9
10
20
И
И
16
13
18
20
26
16
28
17
27
33
35
37
40
40
38
37
42
37
44
53
215
109
60° в. i
36
37
26
20
21
18
18
18
17
47
40
49
51
55
53
59
51
45
48
42
61
61
200
79
46
55
49
36
35
16
16
8
12
31
130—140° в.
10
5
И
9
9
10
12
26
44
32
31
26
30
42
36
45
35
46
34
13
10
30
26
18
21
22
47
79
51
61
46
55
69
67
65
63
70
62
59
70
69
75
65
70
58
51
66
60
72
71
218
90
62
61
69
56
53
19
19
7
5
5
д.
34
29
67
52
31
33
38
99
91
80
114
51
73
124
83
89
84
91
88
66
71
74
80
84
88
71
61
55
62
55
61
151
96
71
74
84
72
84
19
18
5
4
1
40
37
76
60
42
43
51
130
126
123
158
67
96
165
105
112
93
100
118
64
75
71
76
69
75
59
54
43
37
46
52
174
111
73
72
74
50
46
13
10
4
2
1
40
30
68
51
41
43
49
120
164
124
159
80
104
152
130
118
121
146
160
66
69
65
74
65
59
45
33
39
34
38
40
216
136
76
71
45
32
33
14
14
5
3
5
25
17
38
33
26
29
35
75
155
75
98
70
88
121
85
105
106
123
99
55
54
52
,63
61
59
45
43
43
36
44
55
283
147
68
69
36
29
26
19
18
13
8
16
16
13
13
21
19
21
30
24
80
33
42
44
43
41
51
59
54
65
48
43
44
41
50
54
54
41
43
48
44
51
64
342
160
56
64
30
18
18
15
17
12
7
22
11
11
9
12
14
18
22
13
41
22
25
31
19
23
27
41
28
45
24
34
36
40
46
46
50
42
46
56
51
63
72
413
185
44
48
27
19
19
15
15
9
И
22
11
9
7
6
11
13
14
8
28
9
И
32
17
13
16
25
И
23
10
525
593
588
659
646
677
539
514
555
522
603
686
3202
1554
630
668
497
376
379
183
188
ИЗ
102
249
228
181
337
285
234
25S
302
563
853
570
721
494
558
784
644
722
626
770
675
Предгорная часть Саян, Минусинская котловина и Ха-
кассия отличаются значительной сухостью C50—400 мм), так
как юго-западные и западные воздушные потоки, преодоле-
преодолевая высокогорные области Кузнецкого Алатау, Западного
Саяна и хребта Танну-Ола, оставляют там обильные осадки
A000—1500 мм). С увеличением высоты местности количество
осадков резко возрастает. Наибольшее их количество выпа-
выпадает на склонах высокогорной части Западного и Восточного
Саянов (свыше 1200 мм). Водораздельный хребет Восточного
Саяна, вытянутый с юго-востока на северо-запад, является
резко выраженной климатической границей: к югу и юго-
западу расположена влажная (свыше 1200 мм) область Во-
Восточного Саяна, к востоку и северо-востоку — континенталь-
континентальная сухая полоса Саянского нагорья (менее 400 мм). Для
анализа годового хода нередко используется деление года на
календарные трехмесячные сезоны (см. рис. 5.1 из [23]).
Количественную оценку степени континентальности
климата по показателю осадков можно провести в зависимо-
зависимости от отношения осадков в весенне-летнее (март—август) и
осенне-зимнее (сентябрь—февраль) полугодия [22]. На тер-
территории СССР выделяются четыре типа климата, отражающие
степень континентальности: неконтинентальный — отношение
меньше 1,0, полуконтинентальный — отношение от 1,75 до 1,0,
континентальный — отношение от 3,5 до 1,75, резко континен-
континентальный — отношение свыше 3,5. На территории Советского
Союза преобладает полуконтинентальный тип годового хода
осадков. Резко континентальный тип четко прослеживается
в Забайкалье. К неконтинентальным районам относится боль-
большая часть Камчатки, Курильские острова и остров Сахалин,
а также побережье северных морей к западу от 80° в. д.,
узкая полоса Балтийского побережья и довольно широкая
зона к северу от Черноморского и Каспийского побережий.
В качестве одного из показателей климата обычно рас-
рассматривается годовая амплитуда количества осадков, анализ
которой представляет определенный теоретический и практи-
практический интерес. На большей части ЕЧС годовая амплитуда
осадков несколько превышает 40 мм, местами (верховья
Днепра) достигает 50 мм. На севере и юге ЕЧС она состав-
составляет менее 40 мм. По сравнению с ЕЧС в Сибири севернее
60° с. ш. годовая амплитуда увеличивается в среднем на
10 мм, достигая 50 мм, а местами и больше. Максимальное
значение амплитуды (около 100—125 мм) отмечается в За-
Забайкалье и Приморье, а также местами на Кавказе и в горах
Средней Азии. Минимальная годовая амплитуда осадков
(около 15—20 мм) характерна для Казахстана.
Выше было дано представление о пространственных за-
закономерностях распределения осадков. В качестве наиболее
значимого экстремального показателя климата, связанного
120

с атмосферными осадками, можно упомянуть засухи. В про-
процессе своей практической деятельности человек ориентиру-
ориентируется на средние условия, типичные для данного района в дан-
данный сезон, а сооружения, технология, транспортные сред-
средства, посевы сельскохозяйственных культур рассчитываются
обычно на наиболее вероятные климатические показатели,
в том числе с учетом вероятности засух. В современных усло-
условиях хозяйствования засухи причиняют ущерб также выра-
выработке электроэнергии, речным перевозкам и всем производ-
производствам, связанным с потреблением большого количества воды.
К районам формирования засух на континентах север-
северного полушария относятся территории с большой межгодовой
изменчивостью гидрометеорологического режима в летний пе-
период. Прослеживается связь засух с формированием высот-
высотных антициклонов, блокированием западного переноса в уме-
умеренных широтах, со слабым выносом влаги с океанов в кон-
континентальные районы. На территории СССР к таким отно-
относятся районы севера европейской части Союза, Средняя Азия,
север и юг Сибири.
За критерий атмосферной засухи можно принять неко-
некоторую площадь, где возникает тесная корреляция малого
количества месячных районных осадков со средней высокой
температурой [5]. Подобные условия территориально наибо-
наиболее вероятны на юге ЕЧС (Поволжье) и в Восточном Ка-
Казахстане. Обычно они возникают в годы с ярко выраженной
меридиональностью процессов атмосферной циркуляции. Так,
на ЕЧС засухи наблюдались в 1891, 1897, 1906, 1921, 1936,
1957, 1959, 1967, 1972, 1975, 1977 гг., а в Восточном Казах-
Казахстане—в 1893, 1900, 1909, 1915, 1923, 1944, 1945, 1955, 1965,
1974, 1976 гг.; одновременно на всей этой территории —
в 1901, 1920, 1931 и 1951 гг. В то же время засухи наблю-
наблюдались в Казахстане и при зональной циркуляции — в 1929,
1935, 1940, 1943, 1962, 1963, 1968 гг.
6.1.2 Основные характеристики атмосферных осадков
на континентах
6.1.2.1. Западная Европа
Территория Европы, расположенная в умеренном поясе,
в основном находится под воздействием западного переноса,
обусловленного взаимодействием азорского центра повышен-
повышенного давления и исландской депрессии. Европа относится
к зоне избыточного и достаточного увлажнения. Исключение
составляют часть полуостровов Средиземного и Черного
морей.
Континентальные воздушные массы в формировании
климата Западной Европы играют подчиненную роль, однако
на юго-востоке Восточной Европы их влияние становится
значительным. В основном здесь выпадают фронтальные
осадки, но летом заметная часть осадков имеет внутримас-
совое происхождение. Зимой на европейской части СССР ска-
сказывается влияние сибирского антициклона. Отчасти оно рас-
распространяется на юго-восток Западной Европы. Западные
окраины Европы относятся к зоне максимума осадков вне-
тропических широт, обусловленных преобладанием воздушных
масс морского происхождения.
Южные полуострова Европы (Пиренейский, Апеннинский,
частично Балканский и Крымский) находятся в зоне субтро-
субтропического климата. Здесь, кроме центров действия умеренных
широт, некоторую роль играют континентальные воздушные
массы, проникающие из Северной Африки и Западной Азии.
Как уже упоминалось, в общем виде поле осадков Ев-
Европы характеризуется двумя основными тенденциями: гео-
географической зональностью, с одной стороны, и меридиональ-
меридиональной изменчивостью, с другой. В целом контрастность поля
осадков в Европе меньше, чем на других материках, т. е.
невелики районы с исключительно большими E000 мм в от-
отдельных районах наветренных склонов и на вершинах Ди-
нарских, Скандинавских и Шотландских гор; до 3000 мм
в Альпах) и малыми B00 мм на Пиренейском полуострове)
суммами годовых осадков. Для равнинной части Европы ха-
характерно равномерное распределение осадков за исключением
отдельных участков п сухих районах [10, 13, 23].
Наибольшие контрасты по территории характерны для
Средиземноморского побережья, где на небольших расстоя-
расстояниях различие годовых сумм осадков может превышать
1000 мм. Склоны гор, находящихся на пути зимних цикло-
циклонов, приходящих с моря, обильно орошаются осадками (выше
1500 мм в год). В то же время некоторые территории, на-
находящиеся п непосредственной близости от моря и омываемые
им, страдают от засухи (восточная часть Апеннин, централь-
центральная и восточная Греция). В целом Западная Европа более
16 Заказ 46
увлажнена по сравнению с восточной. Различие в годовых
суммах на одной и той же широте достигает в среднем
200—400 мм.
На Европейском континенте в восточном направлении
осадки уменьшаются от 1000 мм на северо-западе Франции
до 700—800 мм в западных районах ЕЧС. На западе кон-
континента характер распределения осадков по территории тесно
связан с рельефом местности: с высотой и направлением
склонов по отношению к ветрам, приносящим влагу. Наиболь-
Наибольшее количество осадков выпадает в горных массивах (до
2000 мм) и на западном побережье A200 мм). Наименьшее
количество осадков наблюдается на южном побережье и
в речных долинах. На общем фоне равномерного распределе-
распределения осадков на северо-западе континента некоторое умень-
уменьшение осадков в долинах рек (например, в нижней части до-
долины реки Шельды) на практике не существенно. Более ярко
выражено уменьшение сумм осадков на подветренных скло-
склонах в Арденах («дождевая тень»).
В горах Средней Европы (Судеты, Татры, северные от-
отроги Карпат) количество осадков заметно возрастает. Макси-
Максимальное количество наблюдается в Западных Карпатах, Бес-
кидах и в Татрах A200 мм), где отмечаются и большие вер-
вертикальные градиенты количества осадков.
Значительная часть субтропической зоны Европы отно-
относится к сухим районам (менее 400 мм). В центральной части
Апеннинского полуострова выпадает менее 200 мм осадков.
Чрезвычайной сухостью отличается и Пиренейский полуостров.
Летом здесь преобладает атлантический и средиземноморский
тропический. воздух. Высокие окраинные горы (Пиренеи и
Кантабрийские) препятствуют проникновению влажных воз-
воздушных масс во внутреннюю часть полуострова, и годовое
количество осадков колеблется от 2000 мм в горных райо-
районах до 400 мм в центре Арагонской котловины. На всех воз-
возвышенностях и в горных массивах количество осадков пре-
превышает 1000 мм, достигая на значительных площадях 1200 мм
и более. В долинах рек, впадающих в Бискайский залив и
Средиземное море, выпадает около 900 мм за год, местами
меньше 800 мм.
На пространственное распределение осадков на Апеннин-
Апеннинском полуострове существенное влияние оказывают горы,
чем и объясняется большая разница F00—700 мм) в коли-
количестве осадков, выпадающих на наветренных и подветренных
склонах Апеннин.
На Балканском полуострове выпадает значительное (бо-
(более 1500 мм), а местами и чрезвычайно большое (около
2000 мм) количество осадков, Это обусловлено орографией
местности — горы начинаются почти от побережья. Медленно
поднимаясь по склонам гор, влажный морской воздух ста-
становится насыщенным водяным паром и происходит конден-
конденсация влаги. Здесь расположено самое дождливое место
в Европе — вблизи бухты Котарю, глубоко вдающейся в сушу
и окруженной с трех сторон горами. Богата осадками также
часть северного побережья. С удалением от берега в глубь
полуострова годовое количество осадков постепенно умень-
уменьшается. На островах и равнинных участках побережья осад-
осадков также значительно меньше, чем на склонах Динарских
гор.
На западном побережье Ионического моря и на высоких
плато Эпира и Пелопоннеса выпадает до 1200 мм осадков
за год. Переваливая через горы, богатые влагой воздушные
массы с запада и юга приходят в подветренные районы более
сухими, принося мало осадков.
В Карпатах увеличение количества осадков с высотой
местности происходит очень неоднородно. Гнездовое орогра-
орографическое строение Западных Карпат обусловливает выделе-
выделение изолированных мест с большим количеством осадков и
сухие котловины, окруженные горами. Чаще склоны гор, ори-
ориентированные навстречу влажным ветрам, увлажняются силь-
сильнее, но в Карпатах, особенно в их восточной части (Леси-
(Лесистые Карпаты), эта закономерность увлажнения склонов на-
нарушается. Объясняется это общим направлением внешних
хребтов Восточных Карпат с северо-запада на юго-восток,
т. е. почти параллельно преобладающим воздушным течениям.
В Судетах наблюдается более быстрое увеличение количества
осадков с высотой местности.
В Альпах четко выражена смена высотных природных
поясов. Большая часть альпийских хребтов простирается
в широтном направлении, поэтому влажный атлантический
воздух проникает и в Восточные Альпы. Наиболее увлажнен-
увлажненными являются северные и юго-восточные Альпы, причем на
северном склоне осадки увеличиваются до высоты 3000 м.
На западных и южных склонах характерен максимум осад-
осадков в лесном поясе и уменьшение количества осадков выше
лерхней границы леса B500 м над уровнем моря). На восточ-
восточных склонах на высоте около 2000 м выпадает свыше 3500 мм
121

в год (высокогорье Швейцарии). Меньше всего осадков (до
1000 мм) выпадает на западе итальянских Альп и в долине
реки Дравы.
На обширной Венгерской низменности, несмотря на ее
котловинное положение, годовое количество осадков дости-
достигает 700 мм. В Рудные горы и особенно к северу от них,
где холоднее и высота уровня конденсации меньше, через
Венгерскую низменность вторгаются циклоны с Адриатики,
принося теплый и влажный воздух из восточных районов
Средиземноморья. По мере приближения к подножию гор
годовое количество осадков заметно увеличивается и затем
быстро возрастает с высотой — от 700 до 1000 мм. Распре-
Распределение осадков здесь пестрое и зависит от ориентации долин
и склонов, от высоты и степени защищенности местности.
Иногда более высокие вершины оказываются выше зоны
максимума осадков и их здесь выпадает меньше, чем на бо-
более низких вершинах и склонах гор. Так, отроги Западных
Альп и Вогезы экранируют осадки, и горы к востоку от них
получают меньше осадков, несмотря на то, что высота их
больше. Много осадков выпадает в невысоких, но располо-
расположенных на пути влагонасыщенных потоков Средне-Герман-
Средне-Германских горах (до 1200 мм осадков за год). Области, располо-
расположенные за горами, находятся в дождевой тени, т. е. явля-
являются относительно сухими F00—700 мм). Даже небольшие
возвышенности на территории Северо-Германской низменно-
низменности отличаются повышенным количеством осадков. К востоку
от Гарца наблюдается резкое уменьшение количества осад-
осадков F00 мм). Это дождевая тень почти полукругом окру-
окружает Гарц с востока, достигая долины Эльбы. Быстро умень-
уменьшается количество осадков с выходом на равнину, примыкаю-
примыкающую к пограничным районам Советского Союза.
На большей части территории Европы осадки выпадают
в течение года равномерно (табл. 6.1.2).
Среднее месячное и годовое количество осадков (мм) для территории Европы
Таблица 6.1.2
п/п
Станция
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
VII
Год
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
Рейкьявик
Вик
Ахнашин
Лох-Куойх
Киллин
Барроу-дейл
Сноудон
Бирмингем
Лондон (Кью)
Плимут
Белфаст
Вардё
Тромсё
Тронхейм
Берген
Осло
89
184
232
362
217
406
494
74
53
99
80
44
96
68
179
41
64
174
177
252
142
270
338
54
40
74
52
46
79
67
139
32
62
188
Исландия
56
181
42
137
Великобритания
127
193
104
211
264
50
37
69
50
47
91
67
109
32
156
181
92
189
245
53
38
53
93
131
88
172
221
64
46
63
Ирландия
48
52
Норвегия
36
65
60
140
37
36
61
48
83
43
42
160
114
162
74
189
284
50
46
53
68
37
59
66
126
50
50
171
148
176
98
243
360
69
56
70
94
41
56
70
141
75
56
205
150
195
108
281
407
69
59
77
77
52
80
78
167
84
67
217
189
263
123
320
392
61
50
78
80
63
109
92
228
62
94
208
234
338
181
349
474
69
57
91
83
56
115
98
236
68
78
217
196
298
166
361
436
84
64
ИЗ
72
43
88
67
207
52
79
221
242
326
189
349
445
67
48
110
90
43
95
76
203
47
779
2263
2058
2877
1572
3340
4360
764
594
950
845
544
994
857
1958
623
Швеция
17 Стокгольм
18 Гетеборг
19 Хельсинки
20 Париж
21 Брест
22 Бордо
23 Марсель
24 Ницца
25 Цюрих
26 Лозанна
27 Большой Сен-Бернар
28
29
30
31
Бонн
Франкфурт
Берлин
Брокен
43
51
52
46
133
90
43
68
68
70
180
47
47
44
165
30
34
41
39
96
75
32
61
61
66
164
26
29
38
40
93
63
43
73
69
73
191
31
39
34
34
Финляндия
39
46
Франция
44
69
48
42
73
53
68
61
46
68
Швейцария
88
72
201
107
90
181
Федеративная Республика
43
37
34
120
34
40
36
98
47
42
40
109
58
48
49
82
45
54
48
55
56
65
24
35
138
106
163
61
86
61
58
62
56
И
20
139
100
130
Германии
74х
61
59
102
67
65
78
133
76
84
77
58
80
70
34
27
132
116
140
81
68
60
132
60
75
69
50
90
84
60
77
101
106
152
51
54
45
108
СЛ 00
68
57
104
83
76
124
80
90
198
46
56
48
129
53
62
66
51
133
96
69
129
72
91
197
48
50
41
118
58
57
59
51
150
109
66
107
73
84
200
44
52
44
146
555
670
664
602
1129
900
546
862
1128
1064
2099
640
620
581
1445
122

№
п/п
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
43
44
45
46
47
48
49
50
Станция
Зоннблик
Зальцбург
Вена
Прага
Варшава
Закопане
Будапешт
Бухарест
Лиссабон
Мадрид
Генуя
Рим
Белград
Сараево
Дубровник
Ярквице
София
Шкодер
Афины
I
115
73
39
23
30
41
40
39
94
33
91
80
40
65
149
549
42
216
57
II
108
70
36
24
26
50
36
30
80
36
100
72
37
60
117
457
31
173
37
ш
IV
V
Австрия
112 153 136
70 89 127
45 55 72
Чехословакия
23 32 61
Польша
28 39 50
56 78 118
Венгрия
44 55 70
Румыния
39 46 67
Португалия
93 61 43
Испания
42 44 42
Италия
108 86 90
69 70 57
Югославия
42 56 74
68 68 86
94 98 77
564 403 268
Болгария
37 55 71
Албания
149 101 114
35
Грецш
31
19
VI
142
167
72
67
61
169
72
90
18
33
63
38
82
91
63
141
90
58
13
VII
154
191
82
82
83
172
53
61
5
И
42
15
62
66
24
72
59
30
5
VIII
134
163
67
66
68
151
50
46
5
12
52
23
54
66
33
85
43
44 .
10
IX
104
111
49
36
44
82
46
37
35
36
99
70
46
77
102
251
42
128
17
X
118
82
54
42
40
70
59
44
73
48
174
98
57
97
134
750
55
262
46
XI
108
70
47
26
38
64
58
45
100
52
172
111
54
88
205
978
52
241
51
XII
111
65
48
26
34
55
51
42
99
43
133
100
49
78
160
800
44
227
55
Год
1495
1278
666
508
541
1106
634
586
706
432
1210
803
653
910
1256
5317
622
1741
366
6.1.2.2. Зарубежная Азия
Климатические контрасты между отдельными частями
Азиатского континента в целом ни в чем не выражены так
резко, как в чрезвычайно неравномерном распределении осад-
осадков. Исключительно обильны осадки на южных склонах Ги-
Гималаев, на западных склонах гор полуостровов Индостан и
Индокитай, на всех островах Индонезии, которые получают
за год от 1500 до 3000 мм осадков, а местами значительно
больше. Это тропическая зона вечнозеленых «дождевых» ле-
лесов. Здесь расположен один из самых влажных районов на
Земном шаре — Черрапунджи (штат Ассам) со средним го-
годовым количеством осадков около 12 000 мм. Напротив, почти
весь юго-запад континента, огромные пространства внутри
Азиатского материка крайне сухи и во многих районах
осадки здесь не достигают 200 мм в год (пустыни и полу-
полупустыни) (лист 15 из Атласа [13]).
Особенности распределения осадков в Азии связаны с резко
выраженным влиянием на циркуляционные факторы подсти-
подстилающей поверхности (орографии), существенно искажающей
широтную зональность. Пространственное распределение осад-
осадков в Восточной Азии формируется муссонной циркуляцией,
накладывающейся на зональную, а также континентальными
циклонами, а на побережье — тайфунами. Обширность оро-
орографических форм и пересеченность рельефа Восточной Азии
обусловливают очень неравномерное распределение осадков
по ее территории. Наиболее резко количество осадков умень-
уменьшается по мере удаления от Тихого океана на запад.
В Восточной Азии размеры переходной зоны от аридного
климата к влажному тропическому и субтропическому ве-
велики. Эта зона протянулась от северо-востока и севера Ки-
Китая через горные хребты Циньлин и Наныиань до прибреж-
прибрежных районов. Здесь годовые суммы осадков изменяются от
400 до 800 мм.
В тропической и субтропической зонах Южной Азии
больше всего влаги получают гористые западные окраины
полуостровов Индостан и Индокитай, а также южные склоны
Гималаев и юго-западные районы островов Суматра, Ява и
Шри-Ланка.
Годовое количество осадков составляет 2000—3000 мм
на островах Малайского архипелага (за исключением от-
отдельных участков на востоке Явы и Сулавеси), на значи-
значительной части территории Индокитая (за исключением Бирмы
и юго-восточного побережья), на южных склонах Восточных
Гималаев и Ассамских гор, на западном побережье Индо-
станского полуострова и на юго-западе о. Шри-Ланка. Боль-
Большое количество осадков, выпадающих на островах Малай-
Малайского архипелага, объясняется сезонной миграцией эквато-
экваториальной зоны западных ветров. В течение года на ограни-
ограниченных участках островов одни и те же склоны хребтов
оказываются то в наветренном, то в подветренном положе-
положении. В итоге острова получают большое количество осадков
почти во все сезоны.
16*
123

На Японских островах в распределении осадков наблю-
наблюдается своеобразная «экспозиционная полосчатость», связан-
связанная с продольным расположением горных хребтов,— их се-
северо-восточные склоны осадков получают много B000—
3000 мм в год), а внутригорные понижения и долины, в том
числе и берега Внутреннего Японского моря, — менее 1000 мм.
В тропической и субтропической зонах к относительно
сухим территориям с годовой суммой осадков 500—1000 мм
относятся внутренние районы Индостана и запад Индо-Ганг-
ской равнины, а также замкнутые котловины Индокитая.
В Центральной Азии, пустынях Такла-Макан, Гоби и дру-
других в течение года выпадает менее 200 мм осадков, а ме-
местами и менее 100 мм; на южной окраине Таримской котло-
котловины среднее количество осадков составляет всего 5 мм,
а в центральной ее части осадки выпадают местами в виде
единичных ливней и не каждый год. Лишь на крайнем юго-
востоке Гоби, где проявляется влияние муссонов, выпадает
около 200 мм осадков. Мало осадков в высокогорных пу-
пустынях Алашань и Тибетского нагорья (менее 200 мм).
Следует отметить крайнюю сухость воздуха в Централь-
Центральной Азии, что хорошо иллюстрируется положением снеговой
линии во внутреннем Тибете — вечные снега начинаются лишь
на высоте около 6000 м, тогда как на южном влажном
склоне Гималаев снеговая линия расположена существенно
(на 2000 м) ниже. Очень слабо увлажнен северо-запад
Индии.
В Малой Азии по количеству осадков резко различаются
окраинные горы, получающие 1000—2000 мм и более осадков
за год, и внутренние плоскогорья B00—500 мм). Особенно
увлажнены наветренные приморские склоны окраинных гор.
Это относится прежде всего к Понтийским горам, вытяну-
вытянутым перпендикулярно господствующим северо-западным вет-
ветрам. Под совместным воздействием влажных юго-западных
и юго-восточных ветров в Западном Тавре за год выпадает
свыше 1000 мм осадков.
Для Аравийского полуострова типичны пустынные ланд-
ландшафты с количеством осадков менее 100 мм. В пустынях
внутренней Аравии иногда дождей не бывает весь год, при-
причем если они выпадают, то в виде ливней. В горных обла-
областях Аравии (Йемен) местами годовые суммы осадков со-
составляют более 500 мм. Внутренние пустынные области в су-
сухих впадинах и на южном склоне Иранского нагорья, где
за весь год не выпадает и 50 мм осадков, соседствуют
с горными массивами, получающими свыше 1000 мм.
На обширном Дзиатском материке при большой контра-
контрастности поля годовых осадков их внутригодовой ход также
отличается большим разнообразием. Наиболее типичные дан-
данные о форме годового хода в различных ландшафтных зонах
представлены в табл. 6.1.3, включающей месячные и годо-
годовые суммы для 41 пункта [7],
Таблица 6.1.3
Среднее месячное и годовое количество осадков (мм) для территории Азиатского континента
№
п/п
Станция
III
IV
VI
VII
VIII
IX
XI
XII
Год
1 Анкара
2 Эрзрум
3 Бейрут
4 Тегеран
5 Багдад
6 Рутба
7 Эр-Рияд
8 Аден
9 Кабул
10 Кандагар
11 Далбалдин
12 Карачи
13 Лахор
14 Новый Дели
15 Бомбей
16 Хайдарабад
17 Мадрас
18 Коломбо
19 Калькутта
20 Черапунджи
21 Катманду
22 Мандалай
23 Рангун
35
27
197
44
29
16
17
9
27
88
23
10
27
28
3
8
37
95
11
19
19
2
4
34
36
152
34
27
14
19
4
45
40
21
13
24
19
2
9
12
71
25
47
25
3
5
35
41
97
40
25
19
18
5
79
21
11
7
22
16
1
12
7
113
31
225
30
10
8
33
51
51
33
16
19
17
3
72
12
6
1
15
8
2
30
18
246
47
728
52
30
50
49
75
20
14
8
9
10
2
38
2
2
1
12
8
18
28
37
315
127
1428
102
152
314
28
54
2
3
0,1
0,7
0
1
5
0
0,2
18
40
38
478
112
46
204
287
2602
217
124
508
13
32
0,5
2
0
0
0
2
2
5
3
83
125
229
638
152
88
127
321
2464
374
82
558
9
18
0,3
1
0
0
0
2
3
0
2
45
128
181
366
134
120
92
318
1760
340
112
537
16
28
7
2
0,1
0,7
0
5
2
0
1
11
54
135
287
164
123
143
264
1142
168
153
394
22
46
49
7
2
5
0
3
8
0
0,5
1
6
42
66
62
292
376
129
489
44
139
190
29
36
130
24
23
15
4
2
14
2
1
1
2
2
15
29
335
310
24
62
9
49
63
45
25
184
25
27
20
12
3
19
22
15
5
12
3
2
8
133
144
3
9
5
10
13
348
469
890
229
156
117
97
41
314
192
86
193
641
709
1878
748
1248
2236
1588
10975
1385
866
2644
Центральная, Восточная и Юго-Восточная Азия
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
Кашгар
Ахаса
Изюцюань
Ланьчжоу
Ченду
Чаиша
Бангкок
Сайгон
Сянган
Шанхай
Сиань
Пекин
Пхеньян
Мокихо
5
1
0,7
2
7
57
11
15
30
49
6
4
16
38
3
5
3
3
14
97
30
5\
48
62
11
4
12
38
8
10
4
7
22
135
33
10
75
85
21
10
28
57
6
13
4
16
51
161
83
56
132
93
45
19
43
90
10
41
7
31
89
224
168
216
283
100
55
35
61
96
7
111
12
40
119
211
157
316
411
182
47
75
83
141
7
264
19
67
268
116
158
292
376
148
96
235
255
191
8
209
26
96
286
119
182
271
372
140
103
149
230
. 170
5
114
6
64
120
72
305
345
282
133
100
51
109
136
1
21
1
18
52
80
228
259
98
71
51
16
47
54
2
2
3
4
17
75
57
123
46
53
28
И
42
44
4
0
2
2
7
48
8
51
24
38
7
3
21
40
66
791
88
350
1052
1395
1420
1958
2177
1154
570
612
947
1095
38
39
40
41
Замбоанга
Манила
Нагасаки
Токио
Острова Японии и Филиппин
48
19
74
50
33
11
84
76
38
17
126
106
61
32
192
136
94
139
185
141
137
258
314
173
137
427
260
145
155 137 198 137 86 1261
466 351 188 141 74 2123
183 248 112 93 86 1957
157 231 205 98 57 1575
124

6.1.2.3. Африка
В наиболее сухом поясе Африканского материка (Сахара,
20—30° с. ш.) выпадает в среднем всего около 40 мм осад-
осадков, тогда как в экваториальном поясе @—10° с. ш.) Север-
Северной Африки средняя сумма осадков близка к 1400 мм, т. е
в 35 раз больше. Самая засушливая часть Африки — восточ-
восточная Сахара (менее 10 мм осадков и 1—2 мм местами в Ли-
Ливийской пустыне). Сухо на юго-западе пустыни Калахари и
на западном побережье Южной Африки, где протянулась
узкая полоса приморской пустыни Намиб, на полуострове Со-
Сомали, на побережье Аденского залива и в глубоко врезанных
долинах. Эфиопского нагорья E0—100 мм осадков за год)
(лист 23 из Атласа A3]).
В широтном поясе севера Африки C0—40° с. ш.), при-
примыкающем к Средиземному морю, распределение осадков
неравномерно, что связано с пересеченностью рельефа, изре-
занностью береговой полосы и увеличением засушливости
в направлении с запада на восток. Количество осадков умень-
уменьшается от 374 мм на крайнем западе пояса до 74 мм на
востоке. Здесь наиболее увлажнены северные и западные
склоны горных систем (более 800 мм) а также участок по-
побережья между мысами Джиджелли и Бланко A200 мм, ме-
местами до 1800 мм). Резко уменьшаются годовые суммы осад-
осадков (до 300—400 мм) в глубоко врезанных в сушу заливах
и бухтах, прикрытых гористыми полуостровами.
Прибрежная полоса Северной Африки делится меридио-
меридиональным поясом 10—20° в. д. на западную часть с годовыми
суммами осадков свыше 200 мм (преимущественно 300—
400 мм) и на восточную, где выпадает менее 100 мм в год.
Здесь Сахара непосредственно граничит со Средиземным
морем. Однако в горной части на востоке Триполи количе-
количество осадков превышает 400 мм. Неравномерно распределя-
распределяются годовые суммы осадков в горной области шириной
200—400 км, расположенной между Сахарой и Средиземным
морем (Марокко, Алжир, Тунис). Наиболее увлажнены за-
западные и северные прибрежные участки и склоны Атласских
гор — 200—800 и даже 1000 мм. На северных склонах Тель-
Атлас годовое количество осадков изменяется от 500 до
1000 мм и более; на склонах Тунисского Атласа, обращен-
обращенных к Средиземному морю, выпадает 800 мм осадков; на
восточных и южных склонах гор количество осадков умень-
уменьшается до 300—500 мм; в районах, прилегающих к Сахаре —
до 100—200 мм.
Широтный пояс 20—30° с. ш. охватывает наиболее за-
засушливую часть Африки, где хорошо прослеживается умень-
уменьшение осадков — от 70 мм на западе до 3—4 мм на востоке
Ливийской пустыни. В центре Сахары, где расположены на-
нагорья Ахаггар и Тибести, осадков выпадает немного больше
(до 100 мм).
В Северной Африке наиболее дождливые области нахо-
находятся сравнительно близко A000 км) от засушливых. Так,
в широтном поясе 10—20° с. ш. годовые суммы осадков в на-
направлении к экватору увеличиваются от 100 мм (на юге
Сахары) до 800—1000 мм.
В экваториальных поясах северного @—10° с. ш.) и юж-
южного @—10° ю. ш.) полушарий в среднем выпадает почти
равное количество осадков—1300—1400 мм. На побережье
Гвинейского залива находится одно из самых влажных мест
Африки — Дебунджа (у подножия горы Камерун, 9950 м);
здесь в прибрежной зоне (дельта реки Нигер) годовое коли-
количество осадков превышает 9000 мм. На открытом побережье
Атлантического океана (Либерия и Сьерра-Леоне) в течение
года выпадает 3000—4000 мм, местами — 5000 мм осадков.
На равнинах Судана годовое количество осадков убывает
к северу — от 2000—1000 мм до 400 мм. В истоках рек За-
Западной Африки (Гамбия, Сенегал, притоки верхнего Нигера),
на массиве Фута-Джаллон, годовое количество осадков пре-
превышает 1600 мм, а на южных и юго-западных склонах —
2000 мм. На востоке этот пояс заканчивается Эфиопским на-
нагорьем, западные склоны которого обильно увлажнены эквато-
экваториальным муссоном A600 мм, местами на вершинах до
2000 мм). В предгорьях, на равнинах и слабогористой мест-
местности годовые суммы осадков изменяются от 800 до 1200 мм,
на восточных склонах составляют около 600 мм. Здесь же
находится впадина Афар, где количество осадков не превы-
превышает 250 мм.
На западе экваториального пояса южного полушария @—
10° ю. ш.), в бассейне реки Конго в среднем выпадает 1500 мм
осадков в год, местами в центральной впадине — до 2000 мм.
По мере удаления от экватора в связи с уменьшением влия-
влияния экваториального муссона годовое количество осадков
уменьшается от 1500 до 1000 мм. К востоку от меридиана
30° в. д. в этом же широтном поясе количество осадков
в среднем не превышает 1000 мм. На западных склонах Во-
Восточно-Африканского нагорья местами годовая сумма Осадков
превышает 1000 мм. В межгорных впадинах к востоку от
озера Виктория она уменьшается до 800 мм, а с выходом
на равнину — до 400 мм. На высокогорных равнинах и плато
(высота 1и00—1500 м) Танзании она увеличивается с запада
F00 мм) на восток A000 мм).
На узкой южной оконечности Африканского материка,
к югу от 30° ю. ш. наблюдается резкая контрастность в поле
осадков, хотя на средних по площади суммах осадков это
почти не сказывается — к востоку и западу от 26° в. д. вы-
выпадает 500 мм в год. На наветренных склонах Драконовых
гор и прибрежной низменности, где задерживается основ-
основная часть влаги, приносимая восточными ветрами с Индий-
Индийского океана, выпадает свыше 1000 мм осадков в год, а на
крутых склонах Большого Уступа их количество местами
достигает 1800 мм; однако во внутренних плоскогорьях оно
снижается от 800 мм на востоке до 200 мм на западе.
На юго-восточном побережье у подножия передовых це-
цепей Капских гор за год выпадает до 800 мм осадков. На
юго-западном побережье за год сумма осадков изменяется от
600 мм на побережье до 1000 мм на западных склонах Кап-
Капских гор.
Остров Мадагаскар находится под постоянным воздей-
воздействием юго-восточного пассата, приносящего с Индийского
океана обильные дожди. Большая часть осадков выпадает на
узкой прибрежной полосе и на склонах центрального плоско-
плоскогорья (до 3000 мм в год). Обильно орошаются муссонными
дождями северо-западные склоны и побережья. На юго-западе
острова выпадает менее 400 мм; на Центральном плато — от
600 до 1200 мм.
Представление об изменении формы годового хода дают
данные табл. 6.1.4.
6.1.2.4. Северная Америка
Пространственное колебание годовых сумм осадков
в Северной Америке чрезвычайно велико: менее чем от 150 мм
на островах Канадского Арктического архипелага и на юге
Большого бассейна (в Долине Смерти и на юге полуострова
Калифорния даже менее 50 мм) до почти 7000 мм на ограни-
ограниченных участках в горах Центральной Америки (лист 31 из
Атласа [13]). На значительной территории материка выпадает
свыше 1500 мм осадков, а в Центральной Америке повсе-
повсеместно — более 2500 мм. В среднем на континенте (исключая
острова) выпадает 805 мм осадков за год. Заметно увеличе-
увеличение годовых сумм осадков с севера на юг: их средние по
10-градусным поясам значения возрастают от 180 мм (80—
90° с. ш.) до 890 мм E0—60° с. ш.) и 2600 мм в приэквато-
приэкваториальной зоне. На большей части Мексиканского нагорья
количество осадков уменьшается в среднем до 700 мм. Для
умеренных широт C0—60° с. ш.) характерна небольшая из-
изменчивость осадков: 840—890 мм. Вдоль западных горных
хребтов и восточного побережья Северной Америки тянутся
узкие влажные пояса, где выпадает в среднем более 1500 мм
осадков за год.
Обширное пространство с количеством осадков более
600 мм простирается от Великих озер до Атлантического
океана. На западе этого широтного пояса расположена
Аляска, где в узкой зоне на юге наблюдается очень резкое
уменьшение осадков от побережья в глубь полуострова от
5000 до 600 мм. Хорошо прослеживается эффект предвос-
хождения, когда большое количество осадков выпадает не
только на склонах гор, обращенных к океану, но и на остро-
островах и примыкающей акватории. Например, на западном по-
побережье острова Ванкувер в среднем выпадает 2500 мм, ме-
местами— до 3200 мм, а в его восточной части, расположен-
расположенной в зоне «дождевой тени», количество осадков повсеместно
уменьшается до 900 мм. На западном побережье (склоны
Берегового хребта) выпадает более 1500 мм осадков в год.
Далее в области дождевой тени за Береговым хребтом и Кас-
Каскадными горами, на плато Фрейзер, выпадает около 600 мм.
Во внутренней части Британской Колумбии, расположенной
в дождевой тени Скалистых гор, количество осадков умень-
уменьшается до 400 мм, а местами — до 300 мм за год.
На островах Канадского Арктического архипелага и при-
примыкающей к нему части материка имеются обширные терри-
территории, в пределах которых количество осадков не превышает
200 мм в год.
На восточном побережье полуострова Лабрадор и на по-
полуострове Ньюфаундленд осадки превышают 1500 мм, ме-
местами на юго-востоке — достигают 1800 мм. На основной
части полуострова Лабрадор количество осадков за год из-
изменяется от 1000 мм на юге до 500 мм на северо-западе.
В районе Великих озер осадков несколько меньше, чем на
примыкающих к ним. внутренних участках материка. Наи-
125

Среднее месячное и годовое количество осадков (мм) для территории Африки
Таблица 6.1.4
№
п/п
Станция
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Год
Сфакс
Эль-Азизия
Сирт
Гадамес
Форт Лами
Ам-Дам
7 Агадес
Хадеджия
Сокото
10 Дебунджа
11 Банги
12 Макоку
14
14
Бефале
Бома
15 Эригаво
16 Дунду
17 Вила-Лузу
18 Новый Лиссабон
19 Мванза
20
21
22
23
24
25
26
27
28
126
Касемна
Ливанг-стон
Маун
Гондар
Дипполс
Третория
Виктория-Уэст
Мокотлонг
Батерст
24
48
47
5
0
0
0.1
0
0
185
22
44
107
96
18
182
230
219
85
318
175
ПО
0
107
125
26
99
0,4
18
30
28
2
0
0
0
0
0
284
22
23
14
5
0
4
0
0
0,8
402
20
8
1
2
7
2
1
2
10
446
Тунис
11
Ливия
8
2
2
Чад
34
22
Нигер
6
Нигерия
23
51
Камерун
623 1
4
to о to
СЛ
62
65
7
58
101
1401
0.8
2
0
0
149
219
43
155
154
1484
Центрально-Африканская Республика
43
152
121
109
13
141
168
188
98
213
165
97
3
99
105
41
81
0,7
116
225
163
116
132
188
180
185
171
Габон
293
Конго
164
75
134
64
164
1
Сомалийская республик*
33
194
190
230
148
163
102
60
8
38
207
83
139
192
36
24
24
58
81
Ангола
54
3
16
Танзания
92
Замбия
2
5
Ботсвана
7
Эфиопия
80
Южно-Африканская
105
96
48
68
0
78
31
26
35
0,
101
18
19
21
Гамбия
2 4
64
2
1 .
0
20
2
1
1
200
187
4
159
1
10
5
0
0
10
2
0
0
363
республика
67
6
9
5
73
88
8
7
10
270
2
о о to
241
346
90
to to
00 00
1366
226
35
186
3
41
37
1
0,8
23
2
0
0
381
84
10
8
14
502
26
5
8
2
92
169
16
76
139
1514
192
102
218
11
114
90
13
24
45
to to
1
107
124
17
12
20
275
29
15
19
2
27
12
0.3
oo to
1114
204
328
230
50
8
179
86
124
53
33
19
17
66
125
62
14
55
90
32
25
30
5
1
0
0
0
0
571
104
239
213
162
13
224
146
235
118
145
80
41
6
125
111
20
76
7
18
61
38
2
0
0
0
0
0
315
34
91
139
101
2
215
210
243
130
272
175
84
3
111
111
24
78
2
207
229
188
27
613
839
163
547
700
9655
1565
1705
2044
910
435
1530
1131
1419
1014
1182
748
442
1275
1214
700
254
562
1224

большее количество осадков выпадает на западных склонах
возвышенностей, обращенных к озеру Гурон.
За горным барьером Кордильер главная роль в увлаж-
увлажнении принадлежит Атлантическому океану. На внутренних
равнинах количество осадков изменяется от 500 до 800 мм
в год; на восточном побережье — увеличивается до 1600 мм
в год, местами и более. С удалением от Атлантики к побе-
побережью Скалистых гор количество осадков равномерно умень-
уменьшается до 300—400 мм (изогиеты имеют меридиональное на-
направление). На юге Большого Бассейна находится рекордно
сухая Долина Смерти (менее 100 мм, местами менее 50 мм
осадков за год). На запад от внутренних плоскогорий зимой
уже заметно влияние тихоокеанских воздушных масс и коли-
количество осадков возрастает до 600—1000 мм.
В широтном поясе к югу от 30° с. ш. на побережье
Мексиканского залива и полуострове Флорида количество
осадков достигает 2000 мм. Тихоокеанские воздушные массы
почти не приносят осадков во внутренние районы Мексикан-
Мексиканского плоскогорья, так как путь им преграждает Западная
Сьерра-Мадре. Поэтому на северо-западе осадков выпадает
не более 400 мм (Северная Меса), местами — 75—100 мм.
На юге полуострова Калифорния отмечен географический
минимум осадков (около 50 мм за год). Аридная зона за-
заходит далеко к югу, до границы Северной и Центральной
Месы. Несравненно лучше обеспечена влагой юго-восточная
береговая равнина (до 3000—4000 мм, местами и более), где
на близких высотах, но на склонах с разной экспозицией,
различие в осадках может достигать 2500 мм.
Северо-восточное побережье и горные склоны Централь-
Центральной Америки, обращенные к Атлантическому океану, нахо-
находятся под воздействием пассатов, приносящих обильные
осадки,— на севере от 1500—2000 мм в год и на юге до
3000—4000 мм (на склонах местами свыше 5000—6000 мм).
На подветренных склонах Тихоокеанского побережья количе-
количество осадков уменьшается в среднем до 1500 мм, на примор-
приморской низменности, во внутренних горных плато и в закры-
закрытых долинах — до 500—1000 мм в год. На севере Тихоокеан-
Тихоокеанского побережья осадки связаны с циклонической деятель-
деятельностью на тропическом фронте (до 1000 мм), а на юге —
с экваториальными муссонами (до 1700 мм).
На Кубе, где рельеф преимущественно равнинный и лишь
юго-восток острова занимают горы высотой до 2000 м, пре-
преобладает сравнительно сухой пассатный климат с годовым
количеством осадков около 1300—1400 мм.
В табл. 6.1.5 по меридиональному профилю с севера на
юг приведены данные для 44 пунктов, характеризующих
почти все разнообразие форм годового хода осадков, встре-
встречающихся в Северной и Центральной Америке.
Таблица 6.1.5
Среднее месячное и годовое количество осадков (мм) для территории Северной Америки
№
п/п
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
34
36
37
38
39
40
41
42
43
44
Станция
Исаксен
Моулд-Бей
Арктик-Бей
Сакс-Харбор
Коппермайн
Норман-Уэлс
Корал-Харбор
Честерфилд-Инлет
Форт Симпсон
Форт Нельсон
Форт Вермилион
Траут-Лейк
Джаспер-Плейс
Ревелсток
Камлупс
Армстронг
Гандер
Сент-Джонс
Маркетт
Су-Сент-Мари
Уолла-Уолла
Мадисон
Спрингфилд шт. Мис-
Миссури
Индианополис
Сакраменто
Эвансвил
Кейро
Фресно
Нашвилл
Менфис
Санта-Мария
Лос-Анджелес
Бирмингем
Мобил
Песакела
Апалачикола
Пуэрто-Картес
Ла-Пас
Морелия
Колима
Веракрус
Гавана
Камагуэй
Белиз
I
2
2
6
2
11
22
9
7
18
26
16
27
27
151
30
42
99
141
46
48
50
34
42
74
95
86
105
46
139
130
57
76
127
119
111
ПО
7
5
13
21
28
64
40
137
II
2
2
4
2
7
17
10
5
15
22
9
21
19
108
14
35
107
153
41
37
38
26
56
74
67
83
92
43
115
114
60
72
136
120
118
112
1
2
6
15
3
44
36
61
Ш
2
3
5
3
12
12
12
10
15
24
15
20
15
72
8
34
105
132
49
44
38
47
75
98
58
119
126
41
132
126
50
57
156
179 ¦
148
148
2
0
7
8
16
46
44
38
IV
V
Канада
4 9
3 7
4 6
3 7
8 12
14 15
15 18
13 17
16 27
22 38
16 28
29 49
17 26
56 51
12 19
47 58
93 64
112 99
США
66 73
56 76
36 36
63 83
108 125
93 97
38 12
103 111
108 121
31 8
95 94
122 102
35 4
32 3
119 92
141 114
130 105
91 70
Мексика
0 0
0 0
15 42
4 7
20 59
Куба
51 99
72 211
Белиз
56 109
VI
9
6
7
8
20
38
26
26
39
62
46
65
36
74
33
90
76
86
85
84
28
102
121
93
3
99
102
2
83
87
1
1
106
154
140
134
0
5
135
146
274
154
212
198
VII
21
16
20
17
33
59
41
41
48
77
52
92
43
57
27
86
75
80
75
66
7
88
91
83
0
95
82
0
94
89
0
0
135
208
185
214
3
10
171
215
350
107
127
163
VIII
22
21
25
22
41
61
46
35
43
56
44
82
42
64
27
81
101
119
74
78
10
81
74
82
1
74
85
0
73
73
0
1
119
176
194
203
4
31
153
192
285
100
183
170
IX
15
13
22
13
26
32
35
42
32
40
37
74
34
76
21
90
83
108
31
97
20
88
104
87
6
71
86
0
79
74
2
4
84
167
167
228
5
36
134
213
351
150
178
244
X
10
9
15
13
26
25
30
33
24
27
19
56
26
105
19
62
94
139
62
72
37
55
87
70
22
64
69
10
59
67
13
8
73
64
92
73
3
15
59
118
149
182
211
305
XI
4
3
7
6
16
21
18
21
23
26
14
43
18
121
21
69
107
160
77
82
47
51
59
86
53
80
94
30
83
99
34
55
92
86
84
68
0
13
19
14
71
81
66
226
XII
2
3
5
4
12
19
И
15
20
24
13
30
22
157
30
40
105
164
51
59
49
35
62
75
78
83
95
43
106
122
52
59
134
150
ИЗ
84
7
28
9
18
26
50
26
186
Год
102
88
126
100
224
335
271
265
320
444
306
588
325
1092
261
734
1109
1493
730
799
396
753
1004
1012
433
1059
1165
254
1152
1205
308
367
1373
1678
1587
1535
32
145
763
971
1632
1128
1406
1893
127

6.1.2.5. Южная Америка
Основная особенность распределения осадков в Южной
Америке состоит в том, что обширная часть ее обильно ув-
увлажняется осадками, годовая сумма которых превышает
3000 мм [13, 23] (лист 39 из Атласа [13]). Высокий барьер Анд
оказывает экранирующее воздействие на воздушные массы
атлантического и тихоокеанского происхождения. На склонах
Анд выделяются площади с орографическим увеличением
осадков. В широтных зонах, где преобладает общий запад-
западный перенос, образуется зона повышенных за счет орографи-
орографических факторов осадков — порядка 6000—7000 км, местами
до 8000 мм и более (юг Чили и север Колумбии). По этой
же причине узкая прибрежная зона Тихоокеанского побе-
побережья, где отсутствует западный перенос, характеризуется
исключительной сухостью (количество осадков менее 50 мм).
В пустыне Атакама выпадает менее 10 мм, а в отдельные
годы осадков не бывает совсем. Это самое засушливое место
на земном шаре. Наличие у берегов континента холодного
Перуанского течения, неблагоприятная экспозиция береговой
линии, при которой воздушный поток как бы скользит вдоль
берега, наличие пассатной инверсии создают условия арид-
ности. Конвергенция пассатов северного и южного полуша-
полушарий образует несколько южнее экватора в бассейне реки
Амазонки зону особо обильных осадков (более 2000 мм) и
в предгорьях Анд (более 3000 мм, местами до 5000 мм).
Особенностью распределения осадков в этой зоне является
увеличение их в глубь материка (а не уменьшение, как
обычно в умеренных широтах). Это вызвано влиянием вы-
высокой горной цепи Анд, которая прерывает пассатный поток
и отклоняет его в основном к северу вдоль горной цепи.
Основная доля влаги, переносимая потоками, находится
в нижних слоях потока, где воздух обычно близок к состоя-
состоянию насыщения. Орографическое воздействие хребта распро-
распространяется на большие расстояния, образуя широкую зону
предвосхождения, перехватывающую основную долю осад-
осадков, годовая сумма которых местами достигает в предгорьях
5000 мм. На склонах с увеличением высоты количество осад-
осадков уменьшается. Поскольку воздушные массы здесь теплые
и влажные (воздух близок к состоянию насыщения), то
подобный эффект наблюдается почти во всей тропической и
экваториальной зоне Южной Америки. Небольшого орогра-
орографического воздействия достаточно для увеличения осадко-
осадкообразования. Область повышенных осадков возникает далеко
от препятствия, и воздушная масса успевает потерять боль-
большую часть влаги, еще не дойдя до него (годовая сумма
осадков составляет около 2500 мм). Плювиометрические го-
горизонтальные градиенты обратны обычным, так как предгор-
предгорная равнинная полоса и долины получают осадков больше,
чем возвышенности. Основной воздушный поток примерно
у экватора отклоняется Андами и, приобретая северную со-
составляющую, достигает Оринокской низменности уже в зна-
значительной мере осушенный за счет эффекта предвосхожде-
предвосхождения. В пределах этой низменности количество осадков ме-
местами уменьшается до 1600 мм.
В экваториальной зоне A0° с. ш.— 10° ю. ш.), куда от-
относятся бассейны крупных рек — Амазонки и Ориноко, сред-
среднее количество осадков превышает 2000 мм. Здесь преобладает
перенос воздушных масс с восточной составляющей. В связи
с этим вся восточная часть материка, где отсутствуют внут-
риматериковые горные преграды, находится под воздействием
Атлантики.
В Андах распределение осадков в большей степени зави-
зависит от экспозиции склонов. Максимальное количество осадков
выпадает на склонах, обращенных к Тихому океану (в сред-
среднем свыше 2500 мм); в Серрания-де-Баудо находится одно из
самых влажных мест на Земном шаре, где за год количество
осадков превышает 9000 мм. На восточном склоне гор за год
выпадает всего около 800 мм. На юге обширной Оринокской
низменности и на Гвианском плоскогорье годовое количество
осадков превышает 2000 мм (местами 3200 мм), а на побе-
побережье Карибского моря уменьшается до 600 мм. Вдоль во-
восточного побережья Атлантического океана, куда влага при-
приносится северо-восточными пассатами с Атлантики, количе-
количество осадков составляет 2000—3000 мм, уменьшаясь к юго-
западу до 1200 мм.
Западная часть экваториального пояса южного полушария
отличается значительным разнообразием годового количества
осадков: 5000 мм — на внешних склонах Восточных Кор-
Кордильер, 3000 мм — в восточных предгорьях, 1000 мм — в се-
северных котловинах и 400 мм — в южных. На тихоокеанском
побережье в этом поясе южнее 4° ю. ш. количество осадков
повсеместно превышает 2000 мм.
На северо-востоке Бразильского плоскогорья вследствие
благоприятной экспозиции по отношению к юго-восточным
128
пассатам выпадает более 1500 мм осадков в год.
Изменения количества осадков внутри пояса 10—20° ю. ш.
весьма значительны: засушливость, свойственная климатам
западных побережий тропического пояса, прослеживается и
на высокогорных плато. Количество осадков изменяется от
50 мм на побережье до 200 мм в год в горах. На восточных
склонах Анд количество осадков превышает 3000 мм и по-
постепенно уменьшается к Атлантическому побережью, оста-
оставаясь все же значительным A300 мм).
Часть материка к югу от 30° ю. ш. является наиболее
узкой. Наиболее засушливый климат характерен для пояса
30—40° ю. ш. Он получает в среднем 830 мм осадков. Од-
Однако в узкой прибрежной полосе и на прилегающих к ней
склонах, где в среднем выпадает почти 1300 мм, очень резко
выражен широтный градиент осадков, количество которых уве-
увеличивается в направлении с севера B00 мм на 30° с. ш.) на
юг B500 мм, местами 3200 мм на 40° ю. ш.). По мере удале-
удаления в глубь материка количество осадков убывает, и у во-
восточных склонов Анд расположены засушливые области
B00—400 м осадков в год). В устье Параны (Ла-Плата)
годовое количество осадков превышает 1000 мм.
В умеренном поясе южнее 40° ю. ш. в течение всего года
преобладают западные ветры, в связи с чем наблюдается
контраст в увлажнении западных и восточных склонов Анд.
На западном побережье выпадают обильные дожди: к северу
от 50° ю. ш. повсеместно свыше 5000 мм. В широтном поясе
40—50° ю. ш. в подветренной зоне (Патагония) годовое ко-
количество осадков уменьшается до 200 мм, но в среднем для
всего пояса составляет 1270 мм. В широтном поясе к югу
от 50° ю. ш. в подветренной области повсеместно выпадает
1000 мм осадков за год.
Данные, представленные в табл. 6.1.6 для 32 пунктов
Южной Америки, дают представление о типичных формах го-
годового хода осадков [8].
6.1.2.6. Австралия
Своеобразие поля осадков в Австралии, которое заклю-
заключается в особой контрастности, связано прежде всего с ха-
характером циркуляционных процессов. Чрезвычайная сухость
центральных областей Австралии объясняется преобладанием
сухих юго-западных потоков, перехватом осадков краевыми
горами, а также сильным перегреванием воздушных'масс над
материком, приводящим к понижению относительной влаж-
влажности. Особенно отчетливо последние два эффекта обнару-
обнаруживаются во время летних экваториальных муссонов, когда
северное побережье обильно увлажняется, а в центральных
областях выпадает лишь незначительное количество осадков,
хотя муссоны и проникают далеко в глубь материка. Регу-
Регулярные муссонные дожди выпадают примерно до 18° ю. ш.
(лист 47 из Атласа [13]).
Большая часть районов получает менее 200—300 мм осад-
осадков, что определяет полупустынный и пустынный климат
этих районов. Однако засушливых зон, где осадки отсутст-
отсутствуют очень длительное время, здесь нет.
К зоне наибольшего увлажнения относятся восточные и
северные окраины материка: плато Кимберли A000 мм), полу-
остров^ Арнемленд A400 мм), северная часть полуострова
Кейп-Йорк A600 мм), горы Восточной Австралии (более
1200 мм), кроме их юго-восточной части F00—800 мм), и
западная часть Тасмании (более 2500 мм). Особо следует
выделить северо-восточное побережье (Квинсленд), где сред-
среднее годовое количество осадков приближается к 4000 мм.
Более 1000 мм осадков выпадает также на юго-западе
Австралии (хребет Дарлинг), причем на юго-западном вы-
выступе материка, в районе мыса Луин их количество превы-
превышает 2000 мм.
Все упомянутые области обильных осадков относятся
к узкой'прибрежной зоне. При удалении в глубь континента
количество осадков быстро уменьшается. Западная часть цен-
центральных низменных равнин и Западно-Австралийское плато
относятся к области, где количество осадков не превышает
250 мм, лишь на хребте Макдонелл осадки превышают 300 мм.
В прибрежной зоне» озера Эйр годовое количество осадков
около 100 мм.
Представление о месячных и годовых суммах осадков
дает табл. 6.1.7, где помещены данные по 24 пунктам, рас-
расположенным в различных природных зонах материка [9].
В Новой Зеландии летом господствует морской тропи-
тропический воздух, зимой он проникает лишь на север. Остров
Южный попадает в сферу влияния морского полярного воз-
воздуха. Горные хребты расположены перпендикулярно преобла-
преобладающим здесь западным воздушным потокам и служит гра-
границей в распределении осадков. На западном берегу острова
Южный и западных склонах Новозеландских Альп, нахо-

Среднее месячное и годовое количество осадков (мм) для Территории Южной Америки
Таблица 6.1.6
№
п/п
Станция
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Год
Венесуэла
1 Мер и да
2 Каракас
56 46 66 162 264 191
22 11 12 37 79 104
122 139 172 259 215
103 109 100 109 91
91
47
1783
824
Кайенна
377 300 374
Гвиана (Фр.)
475 595 403
209
36 31
34 108
286
3228
Колумбия
4 Богота
5 Андагоя
Кито
ел ел
122
.56
522
136
85
494
162
118
615
177
107
634
Эквадор
133
56
636
49
45
596
18
45
600
22
56
603
80
143
510
130
132
554
ПО
80
513
107
970
6831
1246
Перу
7
8
9
Икитос
Кахамарка
Лима
228
109
1
229
130
0
,4
342
148
0,
5
276
122
0
,3
248
29
1
138
16
4
134
2
6
117
6
7
176
34
5
196
56
2
294
54
1
260
76
0
,8
2638
782
29
Бразилия
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
Уаунес
Мануас
Сан-Луис
Алту-Топажос
Сена-Мадурейра
Корумба
Порту-Насионал
Каэтите
Сальвадор
Рио-де-Жанейро
268
265
156
408
304
170
274
124
73
136
254
254
269
375
262
158
229
106
78
126
273
279
416
435
265
119
272
108
163
138
269
265
416
286
214
71
150
60
289
103
310
185
318
128
112
62
36
17
288
69
250
96
155
26
71
33
0,9
10
199
55
245
61
111
11
50
28
2
10
201
44
203
46
36
33
32
20
3
11
117
42
153
60
7
138
157
52
35
16
80
61
174
114
4
235
189
85
142
64
96
81
195
154
20
315
207
118
233
164
143
96
312
222
46
324
257
148
284
162
98
126
2906
2001
1954
2719
2120
1064
1661
852
1825
1076
20 Ла-Пас
123 104
66
Боливия
32 13 7
12
29
39
47
91
572
Аргентина
21
22
23
24
25
26
Тиногаста
Буэнос-Айрес
Кордова
Эскель
Санта-Крус
Улщая
45
93
102
17
17
53
38
78
101
21
11
44
17
116
88
32
16
58
3
100
45
65
16
46
1
77
30
66
17
43
1
59
10
84
15
51
2
60
11
69
16
44
1
68
14
59
14
43
3
82
25
31
10
33
4
91
72
18
7
40
17
93
93
20
13
45
13
91
112
18
19
47
145
1008
703
500
171
647
Чили
27
28
29
30
Антофагаста
Сантьяго
Вальдивия
Беия-Феликс
0
2
69
426
0
2
68
414
0
5
129
500
0,3
14
214
442
0
62
378
366
2
82
430
339
3
74
405
380
2
57
333
353
0,8
29
217
374
1
14
129
382
0,3
6
116
421
0
4
98
432
9
351
2586
4829
дящихся под непосредственным воздействием влажных воз-
воздушных масс, выпадает за год более 3000 мм осадков, на
восточном берегу острова Южный — лишь немногим более
5000 мм. На западном побережье даже на уровне моря выпа-
выпадает в год более 2000 мм осадков, а с увеличением высоты —
местами более 5000 мм.
Восточные склоны Новозеландских Альп получают осад-
осадков меньше — сразу за гребнем выпадает около 1200—1300 мм
в год, а еще дальше к востоку, на равнинах — менее 700 мм.
Это районы «дождевой тени».
17 Заказ 46
129

taблицa 6.1.7
Среднее месячное и годовое количество осадков (мм) дли территории Австралии
п/п
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
6.1.2.7.
Станция
Терсди, О.
Дарвин
Брум
Холс-Крик
Теннант-Крик
Клонкарри
Иннисфейл
Онслоу
Марбл-Бар
Уилуна
Уорбертон-Мишен
Алис-Сиринг
Уидора
Митчелл
Брисбен
Брокен-Хилл
Фарайна
Юкла
Перт
Олбани
Аделаида
Сидней
Мельбурн
Хобарт
Океания
I
и
ш
IV
V
VI
VII
VIII
IX
XI
XII
Год
441
384
187
136
103
118
490
22
80
37
19
38
31
72
155
15
14
14
7
34
22
88
51
50
378
330
137
110
90
118
602
38
61
28
21
42
38
82
162
24
16
19
11
26
22
97
49
40
350
258
105
66
53
62
687
49
45
39
8
29
26
66
148
14
14
20
21
45
24
120
54
52
203
90
24
18
9
17
468
23
22
34
12
16
17
36
81
16
10
16
43
74
44
96
59
59
41
12
16
11
5
16
324
39
17
28
19
16
16
32
62
24
15
33
130
135
64
112
55
52
16
4
18
6
9
14
188
41
23
22
10
15
21
43
68
23
15
28
188
138
73
122
52
61
13
1
4
7
6
9
119
20
5
12
15
11
16
35
47
18
9
23
181
152
64
109
51
53
5
2
4
2
2
4
106
9
4
9
18
8
5
22
34
16
7
25
140
138
61
78
50
47
3
17
0,8
4
3
5
80
1
1
4
3
8
14
29
47
17
8
18
85
108
52
73
60
52
5
48
0,5
13
10
14
94
0,4
8
7
7
21
16
41
67
21
14
20
57
83
45
73
66
68
36
132
7
32
27
32
134
2
8
8
11
24
23
59
90
22
13
17
21
42
32
63
58
54
197
233
79
77
35
67
243
4
39
21
31
40
33
76
125
22
13
15
14
31
27
82
56
58
1688
1511
582
482
352
476
3535
248
313
249
174
268
256
593
1086
232
148
248
898
1006
530
1113
661
646
Океания, включая Малаккский полуостров и острова
Малайского архипелага, считается районом с обильными
осадками. В экваториальных и тропических широтах, где
в изобилии солнечное тепло, главным фактором климата яв-
являются атмосферные осадки. Их достаточное количество и
равномерное распределение по сезонам обеспечивают интен-
интенсивное развитие сельского хозяйства. Местные орографиче-
орографические факторы и региональные процессы атмосферной цирку-
циркуляции обусловливают неравномерное распределение осадков
не только по островам, но и на каждом острове.
Для рассматриваемой территории характерна большая
как пространственная, так и временная изменчивость осадков.
Месячные суммы в одном пункте могут варьировать от нуля
до 500 мм и более, а годовые суммы — от 800—1000 до 3000—
4000 мм. В табл. 6.1.8 приведены данные по станциям, кото-
которые дают самое общее представление об условиях увлаж-
увлажнения. Здесь зарегистрированы максимумы свыше 7000 мм
G069 мм) и небольшие годовые суммы — менее 600 мм
E47 мм).
В этом районе примерно на 5 % площади годовые суммы
осадков составляют менее 1500 мм, и на 5 % — свыше 4500 мм.
На остальных 90 % площади количество осадков варьирует
от 1500 мм до 4500 мм.
6.1.3. Основные закономерности поля осадков континентов
Пространственное распределение сумм осадков на по-
поверхности Земного шара представлено на рис. 6.1.2. Основ-
Основные закономерности по континентам вкратце можно сформу-
сформулировать следующим образом.
В Европе четко проявляется взаимодействие всех трех
основных климатообразующих факторов: радиации (широт-
(широтная зональность), циркуляции (меридиональная изменчивость)
и подстилающей поверхности (расчлененность поля осадков
под влиянием рельефа).
В Азии особенности поля осадков связаны с резко вы-
выраженным влиянием на циркуляционный фактор подстилаю-
подстилающей поверхности (сложная орография). Поэтому широтная
зональность существенно искажена.
Климатические контрасты континента в целом ни в чем
не выражены так резко, как в чрезвычайно неравномерном
распределении осадков: здесь имеются как большие площади
с обильными осадками, так и огромные крайне сухие внут-
внутренние пространства.
В Африке преобладает широтная зональность в распреде-
распределении осадков, усиленная циркуляционным фактором (пас-
(пассаты) и несколько искаженная влиянием подстилающей по-
поверхности (расчлененность под влиянием рельефа); харак-
характерны значительные контрасты сумм осадков.
Таблица 6.1.1
Среднее месячное и годовое количество осадков (мм) для территории Океании и Малайского архипелага
№
п/п
Станция
III
IV
VI
VII
VIII
IX
XI
XII
Год
1 Сингапур
2 Паданг
3 Джакарта
4 Макасар
5 Куалакурун
6 Порт-Морсби
7 Тулаги
8 Ошен
9 Каншон
10 Апиа
11 Сува
12 Фаннанг
13 Гонолулу
14 Понапе
15 Мата-Уту
16 Фунафути
288
353
305
664
335
169
404
299
140
442
314
220
104
299
322
406
158
262
300-
518
354
199
406
214
71
386
314
218
88
245
292
450
197
312
203
432
352
174
362
Г93
109
338
387
230
79
354
384
404
184
368
144
173
396
120
295
155
127
245
361
310
52
513
152
279
191
324
114
90
312
66
214
111
142
158
284
308
30
517
135
185
174
291
89
50
308
33
182
122
64
130
172
262
26
412
188
274
163
263
59
26
216
30
192
146
81
87
155
192
24
417
167
259
174
349
40
11
212
24
191
102
74
96
199
106
30
416
66
292
180
410
69
14
234
28
202
92
23
140
221
73
37
395
122
345
203
508
109
41
303
35
213
87
23
189
238
80
54
392
208
358
263
528
150
171
394
50
253
146
18
258
263
78
73
434
277
312
238
484
197
584
337
ПО
238
207
66
370
332
174
100
464
318
437
2413
4452
1779
2774
3753
1038
3152
1874
938
2839
3240
2251
697
4858
2631
4001
130

В Северной Америке четко прослеживается широтная зо-
зональность и количество осадков увеличивается от субаркти-
субарктических и умеренных широт к югу. При этом формируются
большие контрасты, но площади с обильными осадками в суб-
субтропиках не столь велики, как в Азии. На тех же широтах
здесь выпадает заметно меньше осадков, чем в Западной
Европе.
В Южной Америке, для которой в общем не характерно
формирование континентальных воздушных масс, четко про-
проявляется влияние крупномасштабных элементов подстилающей
поверхности.
В Австралии своеобразие поля осадков, особая его кон-
контрастность связаны прежде всего с циркуляционным фактором.
В центральных областях континента осадков выпадает чрез-
чрезвычайно мало. Во внутренних областях режим осадков фор-
формируется под влиянием преобладания сухих юго-западных
потоков и перехвата основной доли осадков экваториального
муссона краевыми горами. Этот эффект усугубляется силь-
сильным прогреванием и уменьшением относительной влажности
над материком.
Для всей суши рассчитано годовое количество осадков
по 10-градусным широтным поясам (табл. 6.1.9), что позво-
позволяет проводить разнообразные количественные согласования и
сопоставления, в том числе и генетического характера. Еже-
Ежегодно на 149 млн. км2 суши выпадает 119 тыс. км3 воды.
Таблица 6.1.9
Среднее годовое количество осадков
по широтным поясам
90—80
80—70
70—60
60—50
50—40
40—30
30—20
20—10
10—0
Количество
Северное
полушарие
182
332
568
708
642
582
607
900
1817
осадков, мм
Южное
полушарие
84
160
462
1885
1385
663
591
1124
1935
6.2. ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННАЯ СТРУКТУРА
ПОЛЕЙ ЖИДКИХ ОСАДКОВ
6.2.1. Классификация осадков
Классификация по генезису
В соответствии с синоптическими и термодинамическими
условиями выпадения осадков последние разделяются на сле-
следующие основные типы: обложные (подтип моросящие), лив-
ливневые и смешанные.
Формирование обложных осадков связано с крупномасш-
крупномасштабными вертикальными движениями воздуха, обусловлен-
обусловленными фронтальным или орографическим подъемом либо круп-
крупномасштабной горизонтальной конвергенцией. Выпадают они,
как правило, на большой площади из облаков Ns и As. Ин-
Интенсивность обложных осадков определяется максимальным
значением массовой доли влаги на уровне 1,5 км (850 гПа).
Обложные осадки характеризуются медленным изменением
интенсивности и длительным выпадением (иногда до несколь-
нескольких суток). Наибольшая интенсивность обложных осадков
составляет 0,04—0,05 мм/мин. Интенсивность обложных осад-
осадков, связанных с прохождением обширных циклонов радиу-
радиусом 500—600 км или медленно смещающихся фронтов, не
превышает 1,0—1,5 мм/ч @,15—0,025 мм/мин), продолжи-
продолжительность их составляет 10—12 ч. При небольших циклонах
радиусом 100—300 км или быстро движущихся фронтах ин-
интенсивность обложных осадков составляет 1,5—2,5 мм/ч
@,025-—0,042 мм/мин).
Моросящие (трансформационные) осадки образуются
в пограничном слое атмосферы A000—700 гПа) при охла-
охлаждении воздуха вследствие его трансформации. Выпадают
они из облаков St или Sc. Интенсивность осадков, как пра-
правило, невелика: чаще всего колеблется в диапазоне 0,003—
0,006 мм/мин. В периоды значительной трансформации интен-
интенсивность моросящих осадков возрастает до 0,012—
0,015 мм/мин.
Ливневые осадки образуются в кучево-дождевых облаках
при мезомасштабнои конвенции в неустойчивом воздухе в слое
от 5 до 10 км. Выпадают они обычно из кучево-дождевых
облаков СЬ. Мощность кучево-дождевого облака примерно
в 1,5 раза превышает толщину указанного слоя. Интенсив-
Интенсивность ливневых осадков определяется максимальным значе-
значением массовой доли влаги на уровне 15—16 мм A0 гПа).
Средняя максимальная интенсивность ливневых осадков
(в теплый период года) достигает Q>08—0,10 мм/мин и более.
Ливневые осадки обычно бывают интенсивными и кратко-
кратковременными.
Смешанные по генезису осадки обусловлены одновремен-
одновременным действием упорядоченных и конвективных движений,
вклад которых различен в зависимости от вида осадков.
Классификация по интенсивности и продолжительности
Наиболее яркими признаками процесса выпадения осад-
осадков при соответствующем генезисе их образования являются
характерные для него интенсивность и продолжительность.
Представленная в табл. 6.2.1 унифицированная класси-
классификация осадков разработана на основе статистического ана-
анализа распределений их мгновенной интенсивности по боль-
большой, статистически значимой выборке данных (плювиограмм).
Таблица 6.2.1
Классификация жидких осадков по интенсивности /
и продолжительности Т
Тип осадков
/ мм/мин
Условие
Морось
Обложные
Обложные
<0,01
0,01—0,02
0,03—0,05
В районах избыточного
и достаточного увлажне-
увлажнения, //>0,1Гд
Ливневые 0,03—0,05 *1<0,17"д
Ливневые >0,05
Примечание. Тя — общая продолжительность дождя,
/j — продолжительность дождя с заданной интенсивностью /.
Крайние низкие значения интенсивности характеризуют
морось, крайние высокие — крупнокапельную ливневую часть
спектра осадков. Значения интенсивности 0,03—0,05 мм/мин
возможны как в случае обложных, так и в случае ливневых
осадков. При этом для определения типа осадков использу-
используется дополнительный критерий — продолжительность осадков
заданной мгновенной интенсивности и ее соотношение с общей
продолжительностью дождя.
Соотношение между ливневой и обложной составляю-
составляющими жидких осадков теплого периода для некоторых фи-
физико-географических районов СССР приведены в табл. 6.2.2.
6.2.2. Структура осадков теплого периода года
Основные структурообразующие характеристики дождей
Основными структурообразующими характеристиками
жидких осадков являются интенсивность (мгновенная /*, сред-
средняя /Ср и максимальная /макс за дождь), их продолжитель-
продолжительность Т и количество Q.
Каждая из этих характеристик может изменяться на зем-
земной поверхности в широких пределах, поскольку осадки как
физическая величина имеют лишь одну, нижнюю, границу
(ноль). Тем не менее для каждого физико-географического
района можно выделить наиболее характерные значения ука-
указанных признаков (табл. 6.2.3—6.2.5).
Связь между характеристиками дождей
С учетом признаков ряда и внешнего вида эмпирических
кривых взаимосвязи основных характеристик дождей (Q, /ср
и /макс) на территории СССР наиболее пригодной для мате-
математического описания этой связи является степенная функция
типа [1]
у=ахт. F.2.1)
Вид кривой определяется параметрами а и т.
Результаты аппроксимации, реализованные в виде урав-
уравнений регрессии каждого признака относительно всех других,
для трех физико-географических районов представлены
в табл. 6.2.6,
17*
131

Таблица 6.2.2
Суммарная продолжительность Дождей теплого периода года (Тт. п), число дождей (п), средняя продолжительность
одного дождя (Гд), средняя за дождь непрерывная продолжительность /7 осадков интенсивностью / @,03; 0,04
и 0,05 мм/мин) и соответствие ее критерию //<0,1 7Д
Воднобалансовая станция
Гт.п.
*0,03
мин
'0,04
мин
'0,05
мин
0,04/ тл
Тосненская
Прибалтийская
Подмосковная
Велико-Анадольская
Закарпатская
Дубовская
Новорыбинская
Западно-Казахстанская
Западно-Туркменская
Колымская
Приморская
538
511
460
285
329
237
361
179
90
435
608
211
197
177
115
143
128
150
95
55
97
156
2,5
2,6
2,6
2,5
2,3
1,9
2,4
1,9
1,6
4,5
3,9
18
20
29
10
18
13
15
26
17
31
37
18
17
19
13
14
12
14
11
15
13
25
14
И
8
9
6
И
17
14
15
9
14
0.12
0.13
0,18
0,07
ОЛЗ
0,10
0,10
0.28
0,18
0,11
0.16
0,12
0,11
0,12
0,09
0.10
0,10
0.10
0,10
0,16
0,05
0,11
0,09
0,07
0,05
0.06
0,04
0,09
0,11
0,11
0,15
0,03
0,06
Таблица 6.2.3
Средние (/ср) и максимальные (/Ср. макс) значения средней интенсивности (мм/мин)
дождей различной продолжительности GД)
Район
Северо-Запад ЕЧС
Северо-запад Украины
Северо-восток Украины
Юго-запад Украины
Юго-восток Украины
Черноморское побережье Кавказа
(р-н Сочи)
Западная часть Северного Кавказа
Восточная часть Северного Кавказа
Западная зона Большого Кавказа
Западное Закавказье (в пределах
1 рузии^
Восточное Закавказье
Верхняя Волга (северо-западная
часть)
Верхняя Волга (средняя часть)
Верхняя Волга (восточная часть)
Северный Урал
Средний Урал
Южный Урал (северная часть)
Южный Урал (южная часть)
Южный Казахстан
Забайкалье (западная часть)
Забайкалье (восточная часть)
Верховье р. Амура
Приморье (южная часть)
Хабаровский край (нижнее течение
р. Амура)
Хабаровский край (берег Татар-
Татарского пролива)
Восточная Сибирь (бассейн р. Ин-
Индигирки)
Сахалин
Т ч
0.04
0,20
0,07
0.23
0.19
0.05
0.05
0,03
0,05
0,05
0.06
0.16
0.15
0,18
0,16
0,17
0,14
0,21
0,09
0,17
0,15
0,12
0,04
0,03
0.02
0,09
0,12
1<ГД<3
?ср
0,03
0.06
0,04
0,08
0.07
0,04
0,03
0,03
0,03
0,03
0.05
0,07
0.07
0,07
0,04
0.06
0,06
0,07
0,05
0,06
0.06
0.17
0.02
0,03
0,02
0,05
0,02
>3
0,02
0,03
0,03
0,03
0,04
0,04
0,13
0,02
0.03
0,04
0,04
0.03
0,03
0,02
0,02
0,02
0.03
0,03
0,03
0,02
0,03
0,21
0,02
0,02
0,02
0.02
0,04
<,
1,40
0,80
1,11
0,83
0,62
0,93
0,67
0,46
0,83
0,81
1.35
0,56
0.78
0,85
0,61
0,82
0,31
0,62
0,57
0,55
0,45
1,60
0,82
0,36
0,49
0,37
0,35
¦<гд<з
'ср. макс
0,28
0,28
0,40
0,39
0.44
0.41
0,16
0,60
0,18
0,36
0,58
0,46
0,61
0,64
0.22
0.22
0.21
0,21
0,11
0,23
0,22
2,30
0,15
0,25
0,13
0,17
0.14
>з
0.80
0,14
0,23
0,33
0.29
0,20
0,78
0,13
0,10
0,29
0,53
0,19
0,17
0,10
0.08
0,26
0,19
0,15
0,11
0,15
0,13
2,25
0,18
0,11
0,17
0,10
0,20
Таблица 6.2.4
Средние (/макс) и максимальные (/макс макс) значения максимальной интенсивности (мм/мин) дождей различной
продолжительности (Гд)
Район
Северо-Запад ЕЧС
Северо-запад Украины
Северо-восток Украины
<1
0.11
0.47
0,17
КГД<3
'макс
0,18
0,28
0,24
т
>з
0.19
0,14
0,15
д ч
<1
3,90
1.95
2,30
1<ГД<3
'макс макс
5,80
1,80
2,38
>з
3,70
1,35
1,46
132

Район
Юго-запад Украины
Юго-восток Украины
Черноморское побережье Кавказа
(р-н Сочи)
Западная часть Северного Кавказа
Восточная часть Северного Кавказа
Западная зона Большого Кавказа
Западное Закавказье (в пределах
I "* *^ Ч7ОТТТТ 1
1 рузии)
Восточное Закавказье
Верхняя Волга (северо-западная
часть)
Верхняя Волга (средняя часть)
Верхняя Волга (восточная часть)
Северный Урал
Средний Урал
Южный Урал (северная часть)
Южный Урал (южная часть)
Южный Казахстан
Забайкалье (западная часть)
Забайкалье (восточная часть)
Верховье р. Амура
Приморье (южная часть)
Хабаровский край (нижнее течение
р. Амура)
Хабаровский край (берег Татарского
пролива)
Восточная Сибирь (бас. р. Инди-
Индигирки)
Сахалин
0,50
0,48
0,09
0,11
0,06
0,06
0,08
0,12
0,35
0,41
0,45
0,43
0,33
0,46
0,21
0,42
0,50
0,12
0,11
0,13
0,05
0,26
0,32
¦<гд<.
0,38
0,29
0,12
0,18
0,09
0,09
0,12
0,24
0,27
0,34
0,28
0,29
0,25
0,37
0,20
0,26
0,38
0,17
0,09
0,19
0,04
0,23
0,12
>з
0,15
0,18
0,26
0,31
0,12
0,12
0,29
0,25
0,13
0,17
0,13
0,12
0,15
0,19
0,21
0,15
0,15
0,21
0,34
0,26
0,13
0,12
0,15
2,00
2,75
1,68
4,95
1,33
0,83
1,94
4,00
1,47
2,10
2,22
1,40
1,24
1,00
1,13
2,10
2,00
1,60
2,67
4,60
1,42
1,52
1,20
1<ГД<3
1,89
1,90
0,74
1,54
2,46
0,79
1,90
6,00
1,30
4,60
2,06
1,55
1,50
1,78
0,85
3,17
1,89
2,30
1,83
3,20
0,85
1,10
3,61
- з
1,11
1,51
1,82
1,70
1,42
0,45
2,21
2,64
1,24
1,48
3,05
1,59
1,35
1,36
1,00
1,88
1,11
2,25
2,00
3,60
1,20
2,20
0,70
Таблица 6.2.5
Средние (Q) и максимальные (Q*
1акс
) значения количества
продолжительности (Гд)
Район
Северо-Запад ЕЧС
Северо-запад Украины
Северо-восток Украины
Юго-запад Украины
Юго-восток Украины
Черноморское побережье Кавказа
(р-н Сочи)
Западная часть Северного Кавказа
Восточная часть Северного Кавказа
Западная зона Большого Кавказа
Западное Закавказье (в пределах
1 f* т » о ТУ ТЖ 1
1рузии^
Восточное Закавказье
Верхняя Волга (северо-западная
часть)
Верхняя Волга (средняя часть)
Верхняя Волга (восточная часть)
Средний Урал
Средний Урал
Южный Урал (северная часть)
Южный Урал (южная часть)
Южный Казахстан
Забайкалье (западная часть)
Забайкалье (восточная часть)
Верховье р. Амура
Приморье (южная часть)
Хабаровский край (нижнее течение
р. Амура)
Хабаровский край (берег Татарского
пролива)
Восточная Сибирь (бас. р. Индигир-
Индигирки)
Сахалин
0,73
6,20
2,03
6,78
5,76
4,30
1,52
0,89
1,11
1,34
1,53
4,62
5.17
6,07
5,22
5,61
4,85
5.45
3,25
5,97
6,04
1,10
0,81
1,00
0,48
2.78
4,27
КГД<3
Q
2,10
6,26
4,80
9,14
7,25
4.71
8,94
3,35
3,52
3.16
5,60
6,21
7,16
7,41
10,30
6,14
5.79
7.43
5.23
6.30
6.69
2,57
2.04
2.90
1.30
5.69
4,92
осадков (мм),
на территории
>3
6,06
12,74
9,43
11.72
11.72
15,23
3,87
8,46
11,29
18,07
14,39
10.26
10,44
7,63
8,05
8,39
9,27
10,23
11.34
11.50
10,50
8,71
11,70
10,40
11.73
8,95
13,40
выпадающих за
СССР
21,00
38.30
23,40
32,70
29,10
26.00
29,30
14.50
15.80
48.60
22,90
12,10
19,40
28,10
23.90
24,30
12.40
15,60
21.70
29,10
15,50
14,80
19.70
16,80
5.50
12,90
10.00
дожди различной
КГД<3
Qmukc
56,001
25,30
41,50
47,70
28,70
45,70
55,70
64,40
30,50
42,60
66,20
30,30
97,80
48,80
90,60
26,50
22,70
28,80
17,80
39,80
29,60
20,90
20,00
37,50
16.40
20.30
21,90
>з
62,40
53,00
85,90
75,40
56,00
93,00
17,10
61,30
51,80
209,0
108,90
43,40
52,40
46,40
30,00
48,80
49,60
35,20
51,80
57,10
35,40
46,30
78,80
99,90
99,90
32,80
84,40
133

6.2.3. Географическое распределение характеристик
интенсивности осадков теплого периода
Продолжительность и количество жидких осадков в их
связи с интенсивностью испытывают большие изменения во
времени и пространстве (табл. 6.2.7—6.2.18, рис. 6.2.1, 6.2.2).
Тем не менее выделяются закономерности, общие для тех
или иных пространственных масштабов и определяемые фи-
физико-географическими и климатообразующими факторами пер-
первого или второго порядка [1, 3, 8, 9, 26—30, 32, 34, 36].
500
Г
._._____ 100 1801 мм/ч
Рис. 6.2.1. Связь между интенсивностью осадков (/ мм/ч) и средним годовым временем (мин) ее превышения для
20 пунктов США.
а) 1 — Майами, 2 — Атланта, 3 — Линчбург, 4 — Гудзон, 5 — Бербанк; б) / — Новый Орлеан, 2 — Мемфис, 3 — Ньюарк, 4 — Портленд, 5 —
Солтлейк; в) 1 — Даллас, 2 — Колумбия, 3 — Милуоки, 4 — Бисмарк, 5 — Эль-Пасо; г) 1 — Колумбус, 2 — Баффало, 3 — Денвер, 4 — Сан-
Диего, 5 — Хелена.
6.2.4. Пространственно-временная структура полей осадков
Приземные поля осадков — это участки подстилающей
поверхности, увлажненные выпадающими за различные ин-
интервалы времени осадками (в отличие от зон осадков — об-
областей атмосферы, занятых осадками).
Пространственные масштабы полей осадков определяются
масштабами временного суммирования (осреднения). Так,
в зоне избыточного и достаточного увлажнения за месяц
осадки выпадают практически везде на исследуемой террито-
территории. За сутки они почти полностью покрывают территорию,
на которую оказывает влияние проходящий фронт; за ин-
интервал времени в несколько минут области осадков могут
иметь весьма сложную структуру в виде отдельных очагов
осадков, перемежающихся областями их полного отсутствия
(табл. 6.2.19, рис. 6.2.3).
Рис. 6.2.2. Связь между интенсивностью осад-
осадков (мм/ч) и средним годовым процентом вре-
времени ее превышения для четырех климатиче-
климатических зон земного шара.
/ — морская субтропическая зона, 2 — умеренно кон-
континентальная, 3 — умеренно морская, 4 — среднеши-
ротная внутренняя.
2 Ц- S
Чтем о ВМС
200 400 600 800
Площадь, км2
2 4 6 8
Число ячеек 6 БМС
V
J-
2 * 6 8 10 2*
Число ячеек тх площади 250кмг
I
8 /6 24
Время
8 16 2*32 8
существования}
,п, п
Рис. 6.2.3. Пространственно-вре-
Пространственно-временные характеристики БМС и
ммс.
БМС — большая мезомасштабная
система осадков (площадь покры-
покрытия 103—10* км2), ММС —малая ме-
мезомасштабная система E0—1000 км2).
134

Таблица 6.2.6
Значения параметров а и га для уравнений регрессии каждого признака дождя относительно другого
Район
Тд мин
7ср =
а
m
макс
а
-««
Вид уравнения
а
m
макс
а
= п1%
m
а
макс
т
'ср-^ыакс
а
т
Северо-Запад ЕЧС
Северо-запад Украины
Черноморское побережье
Кавказа (р-н Сочи)
<60
61—180
>180
<60
61—180
>180
<60
61—180
>180
0,04
0,01
0,01
0,05
0,01
0,01
0,04
0,02
0,01
0,63
0,78
0,53
0,72
0,88
0,60
0,62
0,65
0,53
0,05
0,03
0,02
0,10
0,03
0,02
0,05
0,02
0,01
0,81
1,00
0,9
0,8
1,0
0,5
0,81
1,06
1,01
21,4
54,3
77,7
13,5
54,7
175,3
21,8
187,4
81,4
0,8
0,7
1,0
0,5
0,8
0,8
1,0
* 1,23
1,26
2,2
4,2
10,2
1,6
4,7
3,5
2,5
13,3
33,6
1,2
1,0
1,3
0,8
1,1
1,0
1,2
1,5
1,6
9,6
10,5
21,2
9,63
10,7
19,2
9,8
19,1
40,65
0,7
0,3
0,8
0,6
0,4
0,3
0,9
0,7
0,7
0,5
0,1
0,1
0,3
0,1
0,1
0,4
0,1
0,1
0,9
0,5
0,4
0,8
0,5
0,4
0,8
0,6
0,5
Таблица 6.2.7
Характеристики осадков,
выпадающих за
общего (Q) ив день с
продолжительности
Станция
Кола
Котлас
Ленинград
Таллин
Киров
Рига
Вильнюс
Калининград
Москва
Минск
Чернигов
Львов
Волгоград
Ужгород
Днепропетровск
Донецк
Кривой Рог
Одесса
Симферополь
Ялта
Ай-Петри
Сочи
Орджоникидзе
Тбилиси
Батуми
Закаталы
Ленинакан
Ленкорань
Кокчетав
Кустанай
Павлодар
Кокпекты
Балхаш
Аральское море
Алма-Ата
Фрунзе
Ташкент
Ленинабад
Душанбе
Ашхабад
Хорог
Марре-Сале
Салехард
Томск
Тикси, бухта
Дудинка
Оленек
Ессей
Илирней
Верхоянск
осадками (q),
осадкоЕ
Q мм
362
381
434
437
403
441
453
526
406
492
392
528
212
519
334
332
297
266
331
252
455
724
680
411
1381
771
390
789
227
216
175
175
69
68
377
254
140
73
232
97
90
211
310
372
186
271
219
213
150
120
апрель—октябрь
продолжительности
i в день с осадками @
Т ч
1050
688
538
511
626
558
519
521
460
450
339
584
237
412
278
343
285
245
224
230
312
400
544
453
673
483
256
429
411
361
270
273
126
133
354
276
137
117
173
121
160
507
898
556
612
651
504
971
799
310
Т и
макс н
1253
1025
?800
765
916
767
697
661
613
691
442
816
394
537
396
499
420
365
325
336
418
538
712
741
874
616
403
708
651
590
353
358
172
229
402
373
249
193
266
223
252
»909
1343
723
766
881
721
1187
1129
404
на территори!
дождей
i
СССР: средние
значения количества
числа дней с дождями
и интенсивности осадков (/Ср)
R
153
133
125
117
126
126
126
121
113
115
94
116
81
106
85
94
79
78
71
71
84
89
107
112
108
104
94
69
101
97
88
85
62
53
76
74
49
39
46
41
39
80
185
119
89
95
83
140
108
65
п
258
232
211
107
207
215
221
220
177
194
137
192
128
177
134
153
115
108
106
104
112
144
158
175
169
169
152
103
158
150
138
143
99
84
133
104
47
77
57
54
134
193
179
158
122
120
163
138
86
q мм
2,37
2,86
3,47
3,73
3,20
3,50
3,60
4,35
3,59
4,28
4,17
4,55
2,62
4,90
3,92
3,53
3,76
3,41
4,66
3,54
5,42
8,13
6,36
3,67
12,78
7,41
4,15
Н,43
2,25
2,23
1,98
2,05
1,11
1,28
4,96
3,43
2,85
1,87
5,04
2,36
2,31
2,64
2,30
3,13
2,09
2,85
2,63
1,52
1,39
1,84
t ч
6,86
5,17
4,30
4,36
4,97
4,42
4,12
4,30
4,07
3,91
3,60
5,03
2,92
3,88
3,27
3,65
3,60
3,14
3,15
3,24
3,71
4,49
5,08
4,04
6,23
4,64
2,72
6,22
4,07
3,72
3,07
3,21
2,03
2,51
4,66
3,73
2,80
3,00
3,76
2,95
4,10
6,34
0,65
4,67
6,88
6,85
6,03
6,93
7,40
4,76
l осадков —
(W), числа дождей (я),
/ср мм/ч
0,344
0,554
0,806
0,855
0,644
0,790
0,873
1,009
0,883
1,093
1,156
0,904
0,894
1,259
1,201
0,968
1,042
1,085
1,477
1,10
1,46
1,81
1,25
0,91
2,05
1,52
1,84
0,55
0,60
0,65
0,64
0,55
0,51
1,06
0,92
1,02
0,62
1,34
0,80
0,56
0,42
0,34
0,67
0,30
0,42
0,43
0,22
0,19
0,39
/с мм/мин
0,006
0,009
0,013
0,014
0,011
0,013
0,015
0,017
0,015
0,018
0,019
0,015
0,015
0,021
0,020
0,016
0,017
0,018
0,025
0,018
0,024
0,030
0,021
0,015
0,034
0,025
0,031
0,009
0,010
0,011
0,011
0,009
0,009
0,018
0,015
0,017
0,010
0,022
0,013
0,009
0,007
0,006
0,001
0,005
0,007
0,007
0,004
0,003
0,006
135

Станция
q мм
t ч
/ср мм/ч
/Ср мм/мин
Жиганск
Анадырь
Алдан
Братск
Зима
Улан-Удэ
Усть-Камчатск
Николаевск-на-Амуре
Петропавловск-Камчат-
Петропавловск-Камчатский
234
173
457
273
332
217
319
380
665
394
422
1035
522
496
344
1076
808
903
537
677
1378
645
684
495
1489
1017
1192
72
61
137
114
107
83
122
114
113
109
85
205
178
159
116
160
157
141
3,25
2,84
3,33
2,39
2,10
2,61
2,61
3,33
5,88
5,47
6,92
7,55
4,57
4,64
4,14
8,82
7,09
7,99
0,59
0,41
0,44
0,52
0,67
0,63
0,30
0,47
0,73
0,010
0,007
0,007
0,009
0,011
0,010
0,005
0,008
0,012
Таблица 6.2.8
Повторяемость (%) осадков различной интенсивности / [29]
Станция
Аксель-Хачберг
Рейкьявик
Вик
Карлсруэ
/ мм/мин
о
°
31,6
26,3
30,1
54,0
1—0,020
о
о
27,7
35,5
18,0
27,0
—0,050
о
29,8
29,0
29,5
15,7
-0,100
8
о
10,9
6,6
18,5
5,7
-0,20
о
1,3
6,8
2,1
Л
1,8
4,6
1,8
Станция
Варезе
Пальма
Энтеббе
Увира
/ мм/мин
о
о
1
о
15,1
83,3
34,4
36,4
1—0,020
о
о
30,8
6,3
15,4
И,9
-0,050
S
о
33,9
6,7
21,0
15,9
-0,100
8
о
11,7
8,7
13,6
16,6
-0,20
о
5,2
—
6,5
8,6
8
Л
3,3
—
9,1
10,6
Таблица 6.2.9
Средний годовой процент времени, в течение которого часовые GЧ) и мгновенные (/,•) интенсивности осадков равны
или превышают 0,025, 0,050, 0,075 мм/мин [32]
Станция
Среднегодо-
Среднегодовое коли-
количество осад-
осадков, см
Среднегодо-
Среднегодовое число
дней с осад-
осадками
0,025
0,050
0,075
0,25
ММ/МИН
0,050
0,075
Афины
Берлин
Дублин
Лондон
Москва
Париж
Рим
Токио
Варшава
Вашингтон
39,9
58,1
69,5
62,2
61,8
57,5
67,8
156,0
56,4
107,2
98
169
218
167
132
160
105
149
164
124
0,98
0,84
0,78
0,89
1,05
0,84
1,45
2,22
0,84
2,11
0,24
0,16
0,13
0,20
0,30
0,16
0,59
1,13
0,16
0,90
0,08
0,03
0,01
0,06
0,13
0,03
0,33
0,72
0,03
0,60
0,85
0,76
0,70
0,80
0,95
0,76
1,31
2,00
0,76
1,90
0,28
0,15
0,12
0,19
0,29
0,15
0,55
1,06
0,15
0,85
0,08
0,03
0,01
0,06
0,13
0,03
0,03
0,72
0,03
0,60
Таблица 6.2.10
Приближенный средний годовой процент времени, в течение которого мгновенная интенсивность (/*) осадков
на территории Северной Америки равна или превышает заданные значения [32]
Станция
Новый Орлеан
Оклахома
Вашингтон
Район
Побережье Мексикан-
Мексиканского залива *
Великие Равнины
Средне-восточное побе-
побережье
0,017
2,96
2,04
2,58
0,085
2,16
1,49
1,90
о,
1,
1,
1,
034
74
23
36
о,
1,
0,
0,
050
44
81
84
h
0
1
0
0
мм/мин
,075
,08
,57
,60
0,
0,
0,
0,
075
92
46
48
0
0,
0,
0,
170
56
20
17
0
0,
0,
0,
340
37
15
07
0
0,
0,
0,
,635
21
11
024
* Зона наиболее интенсивных в США дождей, вызываемых массами тропического морского воздуха.
136

Средний
/ мм/ч
100
60
30
20
10
годовой процент
/ мм/мин
0,70
1,00
0,50
0,33
0,17
времени, в течение которого интенсивность
осадков в среднем
Западной Европы превышает заданные значения
Процент времени превы-
превышения
0,01
0,15
0,20
0,30
0,60
/ мм/ч
6
3
2
1
/ мм/мин
0,10
0,05
0,03
0,016
Таблица 6.2.11
для территории
Процент времени превы-
превышения
1,00
1,50
2,00
3,00
Таблица 6.2.12
Среднемесячные значения интенсивности осадков (мм/мин) для характерных станций Западной Европы
Станция
Леруик
Сторновей
Абердин
Лондон
Плимут
Белфаст
Хапаранда
Париж
Брест
Бурж
Нант
Лион
Гренобль
Бордо
Тулуза
Ницца
Познань
Будапешт
Белград
Салоники
Афины
I
1,24
1,02
1,33
1,18
1,32
1,00
0,28
0,38
0,73
1,05
0,61
0,40
0,54
0,76
0,44
1,03
0,24
0,39
0,28
0,35
0,86
и
1,26
1,21
0,94
0,95
1,40
0,88
0,22
0,42
0,72
1,16
0,74
0,49
0,53
1,15
0,66
1,01
0,24
0,40
0,31
0,52
0,86
ш
1,37
1,09
1,04
1,02
1,19
0,98
0,25
0,60
0,77
1,07
0,78
0,60
0,80
0,89
0,79
0,90
0,29
0,47
0,42
0,47
0,78
IV
1,35
1,08
1,16
1,41
1,43
1,07
0,33
0,69
0,64
1,64
0,90
0,76
0,82
0,86
0,62
1,06
0,51
0,92
0,62
0,75
1,00
V
1,16
1,00
1,55
1,53
1,54
1,21
0,46
1,10
0,98
2,42
1,10
1,13
1,17
0,98
0,01
2,19
0,83
1,15
0,88
1,05
0,90
VI
1,24
1,24
1,36
1,64
1,61
1,24
0,69
1,02
0,76
2,50
1,10
1,67
1,26
1,44
0,98
1,17
1,46
1,50
1,24
1,43
1,62
VII
VIII
1,34
1,47
1,51
2,07
1,52
1,59
0,83
1,21
1,45
1,54
1,43
1,90
1,83
1,24
1,09
1,38
0,67 0,83
2,36 3,70
1,07 1,54
1,27 1,65
1,43 ,89
1,22 2,42
0,19 1,64
2,50 2,25
1,31 1,05
1,71 1,56
1,29 1,54
1,54 2,00
10
IX
1,65
1,73
1,71
1,51
1,66
1,51
0,74
1,00
0,97
2,85
1,43
1,66
1,60
1,95
1,23
2,41
1,07
1,39
0,95-
1,22
1,55
X
1,51
1,39
1,67
1,42
1,75
1,54
0,53
0,79
0,01
1,93
1,55
0,92
1,01
1,38
0,80
2,00
0,71
1,18
0,98
1,17
1,39
XI
1,38
1,34
1,49
1,49
1,64
1,09
0,37
0,55
0,16
1,24
1,16
0,77
1,07
1,10
0,50
1,14
0,27
0,47
0,49
0,95
1,46
XII
1,25
1,09
1,13
1,07
1,51
0,95
0,23
0,47
0,78
0,85
0,66
0,50
0,66
0,85
0,39
1,27
0,30
0,39
0,33
0,73
1,00
Год
1,34
1,25
1,35
1,39
1,54
1,17
0,42
0,70
0,82
1,59
0,96
0,85
0,69
1,11
0,75
1,01
0,56
0,47
0,62
0,76
1,07
Таблица 6.2.13
Средний годовой процент времени, в течение которого интенсивность осадков на станциях Западной Европы
Станция
Tv
ч
100
превышает
60
заданные
30
значения
/ мм/ч
20
10
6
3
I
Леруик
Сторповей
Абердин
Эскадалемор
Манчестер
Лондон
Плимут
Белфаст (Алдегрове)
Хапаранда
Лилль
Реймс
Руан
Кан
Париж (Орли)
Нанси
Страсбург
Брест
Ренн
Ле-Ман
Орлеан
Осер
Безансон
Дижон
Бурж
Тур
Нант
Лимож
Клермон-Ферран
Лион
838
105
58
120
64
45
75
80
143
111
115
116
114
120
147
118
182
144
130
114
132
155
151
55
68
177
158
105
128
0,08
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,02
0,01
0,02
0,01
0,01
0,01
0,01
0,02
0,02
0,01
0,01
0,01
0,02
0,01
0,01
1,26
0,15
0,09
0,18
0,09
0,06
0,11
0,12
0,21
0,16
0,16
0,16
0,16
0,18
0,22
0,18
0,27
0,20
0,20
0,16
0,19
0,24
0,23
0,09
0,10
0,18
0,24
0,17
0,19
1,70
0,20
0,12
0,24
0,12
0,08
0,14
0,16
0,28
0,22
0,22
0,22
0,22
0,24
0,30
0,24
0,36
0,26
0,26
0,22
0,26
0,32
0,30
0,12
0,14
0,24
0,32
0,22
0,26
2,52
0,30
0,18
0,36
0,18
0,12
0,21
0,24
0,42
0,33
0,33
0,33
0,33
0,36
0,45
0,36
0,54
0,39
0,39
0,33
0,39
0,48
0,45
0,18
0,21
0,36
0,48
0,33
0,39
5,02
0,60
0,36
0,72
0,36
0,24
0,42
0,48
0,84
0,66
0,66
0,66
0,66
0,72
0,90
0,72
1,08
0,78
0,78
0,66
0,78
0,96
0,80
0,36
0,43
0,72
0,96
0,66
0,78 '
8,4
1,0
0,6
1,2
0,6
0,4
0,7
0,8
1,4
1,1
Ы
1,1
1,1
1,2
1,5
1,2
1,8
1,3
1,3
1,1
1,3
1,6
1,5
0,6
0,7
1,2
1,6
1,1
1,3
12,6
1,5
0,9
1,8
0,9
0,6
,1
,2
1Л
1,6
1,6
1,6
1,6
1,8
2,2
1,8
2,7
2,0
2,0
1,6
1,9
2,4
2,3
0,9
1,0
1,8
2,4
1,7
1
,9
25,2
3,0
1,8
3,6
1,8
1,2
2,1
2,4
4,2
3,3
3,3
3,3
3,3
3,6
4,5
3,6
5,4
3,9
3,9
3,3
3,9
4,8
4,5
1,8
2,1
8,6
4,8
3,3
3,9
18 Заказ 46
137

Станция
Гренобль
Ле-Пюи
Бордо
Монтелимар
Амбрен
Тулуза
Мон-де-Марсан
Биарриц
Каркассонн
Перпиньян
Монпелье
Тулон
Ницца
Аяччо (Корсика)
Варнемюнде
Гарделеген
Лейпциг
Брно
Кошице
Устка
Познань
Вроцлав
Будапешт
Сомбатхей
Белград
Скопье
Титоград
Салоники
Афины
Примечание. Тг
Тг ч
138
119
118
75
99
112
115
104
115
55
38
61
66
76
131
138
132
56
88
98
112
97
103
79
142
104
155
123
66
— средняя
100
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,01
0,02
0,01
0,01
60
0,22
0,18
0,18
0,10
0,15
0,16
0,16
0,15
0,16
0,09
0,06
0,09
0,10
0,12
0,19
0,21
0,19
0,09
0,13
0,15
0,16
0,15
0,15
0,12
0,21
0,15
0,24
0,18
0,10
продолжительность
30
0,28
0,24
0,24
0,14
0,20
0,22
0,22
0,20
0,22
0,12
0,08
0,12
0,14
0,16
0,26
0,28
0,26
0,12
0,18
0,20
0,22
0,20
0,20
0,16
0,28
0,20
0,32
0,24
0,14
осадков за год.
20
0,42
0,36
0,36
0,21
0,30
0,33
0,33
0,30
0,33
0,18
0,12
0,18
0,21
0,24
0,39
0,42
0,39
0,18
0,27
0,30
0,33
0,30
0,30
0,24
0,42
0,30
0,48
0,36
0,21
мм/ч
10
0,84
0,72
0,72
0,42
0,60
0,66
0,66
0,60
0,66
0,36
0,24
0,36
0,42
0,48
0,78
0,84
0,78
0,36
0,54
0,60
0,66
0,60
0,60
0,48
0,84
0,60
0,96
0,72
0,42
6
1,4
1,2
1,2
0,7
1,0
1,1
1,1
1,0
1,1
0,6
0,4
0,6
0,7
0,8
1,3
1,4
1,3
0,6
0,9
1,0
1,1
1,0
1,0
0,8
1,4
1,0
1,6
1,2
0,7
3
2,2
1,8
1,8
1,0
,5
1,6
1,6
1,5
1,6
0,9
0,6
0,9
1,0
1,2
1,9
2,1
1,9
0,9
1,3
1,5
1,6
1,5
1,5
1,2
2,1
1,5
2,4
1,8
1,0
1
4,2
3,6
3,6
2,1
3,0
3,3
3,3
3,0
3,3
1,8
1,2
1,8
2,1
2,4
3,9
4,2
3,9
1,8
2,7
3,0
3,3
3,0
3,0
2,4
4,2
3,0
4,8
3,6
2,1
Таблица 6.2.14
Характеристики осадков для периода апрель—октябрь и интегральные распределения (%) количества (Q)
и продолжительности (Т) осадков теплого периода года по градациям интенсивности (/) для территории Западной Европы
Станция
Леруик
Сторновей
Абердин
Манчестер
Лондон
Плимут
Белфаст (Алдегрове)
Хапаранда
Лилль
Шербур
Париж
Страсбур
Брест
Орлеан
Дижон
Нант
Лимож
Бордо
Тулуза
Аяччо
Лейпциг
Брно
Кошице
Познань
Вроцлав
Будапешт
Сомбатхей
Белград
Скопье
Салоники
Афины
Q мм
573
575
485
472
352
485
582
348
389
433
375
475
529
358
458
400
521
467
393
283
368
387
431
371
413
405
456
431
292
226
131
Т ч
'ср
мм/ч
409
424
326
332
216
298
371
1,40
1,36
,49
1,41
1,63
1,63
1,57
544 0,64
422 0,92
236 1,83
377 0,99
414 1,14
635 0,83
341 1,04
416 1,10
323 1,24
295 1,77
342 1,36
550 0,71
188 1,50
445 0,83
208 1,86
495 0,87
341 1,08
432 0,96
315
454
353
300 (
156 1
97
1,28
1,00
1,20
),97
,48
,35
'макс
мм/мин
@,023)
@,023)
@,025)
@,024)
@,027)
@,027)
@,026)
@,011)
@,015)
@,030)
@,16)
@,019)
@,014)
@,017)
@,018)
@,021)
@,029)
@,023)
@,012)
@;025)
@,014)
@,031)
@,015)
@,018)
@,016)
@,021)
@,017)
@,020)
@,016)
@,024)
@,022)
127
140
121
84
95
119
80
93
88
90
91
106
80
92
89
88
74
40
95
83
83
82
82
73
81
77
48
46
38
q
4,51
4,11
4,00
4,19
5,10
4,89
4,18
4,92
4,17
5,22
4,99
5,72
4;32
5,85
5,31
5,31
7,07
3,87
4,66
5,19
4,52
5,04
5,55
5,63
5,60
6,08
4,91
3,45
/ ч
3,22
3,03
2,69
2,57
3,14
3,12
4,53
2,68
4,18
4,55
5,99
5,20
3,51
3,31
3,88
7,43
4,70
4,68
2,54
5,96
4,15
4,27
4,31
5,60
4,61
6,25
3,39
2,55
/ мм/мин
<0,05
30
30
30
30
23
23
23
48
35
23
35
31
35
30
30
28
28
28
48
30
35
28
35
35
35
35
35
35
35
25
25
<0,15
<0,25
Q мм
60 65
60 65
60 65
60 65
53 65
53 65
53 65
70 82
65 68
53 65
65 68
58 66
65 68
60 65
60 65
55 65
50 65
50 65
70 82
60 65
65 68
50 65
65 68
65 68
65 68
65 68
65 68
65 68
65 68
56 65
56
65
<0,05
Т ч
80
80
80
80
75
75
75
90
85
75
85
82
85
80
80
78
78
78
90
80
85
78
85
85
85
85
85
- 85
75
75
Примечание. Усл. обозначения см. табл. 6.2.7,
138

Таблица 6.2.15
Характеристики осадков для периода апрель—октябрь на Азиатском континенте и интегральные распределения (%)
количества @) и продолжительности (Т) осадков теплого периода по градациям интенсивности для территории
Японских островов
Станция
Q мм
Т ч
/ср мм/ч
мм/мин
q мм
t ч
Q мм
/<0,05
мм/мин
<,1
мм/мин
Т ч
/<0,05
мм/мин
Новый Дели
Джайпур
Джодхпур
Веравал
Илахабад
Бомбей
Висакхапатнам
Бенгалуру
Мадрас
Калькутта
Пуна
Гоа
Катманду
Черрапунджи
Порт-Блэр
Хами
Куча
Пекин
Нанкин
Шанхай
Чанша
Вэньчжоу
Сянган (Гонконг)
Кесинь
Тайхоку
Хусан
Зинсен
Наха
Кагосима
Миязаки
Кумамото
Хукнока
Кимоносеки
Матнаяма
Окаяма
Осака
Кети
Нагоя
Токио
Титизима
Мито
Исиномаки
Мияко
Такаяма
Кеху
Хукусима
Сакаи
Каназава
Нигата
Акита
Саппоро
Асахигава
Немуро
Медан
Паданг
Понтианак
Джакарта
Панжеранго
Генсан
Зяньсинь
Примечание. Усл.
635
560
348
559
943
1839
793
792
644
1501
637
1119
1288
8955
2445
20
71
580
739
857
983
1357
1954
1873
1575
1189
877
1418
1711
1918
1456
1209
1274
1043
879
949
2164
1309
1236
1008
1124
888
1052
1296
973
948
1092
1343
988
•ИЗО
613
692
704
1236
2513
1760
624
1157
907
575
98
81
32
109
166
240
146
149
105
258
187
187
306
1388
496
37
37
168
539
635
483
789
548
358
798
601
790
578
728
883
620
692
648
637
574
658
797
394
891
465
744
703
753
851
737
933
645
682
685
730
728
726
742
393
38Q
249
!?4
3^
701
505
обозначения см.
6,48
6,91
10,87
5,12
5,68
7,66
5,43
5,32
6,13
5,82
3,41
6,05
4,21
6,45
4,93
0,54
1,92
3,45
1,37
1,35
2,04
1,72
3,57
3,36
1,97
1,98
1,79
2,45
2,35
2,24
2,35
1,75
1,97
1,64
1,53
1,44
2,71
2,20
1,39
2,17
1,51
1,26
1,40
1,52
1,32
1,02
1,69
1,97
1,44
1,54
0,84
0,95
0,95
3,14
6,60
7,07
6,00
3,09
1,29
1,14
табл. 6.2.7.
0,11
0,12
0,18
0,08
0,09
0,13
0,09
0,09
0,10
0,10
0,06
0,10
0,07
0,11
0,08
0,009
0,032
0,06
0,02
0,02
0,03
0,03
0,06
0,06
0,03
0,03
0,03
0,04
0,04
0,04
0,04
0,03
0,03
0,03
0,03
0,02
0,05
0,04
0,02
0,04
0,02
0,02
0,02
0,03
0,02
0,02
0,03
0,03
0,02
0,03
0,01
0,02
0,02
0,05
0,11
0,12
0,10
0,05
0,02
0,02
42
51
45
67
101
62
89
118
80
113
155
157
27
48
79
81
81
96
115
111
105
79
68
116
105
109
95
94
89
87
83
88
105
94
103
ПО
107
99
99
109
93
103
96
109
106
112
99
105
96
87
69
15,12
10,98
12,42
14,07
18,20
12,79
8,90
12,72
7,67
11,40
57,77
15,57
2,62
12,08
9,35
10,58
12,12
14,13
16,99
16,87
15,00
15,05
12,90
12,22
16,29
1Я,14
15,83
12,86
14,31
11,99
10,59
10,73
20,61
13,02
12,00
9,16
10,50
8,97
10,62
11,89
10,46
9,20
11,37
12,32
9,32
10,09
6,19
6,59
7,33
10,40
8,33
2,33
1,59
2,42
2,47
2,38
2,35
1,67
2,18
2,25
2,71
8,95
3,16
1,37
3,50
6,82
7,83
5,96
8,22
4,76
5,03
7,60
7,61
7,20
4,98
6,93
8,10
6,53
7,36
7,28
7,32
6,91
7,48
7,59
6,32
8,65
4,22
6,95
7,10
7,60
7,80
7,92
9,06
6,72
5,68
6,46
6,52
7,35
6,91
7,73
8,06
7,32
10
10
10
10
20
20
20
20
35
7
10
35
35
35
35
35
20
35
35
20
20
35
20
55
35
35
45
45
45
45
52
52
52
52
65
35
45
65
65
65
65
65
52
65
65
52
52
65
52
82
65
65
80
80
80
80
85
85
85
85
90
80
80
90
90
90
90
90
85
90
90
85
85
90
85
95
90
90
18*
139

Таблица 6.2.16
Повторяемость (%) дождей с различной максимальной интенсивностью
Район
/ мм/мин
8
о
о
06-0,
о
•л
о
о
S
26-0,
о
ю
51-0,
о
8
76-1,
о
8
01-2,
—
8
1
о
8
01—4,
со
8
01—5,
/
макс
мм/мин
Дата
Северо-Запад ЕЧС
Прибалтика
Валдай
Подмосковье
Северо-восток Украины
Юго-восток Украины
Закарпатье
Сальская степь
Казахстан (северо-за-
(северо-запад)
Казахстан (запад)
Казахстан (Заилийский
Алатау)
Туркмения (Запад)
Приамурье
Приморье (юг)
Восточная Сибирь (бас-
(бассейн р. Индигирки)
Характеристики ливней исключительной интенсивности
в разных районах земного шара
25,6
10,1
50,2
15,7
16,0
3,2
8,0
8,7
21,2
33,8
47,0
26,7
28,7
11,7
9,7
24,7
8,5
10,4
15,2
17,1
63
22,5
29,7
16,4
10,2
19,7
24,1
31,4
17,4
20,1
24,2
36,2
22,1
25,0
40,0
34,3
32,5
21,8
23,0
42,0
16,7
10,9
17,0
11,7
20,1
18,7
18,1
30,5
21,4
20,0
40,6
23,2
10,6
17,4
25,0
10,7
4,1
5,1
3,0
9,0
6,8
11,7
10,4
6,3
5,7
3,1
8,7
4,3
3,3
11,3
3,6
Таблица 6.2.
2,6
5,4
3,0
8,2
2,7
12,7
11,0
8,0
5,7
9,4
1,2
2,1
4,7
3,4
1,1
17
3,8
1,5
2,5
13,4
5,0
5,8
9,8
12,5
11,5
6,3
2,5
8,7
0,9
5,7
0,6
1,1
0,8
0,5
3,0
1,4
3,2
5,2
3,6
0,7
2,1
0,5
3,4
0,6
0
0
0
1
0
,4
,8
,5
,2
,6
0,7
4,95
2,18
2,13
3,50
3,40
3,10
3,30
2,60
3,90
1,50
2,10
2,17
3,00
3,00
2,50
29/V
12/VI
23/VIII
8/VIII
31/VIII
23/VIII
8— 9/VII
14/VII
ll/VIII
1/VI
1/VIII
4/VII
io/viri
16/VIII
17/VII
1938
1954
1956
1962
1951
1956
1960
1957
1958
1954
1958
1954
1954
1958
1962
Таблица 6.2.18
Возможная максимальная интенсивность осадков (мм/мин)
для заданных интервалов времени [32]
Район
Количество
осадков, мм
Продолжи-
Продолжительность,
мин
Интенсив-
Интенсивность,
мм/мин
Период,
мин
Австралия
ФРГ
Швейцария
Румыния
Южная Африка
Южная Калифор-
Калифорния
Панама
США
США
о. Ямайка
США
СССР, Карпаты
СССР, Карпаты
650
126
22
205
356
26
63
31
18
195
300
120
8
5
20
15
1
6
1
1,4
15
42
1
1
5,42
15,75
4,46
10,20
23,73
26,00
12,60
31,00
12,50
13,00
7,10
9,50
7,10
Побережье Мексиканского
залива
Весь земной шар
1
5
10
30
60
6,3
3,1
2,5
1,9
1,3
47,5
20,3
15,3
10,0
6,4
Основные структурообразующие параметры полей жидких осадков
Таблица 6.2.19
Структурный параметр
Характеристика
Зона избыточного увлаж-
увлажнения
Зона умеренного увлаж-
увлажнения
Зона недостаточного
увлажнения (степи)
Период, пространствен-
пространственной стабилизации
Очаг — пространствен-
пространственное микромасштабное
образование
1. Время
1. Характерный размер
большой оси
2. Характерная пло-
площадь
3. Время жизни
4. Плотность
одноочаговых полей
многоочаговых по-
полей
5. Коэффициент запол-
заполнения
6. Время возникновения
25—40 мин
10 км
От нескольких минут —
до 30 мин
22%
78%
40 % случаев в интер-
15—25 мин
6 км
20 км2 D0%)
30%
70%
3—12 мин
3 км
10 км2 F5%)
40 % территории
60 % территории
Пространственное мезо- 1. Характерная площадь
масштабное образование 2. Время жизни
Пространственное мак-
ромасштабное образова-
образование
1. Характерная площадь
2. Время жизни
вале продолжительности
осадков 0,2—0,4 ч
Юз—юз КМ2
От 1 ч—до нескольких
часов
Ю4—1 о5 км2
От нескольких часов —
до нескольких суток
ЮЗ—104 км2
>105 КМ2
140

Ёременными масштабами, отражающими естественную
структуру полей осадков, являются длительность дождя, пе-
периоды пространственной стабилизации процесса (выпадение
осадков над определенными пунктами) и интервал в 15 мин
(статистически обоснованное пороговое значение для отде-
10 15 20км
Рис. 6.2.4. Редукция (R)
осадков вдоль линии отно-
относительно центра ливня.
Рис. 6.2.5. Редукция (R) осадков по площади
относительно центра ливня.
ления элементов пространственной микроструктуры от эле-
элементов мезо- и макроструктуры).
В пространственном распределении осадков имеет место
четко выраженное их убывание (редукция) по мере удаления
от центра дождя. Значения коэффициента редукции диффе-
дифференцированы в зависимости от площади распространения
дождя, количества осадков в его центре и масштаба времен-
временного осреднения. Взаимодействие всех этих параметров дождя
влияет на скорость редукции, ее характер [1, 19] (рис. 6.2.4,
6.2.5).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Алибегова Ж. Д. Пространственно-временная струк-
структура полей жидких осадков.— Л.: Гидрометеоиздат, 1985.
236 с.
2. А л «и бегов а Ж. Д. Структура полей жидких осадков
за короткие интервалы времени.— Л.: Гидрометеоиздат,
1975. 134 с.
3. Алибегова Ж- Д., Элизбарашвили Э. Ш. Ста-
Статистическая структура атмосферных осадков в горных
районах.— Л.: Гидрометеоиздат, 1980. 136 с.
4. Б л ю т г е н И. География климатов. Т. 1—2.— М.: Про-
Прогресс, 1972, 1973.
5. Гирек а я Э. И., Сазонов Б. И., Кропп Е. И. По-
Показатели метеорологических засух.— Труды ГГО, 1979,
вып. 403, с 14—21.
6. Климатический справочник Африки. Ч. 1.— Л.: Гидроме-
теопздат, 1967. 259 с.
7. Климатический справочник Зарубежной Азии.— Л.: Гидро-
Гидрометеоиздат, 1974. 540 с.
8. Климатический справочник Южной Америки.— Л.: Гидро-
Гидрометеоиздат, 1975. 369 с.
9. Климатический справочник Австралии и Новой Зелан-
Зеландии.— Л.: Гидрометеоиздат, 1975. 143 с.
10. Климатический справочник Западной Европы.— Л.: Гид-
Гидрометеоиздат, 1979. 678 с.
11. Климатический атлас Азии.— Л.: Гидрометеоиздат, 1981.
12. Лебедев А. Н. Климат СССР. Вып 1. Европейская
территория СССР.— Л.: Гидрометеоиздат, 1958. 368 с.
13. Мировой водный баланс и водные ресурсы Земли. При-
Приложение: Атлас мирового водного баланса.— Л.: Гидро-
Гидрометеоиздат, 1974.
14. Метеорологические данные за отдельные годы по за-
зарубежной территории северного полушария. Ч. 2. Месяч-
Месячные и годовые суммы осадков. Вып. 1. Европа. Вып. 2.
Северная Америка, Центральная Америка, север Южной
Америки. Вып. 3. Африка. Вып. 4. Азия и о-ва Тихого
океана/Под ред. Л. М. Шереметовой.— Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1981.
15. Орлова В. В. Климат СССР. Вып. 4. Западная Си-
Сибирь.— Л.: Гидрометеоиздат, 1962. 360 с.
16. Сохрина Р. Ф., Челпанова О. М., Шарова В. Я-
Давление воздуха, температура воздуха и атмосферные
осадки северного полушария. Атлас карт.— Л.: Гидроме-
Гидрометеоиздат, 1958. 38 л.
17. Справочник по климату СССР.— Ч. 4, разд. 2, вып. 1 — 34.
Л.: Гидрометеоиздат, 1966—1969.
18. Струзер Л. Р. Первые результаты корректировки норм
атмосферных осадков на территории СССР.— Изв. АН
СССР, сер. геогр., 1967, № 3, с. 90—95.
19. Стефенсон Д. Гидрология и дренаж ливневых вод.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1986. 262 с.
20. Покровская Т. В. К вопросу о «пятнистости» в рас-
распределении осадков.— Изв. ГГО, 1934, № 2, с. 3—9.
21. Швер Ц. А. Годовое количество осадков на территории
СССР по исправленным данным.— Труды ГГО, 1975,
вып. 341, с. 57—64.
22. Швер Ц. А. Атмосферные осадки на территории СССР.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1976. 302 с.
23. Ш в е р Ц. А. Закономерности распределения количества
осадков на континентах.— Л.: Гидрометеоиздат, 1984.
286 с.
24. Щербакова Е. Я. Климат СССР. Вып. 5. Восточная
Сибирь.— Л.: Гидрометеоиздат, 1961. 300 с.

Глава 7. СИНОПТИЧЕСКИЕ СИСТЕМЫ И ЯВЛЕНИЯ ПОГОДЫ
7.1. ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ И ФРОНТЫ
Большие объемы воздуха, обладающие определенными
физическими свойствами, носят название воздушных масс.
Нередко воздушные массы распространяются на всю тропо-
тропосферу. Индивидуальные свойства (температура, влажность,
запыленность и т. п.) воздушная масса приобретает в очаге
формирования, т. е. в той области Земли, где под воздей-
воздействием однородной подстилающей поверхности она сформи-
сформировалась во времени как единое целое. Перемещаясь затем
в другие районы Земли, эти воздушные массы приносят туда
соответствующий им режим погоды. В горизонтальном на-
направлении воздушные массы измеряются тысячами километров.
Свойства воздушной массы определяют режим погоды над
занимаемым ею районом Земли. Воздушные массы можно
разделить либо по географическому положению их очагов,
либо по их наиболее общим климатическим и тепловым ха-
характеристикам.
По географическому положению очагов формирования
различают воздушные массы четырех широтных зон: аркти-
арктические или антарктические, полярные (или умеренные), тро-
тропические и экваториальные. Эти массы имеют свой характер-
характерный интервал значений температуры у земной поверхности и
на высотах, свои значения влажности, дальности видимо-
видимости и др. [42, 43, 46, 56].
По выходе из очага, перемещаясь в другие районы Земли,
воздушная масса меняет #свои свойства и прежде всего тем-
температуру, т. е. происходит трансформация воздушной массы.
По наиболее общим характеристикам различают холодные,
теплые и местные воздушные массы. Перемещаясь из высо-
высоких широт в более низкие на более теплую подстилающую
поверхность, воздушная масса создает в этом районе похо-
похолодания, т. е. вызывает понижение температуры. Двигаясь
на более теплую подстилающую поверхность и прогреваясь
преимущественно снизу, холодная воздушная масса приоб-
приобретает неустойчивость стратификации, становится неустой-
неустойчивой массой с развитием конвекции, что приводит к образо-
образованию кучевых и кучево-дождевых облаков и выпадению лив-
ливневых осадков.
Теплой называется воздушная масса, движущаяся в более
высокие широты и на более холодную подстилающую поверх-
поверхность. По сравнению с соседними воздушными массами она
имеет более высокую температуру. Двигаясь на более холод-
холодную подстилающую поверхность и охлаждаясь снизу, она при-
приобретает устойчивую стратификацию и становится устойчивой
массой. С этим связан и характер процессов конденсации:
возникновение низких слоистых и слоисто-кучевых облаков
и туманов, а также слабое развитие турбулентности.
Различают еще местные воздушные массы, длительно
находящиеся над определенным районом. Их свойства опре-
определяются свойствами подстилающей поверхности данного
района.
Фронты в атмосфере. Смежные воздушные массы раз-
разделены между собой сравнительно узкими переходными зо-
зонами— .фронтами,— сильно наклоненными к земной поверхно-
поверхности. Вверх фронты прослеживаются па несколько километ-
километров, нередко до самой стратосферы. Длина таких зон дости-
достигает нескольких тысяч километров, ширина — лишь десятков
километров. Небольшая ширина зоны сближения холодной
и теплой воздушных масс определяет повышенные значения
горизонтальных градиентов температуры воздуха, а также
характерные особенности в поле ветра и влажности. С фрон-
фронтами, как правило, связаны наиболее сложные условия по-
погоды, опасные и особо опасные явления [42, 43, 56].
Фронт, разделяющий воздушные массы основных гео-
географических типов, называется главным фронтом в отличие
от вторичного фронта, который разделяет неоднородную воз-
воздушную массу с неярко выраженными различиями на две
части. Эти фронты существуют у поверхности Земли, по
в поле температуры на значительной высоте не обнаружи-
обнаруживаются или прослеживаются до небольшой высоты (не выше
850 гПа). Холодные вторичные фронты чаще всего образу-
образуются в тылу циклонов при возникновении сходимости потоков
в нижних слоях атмосферы.
Фронты могут не проявляться у поверхности Земли, но
быть выраженными на высотах —верхние фронты. Обнару-
Обнаружить их можно только по характеру облачности и осадкам,
а также в поле температуры на каком-нибудь уровне. Верх-
Верхний фронт образуется, например, вследствие фронтогенеза
лишь в верхних слоях тропосферы или в результате размы-
размывания фронта у поверхности Земли, который все еще со-
сохраняется на высоте, а также в процессе окклюдирования как
один из компонентов фронта окклюзии. Зимой верхним может
быть замаскированный у поверхности Земли фронт, переме-
перемещающийся над тонким слоем сильно выхоложенного воздуха
с однородной температурой [42, 43].
Фронты в тропосфере постоянно возникают, перемещаются
и размываются.
Обычный механизм образования фронтов (фронтогенез)
в атмосфере — это кинематический, т. с. фронты возникают
под влиянием таких движений воздуха, которые сближают
между собой воздушные массы с различной температурой
и другими свойствами.
На синоптических картах фронт изображают одной ли-
линией и лишь на вертикальных разрезах атмосферы крупного
масштаба иногда удается разделить верхнюю и нижнюю гра-
границы переходного слоя. Угол наклона фронтальной поверхно-
поверхности к горизонту составляет примерно 1°, а тангенс угла на-
наклона фронта 0,01—0,03. При сильном ветре фронтальная
поверхность вблизи линии приземного фронта выражена не-
нечетко из-за турбулентного перемешивания и определение на-
наклона ее затруднено.
Линия фронта проходит вдоль осей барических ложбин
(явных или замаскированных) и не может располагаться вдоль
оси барического гребня, хотя и может пересекаться с ним по
нормали к оси.
Характер распределения температуры в области различ-
различных фронтов различен: на основных фронтах перепад тем-
температуры по горизонтали составляет в среднем 10°С на
100 км, на фронтах окклюзии он значительно меньше, а на
вторичных фронтах часто едва уловим.
Образование облаков на фронтах, их структура и про-
пространственное распределение зависят от знака и интенсив-
интенсивности вертикальных движений в теплом воздухе, его переме-
перемещения относительно фронтальной поверхности, стратифика-
стратификации, влажности теплого в.оздуха, угла наклона фронтальной
поверхности, орографии.
Поскольку восходящие движения и влажность воздуха
в зоне фронта в теплом воздухе в целом значительно больше,
чем в холодном, то образование облаков обычно происходит
в теплом воздухе. При наличии в зоне фронта лишь упоря-
упорядоченного восходящего движения устойчиво стратифициро-
стратифицированного теплого воздуха образуется система облаков Cs—
As—Ns.
Верхняя граница хорошо выраженного теплого фронта
летом обычно распространяется до тропопаузы, и лишь
в редких случаях перистые облака в умеренных широтах
могут проникать в стратосферу и достигать высоты 13—
15 км. Зимой зерхняя граница облачности располагается на
меньшей высоте, особенно у холодных фронтов.
Вблизи центра циклона ширина зоны обложных осадков
и слоисто-дождевых облаков (Ns) в среднем составляет около
300 км, а ширина всей системы As—Ns — 500—600 км. Впе-
Впереди системы на расстоянии примерно 200—300 км распола-
располагаются перистые облака (Ci—Cs); общая протяженность
облачности перед линией теплого фронта составляет 700—
900 км (рис. 7.1.1).
Облачные системы и характер погоды холодного фронта
зависят от скорости его смещения (см. рис. 7.1.1). В тылу
циклонов за холодным фронтом, где обычно отмечаются ку-
чево-дождевыс (СЬ) облака после полосы прояснений вновь
могут выпадать непродолжительные ливни.
В холодную половину года вертикальная протяженность
составляет всего 2—3 км. В то же время низкое положение
изотермы •—10°С благоприятствует образованию ледяной фазы
в относительно плоских облаках с выпадением из них осадков.
Летом над материком холодные фронты выражены наи-
наиболее четко. В связи с развитием термической конвекции
кучево-дождевые облака летом, особенно в дневные часы,
могут иметь большую вертикальную протяженность, дости-
достигать тропопаузы, а иногда проникать и з нижнюю страто-
стратосферу.
У поверхности Земли в области холодных фронтов часто
возникают линии неустойчивости (или линии шквалов). Эти
142

линии могут располагаться на расстоянии нескольких десят-
десятков или сотен километров впереди холодного фронта, совпа-
совпадать с линией фронта или находиться позади линии фронта.
Иногда может возникнуть несколько таких линий. Период
существования каждой линии неустойчивости при макси-
Рис. 7.1.1. Схема теплого фрон-
фронта на карте высотного термо-
термобарического поля.
/ к
1 — изогипсы
от 500
U 1000'
АТтоо, 2 — изогипсы
2
Рис. 7.1.2. Схема теплого (а) и холодного (б) фронтов
окклюзии и соответствующих им термобарических по-
полей (в, г).
/—изогипсы АТ7оо, 2 — изогипсы ОТ .^99; АВ — проекция линии
верхнего фронта на поверхность Земли, CD — линии вертикаль-
вертикального разреза фронта окклюзии.
мальном развитии конвекции составляет несколько часов. На
барограмме прохождение таких линий характеризуется изло-
изломом, называемым грозовым носом. Природа линий неустой-
неустойчивости еще не выяснена [43].
Вторичные холодные фронты имеют систему облаков,
сходную с системой облаков быстро перемещающихся холод-
холодных фронтов, хотя все процессы в них происходят менее
интенсивно. Формируются они в тылу циклопа, иногда даже
в слабо выраженных барических ложбинах. Иногда в тылу
циклона возникает несколько вторичных фронтов.
Фронты окклюзии. При смыкании холодного фронта
с теплым их облачные системы объединяются и фронт окклю-
окклюзии несет в себе черты теплого и холодного фронтов, которые
обычно выражены довольно слабо. В системе фронта взаи-
взаимодействуют уже три воздушные массы, из которых наибо-
пее теплая уже не соприкасается с поверхностью Земли
(рис. 7.1.2). В связи с этим контраст температуры уменьша-
уменьшается по всей высоте фронтальной зоны.
Тип фронта окклюзии определяют по приземной темпе-
температуре или по виду осадков, выпадающих в области фронта,
поскольку условия погоды по обе стороны в общих чертах
сходны с условиями, характерными для теплых и холодных
фронтов соответственно.
7.2. ЦИКЛОНЫ И АНТИЦИКЛОНЫ
Области высокого и низкого атмосферного давления, на
которые постоянно расчленяется барическое поле атмосферы,
носят название барических систем или форм барического
Рис. 7.2.1. Барические системы.
Ц — центр циклона; Л — ложбина,
Ч — частный циклон; А — центр анти-
антициклона, О — отрог, С — седловина;
изобары на уровне моря.
Рис. 7.2.2. Вертикальная структура циклонов (а—
г) и антициклонов (д—з).
рельефа (рис. 7.2.1). Барические образования с замкнутыми
концентрическими изобарами с минимальным давлением
в центре называются циклонами, а такие же образования
с максимальным давлением в центре — антициклонами [56].
Горизонтальные размеры циклонов и антициклонов измеря-
измеряются сотнями и тысячами километров. Изобарические по-
поверхности в циклоне изогнуты вниз в виде воронок, а в ан-
антициклоне выгнуты вверх в виде куполов (рис. 7.2.2) [56].
Если циклон существует в холодном воздухе, то это вы-
высокое барическое образование (рис. 7.2.2 а). Если же циклон
находится в теплой воздушной массе и в центре циклона
143

температура выше, чем на его периферии, то это Низкое ба-
барическое образование и верхние слои атмосферы его цирку-
циркуляцией не захватываются (рис. 7.2.2 6). И, наоборот, холодные
антициклоны являются низкими (рис. 7.2.2 0, е), а теплые —
высокими (рис. 7.2.2 ж, з).
В результате циклонической деятельности (перемещения
крупномасштабных циклонов и антициклонов) наблюдаются
колебания давления, достигающие во внетропических широтах
очень больших значений.
Циклоническая деятельность испытывает определенные го-
годовые изменения. В умеренных широтах над океанами давле-
давление в центре циклонов зимой ниже, чем летом, над матери-
материками зимой преобладают сильные антициклоны, а летом —
области пониженного давления. В субтропиках над океанами
<о
Р= const
Р= const
Рис. 7.2.3. Градиентный ветер в циклоне (а) и анти-
антициклоне (б). Северное полушарие.
А — сила Кориолиса, С — центробежная сила, G — сила бари-
барического градиента, Р — давление.
круглый год преобладают антициклоны. Однако в северном
полушарии летом они выражены сильнее, чем зимой, в тропи-
тропических районах океанов годовой ход давления выражен
слабо [47].
Градиентный ветер в циклоне и антициклоне. Градиентный
ветер — понятие теоретическое. Он характеризуется равномер-
равномерным движением воздуха по круговым траекториям без учета
влияния силы трения. В этом случае кроме силы барического
градиента и отклоняющей силы вращения Земли (силы Корио-
Кориолиса) проявляется еще центробежная сила С = V2IR, где V —
скорость перемещения воздуха, a R — радиус кривизны траек-
траектории движения воздуха. При равномерном движении воздуха
эти три силы должны уравновешиваться.
В циклоне барический градиент направлен от периферии
к центру, а уравновешивающая его сила Кориолиса — от
центра к периферии (так же как и центробежная сила, см.
рис. 7.2.3 а). В соответствии с барическим законом ветра
в северном полушарии область низкого давления остается
слева от направления движения воздуха, а в южном полуша-
полушарии— справа. Поэтому в северном полушарии градиентный
ветер в циклоне направлен вдоль изобар против часовой
стрелки [26, 55, 56].
В антициклоне направление барического градиента (от
центра к периферии) совпадает с направлением центробежной
силы. Уравновешивающая их сила Корнолиса направлена
к центру антициклона. Градиентный ветер в антициклоне на-
направлен вдоль изобар по часовой стрелке (рис. 7.2.3 6).
В южном полушарии движение воздуха в циклоне происхо-
происходит по часовой стрелке, а в антициклоне — против часовой
стрелки.
Скорость градиентного ветра (Vgr) определяется из урав-
уравнения
Ветер в циклонах и антициклонах в свободной атмосфере
близок к градиентному ветру, но в приземном слое из-за
трения сильно отклоняется от градиентного.
Возникновение циклонов и антициклонов. Синоптические
карты показывают, что атмосферные возмущения внетропи-
внетропических широт возникают преимущественно на главных фрон-
фронтах тропосферы. Лишь незначительная часть циклонов и ан-
антициклонов, слаборазвитых и малоподвижных, возникает под
непосредственным влиянием подстилающей поверхности, как,
например, циклоны летом над Средней Азией [35, 42, 43].
Обычно циклоны и антициклоны возникают у поверхности
Земли п лишь в процессе развития вихревая циклоническая
или антициклоиическая циркуляция постепенно распростра-
распространяется вверх. Значительно реже циклоны и антициклоны
возникают сначала в свободной атмосфере и затем опу-
опускаются к поверхности Земли.
Жизнь циклона продолжается, как правило, несколько
суток. В некоторых случаях существование циклона ока-
оказывается более длительным, особенно если он объединяется
с другими циклонами, образуя одну обширную, глубокую,
высокую и малоподвижную область низкого давления, так на-
называемый центральный циклон. В северном полушарии такие
циклоны чаще всего образуются в северных частях Атлан-
Атлантического и Тихого океанов. В этих районах нл климатиче-
климатических картах давления отмечаются известные центры действия
атмосферы — исландская и алеутская депрессии.
Циклоны перемещаются в направлении общего переноса
воздуха (ведущего потока) в средней и верхней тропосфере.
Как правило, циклоны движутся с запада па восток, откло-
отклоняясь к высоким широтам. Скорость перемещения циклона
в среднем составляет 30—40 км/ч, достигая иногда 80 км/ч
п более. На поздней стадии развития циклона скорость пере-
перемещения резко уменьшается.
При прохождении циклона над каким-либо районом там
усиливается ветер, меняется его направление, увеличивается
облачность, выпадают обильные осадки: обложные в передней
части циклона из облаков теплого фронта или фронта окклю-
окклюзии, ливневые в тылу циклона, что связано с конвективной
облачностью холодного фронта. В южной части циклона
иногда наблюдаются моросящие осадки.
Антициклоны еще чаще, чем циклоны, становятся мало-
малоподвижными и могут сохраняться без существенного измене-
изменения много дней. Направление перемещения антициклонов
также определяется направлением ведущего потока. Однако,
в отличие от движения циклонов, в движении антициклонов
преобладает составляющая, направленная к низким широтам.
В антициклонах преобладает сухая, малооблачная по-
погода, однако в холодное время года возможно образование
низкой слоистой облачности. Мощных облачных систем с вы-
выпадением обложных осадков в антициклонах не бывает. Ба-
Барические градиенты и ветер во внутренних частях антицикло-
антициклонов слабы; у земной поверхности нередки штили. По на пе-
периферии антициклона ветер может быть достаточно сильным.
Регенерация циклонов и антициклонов. Под регенерацией
обычно понимают такой процесс, при котором старое, зату-
затухающее барическое образование возрождается и активизи-
активизируется. Однако с точки зрения причин процесса и сопутст-
сопутствующих ему погодных явлений сюда можно отнести также
и те нередко встречающиеся случаи, в которых то или иное
барическое образование (не обязательно старое) начинает
резко усиливаться без предшествующего ослабления.
Поводом к регенерации циклонов обычно является све-
свежий заток холодного воздуха в тылу циклона. Антициклоны
чаще усиливаются при слиянии старого и теплого образова-
образования с новым, как правило, холодным ядром [42, 43].
R
G.2.1)
где р — плотность воздуха, (о — угловая скорость вращения
Земли, ср — географическая широта места, Vgr — скорость
градиентного ветра, R — радиус траектории движения воздуш-
воздушной частицы. Знак плюс соответствует градиентному ветру
в циклоне, а знак минус — в антициклоне.
Из формулы G.2.1) следует, что при одном и том же
барическом градиенте: скорость градиентного ветра в ци-
циклоне будет меньше, а в антициклоне больше скорости гео-
геострофического ветра при прямолинейных изобарах, следо-
следовательно, в антициклоне скорость градиентного ветра больше,
чем в циклоне.
Однако в реальных условиях скорость ветра в циклоне
значительно выше, чем в антициклоне, поскольку значения
барических градиентов в циклонических образованиях, как
правило, больше, чем в антициклонических.
7.3. ТРОПИЧЕСКИЕ ЦИКЛОНЫ
Возникновение тропических циклонов. Тропические цик-
циклоны (ТЦ) могут образовываться практически в любое
время года в тропических районах океанов, там, где внут-
ритропическая зона конвергенции (ВЗК) наиболее удалена
от экватора (рис. 7.3.1).
Тропические циклоны, достигшие значительной интенсив-
интенсивности, имеют свое местное название. На Дальнем Востоке
их называют тайфунами (по-китайски «Тай» — сильный ве-
ветер); в северной части Атлантики — ураганами (от испан-
испанского слова «уракан»); в Аравийском море и Бенгальском
заливе — циклонами. Менее распространены местные назва-
названия «вилли-вилли» (Австралия), «вилли-вау» (Океания) и
«багио» (Филиппины) [11, 26, 40, 4G, 55, 56].
144

Зарождаясь в тропиках, циклоны перемещаются к западу
с составляющей в сторону более высоких широт со скоростью
около 10—15 км/ч. Достигнув 25—30° широты ТЦ меняют
направление движения и смещаются, обычно с большей ско-
скоростью, к северо-востоку, приобретая на широте 32—35° свой-
свойства виетропических циклонов.
Рис. 7.3.1. Районы зарождения тропических циклонов.
Наибольший ущерб при прохождении ТЦ причиняют ура-
ураганные ветры, сопровождающиеся штормовыми нагонами воды
и наводнениями.
Для метеорологов важна еще одна сторона последствий
тропических циклонов — их влияние на процессы общей цир-
циркуляции атмосферы.
Эволюция тропических циклонов. В зависимости от ин-
интенсивности тропические циклоны подразделяются на сле-
следующие категории [11, 40, 49]:
1) Тропическое возмущение (скорость ветра не превы-
превышает 15 м/с)—наименее интенсивная тропическая
депрессия;
2) тропическая депрессия — область пониженного давле-
давления со скоростью ветра 16—20 м/с;
3) тропический шторм (скорость ветра 21—32 м/с);
4) ураган (скорость ветра превышает 32 м/с).
До 1977 г. ТЦ, достигшие ураганной силы, называли
женскими именами. Седьмая сессия IV региональной ассоциа-
ассоциации (Северная и Центральная Америка) ВМО A977 г-) при-
приняла рекомендацию об использовании при обозначении тро-
тропических циклонов не только женских, но и мужских
имен. В Тихом океане кроме имени для каждого циклона
указывают год возникновения и порядковый номер, обозна-
обозначаемые четырехзначным числом. Например, число 7809 обо-
обозначает девятый тайфун 1978 г. [49].
Тропические циклоны — сравнительно редкое явление. Вы-
Высказано немало гипотез о причинах и условиях их
возникновения, однако считать разрешенной эту проблему
нельзя. Наибольшим признанием пользуется представление
о том, что зарождению тропических циклонов способствует
сочетание следующих условий:
а) наличие начального циклонического возмущения во
внутритропической зоне конвергенции;
б) бароклинная неустойчивость, зависящая от горизон-
горизонтального градиента температуры, или баротропная не-
неустойчивость;
в) достаточное для создания «закручивающего эффекта»
значение силы Кориолиса;
г) температура поверхности океана не менее 26 °С;
д) конвективная неустойчивость атмосферы, благоприят-
благоприятная для развития проникающей конвекции.
Как и циклоны умеренных широт, ТЦ проходят четыре
стадии развития [11, 40, 49, 50, 53, 63].
Стадия формирования. Ветер еще не достигает ураган-
ураганной силы, а давление в центре циклона на уровне моря не
опускается ниже 1000 гПа. На стадии формирования отме-
отмечается два типа развития циклона: медленный (несколько
суток) и взрывной. В последнем случае на формирование
хорошо развитого циклона уходит не более 12 ч.
Стадия молодого циклона. Начинается тогда, когда дав-
давление в центре ТЦ падает ниже 1000 гПа и ветер достигает
ураганной силы хотя бы в одном месте в пределах ТЦ. Воз-
Возможно два типа развития (независимо от того, как циклон
развивался на стадии формирования), хотя чаще всего быст-
быстрое развитие первой стадии предопределяет столь же быстрое
развитие и второй. При первом типе развития после короткого
периода ураганного ветра в одной из частей тропического
циклона последний начинает быстро заполняться, а затем
длительное время существует в виде тропической депрессии.
19 Заказ 46
При втором типе развития циклон резко углубляется, давле-
давление в центре резко падает. Ураганные ветры образуют плот-
плотное кольцо вокруг центра ТЦ. Из разрозненных шкваловых
облаков образуется стройная облачная система, состоящая
из сходящихся у центра узких спиральных полос, которые,
однако, охватывают все еще небольшую область.
Стадия зрелости. Переход ТЦ в эту стадию происходит
при прекращении падения давления в центре ТЦ. Дальней-
Дальнейшего увеличения скорости ветра не происходит, но зона ура-
ураганных ветров распространяется вширь. Если на стадии
молодого циклона ураганные ветры занимают площадь радиу-
радиусом 30—50 км, то к концу стадии зрелости ТЦ зона ураган-
ураганных ветров может иметь радиус 300—350 км. Продолжи-
Продолжительность существования стадии зрелости составляет не-
несколько дней.
Стадия затухания. Начало заполнения ТЦ означает
переход ТЦ в стадию затухания. Чаще всего это происходит,
когда ТЦ покидает тропические широты и попадает в зону
западных ветров. Заполнение ТЦ может произойти и в тро-
тропических широтах при выходе его на материк. В очень редких
случаях ТЦ заполняется над океанами в тропических ши-
широтах.
Структура тропических циклонов. В настоящее время
основными источниками сведений о структуре ТЦ являются
данные искусственных спутников Земли, которые широко ис-
используются при идентификации и прогнозе ТЦ.
Приземное давление. В среднем давление в центре тро-
тропического циклона составляет 950—960 гПа, довольно часто
оно падает до 890 гПа. Рекордно низкое давление в центре
ТЦ—около 875 гПа.
Для тропических циклонов характерны большие гради-
градиенты давления 14—17 гПа/100 км (в отдельных случаях
60 гПа/100 км). Отмечается также асимметричность в рас-
распределении барических градиентов, которая объясняется на-
наложением барического поля ТЦ на поле потока, в котором
он движется.
При приближении тропического циклона атмосферное дав-
давление резко падает, а затем, по мере его удаления, столь же
резко растет (рис. 7.3.2).
гПп
1000
950
Q00
12 0 12 0 12 0 12 0 12 0 12 0 12
Рис 7.3.2. Ход приземного давления при прохожде-
прохождении тропического циклона.
Ветер. Скорость ветра в тропическом циклоне может до-
достигать огромных значений. Максимальная измеренная ско-
скорость составляет 90 м/с (при большей скорости даже спе-
специально сконструированные приборы выходили из строя); по
косвенным оценкам, скорость ветра может достигать 110 м/с.
В центральной части ТЦ (диаметром 20—25 км), где
расположен так называемый глаз бури, скорость ветра не-
невелика и неустойчива по направлению. В направлении от глаза
бури к периферии скорость ветра резко возрастает, достигая
максимума на расстоянии 20—50 км от внешней границы
глаза бури (в экстремальных случаях 10—50 км); затем
скорость ветра постепенно уменьшается.
В области максимальных значений скорость ветра убы-
убывает с высотой, причем до уровня 6 км сравнительно
медленно, а выше — гораздо быстрее.
Температура. Одной из основных черт ТЦ является на-
наличие в нем в области теплого ядра — глаза бури. У под-
подстилающей поверхности горизонтальные градиенты темпера-
температуры очень малы, а с высотой они растут, достигая макси-
максимума на уровне 3—10 км. Здесь температура в центре ТЦ
на 5—15 °С выше, чем на расстоянии 150 км от него.
Облака и осадки. В ТЦ развивается мощная облачность,
окаймляющая стеной глаз бури. Ширина этой стены облаков
может составлять несколько сот километров (совпадает с зо-
зоной ураганных ветров), а по вертикали она простирается от
нескольких сот метров до 12—15 км.
Снимки с ИСЗ показывают, что с внешней стороны
к стене облачности примыкает несколько (вплоть до семи)
спиралеобразных полос облаков длиной 300—400 км (в от-
отдельных случаях до 900 км),
i45
*>—-
\
\
V
—--

Из столь мощной по вертикали кучево-дождевой облачно-
облачности выпадают ливневые осадки огромной интенсивности. За
время прохождения ТЦ через станцию на ней выпадает
в среднем примерно 500 мм осадков. В экстремальных слу-
случаях их количество может достигать 2500 мм (годовое коли-
количество осадков в большинстве районов внетропической зоны
составляет в среднем 600—800 мм).
Количество осадков в ТЦ на единицу площади в единицу
времени определяется по формуле
s
G.3.1)
где Vг — радиальная составляющая скорости ветра, R — ра-
радиус рассматриваемой окружности ТЦ, АР — толщина облач-
облачного слоя, гПа, 5 — массовая доля водяного пара воздуха,
втекающего в ТЦ, g — ускорение свободного падения. Рас-
Расчеты по формуле G.3.1) дают результаты, близкие к данным
реальных измерений.
Глаз бури. Самое феноменальное и загадочное явление
в тропическом циклоне — его центральная часть (глаз бури),
в котором облачность крайне незначительная (особенно по
сравнению с окружающей его стеной облаков). Когда глаз
бури хорошо выражен, на его границе осадки внезапно пре-
прекращаются, небо проясняется, ветер значительно ослабевает,
иногда до штиля. Такой резкий переход от урагана к штилю
угнетающе действует на многих очевидцев этого явления.
Форма глаза бури постоянно меняется. Иногда встречается
даже двойной глаз бури. В хорошо развитых ТЦ средний
диаметр глаза бури равен 20—25 км, а в разрушительных
тайфунах Тихого океана доходит до 60—70 км. Отмечены
единичные случаи, когда диаметр глаза бури достигал
300 км. Такое увеличение размеров глаза бури обычно сви-
свидетельствует об ослаблении интенсивности ТЦ.
В слабо развитых ТЦ глаз бури может отсутствовать.
Так, в атлантических ТЦ, в центре которых давление состав-
составляло 994 гПа, глаз бури обнаружить не удалось.
7.4. КОНВЕКТИВНЫЕ ЯВЛЕНИЯ (КОНВЕКЦИЯ)
Конвекция — восходящее движение воздушных масс, ко-
которое выражается в образовании беспорядочных струй или
«пузырей», или «термиков» [25, 27, 28, 37, 54, 61].
Конвективные движения в атмосфере классифицируются
либо на основе порождающих их причин, либо по форме
проявления, т. е. классификация может быть генетической
или морфологической. В первом случае различают свободную
(чисто термическую) конвекцию, порожденную действием
одних только архимедовых сил, и вынужденную (динамиче-
(динамическую). Обычно эти две причины действуют в атмосфере
вместе. Во втором случае различают упорядоченную и не-
неупорядоченную конвекцию. Упорядоченная конвекция прояв-
проявляется в виде геометрически правильных циркуляционных
ячеек и, строго говоря, может возникать лишь при полной
горизонтальной однородности условий на границах слоя кон-
конвекции. Однако в реальных условиях подстилающая поверх-
поверхность неоднородна в термическом отношении. Поэтому в ат-
атмосфере возникает неоднородная конвекция с более или
менее правильным пространственным распределением отдель-
отдельных конвективных элементов.
Необходимыми условиями развития атмосферной конвек-
конвекции являются меньшая по сравнению с окружающей атмо-
атмосферой плотность некоторого объема воздуха и неустойчивая
стратификация атмосферы. Эти условия существуют как
вблизи земной поверхности, так и в пограничном слое атмо-
атмосферы.
В первом случае решающую роль в возникновении кон-
конвекции играет неравномерное нагревание подстилающей
поверхности. Над более теплыми участками воздух перегре-
перегревается, что приводит к уменьшению плотности воздуха и,
следовательно, к конвекции. Это подтверждается хорошо
выраженным суточным ходом конвекции. Над сушей макси-
максимальное развитие конескции происходит днем, над водой —
ночью.
Во втором случае причиной возникновения конвекции
выше приземного слоя может быть как наличие приподня-
приподнятого термически неустойчивого слоя, так и появление ло-
локальных зон повышенной влажности (при одинаковых темпе-
температуре и давлении плотность влажного воздуха всегда
меньше плотности сухого воздуха). Такие пространственные
колебания влажности могут быть связаны с динамической
турбулентностью, развивающейся на этих высотах, с боль-
большими вертикальными градиентами метеорологических эле-
элементов.
Если начальный импульс привел к возникновению кон-
конвекции, то дальнейшее ее развитие зависит от стратификации
атмосферы. Неустойчивая стратификация благоприятствует
развитию конвекции, а устойчивая препятствует.
Адиабатические модели конвекции. Метод частицы —
наиболее простой способ определения критериев вертикальной
устойчивости атмосферы. Предполагается, что при вертикаль-
вертикальном перемещении воздушная частица не обменивается с окру-
окружающей средой массой, теплом и т, д., т. е. она адиабати-
адиабатически изолирована от среды, которая в свою очередь нахо-
находится в статическом равновесии.
В ненасыщенном воздухе, т. е. ниже уровня конденсации,
скорость подъема частицы обусловлена сухоадиабатическим
градиентом (Ya = 0,98 °С/100 м); выше этого уровня — влаж-
ноадиабатическим (Yb. а), который при различных темпера-
температуре и давлении имеет разные значения.
В методе частицы считается, что вертикальный градиент
давления внутри поднимающегося воздуха и вне его прибли-
приблизительно одинаков. Поэтому вертикальное ускорение частицы
сухого воздуха можно записать так
g
dt * Te ~б Те ' V
а вертикальное ускорение частицы влажного воздуха —
dm Tvi — Tve __ ATV
41)
dt
т »
¦* ve
G.4.2)
где w — вертикальная скорость частицы, g — ускорение сво-
свободного падения, Т и Tv — обычная и виртуальная темпера-
температура воздуха. Индексами i и е обозначена температура
соответственно внутри и вне частицы. Выше уровня конден-
конденсации на высоте 3—4 км над поверхностью Земли летом
величина ATV может достигать 0,2—0,3 К только за счет
различия между влажностью в облаке и вне его. Поэтому
даже при 7\- = Те конвекция может продолжаться.
Уравнение G.4.2) может быть записано в виде
где y» Yb. a — фактический и влажноадиабатический гра-
градиенты температуры воздуха, Т — средняя температура
слоя г, К.
Из G.4.3) следует, что среда находится в состоянии
неустойчивого равновесия, если y > Yb.. а, безразличного или
нейтрального равновесия, если y = Yb. а и устойчивого равно-
равновесия, если y < Yb. а-
Метод слоя. При использовании метода частицы предпо-
предполагается, что окружающий ее воздух находится в состоянии
покоя. Однако наличие восходящих потоков должно вызвать
появление компенсационных нисходящих движений, что ма-
математически определяется уравнением неразрывности. Оседа-
Оседание окружающего воздуха приводит к адиабатическому на-
нагреванию его, из-за которого разность температуры поднима-
поднимающихся частиц и окружающего их воздуха уменьшается
[35, 58].
Предполагая, что подъем воздуха происходит влажно-
адиабатически, а опускание—сухоадиабатически, можно по-
показать, что
М'
' » —Yb. a) — ha —У)
ДА, G.4.4)
dm
М
где М/ и М — соответственно массы поднимающегося и опус-
опускающегося воздуха, ДА — смещение восходящего потока по
вертикали, уа — сухоадиабатический градиент температуры
воздуха. Очевидно, что Дш/Д/<Г0, если
(Y — Yb. a) — (Уа —
М'
G.4.5)
М <
Соотношение G.4.4) называется критерием устойчивости
Бьеркнеса. Из него следует, что при заданном y слой одно-
одновременно может быть неустойчивым по отношению к верти-
вертикальным смещениям малых частиц и устойчивым по отно-
отношению к большим массам воздуха. Однако этот вывод пра-
правилен лишь в тех случаях, когда можно пренебречь неадиаба-
тичностью конвекции, например внутри сердцевины мощных
кучево-дождевых облаков.
Учет неадиабатичности конвекции. В реальных условиях
атмосферы частицы воздуха нельзя считать адиабатически
изолированными от окружающей среды: между ними проис-
происходит обмен массой, теплом, влагой и т. д. Об этом свиде-
свидетельствуют прежде всего опытные данные. Фактически изме-
измеренная разность температуры воздуха внутри конвективных
струй и термиков и вне их примерно на порядок меньше
146

рассчитанной по адиабатической модели; верхняя граница
конвективных облаков Z* располагается, как правило, значи-
значительно ниже уровня конвекции (ZK0Hb), в среднем на 3 км.
Различие между Z* и ZK0Hb тем больше, чем меньше относи-
относительная влажность воздуха, в котором развивается конвек-
конвективная облачность [3, 26, 35, 60].
Эти расхождения можно объяснить, если принять во
внимание массо- и теплообмен между конвективными эле-
элементами и окружающим воздухом. Этот процесс обмена
(взаимодействия) конвективных термиков с окружающей
средой называется вовлечением. Под влиянием вовлечения
адиабатическая кривая состояния смещается в сторону кри-
кривой стратификации, при этом смещение тем больше, чем ниже
относительная влажность окружающего воздуха.
Мерой интенсивности вовлечения является показатель
вовлечения а, представляющий собой массу вовлеченного
воздуха, отнесенную к единице массы термика и единице
высоты:
1 dm
т dZ '
G.4.6)
Теория и экспериментальные данные показывают, что для
термиков, имеющих форму струй и пузырей, показатель во-
вовлечения определяется по формуле
С
а==
R
G.4.7)
где R — радиус поперечного сечения струи или радиус пу-
пузыря, С—безразмерный коэффициент.
7.5. СТРУЙНЫЕ ТЕЧЕНИЯ
Струйное течение — это сильный узкий поток воздуха
с почти горизонтальной осью в верхней тропосфере или ниж-
нижней стратосфере, характеризующийся большими вертикаль-
вертикальными и горизонтальными градиентами скорости ветра и од-
одним или более максимумами скорости. Формируется оно
в хорошо выраженных фронтальных зонах в тропосфере и
стратосфере. Струйные течения — уникальное атмосферное
явление, открытое военными летчиками в конце второй ми-
мировой войны [8, 43].
Скорость ветра на оси струи составляет в основном
150—200 км/ч (v =45—55 м/с). Максимальная измеренная
скорость ветра достигала 700 км/ч B00 м/с).
При определении длины, ширины и вертикальной протя-
протяженности конкретного струйного течения пользуются огра-
ограничивающей изотахой 30 м/с A08 км/ч). Обычно длина струй-
струйного течения составляет несколько тысяч километров, ши-
ширина — сотни километров. Вертикальный сдвиг ветра равен
5—10 м/с на 1 км, а горизонтальный 5 м/с на 100 км.
Центральную часть струйного течения, в которой ско-
скорость ветра максимальна, называют сердцевиной. Изотаха
максимального ветра внутри сердцевины называется осью
струйного течения. Сечение сердцевины струйного течения не
превышает 50—100 км но горизонтали и 1—2 км по верти-
вертикали; скорость ветра на границах сердцевины лишь немного
меньше, чем на оси струйного течения.
Слева от оси струи, если смотреть по потоку, располо-
расположена циклоническая сторона струйного течения, справа —
антициклоническая (иногда их называют соответственно хо-
холодной и теплой, но это верно лишь для тропосферных струй-
струйных течений). Ось струи наиболее часто располагается на
значительной высоте вблизи тропопаузы в слое 500—200 гПа,
нередко и в стратосфере на высоте около 12 км. Однако над
высокими горами (Анды, Гималаи, Памиро-Алай) струйные
течения располагаются сравнительно низко (на высоте 3—
4 км над подстилающей поверхностью) и вызывают иногда
сильные бури на горных перевалах.
Вблизи оси струи (как выше, так и ниже нее) отмеча-
отмечаются большие вертикальные градиенты скорости ветра, уве-
увеличивающиеся от 3 до 25 м/с на 1 км по вертикали при
возрастании скорости ветра на оси от 20 до 100 м/с. В слое
850—300 гПа скорость ветра в струйном течении увеличи-
увеличивается в 2—4 раза в 71 % случаев и более чем в 4 раза
в 29 % случаев. Горизонтальный градиент скорости ветра
в струе наиболее часто составляет 6—8 м/с на 100 км при
колебаниях 2—16 м/с [43].
Причиной возникновения струйных течений является ба-
роклинность фронтальной зоны, в области которой контрасты
температуры (в пределах всей тропосферы) достигают макси-
максимума и определяют скорость ветра в струйных течениях. Чем
больше контраст температуры, тем больше термическая со-
составляющая скорости геострофического ветра и, следова-
следовательно, скорость ветра в центральной части струи. Эту зако-
закономерность можно проиллюстрировать данными о повторяе-
повторяемости скорости ветра (V) на оси струйных течений
при различных значениях разности температуры AT между
воздушными массами:
АГ°С 20—35 10—20 7—12
V м/с 55 40—55 25—40
Число случаев 13 46 8
Каждому типу главного фронта соответствует характер-
характерный диапазон высот струйного течения и ряд других его
характеристик.
Струйное течение арктического фронта располагается на
высоте 6—8 км. Арктические струйные течения севернее
65° с. ш. характеризуются максимальными скоростями ветра,
достигающими порой 60—100 м/с на высоте менее 8 км. На
этих же высотах иногда встречается струйное течение явно не
связанное с арктическим фронтом, но окаймляющее проник-
проникшие далеко к северу субтропические высотные антициклоны.
Струйное течение умеренных широт (или полярного
фронта) чаще всего наблюдается в зоне 65—45° с. ш. и рас-
располагается на высоте 9—12 км (на уровне 300—200 гПа).
Зимой максимальная скорость ветра на оси довольно часто
достигает 80—100 м/с (иногда 120—130 м/с), летом же
редко превышает 60—70 м/с. Наибольшая скорость ветра
отмечается над восточным побережьем Северной Америки и
Азии, где в холодное время года часто происходит обострение
фронтов умеренных широт. Здесь совместное влияние терми-
термических факторов и орографии приводит к тому, что зона
струйных течений располагается в более низких широтах,
чем у западных побережий. Так, над Японией и восточным
побережьем США ось струйного течения проходит примерно
по 40° с. ш., у западных берегов — на 55—60° с. ш.
Над океанами ориентировка области наибольшей повто-
повторяемости струйных течений в основном совпадает с направ-
направлениями теплых океанических течений: Гольфстрима и Северо-
Атлантического в Атлантике и Куросио и Северо-Тихоокеан-
ского в Тихом океане. Именно в этих районах отмечается
зона наибольших контрастов температуры. Летом оси струй-
струйных течений располагаются на 5—10° севернее, чем зимой.
Субтропическое струйное течение располагается на вы-
высоте 11—16 км и прослеживается в обоих полушариях в виде
почти непрерывного пояса сильного западного ветра на се-
северной периферии субтропических областей высокого давле-
давления. Положение оси этого струйного течения испытывает
значительные сезонные изменения. Большие скорости ветра
в субтропических струйных течениях встречаются чаще, чем
во внетропических. Над Японией скорость ветра в струйном
течении достигает 180—200 м/с, над восточным побережьем
США она несколько меньше.
При мощных холодных вторжениях с севера субтропи-
субтропические струйные течения над западной частью Тихого и
Атлантического океанов иногда трудно отличить от актив-
активных струйных течений умеренных широт.
Над Кавказом, Малой и Средней Азией, Ближним Восто-
Востоком и полуостровом Индостан субтропическое струйное те-
течение делится на два типа: нижнее (на высоте 11—13 км)
и верхнее (на высоте 14—16 км). Субтропическое струйное
течение отличается большой подвижностью, проявляющейся
при мощных выносах тропического воздуха в северные ши-
широты, когда струйное течение может продвинуться к северу
до 60—65° с. ш. Тропопауза в области субтропического струй-
струйного течения, как правило, претерпевает разрыв: к югу от
течения располагается высокая A6—17 км) и холодная
(от —70 до —80 °С) тропическая тропопауза, к северу —
низкая (9—10 км) и относительно теплая (от —50 до
—60°С) полярная тропопауза.
Экваториальное струйное течение обычно имеет восточ-
восточное направление и может наблюдаться в течение всего года
на уровне 100—10 гПа B0—30 км). Термин «экваториаль-
«экваториальное» означает, что струйное течение располагается вблизи
экватора (но не обязательно па экваторе). Отмечается оно
над Африкой, Юго-Восточной Азией, Австралией, Атланти-
Атлантическим и Тихим океанами в зоне 0—15° (реже 20° с. и ю. ш.
Скорость ветра составляет 30—40 м/с. В северном полуша-
полушарии летом экваториальное струйное течение удаляется от
экватора, зимой приближается к нему. Ось экваториального
струйного течения всегда наблюдается выше 20—30 км,
вследствие чего его следует отнести к стратосферным струй-
струйным течениям.
Стратосферные струйные течения преимущественно за-
западного направления наблюдаются зимой над Европой и
Азией на высотах от 16 км до предельных высот подъема
радиозонда как в умеренных, так и в низких широтах. Летом
19*
147

на всех меридианах в зоне 0—75° с. ш. повторяемость страто-
стратосферных струйных течений значительно уменьшается, что
связано с появлением на высоте 18 км и более восточных
ветров, редко достигающих критериев скорости ветра струй-
струйного течения.
Стратосферные струйные течения в субполярной области
на протяжении года испытывают значительные колебания,
меняясь от очень сильных западных ветров зимой (струйные
течения «на краю полярной ночи» на уровне 25—60 км на
60—70° с. ш.) до менее сильных восточных ветров летом
в субтропической зоне, а иногда в умеренной и полярной
зонах на высоте 20—30 км.
Влияние орографии на струйные течения. Влияние мощ-
мощных горных систем Средней и Центральной Азии распро-
распространяется по меньшей мере до 16—18 км, т. е. до уровней,
в 3—4 раза превышающих высоту гор [33]. Летом в субтро-
субтропическом струйном течении над Средней Азией наряду
с основным максимумом скорости западного ветра над Ту-
ранской низменностью и Голодной степью вдоль северной
части горных систем Тянь-Шаня и Памиро-Алая наблюда-
наблюдаются локальные орографически обусловленные струйные те-
течения, возникновение которых вызвано резким (в 3—5 раз)
увеличением бароклинности на границе между равнинной
и горной территориями Средней Азии, а также замедлением
скорости струйных течений перед горами и над ними и по-
повышением скорости ветра в зоне обтекания гор.
Влияние Тянь-Шаня и Памиро-Алая сказывается и
в увеличении повторяемости струйных течений у их северных
склонов.
Еще сильнее влияют на струйные течения Гималаи и
Тибетское плато. Характерное раздвоение пояса западных
ветров в нижнем слое атмосферы C—4 км) над Тибетом
прослеживается и в более высоких слоях.
Зимой над Центральной Азией существуют две ветви
струйного течения—над южной и над северной периферией
Тибетского нагорья. Северная часть принадлежит струйному
течению полярного фронта, а южная ветвь является субтро-
субтропическим струйным течением.
Горные системы Средней Азии и Тибет оказывают влия-
влияние на циркуляцию атмосферы не только как механическое
препятствие. Нагреваясь летом и выхолаживаясь зимой, горы
формируют местные особенности циркуляции. Летом над
Гималаями и Тибетом образуется теплый антициклон, при
этом ось субтропического струйного течения проходит по
северной периферии этого антициклона (часто севернее Тибет-
Тибетского нагорья).
Зимой выхолаживание нижнего слоя атмосферы способ-
способствует смещению к югу зоны наибольших контрастов темпе-
температуры, что способствует усилению южной ветви струйного
течения.
По отношению к западному переносу ориентация Альп
и Кавказа аналогична ориентации Гималаев, Тянь-Шаня и
Памиро-Алая, однако поскольку они ниже и занимают го-
гораздо меньшую площадь, их влияние на струйные течения
проявляется слабее.
Воздействие Скалистых гор в Северной Америке и Анд
в Южной на струйные течения несколько иное по сравнению
с воздействием горных систем Восточного полушария. Вслед-
Вследствие большой протяженности в меридиональном направле-
направлении западные струйные течения пересекают Скалистые горы
и Анды почти под прямым углом. При этом над ними в поле
давления формируется высотный гребень, а вниз по потоку,
на подветренной стороне — ложбина. Уменьшение сечения
воздушного потока над горами вызывает увеличение скорости
ветра на оси струйного течения и увеличение вертикального
сдвига ветра ниже оси. На подветренной стороне гор проис-
происходит обратное явление: увеличение сечения воздушного по-
потока и соответствующее уменьшение максимальной скорости
ветра на оси струйного течения и вертикального сдвига ветра
ниже оси.
Струйные течения нижних уровней (СТНУ) — это про-
протяженные зоны сильного ветра в пределах планетарного
пограничного слоя атмосферы [43]. Их протяженность обычно
составляет несколько сотен (до тысячи) километров, скорость
ветра на оси достигает 50—70 м/с: от 50 м/с над ETC до
70 м/с над Дальним Востоком.
Нефронтальные СТНУ располагаются перед теплыми и
холодными фронтами параллельно им, а также часто наблю-
наблюдаются после прохождения фронтов. Перед холодными фрон-
фронтами СТНУ развивается з так называемом потоке теплой
несущей полосы — в наиболее теплом и влажном воздухе
теплого сектора. Этот г(оток имеет значительную горизон-
горизонтальную составляющую скорости ветра, параллельную фронту
и одновременно смещающуюся в сторону движения фронта.
Вокруг оси СТНУ развивается спиральная циркуляция, вос-
восходящая ветвь которой сливается с восходящими движениями
воздуха непосредственно перед холодным фронтом, в резуль-
результате чего происходит активное образование облаков.
Струйные течения нижних уровней способствуют возник-
возникновению и усилению опасных явлений погоды: сильных вет-
ветров, интенсивной конвекции, которые из-за больших сдвигов
ветра в нижней части СТНУ представляют опасность для
авиации.
Общепринятого критерия для выделения СТНУ, подоб-
подобного критерию ВМО для струйного течения свободной атмо-
атмосферы, пока не существует. Некоторые авторы в качестве
такого критерия используют скорость ветра 15 м/с. С учетом
этого критерия получено, что в районе Москвы, например,
повторяемость СТНУ в холодный период года больше, чем
в теплый, в ночные и утренние чаще, чем в дневные, при этом
СТНУ вдвое чаще бывают связаны с теплыми фронтами,
чем с фронтами других типов. Высота СТНУ колеблется от
1090 м летом до 850 м в остальные сезоны.
Фронтальные СТНУ имеют аналоги в моделях фронтоге-
неза. Образование зоны больших контрастов температуры
вблизи подстилающей поверхности, так же как и образова-
образование ПВФЗ вблизи тропопаузы, сопровождается возрастанием
составляющей скорости ветра, параллельной фронту. Шеро-
Шероховатость подстилающей поверхности обусловливает смещение
этого максимума на некоторую высоту в пределах погранич-
пограничного слоя. Таким образом, в появлении фронтальных СТНУ
основную роль играют адвекция, с одной стороны, и шеро-
шероховатость и турбулентное перемешивание — с другой.
Для нефронтальных СТНУ решающим фактором является
неоднородность турбулентного перемешивания по высоте.
Разница условий формирования фронтальных и нефронталь-
нефронтальных СТНУ обусловливает различия их свойств. Например,
фронтальные СТНУ наблюдаются как днем, так и ночью,
а нефронтальные — существенно чаще в ночные и утренние
часы.
7.6. СМЕРЧ
Смерч представляет собой вихрь малой горизонтальной
протяженности, который опускается в виде воронки из
основания грозового облака. Как правило, смерч связан
с возникновением мощных грозовых облаков, достигающих
высоты 12—15 км, т. е. простирающихся выше тропо-
тропопаузы [55].
Смерчи образуются вследствие конвективной неустойчи-
неустойчивости атмосферы, вызванной процессами синоптического
масштаба. Мощные грозовые облака обладают вихревым
движением, являются генераторами смерчей, за что их на-
называют «материнскими облаками».
Обычно смерч, опускаясь из такого облака к поверхно-
поверхности суши или моря, втягивает в себя пыль, песок, камни,
траву и воду. Этот факт доказывает существование больших
вертикальных потоков в смерчевом облаке. Смерчи сопро-
сопровождаются самыми сильными ветрами, скорость которых, по
оценкам, может достигать 130 м/с. Давление в центре смерча
значительно ниже, чем на периферии: по данным измерений,
понижение давления составляет 50 гПа, хотя по оценкам,
оно может достигать и 100 гПа.
Структура смерча весьма сложная. В центральной части
смерча образуется ядро диаметром 100—150 м и меньше,
в котором скорость нисходящих движений воздуха достигает
60—80 м/с. Выхоложенный опускающийся воздух при кон-
конвергенции у поверхности Земли увеличивает разрушительную
силу смерча. Вокруг ядра смерча отмечаются восходящие
движения воздуха, скорость которых составляет 70—90 м/с.
Результатом этих движений является конденсация водяного
пара, что придаст смерчу белесоватый цвет, видимый изда-
издалека. Когда же смерч вбирает в себя пыль и песок, он
становится темным.
Смерч разрушает почти все строения и деревья на своем
пути. Быстрое падение атмосферного давления при движении
смерча над строениями производит дополнительный эффект,
усугубляя разрушение, производимое сильными ветрами.
И если в здании нет достаточного количества открытых две-
дверей и окон, способных уравновесить давление внутри здания
и снаружи, то избыточное давление внутри здания при про-
прохождении смерча поднимает крышу и выталкивает стены
наружу. Обычно воронкообразное облако смерча распростра-
распространяется вниз и достигает земной поверхности только на не-
несколько минут, в течение которых смерч передвигается на
один-два километра. Однако наблюдались смерчи, которые
оставались у земной поверхности и перемещались на расстоя-
расстояние 20—50 км. Такие смерчи наиболее интенсивные и при-
приводят к большим разрушениям и человеческим жертвам. Диа-
Диаметр смерча относительно мал: от 50 м до 1 км.
148

Длительность существования смерча небольшая: от не-
нескольких минут до нескольких часов. Длина пути в среднем
5—10 км, иногда более 30 км. Скорость движения смерча
различна: от 10—20 до 60—100 км/ч. В редких случаях
смерчи практически не передвигаются.
Если размеры смерчевого кучево-дождевого облака не-
невелики (несколько километров в поперечнике), то в таком
облаке может образоваться один смерч, реже два—три.
Громадные облака с горизонтальной протяженностью 30—
50 км и более, очень часто сопровождаются группой смерчей.
Смерчи наблюдаются в основном в европейской части
СССР и в центральных штатах Северной Америки [7, 44, 62].
На юге Западной Сибири, в Средней Азии и на озере Бай-
Байкал смерчи крайне редки. Наибольшая вероятность смерчей
приходится на Черное море вблизи побережья Кавказа,
Центрально-черноземный район, Молдавию, Белоруссию и
Прибалтику. Самый северный смерч наблюдался у Соловец-
Соловецких островов.
Смерчи, как и грозы, наиболее часто возникают после
полудня.
Смерчи связаны с двумя типами мезомасштабной цир-
циркуляции:
1) с облаками, имеющими горизонтальную ось вращения
(крутящийся облачный вал) и наблюдающимися на линиях
шквала перед быстро движущимися холодными фронтами;
2) с облаками, вращающимися вокруг вертикальной оси.
Последний тип циркуляции чаще встречается на холодных
фронтах, вдоль которых перемещаются мезомасштабные ци-
циклонические вихри. В передней части «материнского» облака
первоначально, до возникновения смерча, существует крутя-
крутящийся по ходу движения облачный вал.
Чаще всего смерчи возникают с правой стороны облака
(по направлению его перемещения), представляя собой как
бы продолжение правой части крутящегося вала, при этом
наблюдается циклоническое вращение ветра. Имеют место
случаи, когда в смерче происходит и антициклоническое вра-
вращение ветра.
Образование смерчей часто связано с развитием вне-
тропических циклонов. Конвергенция воздуха на нижних
уровнях и фронтальный подъем вызывают реализацию боль-
большого количества энергии неустойчивости. Исследования по-
показали, что в самых нижних слоях конвергенция значительна,
в основной толще атмосферы она слаба, а выше поверхности
400 гПа появляется и усиливается с высотой дивергенция
потока, достигающая максимума вблизи уровня тропопаузы.
Появление смерча почти всегда связано с наличием теплого
слоя сухого воздуха, находящегося над мощным неустойчи-
неустойчивым влажным слоем воздуха. Резкое понижение влажности
приводит к увеличению потенциальной неустойчивости атмо-
атмосферы. При достижении нисходящим потоком в кучево-дож-
девом облаке сухого слоя, температура в нем вследствие
испарения начинает быстро понижаться; на небольшом рас-
расстоянии возникают большие температурные контрасты и
большие градиенты давления. В этой области низкого давле-
давления вероятно возникновение смерчей.
Обычно смерчи отмечаются в юго-восточной части теп-
теплого сектора циклона, пере^ зоной относительно сухого воз-
воздуха у поверхности Земли.
Техническими средствами, позволяющими иногда обнару-
обнаружить смерчи, являются метеорологические радиолокаторы.
На экране радиолокатора смерч имеет вид подковообразного
образования с просветом в центре.
7.7. МЕСТНАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ
Местной циркуляцией называется циркуляция в атмо-
атмосфере над сравнительно небольшим участком Земли, обус-
обусловленная особенностями подстилающей поверхности. При-
Примерами местной циркуляции являются бризы, горно-долин-
ные и ледниковые ветры [27, 55, 56].
Бризом называют ветер, возникающий у береговой линии
морей и больших озер и имеющий резкую суточную смену
направления (рис. 7.7.1 а). Возникновение бризов связано
с суточным ходом температуры поверхности суши. Дневной
(морской) бриз дует с моря на нагретое побережье, а ночной
(береговой) бриз — с охлажденного побережья на море.
Скорость ветра при бризах составляет 3—5 м/с (в тропиках
бывает и выше). Наиболее четко бризы прослеживаются при
ясной погоде, когда общий перенос воздуха очень слаб
(например, во внутренних частях антициклонов). При про-
, хождении циклонов общий перенос воздуха в определенном
направлении маскирует бризы.
Особенно хорошо выражена бризовая циркуляция в суб-
субтропических антициклонах, например, на побережьях в зоне
пустынь, где суточная изменчивость температуры воздуха
над сушей велика, а барические градиенты малы. Но и
в средних широтах в теплое время года наблюдаются хорошо
развитые бризы.
*)
День
Ночь
Суша
Суша
Ночь
•—800
900-
-1000-
Рис 7.7.1. Схема бриза (а) и горно-долинного ветра (б).
Толщина охваченного бризом слоя может сильно варьи-
варьировать (от нескольких сот метров до 1—2 км), причем
в случае дневного бриза он более мощный, чем в случае
ночного. Выше наблюдается перенос воздуха в обратном
направлении (антибриз); толщина слоя также составляет
1,5—2 км. От береговой линии бризы распространяются
в глубь суши или моря на десятки километров. Вторжение
морского бриза на сушу имеет общие черты с вторжением
" холодного фронта.
Дневной (морской) бриз несколько понижает темпера-
температуру воздуха над сушей и увеличивает относительную влаж-
влажность; особенно резко это выражается в тропиках. В Мадрасе
морской бриз понижает температуру воздуха на побережье
на 2—3°С и повышает влажность на 10—20%. В Западной
Африке этот эффект значительно выше: морской бриз, при-
приходя на смену нагретому континентальному воздуху, может
понизить температуру более чем на 10 °С и повысить отно-
относительную влажность более чем на 40 %.
Очень сильный эффект производит морской бриз, постоянно
дующий в районе Сан-Франциско. Так как морской воздух
приходит на сушу с поверхности холодного Калифорнийского
течения, то летом средняя температура в Сан-Франциско
на 5—7 °С ниже, чем в соседнем Лос-Анджелесе, а зимой
ниже на 2—3°С.
Бризы наблюдаются и на побережьях больших озер н
рек (Севан, Иссык-Куль, Ладожское и Онежское озера,
дельта Волги). При этом вертикальная мощность, горизон-
горизонтальное распространение и скорость ветра значительно
меньше, чем при бризах на берегах морей и океанов.
Горно-долинным (склоновым) ветром называется ветер,
возникающий вследствие различий в нагревании и охлажде-
охлаждении воздуха над хребтом и над долиной. Днем склоны гор,
обращенные к Солнцу, нагреваются сильнее, их температура
выше температуры воздуха над долиной, т. е. наблюдается
горизонтальный градиент температуры, направленный от
склона горы в сторону долины. Под влиянием этого гради-
градиента возникает замкнутая циркуляция воздуха: в нижнем
слое ветер направлен из долины к горам, в верхнем слое — от
гор к долине. Ночью склоны гор охлаждаются быстрее, в ре-
результате направление движения воздуха противоположно
дневному (рис. 7.7.1 б).
Горно-долинные ветры хорошо выражены во многих
долинах и котловинах Альп, Кавказа, Памира и в других
горных системах, главным образом в теплое полугодие. Вер-
Вертикальная мощность их4значительна (измеряется километ-
километрами); ветер занимает все поперечное сечение долины. Ско-
Скорость его невелика и лишь в отдельных случаях достигает
10 м/с.
Ледниковый ветер — ветер, дующий в горах вниз по
леднику. Этот ветер не имеет суточной периодичности, что
обусловлено постоянным охлаждением воздуха над поверх-
поверхностью ледника. При этом холодный воздух стекает вниз.
Над некоторыми ледниками Кавказа скорость ледникового
ветра достигает 3—7 м/с. Вертикальная мощность потока
149

ледникового ветра составляет несколько десятков (иногда со-
сотен) метров.
Явление ледниковых ветров в огромных масштабах наб-
наблюдается в Антарктиде, где над постоянным ледниковым
покровом возникают стоковые ветры (чаще всего юго-восточ-
юго-восточные) — перенос выхоложенного воздуха по наклону ледни-
ледникового купола в сторону океана. Так как на перенос выхоло-
выхоложенного воздуха влияет барический градиент, то по мере при-
приближения холодной воздушной массы к береговой линии
в нижнем слое толщиной 100—200 м скорость ветра может
превышать 20 м/с с резко выраженной порывистостью.
7.8. ОБЛЕДЕНЕНИЕ
Обледенением называется отложение любого вида льда
на поверхности сооружений, ветвях деревьев, проводах, на
покрытиях дорог, аэродромах и др. Обледенению могут под-
подвергаться воздухоплавательные аппараты, а также морские
суда [2, 9, 10, 12—15, 20, 29, 51, 52].
Причины образования гололедно-изморозевых отложений
могут быть различны, что приводит к различиям в структуре,
плотности, адгезии и т. п. Различают следующие виды обле-
обледенения: иней, кристаллическая изморозь (возникают в ре-
результате сублимации водяного пара); зернистая изморозь,
гололед (образуются в результате осаждения и замерзания
переохлажденных капель тумана, дождя или мороси); отло-
отложения замерзшего мокрого снега и сложные отложения льда.
Существует также еще один вид обледенения: — твердый
налет — похожий на иней белый налет из мелких ледяных
кристалликов, образующийся в результате сублимации водя-
водяного пара на холодной поверхности. Особо следует выделить
брызговое обледенение судов и береговых сооружений на
морях, реках и озерах.
Наиболее серьезный ущерб народному хозяйству при-
причиняют отложения с большой плотностью: гололед, отложе-
отложение мокрого снега, зернистая изморозь, а также иней.
На интенсивность образования гололеда, изморози или
налипания мокрого снега влияет много факторов, таких, как
географическая широта местности, ее положение относительно
крупных водных объектов, высота над уровнем моря и ориен-
ориентация относительно гололедонесущих потоков. Следует иметь
в виду также и чисто механические факторы: свойства обле-
обледеневающей поверхности, а также возможность наличия
электрического поля около нее, как, например, вокруг элек-
электрических проводов.
В горах угроза сильного обледенения объектов резко
возрастает. Например, исключительно большое отложение
плотной изморози с массой 86,2 кг ча погонный метр троса
диаметром 73 мм был отмечен в северной части Южного
Урала на высоте 1108 м.
Наиболее интенсивные и продолжительные обледенения,
как правило, отмечаются на обширных возвышенностях, та-
таких, как Валдайская, Смоленско-Московская, Приволжская,
Донецкий и Тиманский кряжи, Большой Казахский мелко-
сопочник и др. В низменностях, речных долинах и горных
котловинах длительность гололедно-изморозевых процессов
(как непрерывная, так и суммарная) уменьшается (Туранская
низменность, восточная часть Западно-Сибирской низменно-
низменности, низовья Дона, Буга и Днестра, среднее и верхнее течение
Волги с притоками и т. д.). Исключение составляют северные
районы европейской части СССР, примыкающие к Уральскому
хребту, часть Западно-Сибирской низменности и некоторые
другие районы с особыми термическими и циркуляционными
условиями, способствующими частой повторяемости обра-
образования кристаллической изморози [13, 14, 30, 36, 38, 41,
44, 63].
7.9. МЕТЕЛИ
Метелью называется перенос снега над земной поверх-
поверхностью достаточно сильным ветром. Различают общую ме-
метель, низовую метель и поземок. Общая метель наблюдается
при достаточно сильном ветре при выпадении снега. Низовая
метель— перенос ветром снега, поднятого с поверхности
снежного покрова, причем снег поднимается достаточно вы-
высоко (до высоты 2 м). Поземок — перенос сухого снега не-
непосредственно над поверхностью снежного покрова*.
Географическое распределение метелей по территории
СССР довольно разнообразно. Это объясняется тем, что
повторяемость метелей зависит от возникающих синоптиче-
синоптических ситуаций в холодный период года, температурно-влаж-
ностного режима, форм рельефа, условий защищенности тер-
территории [24, 31, 32, 42, 43, 59].
На европейской части СССР районами с наибольшей
повторяемостью метелей являются арктическое побережье,
Северный Урал, вершины гор Южного Урала, где в течение
зимы бывает более 70—80 дней с метелью. По мере удале-
удаления в глубь континента и спуска с горных вершин число
дней с метелью сокращается до 40—60. Повышенным числом
дней с метелью отличаются территории крупных возвышен-
возвышенностей.
Как правило, часто метели наблюдаются в январе и
феврале. Средняя суммарная продолжительность метелей
в арктической зоне составляет 500—700 ч, на вершинах гор
более 1000 ч, на юге европейской части СССР около 70—
100 ч.
Большая повторяемость циклонов, снегопадов и сильных
ветров на севере Западной Сибири, по побережью арктиче-
арктических морей способствует большой повторяемости числа дней
с метелью (более 100—120 дней в год). Здесь же отмеча-
отмечается и самая большая продолжительность метелей (более
1000 ч в год). В центральных районах Сибири она составляет
300—400 ч, в долинах Алтая —до 50 ч [34, 43].
На территории Восточной Сибири число дней с метелью
наибольшее на морском побережье, на Северо-Сибирской
низменности, в нижнем течении Енисея (до 50—90 дней за
год). На Среднесибирском плоскогорье их число сокращается
до 35—40. В Предбайкалье, Якутии, Забайкалье зимой из-за
устойчивого сибирского антициклона устанавливается мало-
малооблачная безветренная погода и, естественно, число дней
с метелью за год сокращается в среднем до 10—20. В Во-
Восточной Сибири метели наблюдаются в основном с сентября
по май. Они наиболее вероятны и равномерно распределя-
распределяются зимой, без четко выраженного месячного максимума.
Средняя продолжительность их невелика.
На Дальнем Востоке число дней с метелью в прибрежных
и континентальных районах очень различно: на северном
побережье Чукотки оно составляет 60—90, в более южных
районах — на побережье Охотского моря — 30—60. Во внут-
внутренних областях Чукотско-Анадырского района число дней
с метелью достигает 50—60. В Приамурье и Приморье в за-
зависимости от орографии повторяемость числа дней с метелью
зимой может меняться от 20—40 до 5—10. Наибольшая про-
продолжительность метелей за сутки и за год отмечается в бе-
береговой зоне.
Наибольшее число дней с метелью в Средней Азии наб-
наблюдается на возвышенностях Мугоджар, Казахском мелкосо-
почнике, западных склонах Алтая. В зоне южных пустынь
метели бывают крайне редко из-за отсутствия устойчивого
снежного покрова и преобладания теплой погоды. В горах
с увеличением высоты и особенно на открытых участках число
дней с метелью возрастает, а продолжительность и интенсив-
интенсивность метелей всецело определяется защищенностью места.
Продолжительность метелей также убывает с севера на юг
от 300—400 до 50 ч в год. В южных пустынях суммарная
продолжительность метелей за год предельно мала — около
5 ч. На рис. 7.9.1 приведено распределение числа дней
с сильной метелью по территории СССР [45].
Условия метелевой деятельности в некоторой степени
определяются термическими условиями региона. Наиболее
вероятно образование метелей при температуре воздуха
—5... —15 °С, и лишь в переходные периоды (конец осени
и начало весны) метели наблюдаются при более высоких
температурах. В Сибири метели возможны и при очень низ-
низких температурах, порядка —35... —40°С.
Возникновение метелей зависит и от скорости ветра.
В некоторых районах при наличии сухого и мелкого снега
метели могут возникать при скорости ветра 2—5 м/с. Однако,
как правило, метели развиваются при скорости ветра более
6—10 м/с и могут сопровождаться сильными ураганными
ветрами в период прохождения глубоких циклонов.
7.10. ТУМАНЫ
Туманом называется скопление в приземном слое воздуха
мельчайших капелек воды или ледяных кристаллов, снижаю-
снижающих горизонтальную дальность видимости до 1 км и менее.
При видимости более 1 км явление вызывается туманной
дымкой или просто дымкой.
В зависимости от высоты верхней границы слоя тумана
можно условно различить: поземные туманы (при высоте до
2 м), низкие B—10 м), средние A0—100 м) и высокие (бо-
(более 100 м). (Помимо тумана и дымки, ухудшение видимости
150

20
4U
50
ХЧ
60
70
1
I
1
80
ш
ш.
ж
1
ш
1 \ М&
а
ш
80
ш
т
—\^&&Г\
70
60
ш
щ
t
ш
т
1
Щ
/ \
180
160
140
80
Рис. 7.9.1. Число дней с сильной метелью на территории СССР.
/) 1—19 дней, 2) ^ 20 дней.
может быть вызвано запыленностью или задымленностью
воздуха. Это явление называется мглой. В отличие от тумана
и дымки, наблюдающихся при относительной влажности,
близкой к 100 %, мгла обычно наблюдается при небольшой
относительной влажности.)
Принципы классификации туманов могут быть различ-
различными в зависимости от поставленных задач. По микрострук-
микроструктурным характеристикам выделяются туманы капельно-жид-
кие, кристаллические, смешанные и состоящие из твердых ча-
частиц дыма, пыли и других промышленных выбросов. По рас-
распределению в них капель по размерам — монодисперсные и
полидисперсные. По интенсивности обычно выделяют слабые
туманы с видимостью 500—1000 м, умеренные с видимостью
ЮО—500 м и сильные туманы с видимостью менее 100 м [21].
Для прогностических задач в основу классификации ту-
туманов положены процессы, приводящие к их образованию
(рис. 7.10.1). Процесс насыщения воздуха в приземном слое
Туманы
Туманы,
образующиеся при
сгорании топлива
Рис. 7.10.1. Схема классификации туманов.
атмосферы обусловливается двумя причинами: либо пониже-
понижением температуры при неизменном влагосодержании воздуха,
либо увеличением влагозапасов в приземном слое воздуха.
Таким образом, туманы делят на два класса: туманы охла-
охлаждения и туманы испарения. В зависимости от характера
изменения температуры туманы охлаждения подразделяются
на радиационные и адвективные, а туманы испарения — на
туманы испарения с поверхности воды и туманы испарения
капель дождя (фронтальные) [42, 43].
При низкой температуре, когда влагозапасы воздуха
малы, попадание дополнительной влаги в атмосферу в ре-
результате сгорания топлива в населенных пунктах и на про-
промышленных объектах приводит к значительному повышению
относительной влажности воздуха и образованию особого
вида тумана, несвязанного непосредственно ни с охлажде-
охлаждением, ни с испарением в естественных условиях. Это так
называемые «сибирские туманы» (впервые отмеченные в Си-
Сибири), наблюдающиеся в тихую морозную погоду в населен-
населенных пунктах. Но при штилевой погоде и низкой температуре
воздуха такой туман может наблюдаться в крупных промыш-
промышленных городах и других районах. При значительных кон-
концентрациях в воздухе промышленных выбросов, содержащих
аэрозоли, возникает особый вид тумана — смог, — который
может наблюдаться и при сравнительно высокой температуре
[17, 18, 19].
Выделяют еще один вид тумана — туман из опустившихся
слоистых облаков (как разновидность адвективного ту-
тумана) [43].
Повторяемость и продолжительность туманов сильно
зависит от природных условий и местоположения пункта или
района.
На территории СССР можно выделить три типа годового
хода повторяемости туманов (рис. 7.10.2).
Рис. 7.10.2. Годовой ход числа
дней с туманом (N) в*4-различ-
в*4-различных географических районах.
/ — над морем, 2 — в устьях север-
северных рек, 3 — в глубине континента.
Продолжительность туманов колеблется в широких пре-
пределах от нескольких десятков минут до нескольких суток.
При этом прослеживается тесная связь повторяемости тума-
туманов с их продолжительностью, что позволяет в отдельных
случаях рассчитать продолжительность туманов только по их
повторяемости [46],
151

7.11. ПЫЛЬНЫЕ БУРИ
Под пыльной бурей понимают перенос умеренным и силь-
сильным ветром большого количества пыли или песка, сопрово-
сопровождающийся значительным ухудшением видимости. Пыльные
бури причиняют большой ущерб народному хозяйству: по-
повреждают и уничтожают посевы сельскохозяйственных куль-
культур, нарушают плодородие почвы, осложняют работу транс-
транспорта, особенно авиации; возможны нарушения линий связи
и электропередач [42, 43].
Пыльные бури, как правило, возникают при засушливой
погоде и увеличении скорости ветра. Существенное влияние
на образование пыльных бурь оказывает структура и степень
увлажнения почвы, наличие растительного покрова и орогра-
орография. В зависимости от совокупности данных факторов гори-
горизонтальная протяженность районов охваченных пыльной бу-
бурей может быть различна — от нескольких сотен метров до
нескольких километров [46].
В европейской части страны пыльные бури в значитель-
значительной степени являются результатом недостаточно грамотного
и рационального использования земель, в связи с чем число
районов, подверженных воздействию пыльных бурь, возра-
возрастает. В отдельные годы пыльные бури могут наблюдаться
в юго-восточных районах Белоруссии преимущественно
с апреля по октябрь. Среднее число дней с пыльными бурями
за год невелико и составляет 2—3, а продолжительность
пыльных бурь — примерно 1,5—5,5 ч. В наиболее открытых
районах весной пыльные бури могут продолжаться в течение
10 ч (табл. 7.11.1).
Зимой пыльные бури возникают, как правило, при не-
небольшом снежном покрове или при его отсутствии. Выдува-
Выдувание почв зимой (черные бури) отмечается в годы с низкой
температурой воздуха и при недостаточном увлажнении
почвы с осени. Продолжительность пыльных бурь меняется
в широких пределах — от четверти часа до нескольких суток.
7.12. ГРАД
Град — ледяные частицы сферической или несферической
формы радиусом 1—25 мм (наблюдались случаи выпадения
градин радиусом более 15 см). Крупные градины имеют слои-
слоистое строение. В центре расположено матовое белое ядро,
похожее на снежную крупу. Ядро обтянуто слоем прозрач-
прозрачного льда. Далее идут попеременно прозрачные и непрозрач-
непрозрачные слои льда. Чаще всего встречаются сферические формы
града. Средняя плотность градин может быть 0,1—0,9 г/см3
[42, 43, 48, 52, 55, 56, 58].
Наиболее часто у нас в стране крупный град выпадает
в Краснодарском и Ставропольском краях, в Закавказье и
Средней Азии [6, 16, 39, 57]. Ширина «дорожки» выпавшего
града колеблется от нескольких метров до нескольких кило-
километров. Продолжительность выпадения града изменяется
в довольно широких пределах: от 10 с до 45 мин. Средняя
продолжительность выпадения града равна 5 мин, а наиболее
часто встречающиеся значения составляют от 1 до 15 мин.
Зависимости между продолжительностью выпадения града
п размером выпадающих градин не отмечается.
В настоящее время общепринято мнение, что град растет
преимущественно за счет слияния ледяных кристаллов с пе-
переохлажденными каплями воды и что сублимация водяного
пара играет второстепенную роль.
Основной рост града происходит при температуре воздуха
— 10... —25 °С; при образовании особо крупного града не
исключена возможность рециркуляции градин в облаке.
Установлено, что зона зарождения и роста града в облаке
формируется в области сильных восходящих потоков, ско-
скорость которых может достигать 30 м/с п больше.
Зависимость фазового состояния осадков в облаке от
максимальной скорости восходящего потока и температуры
на уровне максимальной скорости показана на рис. 7.12.1.
t°C
-J0r
max'
Рис. 7.12.1. Зависимость фазового
состояния осадков от максималь-
максимальной СКОРОСТИ Win а.»: ВОСХОДЯЩегО
потока н температуры на уровне
максимальной скорости t.
I — зона сухого роста градин, II — зона
влажного роста градин.
Таблица 7.11.1
Среднее число дн?Й с пыльной бурей
Станция
III
IV
VI
VII
VIII
IX
XI
XII
Год
Гомель
Кишинев
Чернигов
Луганск
Запорожье
Ростов-на-Дону
Астрахань
Ставрополь
Оренбург
Александров Гай
Ереван
Махачкала
Челябинск
Омск
Барнаул
Куста на й
Гурьев
Челкар
Аральское море
Хакасская ГМО
Красноярск
Иркутск
Чита
Улан-Удэ
Репетек
Дербент
Тармез
Ташкент
Фрунзе
0,02
0,04
0,2
0,04
0,03
0,02
0,06
0,1
0,4
0,04
0,1
0,1
0,03
0,04
1,3
2,3
1,0
0,02
0,4
0,4
0,3
0,2
0,07
0,06
0,02
0,7
0,1
0,3
0,1
0,04
1,9
3,4
2,0
0,04
0,02
0,03
0,02
0,2
0,4
0,5
0,2
0,4
0,03
0,4
0,06
0,02
0,9
2,4
1,4
1,5
0,4
0,1
0,02
0,4
2,5
6,7
3,0
0,1
0,3
0,3
0,3
0,1
1,0
0,9
1,0
1,6
0,1
0,3
1,4
0,6
0,2
0,2
0,4
0,5
3,0
5,5
8,1
5,7
2,7
0,8
0,9
1,1
1,2
2,7
7,1
4,0
0,3
0,8
0,5
0,3
0,3
1,2
1,0
0,8
1,0
0,5
1,0
5,0
0,5
0,2
0,8
2,8
2,7
2,6
4,1
10,2
5,5
4,1
1,4
2,8
2,0
1,7
2,2
6,3
4,0
1,0
1,3
0,4
0,3
0,4
0,9
0,7
0,9
0,6
0,3
1,4
5,8
0,9
0,06
0,4
2,5
1,8
1,8
3,6
10,0
6,4
1,7
0,7
1,6
0,8
0,6
2,2
6,5
4,0
1,0
2,4
0,4
0,4
0,3
1,1
0,7
1,1
0,7
1,5
6,4
1,7
0,2
0,4
1,3
0,8
1,5
3,7
8,6
6,4
0,8
0,3
0,4
0,1
0,2
1,8
5,8
3,0
1,0
2,5
0,2
0,3
0,2
1,4
0,7
1,0
1,1
0,3
1,1
4,6
1,6
0,3
0,2
0,8
0,6
1,0
3,4
7,9
4,9
0,6
0,05
0,4
0,04
ОЛ
1,2
4,2
3,0
0,4
1,4
0,07
0,1
0,3
1,3
0,5
1,0
1,1
0,2
0,7
4,0
1,0
0,3
0,3
1,0
0,8
0,5
3,8
6,2
3,7
0,3
0,5
0,1
0,2
1,1
3,8
2,0
0,6
1,5
0,05
0,1
0,02
0,3
0,2
0,1
0,3
0,1
1,5
0,5
0,1
0,05
0,2
0,5
0,04
2,4
4,9
3,0
0,7
0,1
0,3
ОЛ
0,9
3,4
3,0
0,4
1,0
0,05
0,1
0,1
0,02
0,1
0,06
0,05
0,1
0,5
2,3
1,2
0,6
0,2
0,2
0,04
0,7
2,6
2,0
0,02
0,1
0,02
0,02
0,07
0,1
0,06
0,1
0,5
0,8
0,7
0,1
0,05
1,0
1,4
1,0
0,02
1,9
1,8
1,7
7,6
5,8
6,8
6,9
1,8
6,3
28,8
7,3
1,6
2,4
9,0
8,0
11,3
31,0
60,5
39,4
12,0
4,0
6,9
4,8
4,1
20,0
53,0
32,0
5,0
11,0
152

Радиус градины непосредственно з облаке можно определить
из соотношения
G.12.1)
где у = 2,63• 103 см-1 -с/12 ч для градин с плотностью
0,9 г/см3.
Град начинает выпадать из облака тогда, когда скорость
его падения становится большо скорости восходящего потока.
Радиолокационные исследования последних лет позволили
разделить градовые процессы по структуре и динамике раз-
развития на четыр? основных типа: одноячейковые, многоячей-
многоячейковые неупорядоченные, многоячейковые упорядоченные, су-
перячейковые [1, 5].
В однояченковых градовых процессах ячейки осесиммет-
ричны; возникают беспорядочно в пространстве и времени;
имеют малое время существования C0—40 мин); малопод-
малоподвижны или перемещаются, подчиняясь орографии; малоинтен-
малоинтенсивны; выпадение града из них наблюдается в виде отдельных
пятен.
В неупорядоченных многоячейковых процессах ячейки
осеснмметричны или слабо асимметричны; возникают в любой
части облачной системы; перемещаются в различных направ-
направлениях (либо по ведущему потоку, либо следуя орографии);
существуют непродолжительное время; средней интенсивно-
интенсивности; град из них выпадает пятнами. Выпавший в этом случае
град формирует у земли не градовую «дорожку», а отдель-
отдельные «пятна».
В упорядоченных многоячейковых процессах ячейки
асимметричны; возникают на правой наветренной стороне
облачной системы и перемещаются параллельно друг другу;
существуют более 1 ч. Наиболее мощные ячейки отклоня-
отклоняются вправо от ведущего потока, интенсивны, выпадение
града происходит в виде нескольких дорожек.
В суперячейковых градовых процессах ячейки асиммет-
асимметричны: строго организованы (зоны образования, роста и вы-
выпадения града пространственно разделены); при перемеще-
перемещении отклоняются вправо от ведущего потока (до 90°); суще-
существуют несколько часов; очень интенсивны; выпадение града
происходит в виде дорожек (длиной до 100 км и более при
ширине около 10 км).
В большинстве случаев градовые облака имеют много-
многоячейковую структуру, периодически трансформируются в одну
сверхмощную ячейку. Мощная конвективная ячейка в су-
суперячейковых облаках в период наибольшего развития
представляет собой устойчивую систему двух взаимодейству-
взаимодействующих упорядоченных воздушных потоков —восходящего и
нисходящего с абсолютными значениями максимальной кон-
конвективной скорости (восходящей и нисходящей) до 25—
30 м/с. Наиболее устойчивые скорости восходящего потока
для облаков умеренной интенсивности составляют 10—
15 м/с, а для более интенсивных—до 20—25 м/с.
Область восходящего (нисходящего) потока является
самым теплым (холодным) участком в ячейке; разность
виртуальных температур между ними может достигать
10 °С. Наиболее важными в процессе роста града являются
два переходных слоя мощностью 1—2 км, на нижних и
средних уровнях в ячейке. Здесь наблюдается активное во-
вовлечение и перемешивание нисходящего и восходящего пото-
коз воздуха, приводящее к рециркуляции частиц осадков и
вследствие этого к интенсивному и быстрому процессу роста
града. При анализе градовых штормов было обнаружено, что
они возникают на линии неустойчивости.
Крупный град образуется в суперячейковых асимметрич-
асимметричных облаках. Для развития мощных градовых облаков необ-
необходимо наличие большой термодинамической неустойчивости
в среднем слое тропосферы и конвергенция в приземном'
слое.
7.13 ГРОЗЫ
Гроза — это комплексное атмосферное явление, обуслов-
обусловленное сильной неустойчивостью стратификации воздуха и
связанное с развитием мощной кучево-дождевой облачности.
Грозы сопровождаются многократными электрическими раз-
разрядами (молнии), звуковыми явлениями (гром), сильными
шквалистыми ветрами и ливневыми осадками, нередко
с градом. Таким образом, гроза включает ряд явлений, кото-
которые относятся к числу опасных и причиняют значительный
материальный ущерб.
Грозы разделяют на фронтальные и внутримассовые. На
холодных атмосферных фронтах грозы формируются в про-
процессе бурного вытеснения теплого воздуха вверх наступаю-
наступающим валом холодных воздушных масс. На теплых фронтах
причиной возникновения гроз являются восходящие скольже-
скольжения теплого воздуха по фронтальной поверхности, причем
скорость восходящих потоков с высотой возрастает, разви-
развивается мощная конвекция. Внутримассовые грозы образуются
над континентами в теплый период года в размытых бариче-
барических полях. Образованию мощных кучево-дождевых (грозо-
(грозовых) облаков способствуют сильноразвитые восходящие кон-
конвективные потоки воздуха над нагретой сушей [42, 43, 55, 56].
Отрицательное воздействие гроз на хозяйственную дея-
деятельность человека проявляется самым различным образом:
— грозовые разряды приводят к возникновению пожаров
на нефте- и газопроводах, являются одной из основных при-
причин лесных пожаров;
50
40
30
Ч0ч
щ
зо \hh
г
ft
Ц[ 25 \No
20
I
Kb
^<
Sip:
40
Ш
^—
60 80
7
oo
)
120 140
\ \
\ >
л
зо4О
160
У
< ч
ш
\
_^—
180
40
GO 80 100
Рис. 7.13.1. Среднее годовое число дней с грозой на территории СССР [4],
20 Заказ 46
120
153

50
40
30
й
щ
20
/ 2 4°^-4J 7^
40
V^440°60
O>40 4°
60
* /
80 1
/
?^
00 120 140 160
4030a4§^^> \
\
—-
180
\ ^
-л A/
4^
7ю° \Х^
f A
50
60 80 100 120
Рис. 7.13.2. Средняя годовая суммарная продолжительность гроз на территории СССР [23].
Таблица 7.13.1
Число дней с грозой за год в различных пунктах
Станция
Период
Число дней с грозой за год
среднее
Ленинград
Москва
Калинино (Крас-
(Краснодар)
Будапешт
Загреб
Титоград
1891 — 1980
1891—-1980
1936—1980
1949—1980
1949—1971
1949—1971
16
25
62
32
32
52
32
52
108
56
48
75
6
9
46
14
22
37
— перенапряжения в линиях электропередач во время
грозы вызывают многочисленные и тяжелые по своим по-
последствиям аварии, приводят к отключению линий электро-
электропередач, вызывают помехи в радиосвязи и радионавигации;
— для авиации большую опасность представляют как
прямые удары молний, так и мощные вертикальные движе-
движения воздуха внутри грозовых облаков с порывами ветра до
15—20 м/с.
Географическое распределение гроз над сушей опреде-
определяется характером температурно-влажностного режима, цир-
циркуляцией атмосферы и рельефом местности. На суше вблизи
экватора наблюдается 80—160 дней с грозой в год
(табл. 7.13.1). В субтропиках (области пассатов, пустыни)
грозы нечасты. В умеренных широтах отмечается 10—15 дней
с грозой за год. В высоких широтах грозы очень редки. Над
океанами грозы наблюдаются реже, чем над сушей
(рис. 7.13.1) [4, 18, 19, 22, 23, 64].
Грозовая деятельность усиливается с приближением
к горным районам. Сложный горный рельеф в сочетании
с географическим положением и особенностями господствую-
господствующих циркуляционных процессов обусловливает в целом вы-
высокую грозовую активность на Кавказе, в горах Средней
Азии, на Алтае и юге Восточной Сибири. Однако из-за раз-
разнообразия форм рельефа среднее число дней с грозой за год
меняется от 5 до 70. Значительно возрастает в горных рай-
районах и продолжительность гроз (рис. 7.13.2).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Абшаев М. Т., Гораль Г. Г., Мальбахова И. М.
Прогноз типа градового процесса. — Труды ВГИ, 1987,
вып. 67, с. 3—15.
2. Авиационно-климатический справочник СССР. — М., 1976,
вып 2, ч. 1, —206 с.
3. Андреев В., Панчев С. Динамика атмосферных
термиков. — Л.: Гидрометеоиздат, 1975. — 152 с.
4. А р х и п о в а Е. П. Карты географического распределе-
распределения числа дней с грозой на территории СССР. — Труды
ГГО, 1957, вып. 74, с. 41—60.
5. Бибилашвили Н. Ш., Ковальчук А. Н., Т е р-
скова Т. Н. Динамика и термодинамическая структура
мощного грозового облака. — Труды ВГИ, 1983, вып. 50,
с. 3—8.
6. Б о к о в а П. А., Джура ев А. Д., Севастья-
Севастьянова Т. В., Сорока В. Г. Град и градовые процессы
в Средней Азии —Труды САНИГМИ, 1979, вып. 55 A36).
7. В а с и л ь е в А. А., Песков Б. Е., С н и т к о в-
с к и й А. И. Смерчи (9 июня 1984 г.). —Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1985.— 40 с.
8. Воробьев В. И. Струйные течения в высоких и уме-
умеренных широтах. — Л.: Гидрометеоиздат, 1960. — 234 с.
9. Гидрометеорологические условия обледенения судов. — Л.:
Гидрометеоиздат, 1969.— 189 с.
10. Глухов В. Г. Метеорологические условия образования
гололеда на высотных сооружениях. — Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1972.— 100 с.
И. Грей В. И. Генезис и интенсификация тропических
циклонов. — В кн.: Интенсивные атмосферные вихри. М.:
Мир, 1985, с. 10—32.
12. Дегтярев А. Д., Клинов Ф. Я. Метеорологические
условия формирования гололедно-изморозных отложений
в нижнем 500-метровом слое атмосферы.— Труды ЦВГМ0,
1979, вып. 13, с. 27—34.
13. За вар и на М. В., Ломилина Л. Е. Влияние хол-
холмистого рельефа на вес и толщину гололеда. — Труды
ГГО, 1978, вып. 379, с. 46—53.
14. Завари на М. В., Мыта рев М. Н., Соко-
Соколова С. Н. Преобладающий вид гололедно-изморозных
отложений. — Труды ГГО, 1978, вып. 408, с. 11—14.
15. Захаров А. Г. Распределение гололедных нагрузок на
территории СССР.—Труды ГГО, 1984, еып. 485, с. 87—
93.
154

16. Иванова Г. Ф. Статистические характеристики града
на территории Казахстана. — Труды КазНИГМИ, 1977,
вып. 63, с. 83—92.
17. Климат большого города (на примере особенностей
климата г. Москвы). — М., 1965.— 196 с.
18. Климаты Западной Европы. — Л.: Гидрометеоиздат,
1983. —446 с.
19. Климаты Зарубежной Азии. — Л.: Гидрометеоиздат,
1975.— 448 с.
20. Климат Украины. — Л.: Гидрометеоиздат, 1967. — 413 с.
21. Кошеленко И. В. Туманы.— Труды УкрНИИ, 1977,
вып. 155.
22. Лебедев А. Н. Европейская территория СССР, Климат
СССР, вып. 1. Л., Гидрометеоиздат, 1958, 367 с.
23. Л е б е д е в А. Н., Носова А. М. Продолжительность
гроз на территории СССР.— Труды ГГО, 1980, вып. 441,
с. 127—137.
24. Л о г в и н о в К- Т., Б а б и ч е н к о В. Н., К У л а к о в-
с к а я М. Ю. Опасные явления погоды на Украине. —
Труды УкрНИГМИ, 1972, вып. 10.
25. М а з и н И. П., Ш мет ер С. М., Облака. Строение и
физика образования.— Л.: Гидрометеоиздат, 1983.—
279 с.
26. М а т в е е в Л. Т. Курс общей метеорологии. Физика
атмосферы. — Л.: Гидрометеоиздат, 1984. — 738 с.
27. М а т в е е в Л. Т. Динамика облаков. — Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1981. —311 с.
28. М е й с о н Д. Б. Физика облаков. — Л.: Гидрометеоиз-
Гидрометеоиздат, 1961. —306 с.
29. М ы т а р е в М. Н. Учет гололедных нагрузок при строи-
строительстве высотных сооружений. — Труды ГГО, 1987,
вып. 515, с. 58—65.
30. М ы т а р е в М. Н., Соколова С. Н. Преобладающий
вид гололедно-изморозевых отложений на Азиатской
территории СССР.— Труды ГГО, 1987, вып. 515.
31. Наставление гидрометеорологическим станциям и постам.
Вып. 3, ч. 1. — Л.: Гидрометеоиздат, 1985. — 304 с.
32. Опасные явления погоды на территории Сибири и Урала.
Ч. 1.—Л.: Гидрометеоиздат, 1979.—381 с.
33. Опасные гидрометеорологические явления в Средней
Азии. — Л.: Гидрометеоиздат, 1977. — 336 с.
34. О р л о в а В. В. Западная Сибирь. Климат СССР.
Вып. 4.— Л.: Гидрометеоиздат, 1962.— 360 с.
35. П а л ь м е н Э., Ньютон Ч. Циркуляционные системы
атмосферы. — Л.: Гидрометеоиздат, 1973.
36. Пеньков А. П. Число дней с гололедом на территории
СССР. —Труды ВНИИГМИ—МЦД. 1976, вып. 25, с. 97—
102.
37. П е т е р с е н С. Анализ и прогноз погоды. — Л.: Гидро-
Гидрометеоиздат, 1973.'
38. П о д р е з о в О. А., Наумов А. Д. Исключительный
случай гололедного отложения в грибчивой зоне Ураль-
Уральских гор. — Метеорология и гидрология, 1985, №6,
с. 110—111.
39. П р и л и п к о Г. И. О возможности использования кли-
климатических характеристик града при строительном проек-
проектировании (на примере Ставропольского края). — Труды
ГГО, 1986, вып. 501, с. 111—116.
40. Р и л ь Г. Климат и погода в тропиках. —Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1984.— 605 с. ч
41. Руднева А. В. Районирование территории СССР по
отложениям гололеда. — Труды ГГО, 1979, вып. 425,
с. 86—91.
42. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды. Ч. 1.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1986. — 702 с.
43. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды.
Часть 1. — Л., Гидрометеоиздат, 1964, 520 с.
44. С н и т к о в с к и й А. И. Смерчи на территории СССР. —
Метеорология и гидрология, 1987, № 9, с. 12—26.
45. С о р о ч и н с к и й М. А., Юшенко Г. П. Режим силь-
сильных метелей на территории Советского Союза. — Труды
Гидрометцентра СССР, 1979, вып. 225, с. 99—110.
46. Справочник по климату СССР. Вып. 1—34, ч. 5.— Л.:
Гидрометеоиздат, 1968—1970.
47. С т е х н о в с к и й Д. Е. Барическое поле земного шара. —
М.: Гидрометеоиздат, 1962. — 145 с.
48. Сулаквелидзе Г. К. Ливневые осадки и град. —
Л.: Гидрометеоиздат, 1967. — 412 с.
49. Т а р а к а н о в Г. Г. Тропическая метеорология. — Л.:
Гидрометеоиздат, 1960.— 172 с.
50. Тропическая метеорология. Труды Третьего Международ-
Международного симпозиума. — Л.: Гидрометеоиздат, 1967. — 563 с.
51. Трунов О. К- Обледенение самолетов и средства
борьбы с ним. — М.: Машиностроение, 1965. — 247 с.
52. Ф и н д а й з е н В., Ш у л ь ц Г. Экспериментальное ис-
исследование образования ледяных частиц. — В кн.: Физика
образования осадков. М.: Изд-во иностр. лит-ры, 1951.
53. X а и н А. П. Математическое моделирование тропических
циклонов. — Л.: Гидрометеоиздат, 1984. — 248 с.
54. Халтинер Дж., Мартин Ф. Динамическая и физи-
физическая метеорология. —М.: Изд-во иностр. лит-ры, 1960. —
435 с.
55. X р о м о в С. П., Мамонтова Л. И. Метеорологиче-
Метеорологический словарь. — Л.: Гидрометеоиздат, 1974. — 620 с.
56. X р о м о в С. П. Метеорология и гидрология (для гео-
географических факультетов). — Л.: Гидрометеоиздат, 1968.—
491 с.
57. Челпанова О. М. Средняя Азия. Климат СССР.
Вып. 3. — Л.: Гидрометеоиздат, 1963. — 447 с.
58. Шишкин Н. С. Облака и осадки, грозовое электриче-
электричество. — Л.: Гидрометеоиздат, 1964.
59. Щ е р б а к о в а Е. Я- Восточная Сибирь. Климат СССР.
Вып. 5. — Л.: Гидрометеоиздат, 1961. — 300 с.
60. Ш м е т е р С. М. Теория и физика конвективных обла-
облаков.— Л.: Гидрометеоиздат, 1987. — 287 с.
61. Browing К. A., L u d 1 о m Т. U. Our flow in convectivc
storms.—Meteorol. Mag., 1962, v. 91, N 1085, p. 341—350.
62. Climats of the United States.—Washington, D.C., 1979.—
113 p.
63. G г а у M. Tropical cyclone genesis.— Atm. Sci. Colo. State
Univ., 1975, N 234, 119 p.
64. World distribution of thunderstorm days. Part 1: tables
WMO/OMM N 21. 71 p. Geneva, 1953.
20*

Глава 8. РАДИАЦИОННЫЙ РЕЖИМ
Солнечная радиация является важнейшим естественным
ресурсом природной среды. Она практически определяет раз-
развитие всех процессов, происходящих в географической обо-
оболочке Земли, в том числе и энергетику системы Земля-
атмосфера.
Подробная цифровая информация о всех радиационных
характеристиках приведена в Справочнике по климату СССР
[73], еще более она расширена в готовящемся к изданию
Научно-прикладном справочнике по климату СССР. В огра-
ограниченном виде информация представлена в [19]. Описание
радиационного режима на территории СССР и земного шара
приведено в монографиях [6, 62].
8.1. ХАРАКТЕРИСТИКИ РАДИАЦИОННОГО РЕЖИМА
8.1.1. Прямая солнечная радиация
Прямой солнечной радиацией S называется часть лучи-
лучистой энергии Солнца, приходящей к поверхности Земли в виде
пучка параллельных лучей. На актинометрических станциях
непосредственно измеряют энергетическую освещенность пря-
прямой солнечной радиации, поступающей на перпендикулярную
солнечным лучам поверхность (интенсивность потока прямой
радиации). Приход прямой солнечной радиации на горизон-
горизонтальную поверхность S' рассчитывается по формуле:
S' =
(8.1.1)
где /г© — высота Солнца в момент наблюдения.
Поток прямой солнечной радиации зависит от высоты
Солнца, свойств атмосферы на пути солнечного луча и от
длины этого пути. Роль факторов, влияющих на ослабление
прямой радиации по сравнению с ее значениями вне атмо-
атмосферы, подробно исследована в [36].
Прямая солнечная радиация при безоблачном небе. Кли-
Климатические закономерности прямой радиации, пришедшей на
земную поверхность через безоблачную атмосферу, опреде-
определяются в основном астрономическим фактором. Циркуляцион-
Циркуляционный фактор проявляется только через прозрачность атмо-
атмосферы.
Прямая солнечная радиация при безоблачном небе имеет
довольно простой суточный ход с максимумом в околополу-
околополуденные часы. В континентальных районах часто наблюдается
асимметричность суточного хода прямой радиации, обуслов-
обусловленная различием прозрачности атмосферы в до- и послепо-
послеполуденные часы. Летом после полудня атмосфера более замут-
замутнена, чем до полудня, и соответственно этому уменьшается
послеполуденный приход радиации. Зимой наблюдается
обратное явление вследствие влияния инверсионных слоев,
особенно в утренние часы.
Прозрачность атмосферы существенно сказывается и на
годовом ходе прямой радиации, перекрывая влияние астро-
астрономического фактора, в результате которого максимум примой
солнечной радиации, поступающей на перпендикулярную по-
поверхность, наблюдается весной. Существенное увеличение
прозрачности атмосферы в среднем в азиатской части СССР
по сравнению с европейской частью сказывается и на месяч-
месячных значениях прямой солнечной радиации (табл. 8.1.1).
Прямая солнечная радиация при реальных условиях
облачности. Облачность снижает приход солнечной радиации
и может существенно изменить форму кривой суточного
хода. Как показывают данные суточного хода прямой сол-
солнечной радиации в различных климатических районах, весной
и летом с апреля (иногда с марта) по август (иногда по
сентябрь) на большей части континентальных районов часовые
суммы прямой радиации в дополуденные часы больше, чем
в послеполуденные. Асимметрия в суточном ходе радиации,
связанная с развитием конвективной облачности к полудню
и поэтому с преобладанием облачности нижнего яруса днем
и вечером по сравнению с утренними часами, дополнительно
усиливается уменьшением прозрачности атмосферы в после-
послеполуденные часы. Зимой с декабря или января по март
Таблица 8.1.1
Количество прямой солнечной радиации (МДж/м2), приходящей на горизонтальную поверхность при безоблачном небе
(возможные суммы)
Широта
I
II
III
IV
V
VI
VII
vnr
IX
X
XI
XII
Год
Европейская часть СССР
80° с.
76
72
68
64
60
56
52
48
44
40
80
76
72
68
64
60
56
52
48
44
40
0
0
0
4
17
47
73
98
154
222
264
0
0
0
0
13
43
73
128
179
230
286
0
13
34
55
85
128
162
200
243
299
337
0
0
13
43
85
128
171
209
256
303
354
55
111
171
213
269
320
367
401
444
482
503
43
85
128
188
256
311
354
414
465
503
542
311
350
397
439
469
499
516
542
563
597
631
286
328
371
418
461
512
533
576
610
627
661
610
631
648
661
682
691
695
699
712
734
768
844
823
810
793
776
763
746
734
738
746
768
Азиатская
610
653
682
708
712
712
712
738
759
759
780
840
840
836
823
810
798
768
780
798
798
780
768
759
755
742
725
708
708
717
725
725
729
часть СССР
780
780
780
780
759
725
738
755
763
768
755
495
508
520
529
546
563
580
589
610
627
631
482
495
580
525
546
584
610
640
674
691
691
158
196
235
277
307
358
397
431
469
512
520
141
183
235
277
341
388
414
469
499
537
546
13
43
55
94
136
171
226
277
328
384
405
13
26
51
94
149
196
243
303
358
409
435
0
0
0
9
30
64
107
149
188
239
269
0
0
0
13
дз
73
88
162
205
256
299
0
0
0
0
4
21
55
85
128
183
226
0
0
0
0
4
26
55
98
141
196
243
3254
3434
3625
3816
4046
4333
4632
4922
5302
5750
6051
3195
3390
3604
3869
4179
4496
4769
5272
5707
6076
6372
156

в связи с утренним максимумом облачности и уменьшением
ее во вторую половину дня дополуденные суммы радиации
меньше послеполуденных. Асимметрия до- и послеполуденных
сумм радиации может достигать зимой 25—35 %.
Годовой ход месячных сумм прямой солнечной радиации
при средних условиях облачности на территории Советского
Союза выражен довольно резко. Максимальные значения
радиации почти повсеместно наблюдаются в июне—июле.
В прибрежных районах Дальнего Востока максимум сдви-
сдвигается на май. Минимум прямой радиации наблюдается в де-
декабре—январе.
Особенности месячного прихода прямой радиации при
реальных условиях облачности показаны на картах распре-
распределения этой характеристики для центральных месяцев се-
сезонов (см. рис. 8.2.3). Анализ карт прямой радиации будет
сделан ниже совместно с картами рассеянной и суммарной
радиации.
8.1.2. Рассеянная радиация
В результате рассеяния в атмосфере приходящая к земной
поверхности коротковолновая радиация представляет собой
не только прямую, но и рассеянную радиацию (D).
Приход рассеянной радиации зависит от высоты Солнца,
состояния атмосферы (прозрачности и облачности) и харак-
характера подстилающей поверхности (альбедо поверхности).
Рассеянная радиация при безоблачном небе. На рис. 8.1.1
показана зависимость потока рассеянной радиации на гори-
горизонтальную поверхность от фактора мутности Т при различ-
различных высотах Солнца по данным из [36]. Отсюда видно, что
Лд кВтп/м2
0/15 -
Рис. 8.1.1. Зависимость интенсивности
рассеянной радиации Do при безоб-
безоблачном небе от фактора мутности Т
при различной высоте Солнца h .
с увеличением фактора мутности рассеянная радиация зна-
значительно возрастает, причем тем быстрее, чем больше высота
Солнца. Важным фактором, влияющим на поток рассеянной
радиации, является альбедо подстилающей поверхности. По-
Поток рассеянной радиации значительно возрастает по мере
увеличения альбедо.
Поток рассеянной радиации при безоблачном небе имеет
простой суточный ход с максимумом в околополуденные
часы, обусловленный изменением высоты Солнца в тече-
течение дня.
В годовом ходе максимум рассеянной радиации при
безоблачном небе приходится на лето, когда высота Солнца
наибольшая.
Рассеянная радиация при облачном небе. Появление об-
облачности влечет за собой сильное увеличение потока рассеян-
рассеянной радиации. Облака, содержащие большое количество
крупных рассеивающих частиц в виде капель воды или ле-
ледяных кристаллов, являются мощными центрами рассеяния
солнечной радиации. Естественно, что поток рассеянной ра-
радиации должен существенно зависеть от количества и формы
облаков. Он возрастает по мере перехода к более плотным
и более низким облакам.
В отдельные дни потоки рассеянной радиации могут быть
весьма велики (особенно при наличии сплошного облачного
покрова) и достигать 0,7 кВт/м2. Наибольшие значения наб-
наблюдаются в условиях Арктики (более 0,7 кВт/м2). Распреде-
Распределение месячных и годовых сумм рассеянной радиации по
территории СССР приведено ниже.
8.1.3. Суммарная радиация
Сумму потоков (или сумм) прямой солнечной и рассеян-
рассеянной радиации называют потоком (или суммой) суммарной
радиации Q. В случае сплошной (или частичной, когда Солнце
закрыто полупрозрачными облаками) облачности суммарная
радиация представляет собой только рассеянную радиацию.
Суммарная радиация при безоблачном небе. Поток сум-
суммарной радиации при безоблачном небе зависит от широты
места, высоты Солнца, оптических свойств атмосферы и ха-
характера подстилающей поверхности.
В первом приближении поток суммарной радиации прямо
пропорционален высоте Солнца. При безоблачном небе от-
отчетливо проявляется зависимость суммарной радиации от
прозрачности атмосферы [4]. При увеличении содержания
аэрозолей поток прямой радиации уменьшается, а рассеянной
увеличивается. Уменьшение прозрачности атмосферы за счет
увеличения в воздухе содержания водяного пара приводит
к уменьшению и прямой, и рассеянной радиации. Однако
влияние водяного пара полностью не компенсирует измене-
изменений прямой и рассеянной радиации, поэтому при увеличении
мутности атмосферы наступает некоторое снижение суммар-
суммарной радиации. Наибольшие абсолютные изменения суммар-
суммарной радиации в зависимости от мутности наблюдаются при
большой высоте Солнца.
Приход суммарной радиации зависит и от альбедо под-
подстилающей поверхности. Теоретические исследования [36]
зависимости суммарной радиации от альбедо показывают,
что при постоянной мутности атмосферы и постоянной вы-
высоте Солнца увеличение альбедо подстилающей поверхности
приводит к увеличению суммарной радиации. Результаты
обобщения эмпирического материала, приведенные в [4, 6],
указывают на увеличение суммарной радиации на 10—15 %
для поверхности, покрытой снегом.
В распределении по территории СССР месячных сумм
суммарной радиации (табл. 8.1.2) при безоблачном небе
сохраняются те же особенности, что и для прямой. В мае —
июле повсеместно, а весной и осенью южнее 65° с. ш. приход
суммарной радиации на европейскую часть СССР меньше,
чем на азиатскую, из-за большой мутности атмосферы. Но
в южных широтах (к югу от 55° с. ш.) абсолютная величина
разности суммарной радиации меньше, чем прямой, что
объясняется заметным увеличением (на 10—15 %) рассеянной
радиации безоблачного неба на ЕЧС. Это свидетельствует
о более сильном аэрозольном загрязнении атмосферы в юж-
южных, в основном промышленных, районах ЕЧС по сравнению
с атмосферой над степными и пустынными зонами АЧС.
Суммарная радиация при облачной атмосфере. Поток сум-
суммарной радиации при наличии облачности определяется не
только количеством и формой облаков, но и состоянием сол-
солнечного диска. Подробное исследование о влиянии формы и
количества облаков, состояния солнечного диска на поток
суммарной радиации выполнено в [14].
В зависимости от облачности и состояния солнечного
диска суточный ход суммарной радиации может существенно
различаться для отдельных дней. Однако для средних усло-
условий наблюдается вполне закономерный ход суммарной радиа-
радиации: постепенное возрастание от восхода Солнца до полудня
и убывание от полудня до захода Солнца. Суточный ход
облачности нарушает симметрию суммарной радиации отно-
относительно полудня, характерную для безоблачного неба.
В большинстве районов СССР в теплое время года дополу-
дополуденные суммы Q превышают послеполуденные, за исключе-
исключением северных прибрежных районов и Дальнего Востока.
В годовом ходе средних многолетних месячных сумм
суммарной радиации наряду с определяющим астрономиче-
астрономическим фактором появляется циркуляционный (через облач-
облачность), поэтому максимум может смещаться с июня на июль
и даже на май.
Реальные суммы суммарной радиации отличаются от воз-
возможных. Самые большие отклонения реальных сумм от воз-
возможных отмечаются почти во все месяцы года на северо-за-
северо-западе европейской части СССР и летом на Дальнем Востоке,
где облачность уменьшает месячные суммы радиации почти
наполовину. Максимум возможной суммарной радиации наб-
наблюдается в Средней Азии летом (95 % и несколько выше) и
на Дальнем Востоке зимой (почти 90 %).
Увеличение облачности приводит к возрастанию доли
рассеянной радиации и уменьшению прямой. В табл. 8.1.3
приведено отношение месячных и годовых сумм прямой ра-
радиации к суммарной.
Наибольший вклад прямой радиации в суммарную отме-
отмечается летом. В Средней Азии он составляет 80 %, а на
остальной территории СССР 55—65%. Исключение — южные
районы Приморья, где наибольший F0—65%) вклад прямой
радиации отмечается не летом, а осенью и зимой.
157

Широта
Количество суммарной солнечной радиации (МДж/м2) при ясном небе (возможные суммы)
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Таблица 8.1.2
Год
Европейская часть СССР
80° с
76
72
68
64
60
56
52
48
44
40
80
76
72
68
64
60
56
52
48
44
40
0
0
0
9
43
73
119
171
222
277
333
0
0
0
4
26
64
111
171
235
296
354
0
34
55
85
128
183
230
277
333
371
427
0
13
30
77
136
179
230
286
341
401
448
128
192
256
303
363
418
469
525
563
597
618
85
149
213
290
363
414
469
533
584
623
657
448
503
554
576
593
614
657
682
708
734
789
444
482
525
576
627
657
678
704
739
768
810
827
840
853
853
840
849
853
853
874
897
913
1066
1032
1002
960
921
913
908
913
913
917
938
Азиатская часть
832
870
897
897
897
874
874
891
904
917
926
1066
1041
1019
1002
964
938
921
921
934
938
943
938
926
917
900
870
870
874
879
896
896
917
СССР
968
947
938
921
900
896
891
900
913
917
926
640
640
644
661
670
682
712
742
768
793
810
606
618
631
640
674
704
729
759
789
806
832
192
256
311
363
405
448
490
537
589
631
648
192
256
303
363
422
469
512
554
606
640
661
17
60
107
149
192
239
303
363
418
448
533
21
38
77
132
205
256
316
394
444
478
525
0
13
21
26
55
85
145
196
256
311
366
0
0
13
30
60
107
148
196
256
316
371
0
0
0
0
17
43
85
136
192
252
299
0
0
0
0
17
43
85
145
192
256
307
4256
4496
4720
4885
5097
5417
5845
6274
6732
7124
7591
4214
4414
4646
4932
5291
5601
5965
6444
6937
7346
7760
Таблица 8.1.3
Доля (%) прямой радиации в суммарной при реальных условиях облачности
Станция
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Год
Архангельск
Горький
Каунас
Киев
Карадаг
Тбилиси
Семипалатинск
Ташкент
Челюскин, мыс
Туруханск
Чита
Сад-Город
17
14
26
37
44
44
50
47
62
20
31
24
34
37
47
50
53
24
56
63
39
45
44
40
45
50
52
57
38
36
56
57
44
47
46
46
53
55
59
64
43
47
54
53
50
52
49
54
59
60
63
71
29
46
58
49
54
58
51
55
65
66
66
78
23
50
52
49
55
56
51
54
65
65
63
81
36
56
53
46
50
54
49
55
68
67
62
81
26
46
56
51
32
41
48
56
68
65
63
78
16
36
59
61
33
30 •
36
50
56
61
53
68
26
24
57
66
20
31 .
17
32
45
48
44
60
17
51
61
29
18
25
36
46
40
60
45
59
47
52
46
49
59
60
59
72
30
46
55
54
Доля рассеянной радиации в суммарном годовом приходе
на территории СССР приведена на рис. 8.2.7 б.
8.1.4. Альбедо подстилающей поверхности
Альбедо — безразмерная величина, характеризующая от-
отражательную способность тела или системы тел. Определя-
Определяется отношением (в %) интенсивности (плотности потока)
радиации, диффузно отраженной от поверхности тела (или
системы тел), к интенсивности (плотности потока) радиации,
падающей на нее [79].
Альбедо подстилающей поверхности определяется свой-
свойствами и состоянием поверхности и зависит от высоты
Солнца.
Для всех типов поверхности характерна одна особен-
особенность — наибольшие изменения альбедо происходят от вос-
восхода Солнца до высоты Солнца, равной примерно 30°.
Резкие изменения альбедо подстилающей поверхности
наблюдаются лишь в периоды схода и установления снеж-
снежного покрова. В такие периоды разность между значениями
альбедо в соседние дни может достигать 20—30 %, в осталь-
остальное время повсеместно летом не превышает 3 %, зимой
в районах высоких и умеренных широт с континентальным
климатом — 7 %, с морским — 12 % [1, 56].
Альбедо снежного покрова. На территории СССР аль-
альбедо сухого снежного покрова при безоблачной погоде в за-
зависимости от физико-географических условий станции колеб-
колеблется в пределах 52—99%. Во внутриконтинентальных рай-
районах высоких широт значения альбедо близки к максимуму,
в районах умеренных широт, подверженных влиянию моря,—
к минимуму, во всех остальных районах альбедо обычно
укладывается в указанный диапазон значений, однако аль-
альбедо грязного, влажного снега может уменьшаться до 20—
30 % [40, 41, 55].
С увеличением облачности альбедо снежной поверхности
возрастает. При сплошном облачном покрове оно может
увеличиться на 2—10 % (здесь и далее при сравнениях по
абсолютной величине). Альбедо влажного снега меньше аль-
альбедо сухого снега на 2—8 %, а при загрязнении последнее
уменьшается на 6—15 %. Альбедо талого снега снижается до
40—30 % [40, 41, 55].
Альбедо снежного покрова изменяется в течение дня.
Как правило, с восхода Солнца до полудня альбедо сухого
чистого снежного покрова увеличивается на 3—8 %. Дневной
ход альбедо относительно полудня несимметричен — обычно
при той же высоте Солнца во вторую половину дня значе-
значения альбедо больше, чем в первую [40, 41, 55]. Альбедо аркти-
арктических ледников в среднем составляет 51 % для сухого льда
и 43 % Для влажного [41].
В работах [40, 41] сформулированы предварительные ре-
рекомендации по параметризации альбедо снега и льда.
Альбедо травяного покрова колеблется от 12 до 28 %
в зависимости от густоты, цвета, сочности травы. Альбедо
влажной травы меньше альбедо сухой на 2—3 % [55].
Отражательная способность травяного покрова также
обладает зависимостью от высоты Солнца, в результате чего
158

альбедо сухой зеленой травы в утренние и вечерние часы
больше, чем в полдень, на 2—9 % [55].
Альбедо сухого травяного покрова в состоянии увядания
осенью колеблется в пределах 11—24%, а прошлогодней
травы весной — в пределах 10—23% [55].
Альбедо почвы. Отражательные свойства поверхности,
свободной от растительного покрова, зависят от типа почвы,
ее цвета, структуры и влажности.
Альбедо неувлажненных почв составляет 8—26 %• Самым
большим альбедо обладает белый песок — до 40% [56]. Аль-
Альбедо влажной почвы меньше альбедо сухой на 3—8 %, белого
песка — на 18—20%. С уменьшением шероховатости почвы
альбедо увеличивается [56].
В дневном ходе альбедо почвы изменяется от макси-
максимальных значений при малой высоте Солнца до минимальных
в полдень. Амплитуда дневного хода альбедо почвы состав-
составляет 11 —17 % [56].
Альбедо водной поверхности. Альбедо поверхности воды
внутренних водоемов зависит от ряда факторов: высоты
Солнца над горизонтом, соотношения между прямой и рас-
рассеянной радиацией при данной высоте Солнца, количества об-
облаков, степени волнения и характеристик водоемов (глубины,
прозрачности воды и др.). Средние месячные значения аль-
альбедо водной поверхности больших естественных водоемов и
водохранилищ в течение мая—сентября находятся в пределах
7—11 %, для мелких— 11 — 16 %.
Дневной ход альбедо водной поверхности наиболее четко
выражен при отсутствии волнения. В таких случаях ампли-
амплитуда дневного хода может достигать 30 % и более. При силь-
сильном волнении альбедо остается неизменным в течение дня.
При сплошном облачном покрове дневной ход альбедо также
практически отсутствует [39, 56]. Альбедо поверхности океа-
океанов и морей при сплошной облачности может быть принято
равным 6—8 % [39].
Волнение и облачность уменьшают альбедо водной по-
поверхности при высоте Солнца менее 30°. При большей высоте
Солнца облачность и волнение оказывают обратное действие,
но в значительно меньшей степени [39, 76, 77].
В работах [38, 39, 78] представлены значения альбедо
водной поверхности для суммарной радиации при наличии
волнения, рассчитанные для высот Солнца 10—70° при раз-
различной крутизне волны.
В работах [39, 41] сформулированы предварительные
рекомендации по параметризации альбедо водной поверхно-
поверхности. При климатических расчетах при безоблачном небе аль-
альбедо водной поверхности при высоте Солнца 50—70° может
быть принято равным 4—5 %, а при высоте Солнца 30—50°—
6—7 %¦ При высоте Солнца, большей 30°, зависимость аль-
альбедо водной поверхности от высоты Солнца можно не учи-
учитывать.
8.1.5. Радиационный баланс подстилающей поверхности
Радиационный баланс подстилающей поверхности равен
разности между поглощенной суммарной радиацией и эф-
эффективным излучением земной поверхности:
В = (S' + D - R) - (Е8 - ЬЕа) = Q A - Ак) - Еэф,
(8.1.2)
где S' — прямая солнечная радиация, D — рассеянная радиа-
радиация, Q — суммарная радиация, R — отраженная радиация;
Ah — альбедо подстилающей поверхности, Q(\—Ah)—по-
Q(\—Ah)—поглощенная радиация, Es — собственное излучение подстилаю-
подстилающей поверхности, б — относительный коэффициент поглоще-
поглощения длинноволновой радиации подстилающей поверхностью,
Еа — встречное излучение атмосферы, ?Эф — эффективное
излучение подстилающей поверхности.
Закономерности изменения радиационного баланса опре-
определяются различными факторами, влияющими на его основ-
основные составляющие. Ночью значение радиационного баланса,
определяемое только эффективным излучением, зависит от
температуры подстилающей поверхности, облачности и стра-
стратификации атмосферы. Днем основная составляющая радиа-
радиационного баланса — суммарная радиация, зависит от высоты
Солнца, облачности и альбедо подстилающей поверхно-
поверхности [62].
Радиационный баланс подстилающей поверхности может
быть как положительным, если поступление коротковолновой
радиации превышает расход, так и отрицательным в обрат-
обратном случае. В суточном ходе первое обычно наблюдается
днем, а второе — ночьро. В годовом ходе от 40° с. ш. до
40° ю. ш. месячные значения радиационного баланса на суше
и на море всегда положительные. В более высоких широтах
зимой радиационный баланс становится отрицательным.
Приведенные ниже особенности радиационного баланса
характеризуют поверхность метеорологической площадки:
в теплин период года поверхности с естественным травяным
покровом, в холодный период — поверхности снежного по-
крог.а. Радиационный баланс открытых участков земной по-
поверхности (метеорологических площадок) наиболее близко
характеризует условия мест жилья и хозяйственной деятель-
деятельности человека.
Радиационный баланс при безоблачном небе. Средняя
зависимость потока радиационного баланса от высоты Солнца
при безоблачном небе для поверхности без снега и со снеж-
снежным покровом приведена на рис. 8.1.2. Характерной особен-
особенностью радиационного баланса поверхности, покрытой сне-
снегом, является следующее: в ясные ночи радиационный баланс
по абсолютной величине меньше баланса поверхности без
снега. Это связано не только с более низкими температурами
подстилающей поверхности, но и с характером вертикального
распределения температуры воздуха над снежной поверх-
поверхностью.
?3 20 0 -20 7i%
It ft Г i T
-20
20
ВО
SO
20
-20 К
Рис. 8.1.2. Зависимость интенсивности радиационного ба-
баланса В от высоты Солнца /i,#, при безоблачном небе для
поверхности без снега (травы) (а) и для снежного по-
покрова (б).
Зимой на севере и частично в умеренных широтах ра-
радиационный баланс при безоблачном небе не меняет знак
в суточном ходе и остается отрицательным круглые сутки.
За южную границу зоны, где баланс остается отрицательным
в течение суток, можно принять широтный круг, на котором
полуденная высота Солнца для середины месяца составляет
около 11°, тогда для декабря границей зоны будет 56° с. ш.,
для января — 58° с. ш., для февраля — 66° с. ш. [62].
Увеличение альбедо поверхности приводит к значитель-
значительному уменьшению радиационного баланса при неизменной
высоте Солнца вследствие увеличения расходной части ба-
баланса. В годовом ходе максимум потока радиационного ба-
баланса наблюдается в июне, минимум — в декабре.
Радиационный баланс при облачности. Облачность изме-
изменяет не только основную из приходных составляющих радиа-
радиационного баланса—суммарную радиацию, но и расходную —
эффективное излучение (уменьшая его) и отраженную радиа-
радиацию. Таким образом, облачность влияет на радиационный
баланс двояко. При оценке влияния облачности очень важно
учитывать не только количество облаков, но и состояние
солнечного диска при конкретных метеорологических усло-
условиях [15].
Днем появление и увеличение облачности влечет за со-
собой уменьшение суммарной радиации и эффективного излу-
излучения. Ночью изменение облачности влияет только на эффек-
эффективное излучение. В результате в среднем дневные положи-
положительные значения радиационного баланса при наличии облач-
облачности уменьшаются, а ночные отрицательные также стано-
становятся меньше по абсолютной величине. Однако в отдельных
случаях при наличии частичной облачности и Солнца, не за-
закрытого облаками, когда суммарная радиация максимальна,
а эффективное излучение меньше, чем при безоблачном небе,
наблюдаются максимальные положительные значения радиа-
радиационного баланса.
По данным, приведенным в [36], при увеличении альбедо
от 10 до 80%, радиационный баланс уменьшается примерно
в три раза. Рост же облачности от 3 до 8 баллов вызывает
уменьшение радиационного баланса всего лишь на 20 %. Это
159

показывает, насколько радиационный баланс более чувстви-
чувствителен к изменениям альбедо, чем к изменениям облачности.
Годовой ход месячных сумм радиационного баланса
в основном повторяет ход суммарной радиации, но в райо-
районах с устойчивым снежным покровом большое значение при-
приобретает альбедо подстилающей поверхности, особенно вес-
весной. В большинстве континентальных районов СССР макси-
максимальные значения баланса наблюдаются в июне, минималь-
минимальные — в декабре.
8.1.6. Прозрачность атмосферы
Прозрачность является одной из важнейших оптических
характеристик атмосферы. Значения интегрального коэффи-
коэффициента прозрачности атмосферы Р (его составляющие:
влажностная Pw и аэрозольная Ра), а также фактор мутно-
мутности Т и оптическая толщина атмосферы т необходимы при
расчетах освещенности, радиационного ' баланса, оптических
свойств дымки и при оценке влияния атмосферного аэрозоля.
Для вычисления характеристик прозрачности атмосферы
используются результаты измерений интенсивности прямой
солнечной радиации, поступающей на перпендикулярную по-
поверхность S в сроки наблюдений, когда высота Солнца /г© ^
^56,8°. При меньшей высоте Солнца вычисленные значения S
оказываются недостаточно точными.
Для расчетов используются только данные таких измере-
измерений S, во время которых диск Солнца и околосолнечная зона
в радиусе 5° не закрывались облаками.
Наиболее распространенными величинами, характеризу-
характеризующими прозрачность атмосферы, являются: интегральный
коэффициент прозрачности Бугера Р и фактор мутности
Линке Т. Интенсивность прямой солнечной радиации приво-
приводится к высоте Солнца /г© = 30° или к оптической массе атмо-
атмосферы /л = 2, а также к среднему расстоянию между Землей
и Солнцем р по методике Сивкова [71]. Для этого формулы
Бугера и Линке записываются следующим образом:
^р, зо
где So = 1,367 ± 0,007 кВт/м2 — солнечная постоянная, Р2 и
Т2 — интегральный коэффициент прозрачности атмосферы и
фактор мутности при массе атмосферы m = 2 (или Л© = 30°).
Методика расчета характеристик интегральной прозрачности
атмосферы подробно изложена в работах [22—24, 37, 60—
62, 71J.
Прозрачность атмосферы над сушей. Данные о прозрач-
прозрачности атмосферы показывают, что недостаточно учитывать
изменения прозрачности только в широтном направлении, по-
поскольку в зависимости от сочетания компонентов (влагосо-
держания и аэрозольного ослабления), влияющих на про-
прозрачность реальной атмосферы, пространственное распреде-
распределение оказывается более сложным [62]. Приведенные в [62]
месячные и годовые карты коэффициента прозрачности Р2
за день и отдельно в полуденный срок A2 ч 30 мин) и их
анализ могут быть использованы для детального рассмотре-
рассмотрения этой характеристики.
В [62] приводятся также таблицы коэффициента прозрач-
прозрачности атмосферы Р2 на озерных, береговых (морских) и вы-
высокогорных станциях, где значения этой характеристики за-
заметно отличаются от ее значений в других районах
(табл. 8.1.4).
Таблица 8.1.4
Среднее многолетнее значение коэффициента прозрачности
атмосферы Р2-102 при S0=l,32 кВт/м2. Из [62]
Широ-
Широта
III
IV
VI
VII
VIII
IX
XI
XII
40° с. 80 79 77 74 72 72 69 71 74 76 79 80
42 80 78 77 74 72 72 70 71 74 76 79 80
46 79 77 77 73 73 72 71 71 74 76 80 79
50 78 78 78 74 73 72 72 72 75 76 79 79
56 81 79 79 78 75 73 74 74 76 78 80 81
60 80 80 79 78 76 74 74 75 79 80 80 81
62 80 79 78 77 75 75 76 79 81 80
68 82 79 80 79 77 77 79 81 80
Для более широкого использования данных о коэффи-
коэффициенте прозрачности Р2 с помощью табл. 8.1.5 можно перейти
от Р2 к другим характеристикам прозрачности, в частности
к фактору мутности Т2, коэффициенту прозрачности Pi
для оптической массы m = 1, коэффициенту прозрачности для
видимой области спектра @,40—0,75 мкм) при ш = 2Р2(вид).
В таблице приведены также значения интенсивности прямой
солнечной радиации S2, приведенные к среднему расстоянию
между Землей и Солнцем и к массе атмосферы m = 2.
В табл. 8.1.6 приведена повторяемость состояний прозрач-
прозрачности атмосферы в 30-е годы, по С. И. Сивкову [71], в 60-е,
по 3. И. Пивоваровой [62], и в 70-е годы, по Е. Г. Кравчук
[49]. Из сравнения данных 30-х и 60-х, 70-х годов видно
существенное изменение прозрачности: значительно увеличи-
увеличилась повторяемость градаций очень низкой, сильно понижен-
пониженной и пониженной прозрачности.
Повторяемость градаций нормальной и повышенной про-
прозрачности уменьшилась в 1,5 раза. За счет этого максимум
повторяемости нормальной прозрачности, который наблю-
наблюдался в 30-е годы, значительно снизился.
Сравнение прозрачности атмосферы, наблюдавшейся во
второй половине 60-х годов, с таковой в период с конца
50-х до начала 60-х годов показывает дальнейшее понижение
прозрачности атмосферы как на станциях, расположенных
вблизи городов, так и находящихся на большом удалении
от них [62].
Понижение прозрачности атмосферы с годами связано
с возрастанием аэрозольной мутности, которая в свою оче-
очередь обусловлена двумя факторами: влиянием вулканической
(аэрозоль вулканического происхождения) и антропогенной
деятельности [50, 54, 57, 62, 81, 82].
Среднее годовое снижение радиации за счет антропоген-
антропогенной деятельности в настоящее время составляет 0,1—0,2 %
и при сохранении существующих темпов загрязнения воздуха
к началу будущего столетия можно ожидать дополнительное
снижение прямой солнечной радиации из-за антропогенных
источников на 2 % [50].
Прозрачность атмосферы над океаном. Изучение атмо-
атмосферного ослабления солнечной радиации, приходящей к по-
поверхности океана, является задачей чрезвычайно важной, но
достаточно сложной, хотя бы потому, что, кроме как на не-
некоторых островных станциях, исследования проводятся подан-
поданным измерений на научно-исследовательских судах (НИС),
осуществляющих наблюдения эпизодически в различных
районах, а не по данным постоянно действующих станций.
На основании данных комплексных актинометрических
измерений, проведенных на НИС «Профессор Визе», «Ака-
«Академик Курчатов», «Михаил Ломоносов» и на НИСП «Виктор
Бугаев», «Прибой», «Пассат» в Атлантическом океане, изучено
атмосферное ослабление солнечной радиации, приходящей
к поверхности океана через безоблачную атмосферу в пери-
периоды выноса пыли, т. е. когда действует в основном астроно-
астрономический фактор, а циркуляционный проявляется через про-
прозрачность атмосферы [22—24].
Размещение НИС в разных точках полигона Атлантиче-
Атлантического тропического эксперимента ПИГАП (АТЭП) позволило
оценить влияние выносов пыли с Африканского континента
на оптические характеристики атмосферы всего исследуемого
района.
Всего рассмотрено 552 случая. Распределение их по гра-
градациям интегрального коэффициента прозрачности атмосферы
Р2 показано в табл. 8.1.7. Нетрудно видеть, что повторяе-
повторяемость Р2 оказывается асимметричной с максимумом, смещен-
смещенным в область высоких значений прозрачности, т. е. отно-
относится к градации «нормальная» и отчасти «пониженная»
@,70—0,75; 0,65—0,70). Поэтому при рассмотрении дневного
хода средних значений интенсивности радиации оказывается,
что наибольшая точность имеет место при прозрачности,
близкой к средней, т. е. при «нормальной» и «пониженной».
Средней прозрачности соответствует наибольшая повторяе-
повторяемость числа случаев наблюдений F3,8%).
Наблюдения проводились па НИС «Профессор Визе»
в районе «моря мрака», т. е. в районе с наибольшей запы-
запыленностью атмосферы сахарским аэрозолем. Был рассмотрен
характер изменения оптических свойств атмосферы в течение
периода наблюдений (июнь—сентябрь) [22]. На основе ана-
анализа данных можно сделать вывод, что Р2, изменяясь внутри
каждого периода наблюдений, возрастает к осени, а Т2 и т2
уменьшаются, т. е. атмосфера становится более чистой и
прозрачной.
На рис. 8.1.3 область наибольших изменений интенсив-
интенсивности радиации 5 в зависимости от высоты Солнца h@ над
океаном в реальной атмосфере в течение дня лежит в интер-
интервале прозрачности 0,55 ^ Р ^ 0,70. Из рисунка видно, что
среднее состояние атмосферы (кривые, соответствующие «нор-
«нормальному» и «пониженному» состоянию прозрачности атмо-
160

Таблица 8.1.5
Характеристика
прозрачности
Переход
0,56
ОТ
коэффициента
0,58
прозрачности
0,60
0
Р2
,62
к другим
0
характеристикам
Р%
64
0,66
прозрачности.
0,68
Из
0
,70
о,
72
Pi
Р2 (вид)
S2 кВт/м2
5,8
0,44
5,4
0,48
5,1
0,54
0,54
0,50
4,8
0,56
0,56
0,54
4,5
0,58
0,59
0,58
4.2
0,60
0,61
0,61
3,9
0,62
0,63
0,65
3,6
0,64
0,65
0,69
3,3
0,66
0,67
0,73
Характеристика
прозрачности
Pt
0,74
0,76
0,78 0,80
0,82
0,84
0,86
0,88
т2
Pi
р*
s2
(вид)
кВт/м2
3,0
0,68
0,70
0,77
2,8
0,71
0,72
0,81
2,5
0,73
0,74
0,85
2,2
0,75
0,76
0,90
2,0
0,77
0,78
0,94
1,7
0,80
0,99
1,5
0,82
1,04
1
0
1
,3
,85
,09
Коэффициент прозрачности в 30-е, 60-е и 70-е годы по данным [49, 62, 71]
Таблица 8.1.6
Прозрачность
S кВт/м2
1930-е [71]
1960-е [62]
1970-е [49]
Очень низкая
Сильно пониженная
Пониженная
Нормальная (средняя)
Повышенная
Высокая
Примечание. А
<0,55
0,55—0,64
0,65—0,73
0,74—0,82
0,82—0,91
>0,91
<625
625—674
675—721
722—764
765—805
>842
— число наблюдений, Б —
>4,70
4,70—3,95
3,90—3,25
3,20—2,70
2,65—2,20
<2,20 "
повторяемость (%
17
83
840
1023
658
47
от общего
1
4
16
47
30
2
числа
141
534
1170
1452
936
168
наблюдений).
2
12
27
33
21
4
167
908
1437
1850
1168
189
5
11
28
28
24
5
Таблица 8.1.7
Повторяемость интегрального коэффициента Р2 по градациям. Из [22]
Градации прозрачности
Число случаев средних за полдень значений
„Виктор
Бугаев"
„Профес-
„Профессор Визе*
„Прибой#
.Пассат*
„Академик
Курчатов»
•Михаил
Ломоносов*
Всего по града-
градациям
число
случаев
Высокая
Нормальная
Всего, число случаев/% от общего
числа случаев
Пониженная
Сильно пониженная
Низкая
Очень низкая
Всего, число случаев/% от общего
числа случаев
0,75—0,80
0,70—0,75
0,65—0,70
0,60—0,65
0,55—0,60
<0,55
1
5
6/26
18
16
3
—
37/74
4
21
25/37
15
12
8
7
42/63
2
16
18/14
22
50
35
107/86
—
39
39/43
34
18
1
53/57
3
35
38/39
44
15
59/61
12
62
74/76
21
3
24/24
22
178
154
114
46
7
521
4,2
34,2
29,6
21,9
8,8
1,3
100
Рис. 8.1.3. Зависимость интенсивности радиации от вы-
высоты Солнца /г0 и прозрачности атмосферы Р2. Из [22].
а — прямая радиация, б — рассеянная радиация.
Вт /м
Р2*0,70...0,75
0,S5...0JO
0,60... 0,65
0,55... 0,60
Р2<0,55
0,60...0JO
Р2 070
21 Заказ 46
161

сферы) находится не в середине этой области, а несколько
смещено к ее верхней границе. Объясняется это тем, что за
нормальное состояние прозрачности было принято не среднее
из возможных, а наиболее часто наблюдаемое.
Полученные данные позволили построить формулы, опи-
описывающие зависимости (см. рис. 8.1.3) интенсивности пря-
прямой (S) и рассеянной (D) солнечной радиации от высоты
Солнца (/г©):
dh
(8.1.3)
(8.1.4)
где коэффициенты a, by с, d и Л, В определены для различ-
различных интервалов интегрального коэффициента прозрачности
атмосферы Р2, приведенного к массе т = 2 (т. е. /г© = 30°) и
при Солнце (О2). Ниже приведены вычисленные коэффициенты
для уравнений (8.1.3) и (8.1.4) для акватории Баренцева
моря, западной части Карского моря и частично для терри-
территории Центральной Арктики:
Р2 . 0,70—0,75 0,65—0,70 0,60—0,65 0,55—0,60 0,50—0,55
a-102
МО2
c-102
d-102
P2
Л-102
Я-102
5,61
1,605
1,78
2,17
4,87
1,174
2,37
2,41
8
0
8,05
1,234
1,91
2,05
0 70
,75
,125
8,91
1,047
1,60
1,57
0,60—0,70
7,71
0,229
22,69
1,527
0,39
0,72
<0 60
13,84
0,416
Спектральная прозрачность атмосферы является важной
физической характеристикой атмосферы. На основе данных
ее измерений рассчитываются такие важные составляющие
атмосферы, как суммарное содержание озона, общее содер-
содержание оксида и диоксида углерода, водяного пара, диоксида
азота и других малых составляющих, а также спектральная
оптическая плотность атмосферного аэрозоля и некоторых
видов облаков, спектральный показатель ослабления и микро-
микроструктура аэрозоля.
В отличие от интегральной прозрачности атмосферы, из-
измеряемой на актинометрических станциях, спектральная про-
прозрачность является однозначной характеристикой оптических
свойств атмосферы, не подверженной осложняющему влия-
влиянию эффекта Форбса.
Регулярные сведения о спектральной прозрачности атмо-
атмосферы и о закономерностях ее изменения во времени
и пространстве позволяют при наличии данных о составе
атмосферы рассчитать поглощенную атмосферой в разных
участках спектра энергию солнечного излучения и энергию,
поступающую к земной поверхности, без чего невозможны
полноценные исследования динамики атмосферы и прогнози-
прогнозирования погоды. Сведения о спектральной прозрачности
атмосферы необходимы для оценки продуктивности фотосин-
фотосинтеза и урожайности сельскохозяйственных культур, а также
для выбора мест строительства астрономических станций и
обсерваторий.
На основании данных наблюдений за спектральной про-
прозрачностью осуществляется контроль за аэрозольным загряз-
загрязнением атмосферы, вызываемым как антропогенными, так и
естественными факторами (вулканические извержения, пыль-
пыльные бури, крупные пожары).
В настоящее время в СССР и за рубежом созданы и
действуют наземные сети станций для регулярного измере-
измерения спектральной прозрачности и оптической плотности атмо-
атмосферного аэрозоля. При этом следует учитывать, что эти из-
измерения производятся только с земной поверхности.
На советской сети станций по измерению спектральной
прозрачности и оптической плотности, организованной Глав-
Главной геофизической обсерваторией им. А. И. Воейкова, уста-
установлены приборы М-83, которые позволяют измерять эти
характеристики в шести участках ультрафиолетовой и види-
видимой области спектра. В результате обработки данных наб-
наблюдений была выявлена значительная их изменчивость как
во времени, так и в пространстве, а также исследована за-
зависимость этих характеристик от длины световой волны.
В настоящее время продолжается накопление данных
о спектральной прозрачности и оптической плотности атмо-
атмосферного аэрозоля с целью изучения климатологических и
иных закономерностей этих величин.
8.2. ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
СОСТАВЛЯЮЩИХ РАДИАЦИОННОГО БАЛАНСА
8.2.1. Распределение суммарной радиации на земном шаре
Распределение суммарной солнечной радиации на земном
шаре представлено на рис. 8.2.1, из которого следует, что
средние суточные годовые значения этой величины меняются
в пределах от <6 до >22 МДж/м2.
Наибольшие значения как на суше, так и на океанах
приурочены к поясам высокого давления северного и южного
полушария. По направлению к высоким широтам значения
суммарной радиации уменьшаются, некоторое понижение ха-
характерно также для экваториальных широт, что связано
с большой повторяемостью пасмурного состояния неба в те-
течение всего года [6, 9, 10].
Ход изолиний суммарной радиации носит в основном
зональный характер, который существенно нарушается не-
неравномерным распределением облачности. Нарушение зональ-
зональности имеет место:
а) в умеренных широтах обоих полушарий, где интен-
интенсивно развита циклоническая деятельность (западное побе-
побережье Канады, север Европы, юго-западное побережье Юж-
Южной Америки и др.);
б) в восточных районах тропических зон океанов под
влиянием пассатных инверсий и холодных морских течений;
в) в областях действия мусонной циркуляции (Индостан,
восточное побережье Азии, северо-запад Индийского океана).
Сведения о широтном изменении годовых значений сум-
суммарной радиации, поступающей к основным подстилающим
поверхностям Земли, приведены в таблице 8.2.1. Из нее
следует, что максимальные значения относятся к тропическим
зонам; поверхность Земли в целом в среднем за сутки полу-
получает 16,3 МДж/м2.
Совместный анализ данных о суммарной радиации, по-
поступающей к поверхности Земли при безоблачном небе и
реальных условиях, позволил оценить влияние облачности
на ее приход.
Области, где атмосфера пропускает наибольшее количе-
количество солнечной радиации, располагаются в тропических, а для
большей части года и в субтропических широтах земного
шара (более 80—90 %). Наименьшую долю возможной сум-
суммарной радиации при безоблачном небе (менее 40—50 °/о)
получают в отдельные сезоны западные побережья конти-
континентов в полярных и умеренных широтах, а также эквато-
экваториальные области и районы, подверженные действию летней
муссонной циркуляции [8].
В целом за год к поверхности земного шара, за исклю-
исключением северо-западных областей Европы, Северной Америки,
южной оконечности Южной Америки и небольших районов
экваториальной зоны, поступает больше половины радиации,
возможной при условии безоблачного неба.
Характер межгодовой изменчивости суммарной радиации
на континентах северного полушария можно установить на
Таблица 8.2.1
Широтное распределение средних суточных значений
суммарной солнечной радиации (МДж/м2). Год
Широтная зона
Поверхность
Земли
90—80° с.
80—70
70—60
60—50
50—40
40—30
30—20
20—10
10—0
0—10° ю.
10—20
20—30
30—40
40—50
50—60
60—70
70—80
80—90
Земля в целом
8,7
9,0
9,6
11,5
14,6
17,8
20,1
20,8
18,1
17,2
18,9
19,9
18,5
14,0
9,9
11,1
11,4
11,2
15,8
8,0
8,0
8,6
10,3
13,0
16,3
19,3
20,3
20,3
20,8
20,3
18,9
16,5
13,3
10,0
8,5
8,8
16,5
8,2
8,4
9,4
11,0
13,9
17,0
19,6
20,4
19,9
20,0
20,0
19,1
16,6
13,3
10,0
8,8
10,6
11,2
16,3
162

180 120 80 40 Q 40 80 120 160 160 120
--—\~/
Рис. 8.2.1. Суммарная солнечная радиация (МДж/м2). Год.
основании рис. 8.2.2, на котором даны карты распределения
среднего квадратического отклонения а суммарной радиации
для центральных месяцев сезонов года. В течение года зна-
значения а изменяются в диапазоне 2 МДж/м2 < а < 0,5МДж/м2.
Значения а в пределах одной градации занимают обширные
области особенно зимой и летом. В переходные сезоны,
когда климатическая изменчивость в большинстве случаев
увеличивается, отмечается не только возрастание значений а,
но и появление замкнутых изолиний с различными града-
градациями а.
Коэффициенты вариации средних месячных значений
суммарной радиации (Cv)y исключающие влияние широты,
изменяются в течение года незначительно. При этом они осо-
особенно устойчивы в тропических и экваториальных широтах,
составляя 5—7 %.
В умеренных широтах Cv возрастает до 10—12 % и
только в приполярных областях зимой, когда значение сум-
суммарной радиации мало, Cv превосходит 20 %. Попутно сле-
следует отметить, что значения изменчивости, полученные по
данным о суточных суммах суммарной радиации, в три раза
превосходят изменчивость месячных значений.
8.2.2. Распределение прямой, рассеянной и суммарной
радиации на территории СССР
Особенности месячного прихода суммарной, прямой и
рассеянной радиации при средних условиях облачности на
территории СССР показаны на картах распределения этих
характеристик по сезонам. Зимой (рис. 8.2.3) преобладаю-
преобладающее влияние на распределение всех видов радиации оказы-
оказывает астрономический фактор, и поэтому ход изолиний на
картах имеет в основном широтный характер. Наблюдается
довольно равномерное увеличение радиации с севера на юг.
К весне зональность нарушается, так как преобладаю-
преобладающим становится циркуляционный фактор. Его влияние на
приход радиации проявляется через облачность. В апреле
(рис. 8.2.4) в распределении суммарной и прямой радиации
имеется общая тенденция в направлении изолиний с юго-
запада на северо-восток. Это наглядно демонстрирует прак-
практически одинаковый месячный приход солнечной радиации
в южных районах (включая Крым и Кавказ) и в северо-
северовосточных районах (бассейн Колымы и Чукотка). Наимень-
Наименьшие суммы радиации отмечаются на европейской части СССР
(ЕЧС), за исключением крайних южных и юго-восточных
районов, и на севере Западной Сибири; наибольшие —
в Средней Азии и на северо-востоке азиатской части СССР
(АЧС). Низкий месячный приход солнечной радиации на ЕЧС
связан со значительным влиянием влажных воздушных масс,
поступающих с Атлантики и усиливающих циклоническую
деятельность, а также с уменьшением прозрачности атмо-
атмосферы, обусловленным в основном аэрозольной составляю-
составляющей ослабления радиации. Уменьшение суммарного прихода
солнечной радиации происходит как за счет прямой, так и
за счет рассеянной радиации (см. рис. 8.2.4 б). При общем
повышении влагосодержания воздуха и количества аэрозоля
антропогенного присхождения можно было бы ожидать уве-
увеличения радиации на ЕЧС, однако этого не наблюдается. Ме-
Месячные суммы рассеянной радиации здесь являются наиболее
низкими по сравнению с таковыми для остальной террито-
территории. Это можно объяснить различиями как в плотности
облачного покрова, так и в подстилающей поверхности
в умеренных и северных широтах ЕЧС и АЧС из-за неодина-
неодинаковых сроков схода снежного покрова. Известно, что высокое
альбедо снежного покрова и вторичное рассеяние отражен-
отраженной радиации приводит к увеличению суммарной радиации
на 10—15 %, что для рассеянной радиации составляет значи-
значительно большую добавку. Повышенные значения месячных
сумм прямой радиации на северо-востоке АЧС являются
результатом сочетания таких условий, как высокая прозрач-
прозрачность атмосферы, большая повторяемость ясного неба и
продолжительность дня. Увеличение рассеянной радиации
благодаря наличию снежного покрова вместе с прямой ра-
радиацией способствует возрастанию суммарного прихода
радиации.
Распределение суммарной и прямой радиации в июле также
имеет общие черты (рис. 8.2.5). В умеренных широтах на
картах сохраняется направление изолиний с юго-запада на
северо-восток. Как и в апреле, на ЕЧС месячный приход
прямой и суммарной радиации ниже, чем на АЧС, особенно
по сравнению с ее восточными районами. Основная причина
этого заключается в различной прозрачности атмосферы. От-
Отмечается четко выраженное повышение рассеянной радиации
на ЕЧС за счет аэрозоля антропогенного происхождения.
Низкие значения суммарной радиации говорят о том, что
в данном случае рост рассеянной радиации не компенсирует
уменьшение прямой. В зоне 50—55° с. ш (восточная часть
ЕЧС, Казахстан и Западная Сибирь) наблюдается резкое
увеличение градиента как прямой, так и суммарной радиа-
радиации, указывающее на интенсивный рост месячных сумм ра-
21"
163

Январь
Апрель
Рис. 8.2.2. Среднее квадратическое отклонение а суммарной радиации (МДж/м2). Из [7].
Изолинии проведены через 0,5 МДж/м2.
40 60 80 100 ПО 140 16 О

40 60 80 100 120 140 160
Рис. 8.2.3. Средняя многолетняя сумма суммарной солнечной радиации (МДж/м2) (а), прямой
солнечной радиации на горизонтальную поверхность (б) и рассеянной солнечной радиации (в)ч
Январь,

40 60 80 100 :20 МО 160

Рис. 8.2.4. Средняя многолетняя месячная сумма суммарной солнечной радиации (МДж/м2) (а),
прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность (б) и рассеянной солнечной радиа-
радиации (в). Апрель.

80
Рис. 8.2.5. Средняя многолетняя месячная сумма суммарной солнечной радиации (МДж/м2) (а),
прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность (б) и рассеянной солнечной радиа-
радиации (ej. Июдь,

40 60 80 100 120 140 160 180
50
40
30
б) v^3>Vx>\ "^^"t^V"
9\\гл ^^ЯГ \ТА N
28OmLooi—-5S^
60
20
^^
3 /
к/
К,
80
40 60
^ /
"Ж
"^-^
80 1
/
/
--$
j
%
^Г
1
Т70—
00
{
1
>^
100
120 140
\ \
\ >
\
160
\
у
\
/
\
\
ж
i
А
\
\
120
180
М'
\
^^
А/
ш
200^
f
1
1
/г
„О
>i
8 ОТ
Л1
[Г40
Т7
/
л
Л>80
'гЧ Q
^120 ;
N0f
^200
\
, i
\( •
аз 46

Рис. 8.2.6. Средняя многолетняя месячная сумма суммарной солнечной радиации (МДж/м2) (я),
прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность (б) и рассеянной солнечной радиа-
радиации (в). Октябрь.
диации в южном направлении. Вдоль северного и восточного
побережий приход прямой и суммарной радиации понижен
из-за увеличения облачности. На севере это связано с усилием
циклонической деятельности на полярном фронте, на во-
востоке— с влиянием муссона. Относительно высокие суммы
рассеянной радиации в этой зоне (увеличение влагосодержа-
ния воздуха и облачности) так же, как и на ЕЧС, не ком-
компенсируют снижение прямой радиации (см. рис. 8.2.5 6).
В октябре (рис. 8.2.6) распределение радиации стано-
становится близким к широтному и сохраняется в течение всей
зимы. Наличие большого градиента суммарной и прямой ра-
радиации говорит о резком различии месячных сумм радиации
на севере и юге (в 6—7 раз в суммарной радиации, в 16—
20 раз в прямой).
Годовые суммы прямой и суммарной радиации на терри-
территории СССР в целом изменяются в широтном направлении
(рис. 8.2.7). Некоторое нарушение широтности связано
с уменьшением радиации на ЕЧС и увеличением на северо-
востоке АЧС. Эту особенность иллюстрирует рис. 8.2.8, где
показан вклад годовой суммы рассеянной радиации (а, сле-
следовательно, и прямой) в суммарную. Очень наглядно она
выражена и в годовом приходе радиации поступающей на
нормальную поверхность. Рисунок 8.2.9 отражает максимально
возможные потенциальные запасы солнечной радиации для
средних условий облачности.
8.2.3. Географическое распределение средних многолетних
характеристик альбедо подстилающей поверхности
На рис. 8.2.10 показано распределение средних многолет-
многолетних месячных значений альбедо, средних квадратических
отклонений и коэффициентов вариации месячных значений
альбедо. Для построения этих карт были использованы ре-
результаты многолетних наблюдений на актинометрической
сети СССР.
В силу того что наземные актинометрические наблюде-
наблюдения дают возможность оценить альбедо только небольших
участков земной поверхности, попадающих в поле зрения из-
измерительного прибора, эти карты носят несколько схемати--
ческий характер.
8.2.4 Распределение радиационного баланса
на территории СССР
В распределении месячных значений радиационного ба-
баланса по территории СССР к факторам, наиболее сильно
влияющим прямо и косвенно через снежный покров, относятся
широта местности, высота над уровнем моря и общее увлаж-
увлажнение территории. От них зависит эффективное излучение и
альбедо. В целом для территории СССР месячные значения
радиационного баланса возрастают в течение всего года
с уменьшением широты. Карты распределения радиацион-
радиационного баланса по территории СССР приведены в [62]. К сожа-
сожалению, более современных карт радиационного баланса, чем
те, которые приведены на рис. 8.2.3—8.2.9, к настоящему
времени нет. Однако сопоставление месячных значений радиа-
радиационного баланса, приведенных в Научно-прикладном спра-
справочнике по климату СССР, с данными [62] подтверждает, что,
несмотря на некоторые уточнения, общие закономерности
в распределении сохраняются. Для отдельных сезонов харак-
характерны следующие особенности распределения радиационного
баланса.
Для радиационного баланса за зимний сезон на терри-
территории СССР можно принять период ноябрь—февраль, когда
на большей части територии радиационный баланс имеет
отрицательные значения. В этот период распределение радиа-
радиационного баланса в умеренных широтах сильно отличается от
широтного. На северо-западе ЕЧС под влиянием западного
переноса и связанной с ним большой облачности и в Восточ-
Восточной Сибири под влиянием устойчивого антициклона и свя-
связанных с ним инверсий отрицательные значения месячных
сумм баланса уменьшаются. К югу от 50° с. ш. распределе-
распределение радиационного баланса близко к широтному.
Переходный сезон от зимы к лету включает в себя три
месяца: март, апрель, май. Распределение радиационного
баланса в эти месяцы определяется в основном радиацион-
радиационными свойствами подстилающей поверхности (альбедо). При
общем увеличении радиационного баланса с севера на юг
в юго-западных районах Средней Азии в апреле и мае радиа-
радиационный баланс меньше, чем в окружающих районах, из-за
большого эффективного излучения.
Летом (июнь, июль, август) радиационный баланс в це-
целом мало изменяется на территории СССР, что обусловли-
обусловливается результатом компенсирующего влияния его составля-
составляющих — суммарной радиации и эффективного излучения,
возрастающих с севера на юг примерно в равной мере при
близком значении альбедо травяного покрова B0—22 %)
для большинства ландшафтных зон, исключая пустыни.
В отличие от весны осенью (в сентябре и октябре) из-
изменение радиационного баланса на территории СССР про-
происходит более равномерно, его распределение близко к ши-
широтному. В сентябре радиационный баланс положительный,
однако его абсолютные значения намного уменьшаются, осо-
особенно на севере. В октябре севернее 68° с. ш. радиационный
баланс отрицательный. Максимальные значения его наблю-
наблюдаются на юге ЕЧС, Кавказе и юге Средней Азии.
Распределение годового радиационного баланса поверх-
поверхности метеорологической площадки, отражая совместное
влияние астрономического и циркуляционного факторов и
170

40 60 80 100 120 ИО 160
40 60 80 100 120 140 ;в0
Рис. 8.2.7. Средняя многолетняя годовая сумма прямой солнечной радиации на горизонтальную
поверхность (МДж/м2) (а) и суммарной солнечной радиации (б).

4 О 60 80 100 120 140 160
60 80 100 120
Рис. 8.2.8. Вклад рассеянной радиации (%) в годовую сумму суммарной солнечной радиации.
40 вО SO 100 120 140 160 180
\J
Рис. 8.2.9. Средняя многолетняя годовая сумма прямой солнечной радиации на нормальную
к лучу поверхность (МДж/м2).

40 60 80 100 120 140 160
T80
30
40 60 80 100 120 140 160
30

40 60 80 100 120 140 160
40 60 80 100 1^0 140 160
60
Рис. 8.2.10. Альбедо.
а — январь, б — апрель, в — июль, г ~ октябрь; / — средние многолетние месячные значения альбедо, 2 — средние квадратиче-
ские отклонения месячных значений альбедо, 3 — коэффициенты вариации месячных значений альбедо.

особенностей подстилающей поверхности, имеет в основном
широтный характер; отклонения отмечаются на западе и
северо-востоке СССР, Дальнем Востоке и в Средней Азии.
Рассмотренные закономерности распределения радиаци-
радиационного баланса и его составляющих относятся к открытым
участкам равнинной территории и предгорий до высоты
500—600 м над уровнем моря.
8.3 ОСОБЕННОСТИ СТРУКТУРЫ ВРЕМЕННЫХ РЯДОВ
И ПОЛЯ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ
8.3.1. Временная изменчивость месячных и суточных сумм
суммарной радиации
Средние квадратические отклонения (изменчивость). Из
менчивость дневных, месячных и годовых сумм радиации
количественно оценивается средним квадратическим откло-
отклонением а.
Средние квадратические отклонения месячных сумм
радиации а3о характеризуют межгодовую изменчивость, днев-
дневных (суточных) сумм o"i — межсуточную. Отношение 0зо/о*1
для суммарной радиации составляет 0,25—0,35. Таким обра-
образом, межсуточная изменчивость в три-четыре раза больше,
чем межгодовая.
Средние квадратические отклонения не только месячных,
но и дневных сумм радиации мало меняются по территории
СССР и в условиях равнины остаются практически постоян-
постоянными на расстоянии нескольких сотен километров. Это по-
позволяет делать обобщения средних квадратических отклоне-
отклонений по территории СССР [62].
Относительное значение средних квадратических откло-
отклонений месячных и суточных сумм суммарной радиации (ко-
(коэффициента вариации) приведены в табл. 8.3.1.
Таблица 8.3.1
Коэффициенты вариации суточных и месячных сумм
суммарной радиации (%)
60—68° с. ш.
50-60
50° в. д.
40—50
Для суточных сумм
60—70 40—50 35—40
45—60 40—45 30—35
35—40 30—35 25—30
45—60 30—35 25—30
Для месячных сумм
65—70
50—65
45—50
45—50
60—68° с.
50—60
40—50
Западная
ш.
Украина
30—50
15—25
10—25
10—20
10—20
10—15
10—20
10—15
5—10
10—15
20—30
15—25
10—20
Коэффициенты асимметрии и эксцесса. При изучении
временного распределения сумм радиации разного масштаба
осреднения наряду со средними квадратическими отклоне-
отклонениями важно знать статистические характеристики более
высокого порядка — коэффициенты асимметрии и эксцесса.
Расчеты показали, что распределение месячных сумм радиа-
радиации близко к нормальному, а суточных сумм в значительной
степени отличается от нормального.
Подробные сведения о коэффициентах асимметрии и
эксцесса, характере распределения суточных сумм суммарной
радиации приведены в [74, 75]. Здесь лишь укажем, что на
территории СССР выделяется шесть видов распределения
суточных сумм суммарной радиации:
I — нормальное распределение,
II — положительно асимметричное,
III — положительно асимметричное островершинное,
IV — отрицательно асимметричное,
V — отрицательно асимметричное островершинное,
VI — бимодальное (и плосковершинное).
8.3.2. Пространственная корреляция сумм
солнечной радиации
Изучение пространственной структуры поля радиации
необходимо в первую очередь при определении значений
радиационных элементов в пунктах, в которых актинометри-
' ческие наблюдения не ведутся.
Ошибки экстраполяции. Для потребителей важно знать,
какая может возникнуть ошибка, если для интересующей его
местности использовать значения солнечной радиации,' полу-
полученные на соседней (ближайшей, а иногда и отдаленной)
актинометрической станции, т. е. количественная оценка
ошибки экстраполяции данных о солнечной радиации. На
основании разработок, сделанных в СССР [62, 63], и сопо-
сопоставления полученных результатов с результатами зарубежных
авторов [83, 84] был получен вывод, что при использовании
данных суточных сумм суммарной радиации, измеренных на
соседней станции, находящейся на расстоянии не более
100 км, ошибка суммы радиации составит 0,6—
0,9 МДж/(м2-сут) зимой и осенью, и 3,2—3,6 МДж/(м2-сут)
весной и летом. Если такое присвоение данных актинометри-
ческпх станций сделать для местности, находящейся на рас-
расстоянии 200 км от станции, то ошибка составит 0,8—1,5 и
4,6—4,8 МДж/(м2-сут) соответственно.
Если рассмотреть еще более неблагоприятный случай,
а именно ближайшая актинометрическая станция находится
на расстоянии 300 км, то непосредственное использование ее
данных без интерполяции приведет к ошибке, которая в июле
составит 6,1—6,5 МДж/(м2-сут). В этом случае ошибка экс-
экстраполяции близка к стандартному отклонению самого эле-
элемента и такая точность вряд ли удовлетворит потребителя.
Ошибка экстраполяции определенных за месяц суточных
сумм радиации на те же расстояния будет меньше. Так, по
данным наблюдений на европейской части СССР получены
следующие значения ошибок экстраполяции сумм суммарной
радиации (МДж/(м2 • сут):
р км
0
50
100
200
400
Январь
0,15
0,2
0,3
0,4
0,6
Июль
0,8
1,0
1.1
1,4
2,2
О'шибки интерполяции. Для практических целей целесо-
целесообразно применять линейную интерполяцию аномалий сумм
радиации по двум точкам. По оценкам, приведенным для
умеренных широт европейской части СССР [63] по способу,
изложенному в работе [2], интерполяция на середину рас-
расстояния между станциями в пределах расстояния до 400 км
уменьшает ошибки по сравнению с экстраполяцией в 1,5—
2 раза для суточных сумм радиации и в 2—2,5 раза для их
средних месячных значений (табл. 8.3.2). При этом предпола-
Таблица 8.3.2
Средняя квадратическая ошибка линейной экстраполяции
на середину расстояния между парами станций аномалий
суточных сумм суммарной радиации (МДж/(м2-сут))
Расстоя-
Расстояние, км
Январь
Суточные
суммы
Средние
месячные
суточные
суммы
Июль
Суточные
суммы
Средние
месячные
суточные
суммы
100
200
400
0,33
0,46
0,67
0,
0,
0,
16
19
21
2,
2,
3,
18
72
14
0,82
0,88
1,00
гается, что ошибка экстраполяции сумм приравнивается
к ошибке интерполяции аномалии, а ошибкой интерполяции
нормы пренебрегают.
В условиях равнинной местности ЕЧС расстояние между
станциями, на котором ошибка интерполяции не больше
ошибки определения сумм в пункте наблюдений в условиях
сети [62], изменяется от 50—80 км зимой до 80—130 км ле-
летом. Данные наблюдений на актинометрических станциях
можно распространять на другие пункты, расположенные
в пределах 50—100 км с однородными условиями подстила-
подстилающей поверхности и одинаковой прозрачностью атмосферы.
Для пунктов, удаленных от станции на расстояние более
100 км, необходима интерполяция данных.
175

8.4. ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
РАДИАЦИОННОГО РЕЖИМА
В СВОБОДНОЙ АТМОСФЕРЕ
Наряду с астрономическими факторами (широта, дол-
долгота места, высота Солнца) на приход радиации к поверхно-
поверхности Земли влияет состояние атмосферы, которое, как было
показано выше, в большой степени определяет радиацион-
радиационный баланс поверхности. Вместе с тем для решения задач
энергетики атмосферы очень важно знать изменчивость ра-
радиационного баланса не только на границах среды (т. е.
у поверхности и на верхней границе атмосферы), но и внутри
ее, поэтому уже сравнительно давно начались исследования
процессов переноса радиации в свободной атмосфере.
Как и у поверхности Земли, в свободной атмосфере
распространяется солнечное излучение — коротковолновая ра-
радиация (КВР) — и инфракрасное излучение Земли и атмо-
атмосферы— длинноволновая радиация (ДВР), — плотность по-
потока которых измеряется в Вт/м2. В свободной атмосфере
на том или ином уровне выделяют восходящие потоки КВР
или ДВР (Qf) и нисходящие (падающие) потоки (Q|), их
разность определяет радиационный баланс на данном уровне
В = Q| — Qf, для ДВР обычно В < 0. Разность потоков на
верхней и нижней границах слоя определяет приток радиации
к слою, который может быть как положительным, так и от-
отрицательным. Характеристика теплового радиационного эф-
эффекта— скорость радиационного выхолаживания или нагре-
нагревания — определяется из уравнения
где dT/dt — изменение температуры в единицу времени (час,
сутки), g — ускорение свободного падения, ср — теплоемкость
воздуха при постоянном давлении, АВ — приток радиации
к слою, ДР — разность давлений на нижней (Z\) и верхней
(z2) границах слоя.
В связи с трудностью создания упрощенных методов
расчета потоков радиации в свободной атмосфере активно
развивались экспериментальные методы. В настоящее время
успешно применяются следующие четыре метода: аэростат-
аэростатный, самолетный, радиозондовый и спутниковый.
Аэростатный метод. Первые надежные измерения солнеч-
солнечной радиации в атмосфере с аэростата были получены
в 1913 г. Пепплером в полете на юге Германии и Калитиным
в России. В 1946—1952 гг. в Центральной аэрологической
обсерватории был выполнен обширный комплекс актинометри-
ческих наблюдений на свободных аэростатах, в некоторых
случаях удалось провести уникальные одновременные изме-
измерения на аэростатах, летящих на разной высоте. На основе
данных этих измерений были получены выводы о вертикаль-
вертикальных, горизонтальных и временных вариациях прямой солнеч-
солнечной радиации, отраженной радиации и альбедо, коэффициента
прозрачности и фактора мутности [17]. Обнаружено, что
нагревание различных слоев атмосферы за счет поглощения
солнечной радиации может меняться в широких пределах:
летом в низких широтах оьо может достигать нескольких
градусов Цельсия за день, а зимой в высоких широтах со-
составляет лишь сотые доли градуса Цельсия.
С целью изучения закономерностей вертикальных измене-
изменений баланса ДВР В. И. Шляхов [80] выполнил большую се-
серию ночных аэростатных полетов. Он определил, что эффек-
эффективное излучение F = Qf — Q| с высотой возрастает и
в верхних слоях тропосферы (на высоте около 8 км) дости-
достигает 240—250 Вт/м2. Для радиационного охлаждения воздуха
были получены значения от нескольких сотых до 0,25 °С/ч.
С 1961 г. в ЛГУ под руководством К- Я. Кондратьева
проводились радиационные измерения на автоматических вы-
высотных аэростатах [67]. Примерно в это же время в Физиче-
Физическом институте им. П. Н. Лебедева АН СССР проводились
исследования поля теплового излучения Земли и атмосферы
с геофизических аэростатов [5, 53].
Самолетный метод. Первые радиационные измерения на
самолетах проводились еще в 1940—1941 гг., однако активно
этот метод применялся в пятидесятых годах. Родоначальником
самолетной актинометрии в Советском Союзе был В. Г. Ка-
стров, который разработал теорию пиранометров примени-
применительно к установке этих приборов на самолетах, а также
самым тщательным образом исследовал источники возможных
погрешностей измерений [70]. Изменчивость поля радиации
в различных синоптических условиях исследовали Е. А. Лопу-
Лопухин [51] и В. Л. Гаевский [11, 12]. С 1958 г. Н. И. Гойса
в УкрНИГМИ проводил измерения радиационных характе-
характеристик свободной атмосферы над территорией Украины, ко-
которые позволили построить экспериментальную модель ра-
радиационного режима «среднего слоистообразного облака» [16],
«среднего слоистого облака» [17] и «среднего кучевого об-
облака» [18].
Актинометрическое радиозондирование применяется для
измерения вертикальных профилей потоков ДВ радиации и
получения на их основе данных о дивергенции эффективного
потока радиации и радиационном измерении температуры
воздуха. В шестидесятых — семидесятых годах оно широко
применялось в США, СССР, Японии и ФРГ [31].
В СССР актинометрическое радиозондирование проводи-
проводилось в период с 1963—1964 по 1979 г., существовала регу-
регулярно действовавшая сеть, которая в отдельные годы на-
насчитывала до 15 пунктов на территории СССР. Кроме этого,
выпуски актинометрических радиозондов проводились над
океанами с научно-исследовательских судов и в Антарктиде.
На материалах АРЗ был выполнен большой цикл работ по
климатологическому обобщению пространственно-временной
изменчивости полей ДВР в свободной атмосфере [25—26]: для
территории СССР рассчитаны средние характеристики и па-
параметры их изменчивости для каждого элемента (Qf, Q|, F,
dT/dt), определены закономерности сезонных изменений поля
ДВР. Результаты обработки данных АРЗ по станциям и
годам опубликованы в виде двух справочных пособий [28,64].
На основе анализа функций вида х (р) = QfJ/аГ4 (р)
предложены эмпирические формулы, с помощью которых по
профилю Т(р) можно вычислять профили потоков Qf и Q
[27]. Модель может с приемлемой точностью использоваться
для вычисления не только средних годовых, но и средних
сезонных значений Q| и Qj в умеренных широтах. Для
тропических районов модельные характеристики рассчитаны
отдельно [29]. В полярных районах атмосфера имеет свои
индивидуальные особенности, которые формируют поле ДВ
излучения, совершенно отличное от такового в других рай-
районах [20, 30].
Радиационный режим свободной атмосферы имеет отчет-
отчетливые региональные особенности, которые определяются физи-
физическими свойствами (состоянием) атмосферы' в том или ином
регионе. Тропические районы являются областями аккумули-
аккумулирования солнечной энергии, а полярные — областями стока
энергии. Это состояние в свою очередь является результатом
сложного взаимодействия различных факторов, в том числе
и географических. Главным же регулятором радиационных
процессов в атмосфере является облачность, учет которой *
необходим при анализе конкретных синоптических ситуаций.
В коллективной монографии советских ученых «Радиация
в облачной атмосфере» [68] дано последовательное и наибо-
наиболее полное описание радиационных особенностей облачной
атмосферы, обусловленных крупномасштабными и микрофи-
микрофизическими свойствами облаков, и приведены многочисленные
справочные данные.
В конце 60-х годов академиком К. Я- Кондратьевым
совместно с рядом ведущих сотрудников ГГО, ЛГУ, ЦАО,
ИФА была предложена долгосрочная программа комплекс-
комплексных натурных радиацконно-аэрозольных исследований в ат-
атмосфере, целью которой было исследование переноса всех
видов энергии и всех видов притока тепла в атмосфере, по-
получение полной («замкнутой») информации о количественных
характеристиках поля излучения, а также о параметрах ат-
атмосферы и подстилающей поверхности, определяющих перенос
излучения, а также исследование поля концентрации и
свойств глобального аэрозоля. Эта программа осуществля-
осуществлялась путем организации комплексных наземных и самолет-
самолетных экспедиций в различных физико-географических регио-
регионах СССР, а также за рубежом — в Дакаре (Сенегал) и
п штате Вайоминг (США).
Исследования проводились в рамках программы КЭНЭКС
(Комплексный энергетический эксперимент) [44], ГАРЭКС
(Глобальный Аэрозольно-радиационный эксперимент) [42,
58, 59], АТЭП (Атлантический тропический эксперимент)
[45, 86].
Были проведены исследования радиационного режима
в Приаралье [43], в Арктике [59], .в районе вулканов Кам-
Камчатки [59] и «городские эксперименты» [35], позволившие
изучить влияние аэрозоля антропогенного происхождения на
радиационные свойства облачности.
В рамках программы ГАРЭКС были проведены также
советско-американские исследования характеристик атмосфер-
атмосферного аэрозоля и радиации до высоты 30 км на полигоне
в г. Рыльске (СССР) и на полигоне Университета штата i
Вайоминг (США) [2].
Проведенные комплексные эксперименты позволили изу-
изучить особенности радиационных и аэрозольных характеристик
атмосферы, получить экспериментальные данные о количе-
количественных характеристиках аэрозоля, особенностях его верти-
вертикальной структуры и распределении частиц по размерам
[3, 42, 58]. Для отдельных районов Заполярья впервые были
176

получены высотные профили загрязняющих веществ [59].
Были определены очаги образования мощных соле-пылевых
выносов в районе Аральского моря и определены ареалы их
распространения. Оценены радиационные эффекты соле-пыле-
соле-пылевых выносов и пылевых бурь в атмосфере [43, 58].
Выполнены оценки пространственно-временной изменчи-
изменчивости аэрозольного поглощения солнечной радиации в зави-
зависимости от характера подстилающей поверхности и синопти-
синоптической ситуации [46, 47].
Разработаны методы учета аэрозольных эффектов в ра-
радиационных притоках тепла при численном моделировании
климата [46].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Альбедо и угловые характеристики отражения подстилаю-
подстилающей поверхности и облаков/К. Я. Кондратьев и др. — Л.:
Гидрометеоиздат, 1981. — 232 с.
2. Атмосферный аэрозоль и его влияние на перенос излу-
излучения.— Л.: Гидрометеоиздат, 1978.— 120 с.
3. Аэрозоль в районе АТЭП и его радиационные свойства/
К. Я. Кондратьев и др. — Труды ГГО, 1975, вып. 381,
с. 67—130.
4. Б а р а ш к о в а Е. П. и др. Радиационный режим терри-
территории СССР. — Л.: Гидрометеоиздат, 1961.-г 528 с.
5. Б е л и н с к и й В. А. Опыт измерения компонент радиа-
радиационного баланса в свободной атмосфере. — Труды ЦАО,
1947, вып. 2.
6. Б е р л я н д Т. Г. Распределение солнечной радиации на
континентах. — Л.: Гидрометеоиздат, 1961. — 227 с.
7. Б е р л я н д Т. Г., Д в о р к и н а М. Д. Суммарное сол-
солнечное излучение и его междугодовая изменчивость на
континентах Северного полушария. — Труды ГГО, 1985,
вып. 488, с. 3—20.
8. Б е р л я н д Т. Г., П о л ы н с к а я Е. М. Об ослаблении
солнечной радиации над континентами. — Труды ГГО,
1980, вып. 427, с. 79—93.
9. Б е р л я н д Т. Г., С т р о к и н а Л. А. Глобальное распре-
распределение общего количества облаков. — Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1980. —70 с.
10. Б ер л ян д Т. Г., Строки на Л. А., Грешни-
Грешников а Л. Е. Зональное распределение количества облаков
на земном шаре. — Метеорология и гидрология, 1980, № 3,
с. 15—24. ш
11. Гаевский В. Л. Измерения радиационных потоков
в облаках. — Труды ГГО, 1955, вып. 46A08).
12. Гаевский В. Л. Исследование длинноволнового излу-
ченля атмосферы. — Труды ГГО, 1960, вып. 100.
13. Гайгеров С. С, Кастро в В. Г. Результаты науч-
научных наблюдений в длительном полете свободного аэро-
аэростата 25—28 октября 1950 г.— Труды ЦАО, 1953, вып. 10.
14. Гальперин Б. М., Сер яков а Л. П. Рассеянная и
суммарная радиация при различных условиях. — Труды
ГГО, 1964, вып. 152, с. 96—100.
15. Гальперин Б. М., Серякова Л. П. Дневные вели-
величины радиационного баланса за бесснежный период при
различной облачности. — Труды ЛГМИ, 1963, вып. 14,
с. 83—97.
16. Гойса Н. И. Экспериментальная модель радиационного
режима «среднего» слоистообразного облака. — Труды
УкрНИГМИ, 1969, вып. 86.
17. Гойса Н. И., О п пен гейм В. Д., Ф е й г е л ь с о н Е. М.
Вертикальные профили потоков длинноволновой радиа-
радиации в облачной атмосфере. — Изв. АН СССР, Физика
атмосферы и океана, 1970, т. 6, № 2.
18. Гущин Г. П. Методы, приборы и результаты измерения
спектральной прозрачности атмосферы. — Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1988.— 200 с.
19. ГОСТ Союза ССР. 16350—80. Климат СССР. Райониро-
Районирование и статистические параметры климатических факто-
факторов для технических целей. — М., 1981.
20. Д о л г и н М. И. О влиянии температуры на формирова-
формирование потоков ДВ радиации в атмосфере Антарктиды. —
Проблемы Арктики и Антарктики, 1984, вып. 58.
21. Дроздов О. А., Шепелевский А. А. Теория интер-
интерполяции в стохастическом поле метеородогических эле-
элементов и ее применение к вопросам метеорологических
карт и рационализации сети. — Труды НИУ ГУГМС, 1946,
сер. 1, вып. 13, с. 65—115.
22. Д ь я ч е н к о Л. Н. Влияние пылевых выносов на про-
прозрачность атмосферы в тропической зоне Атлантического
океана. — Труды ГГО, 1977, вып. 393, с. 44—50.
23. Дьяченко Л. Н. Некоторые закономерности изменения
радиации в зависимости от прозрачности атмосферы и
высоты Солнца. — Труды ГГО, 1982, вып. 462, с. 49—52.
24. Д ь я ч е н к о Л. Н., Баранова Н. И. Климатическая
характеристика радиационного режима района проведе-
проведения экспедиции «ПОЛЭКС—Север-76». — Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1979.
25. Зайцева Н. А., Костяной Г. Н, Шляхов В. И,
Средние многолетние характеристики поля длинноволно-
длинноволновой радиации в свободной атмосфере (по данным сети
АРЗ). — Метеорология и гидрология, 1971, № 7.
26. Зайцева Н. А., Костяной Г. Н., Шляхов В. И.
Пространственно-временные характеристики поля ДВ ра-
радиации в свободной атмосфере. — Метеорология и гидро-
гидрология, 1974, № 4.
27. Зайцева Н. А., Костяной Г. Н., Шляхов В. И.
Модель стандартной радиационной атмосферы (длинновол-
(длинноволновая радиация). — Метеорология и гидрология, 1973,
№ 12.
28. 3 а й ц е в а Н. А., К о с т я н о й Г. Н. Поле длинноволно-
длинноволновой радиации в свободной атмосфере (справочные дан-
данные).— М.: Гидрометеоиздат, 1974.
29. Зайцева Н. А., Костяной Г. Н., Фей гель-
сон Е. М., Филиппова Н. С. Потоки теплового из-
излучения в тропической атмосфере. — М., 1979.
30. 3 а й ц е в а Н. А., Шляхов В. И. Длинноволновая ра-
радиация в атмосфере Антарктиды. — В кн.: Исследование
климата Антарктиды. — Л.: Гидрометеоиздат, 1980.
31. Зайцева Н. А., Шляхов В. И. Аэрология — Л.: Ги-
Гидрометеоиздат, 1978.
32. Комплексный энергетический эксперимент (материалы
экспедиции КЭНЭКС-70). —Труды ГГО, 1972, вып. 276.
33. Комплексный энергетический эксперимент (КЭНЭКС-71).—
Труды ГГО, 1973, вып. 296.
34. Комплексный энергетический эксперимент (результаты
исследований 1971 — 1972 гг.). —Труды ГГО, 1973,
вып. 322.
35. Комплексный энергетический эксперимент (КЭНЭКС-72).—
Труды ГГО, 1974, вып. 332.
36. Ко н д р а тьев К- Я. Актинометрия. — Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1965.— 691 с.
37. Ко н д р ать ев К. Я-, Андронова Н. Г., Дья-
Дьяченко Л. Н., Прокофьев М. А. Некоторые харак-
характеристики радиационного режима в безоблачной атмо-
атмосфере и у поверхности океана в зависимости от запылен-
запыленности атмосферы. — Труды ГГО, 1982, вып. 462, с. 43—
48.
38. Кондратьев К. Я-, Тер-Маркарянц Н. Е. Аль-
Альбедо моря при наличии волнения. — Метеорология и ги-
гидрология, 1953, № 8, с. 26—27.
39. Кондратьев К. Я., Жвалев В. Ф., Кор зов В. И.,
Тер-Маркарянц Н. Е. Альбедо моря и вопросы его
параметризации для климатических расчетов. — Труды
ГГО, 1987, вып. 507, с. 24—50.
40. Кондратьев К. Я-, Тер-Маркарянц Н. Е. Аль-
Альбедо снега и льда по данным наблюдений и модельных
расчетов. — Труды ГГО, 1986, вып. 509, с. 33—59.
41. Кондратьев К. Я., Корзов В. И., Тер-Марка-
Тер-Маркарянц Н. Е. Альбедо снега, льда и воды по данным
наблюдений и модельных расчетов. — Обзорная информа-
информация. Вып. 2. Серия Метеорология, Обнинск, 1988, 52 с.
42. К о н д р а т ь е в К. Я. и др. Пылевой аэрозоль и протя-
протяженная облачность: их влияние на радиационный режим
и климат. — Бюллетень ВМО, 1983, т. 32, № 2.
43. Кон др атьев К. Я-, Григорьев А. А., Жва-
Жвалев В. Ф., М е л е н т ь е в В. В. Комплексные исследо-
исследования пылевых бурь в Приаралье. — Метеорология и
гидрология, 1985, № 4, с. 32—38.
44. К о н д р а т ь е в К. Я. Комплексный энергетический экс-
эксперимент (КЭНЭКС). —Обзор ВНИИГМИ—МЦД. Об-
Обнинск, 1975.— 75 с.
45. Кондратьев К- Я-, Прокофьев М. А., Ива-
Иванов В. А. Опыт осуществления радиационной программы
АТЭП и программы «Разрезы». Итоги науки и техники.
Т. 2, М., 1984. —103 с.
46. Кондратьев К. Я-, Прокофьев М. А. Типизация
атмосферного аэрозоля для оценок его воздействия на
климат.— Изв. АН СССР, Физика атмосферы и океана,
1984, т. 20, № 5, с-. 339—348.
47. Кондратьев К. Я., Прокофьев М. А. Опыт опре-
определения полного суточного радиационного притока тепла
по данным АТЭП. —ДАН СССР, 1978, т. 242, № 4, с. 804—
807
23 Заказ 46
177

48. К о н д р а т Ь е в К- Я. Стратосфера и климат. Итоги
науки и техники. Метеорология и климатология. — М.,
1981, т. 6.-222 с.
49. Кравчук Е. Г. Сравнительная характеристика измене-
изменения прямой солнечной радиации и циркуляции атмосферы
в связи с крупными вулканическими извержениями на
примере вулканов Агунг и Эль-Чичон. Деп. ИЦ
ВНИИГМИ—МЦД № 370 ГМ — Д 84 от 14.8.84 г.,
с. 75—85.
50. Л о г и н о в В. Ф., П и в о в а р о в а 3. И., Крав-
Кравчук Е. Г. Оценка вклада естественных и антропоген-
антропогенных факторов в изменчивость солнечной радиации на
поверхности Земли. — Метеорология и гидрология, 1983,
№ 8, с. 55—60.
51. Лопухин Е. А. Исследование радиационных потоков
в атмосфере над Ташкентом. Актинометрия и Оптика
атмосферы. — Л.: Гидрометеоиздат, 1961.
52. Марков М. Н., Мер сон Я. И., Шамилев М. Р.
Исследование поля теплового излучения стратосферы и
тропосферы в ИК области спектра с геофизических аэро-
аэростатов.— Космические исследования, 1963, т. 1, № 2.
53. М а р к о в М. Н., М е р с о н Я. И., Шамилев М. Р.
Исследование углового распределения ИК излучения
Земли и атмосферы с геофизических аэростатов. — В кн.:
Актинометрия и оптика атмосферы. М.: Наука, 1964.
54. М а р ш у н о в а М. С. Условия формирования и характе-
характеристики радиационного климата Антарктиды. — Л.: Ги-
Гидрометеоиздат, 1980. — 214 с.
55. Морозова И. В., Ц е л и к о в а А. Ю. Альбедо неко-
некоторых видов подстилающей поверхности открытой пло-
площадки на территории СССР. — В кн.: Материалы
XII Совещания по актинометрии. Иркутск, 1984, с. 97—
99.
56. Морозова И. В., Г р е ш н и к о в а Л. Е. Альбедо под-
подстилающей поверхности территории СССР. — Труды ГГО,
1987, вып. 520, с. 69—81.
57. О джо О. — В кн.: XXIII Международный географиче-
географический конгресс. Москва, 1976, секция 2: климатология,
гидрология, гляциология. М., 1976, с. 76—80.
58. Первый глобальный эксперимент ПИГАП. Т. 1. Аэрозоль
и климат. — Л.: Гидрометеоиздат, 1981. — 165 с.
59. Первый глобальный эксперимент ПИГАП. Т. 2. Поляр-
Полярный аэрозоль, протяженная облачность и радиация. — Л.:
Гидрометеоиздат, 1981. — 150 с.
60. П и в о в а р о в а 3. И. Прямая солнечная радиация на
территории СССР.— Труды ГГО, 1963, вып. 139, с. 27—
41.
61. Пи вов а ров а 3. И. Распределение коэффициента
прозрачности атмосферы (для интегрального потока) по
территории СССР.— Труды ГГО, 1968, вып. 247.
62. П и в о в а р о в а 3. И. Радиационные характеристики
климата СССР. — Л.: Гидрометеоиздат, 1977. — 335 с.
63. П и в о в а р о в а 3. И., Стадник В. В. О точности
данных наблюдений актинометрической сети и оптималь-
оптимальном расстоянии между станциями.—Труды ГГО, 1969,
вып. 249, с. 3—32.
64. Поле длинноволновой радиации в свободной атмосфере.
Справочные данные за 1968—1975 гг.— Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1987.
66. Полный радиационный эксперимент. — Л.: Гидрометеоиз-
дат, 1976. —240 с.
66. П я т н е н к о в Б. А. Влияние альбедо на приход сум-
суммарной радиации. — Труды ААНИИ, 1959, вып. 217,
с. 157—173.
67. Радиационные характеристики атмосферы и земной по-
поверхности.— Л.: Гидрометеоиздат, 1969.
68. Радиация в облачной атмосфере. — Л.: Гидрометеоиздат,
1981.
69. Руководство гидрометеорологическим станциям по акти-
нометрическим наблюдениям. — Л.: Гидрометеоиздат,
1977. —220 с.
70. Сборник памяти Кастрова. — Л.: Гидрометеоиздат, 1978.
71. Сивков С. И. Методы расчета характеристик солнечной
радиации.— Л.: Гидрометеоиздат, 1968. — 232 с.
72. Справочник по климату СССР. Ч. 5. Облачность и атмо-
атмосферные явления. Вып. 1—34. — Л.: Гидрометеоиздат,
1969.
73. Справочник по климату СССР. ч. 1. Солнечная радиация,
радиационный баланс и солнечное сияние. Вып. 1—34. Л.:
Гидрометеоиздат, 1966—1968.
74. Стадник В. В., И в а щ е н к о Э. П. Климатологическое
обобщение по территории СССР асимметрии и эксцесса
суточных сумм сумарной радиации. — Труды ГГО, 1986,
вып. 501, с. 122—133.
75. Стадник В. В. Типизация эмпирических распределений
суточных сумм суммарной радиации по территории
СССР. —Труды ГГО, 1986, вып. 501, с. 134—147.
76. Тепловой баланс Земли.— Л.: Гидрометеоиздат, 1978. —
40 с.
77. Тер-Маркарянц Н. Е. Об отражении радиации
морем при наличии волнения. — Труды ГГО, 1957, вып. 69,
с. 178—180.
78. Тер-Маркарянц Н. Е. Отражение радиации мо-
морем.— В кн.: Актинометрия и атмосферная оптика. Л.:
Гидрометеоиздат, 1961, с. 231—236.
79. X р о м о в С. П., Мамонтова Л. И. Метеорологиче-
Метеорологический словарь. — Л., Гидрометеоиздат, 1974, 567 с.
80. Ш л я х о в В. И. Исследование баланса длинноволновой
радиации в тропосфере. — Л.: Гидрометеоиздат, 1956.
81. An gel I J. К., Korshover J. Variation in sunshine
duration over the contiguous United States between 1950
and 1972.—J. Appl. Meteorol., 1975, v. 14, No. 6,
p. 1174—1181.
82. G u g i u m a n Jon. Stadtklimatologische Forschangen in
der SR Rumanien als Beitrag zur Volmin derung der Luft-
verschmutrung.— Ptermans geogr. Mitt, 1980, v. 124, N 4,
p. 249—252.
83. M a j о г G. A globalsugarzas azerkezeti f uggvenyei es
teruleti atlaganak hibaja.—Idojaras, 1973, N 2, p. 110—116.
84. Suckling P. W., Hay J. E. The spatial variability ol
daily values of solar radiation for British Columbia and
Alberta, Canada.— Climat, Bull., 1976, N 20, p. 1—7.
85. The Infrared Handbook. Env. Res. Inst. Michigan, 1978.
86. The GARP Atlantic Tropical Experiment (GATE) Mono-
Monograph.— GARP Publication Series N 25, ICSU/WMO, Ge-
Geneva, 1982, p. 389—466.

Глава 9. ПОГРАНИЧНЫЙ СЛОЙ АТМОСФЕРЫ
9.1. ОБЩИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О СТРОЕНИИ
ПОГРАНИЧНОГО СЛОЯ АТМОСФЕРЫ.
ВНЕШНИЕ ПАРАМЕТРЫ
9.1.1. Атмосферным пограничным слоем (планетарным
пограничным слоем) (АПС) называют прилегающий к по-
поверхности Земли слой воздуха, в котором существенно ска-
сказывается динамическое и тепловое влияние подстилающей
поверхности. Толщина его зависит от метеорологических усло-
условий и колеблется от нескольких сотен метров (в ночные часы
при слабом ветре) до 2—3 км (в дневные часы и при силь-
сильном ветре).
Мгновенные значения метеорологических величин в АПС
(компонент скорости ветра, температуры, влажности, давле-
давления и др.) можно считать суммой трех составляющих в со-
соответствии с формулой
|(х, 0 = 1(х, 0+1(х, /)+?'(х, О- (9.1.1)
Среднее значение ? зависит от крупномасштабных по-
погодных характеристик и в невозмущенных условиях измеря-
измеряется с обычной в метеорологической практике дискретностью
A—3 ч) при осреднении за 10 мин. Промежуточная мезомас-
штабная часть ? в большой степени зависит от погодных и
местных условий. Высокочастотную турбулентную часть ?'
(пульсации) считают квазистационарным случайным процес-
процессом. Характеристиками этого процесса являются дисперсии
(стандартные отклонения), корреляционные функции, спек-
спектры, смешанные моменты, моменты более высокого порядка и
взаимные спектры (см. п. 9.5). В частности, смешанные мо-
моменты 7
= cppw'T', i = —p
(9.1.2)
(Г и q — температура и влажность воздуха, w и и — верти-
вертикальная и продольная компоненты скорости ветра, р — плот-
плотность воздуха, ср — удельная теплоемкость воздуха при по-
постоянном давлении) представляют собой вертикальные тур-
турбулентные потоки тепла, импульса и влаги.
9.1.2. Приземным слоем (ПС) называется нижняя часть
АПС, в которой наиболее существенно проявляются эффекты
взаимодействия атмосферы с деятельной поверхностью. ПС
составляет около 5 % АПС. В пределах ПС вертикальные
турбулентные потоки (9.1.2) считаются не меняющимися
с высотой. В соответствии с теорией подобия Монина — Обу-
Обухова [52, 56] структура ПС определяется динамической ско-
скоростью и масштабом температуры:
(9.1.3)
где То и Но — касательное напряжение и турбулентный поток
тепла на уровне подстилающей поверхности.
В качестве масштаба высоты используется масштаб
Монина—Обухова
(9.1.4)
где п = 0,4— постоянная Кармана, g— ускорение свободного
падения, Т — средняя в слое абсолютная температура; L<
< 0, 7\ < 0 при неустойчивом состоянии приземного слоя и
L > 0, Т* > 0 при устойчивом.
Основные закономерности ПС выражают производные
профилей метеорологических величин как функции безразмер-
безразмерной высоты ? = z/L:
ди
= 15-ч*(С),
дТ
dz
__ g*
KZ
(9.1.5)
Универсальные функции фи, фг и (pq чаще всего используются
в виде
<={ (lt_p^)-
L > 0,
~V\ L<0.
(9.1.6)
(9.1.7)
По данным разных авторов константы рм и Рг колеб-
колеблются в пределах от 4 до 10; наиболее часто используются
значения рм = $т = 6, уи = ут = 16. Функция ф? обычно при-
принимается равной либо фм, либо ут. Линейная зависимость фи
и фт от ? при устойчивой стратификации (L > 0) справедлива
в области малых ?. При ? порядка единицы зависимость фи
и фт от ? более строго описывается полиномом второй сте-
степени [56].
При нейтральной стратификации (фц = фг = 1)
и= —— In
KZ
(9.1.8)
где z0—параметр шероховатости, зависящий от типа поверх-
поверхности.
Профиль (9.1.9) применим, начиная с высоты, в не-
несколько раз превышающей г0. При больших значениях г0
(высокая трава, лес) вводится высота вытеснения d, т. е.
уровень, от которого следует отсчитывать логарифмический
профиль ветра, и вместо (9.1.8) используется равенство
Фактический ветер внутри слоя препятствий подчиняется дру-
другой закономерности [34].
Отношение
(9.1.10)
принято называть коэффициентом сопротивления. В выра-
выражении (9.1.10) z — высота измерения скорости (например,
высота флюгера).
Коэффициент турбулентного обмена в стратифицирован-
стратифицированном ПС описывается соотношением
(9.1.11)
Коэффициенты турбулентного обмена связывают каса-
касательное напряжение турбулентного происхождения т с гра-
градиентом скорости, а потоки тепла и влаги с градиентами
потенциальной температуры и массовой доли влаги
г~ ди E0 ,-, г~ дд
(9.1.12)
Для определения турбулентных потоков вблизи подсти-
подстилающей поверхности используются данные измерений профи-
профилей скорости ветра, температуры и влажности воздуха в пре-
пределах ПС. Возможные варианты методов расчета связаны
с числом уровней измерений, выбором расчетной схемы и
конкретного вида универсальных функций [40, 51, 56, 66, 78,
80]. Удобно использовать одинаковые уровни измерений ме-
метеорологических величин. Часто используются уровни г/2 и
2г для температуры и г для скорости ветра. Обычно прини-
принимают г = 1 м. При измерениях на мачтах используют также
данные с уровней, расположенных на больших высотах.
В качестве параметра термодинамической устойчивости,
кроме величины ?, широко используется градиентное число
Ричардсона
Ri =
g (дТ/dz + yq) _ g дТ/dz
f (ди/dzJ ~ f (du/dzJ
23*
(9.1.13)
179

а также аналоги числа Ri, в частности
Б =
Tul
(9.1.14)
Скорость трения и* связана со скоростью ветра на вы-
высоте в пределах ПС соотношением
и = сЦ2(г0, Б) и. (9.1.15)
При нейтральной стратификации (Б=0) значения clj2 рас-
рассчитываются на основе логарифмического профиля ветра. На
рис. 9.1.1 дана приближенная зависимость от Б отношения
1/2 1/2
Си ПРИ стратификации, отличной от нейтральной, к си' при
Б = 0.
Рис. 9.1.1. Поправка к коэффициенту сопротивления
си на температурную стратификацию для г=2 м (а)
и z=10 м (б).
Особенности взаимодействия атмосферы с водной поверх-
поверхностью являются предметом специальных исследований и
широко освещаются в литературе (см., например, [14, 23, 85]).
Методы расчета турбулентных потоков над водной поверх-
поверхностью обсуждаются в [65].
9.1.3. Состояние нейтрально стратифицированного гори-
горизонтально однородного (баротропного) стационарного АПС
определяется вектором скорости ветра в свободной атмо-
атмосфере Vg (геострофический ветер), параметром Кориолиса
/ = 2 со sin ф и параметром Шероховатости г0 (внешние па-
параметры). Если градиент давления меняется с высотой (ба-
роклинный пограничный слой), к этому набору добавляется
горизонтальный градиент поля температуры дТ/дп. Безраз-
Безразмерным определяющим параметром в баротропном АПС яв-
является число Росби
Ro = Vg/lzo. (9.1.16)
Устойчивость термически стратифицированного АПС
определяется соотношением между термическими и динамиче-
динамическими факторами. Наиболее распространенным безразмерным
параметром температурной стратификации является величина
TlV
(9.1.17)
где в0 и Bh —потенциальная температура воздуха на уровне
г0 и на верхней границе пограничного слоя атмосферы К.
Более удобными на практике являются параметр |яо_я [80]
и его аналог
180
_ S
_ 8
-н — ~f~
VJ
(9.1.18)
(9.1.19)
где Го, Т2у Г~—температура воздуха на уровне подстилаю-
подстилающей поверхности, на высоте z = 2 м и на произвольной вы-
высоте Н > 1г\ ун — градиент температуры в свободной атмо-
атмосфере. При нейтральной стратификации [хо-н ~ М-2-н ~ 0, при
неустойчивой \1о-н > 0, при устойчивой [Xq-h < 0. В качестве
Го обычно используют температуру поверхности почвы.
В качестве характеристики устойчивости часто использу-
используется также параметр Монина — Казанского
Tluhp9
(9.1.20)
Связь различных критериев термической устойчивости
обсуждается в [19, 80].
Параметры Ro и 5 (или цо-н) определяют интегральные
характеристики пограничного слоя атмосферы: толщину АПС
/г, геострофический коэффициент трения u*/Vgy угол полного
поворота ветра в АПС. Для описания изменений метеороло-
метеорологических величин с высотой используются дополнительно без-
безразмерные параметры zl/Vg или z/h.
В качестве масштаба толщины АПС часто используется
величина
При этом h = ак (а зависит от Ro и температурной страти-
стратификации).
Связь толщины АПС и среднего значения в нем коэффи-
коэффициента турбулентности К описывается соотношением
(9.1.21)
Значение ат зависит от способа определения /г. Различные
подходы к определению h и зависимость h от внешних па-
параметров обсуждаются в [4, 40, 49, 80, 105].
9.1.4. Классификация подстилающей поверхности по ти-
типам шероховатости дана в табл. 9.1.1 (см. также [40, 51]). Вы-
Высота вытеснения d приближенно оценивается как 2/3 высоты
элементов шероховатости.
Таблица 9.1.1
Параметр шероховатости г0 по Виринга [106] и Оке [78]
(h — высота препятствий, х — расстояние между ними)
Тип поверхности
2-
0
0
(
Ю-4—5
,01—0,
,01—0,
0,25
0,5
3,5—5,
• ю-3
03
10
0
Открытая спокойная вода; гладкий 10 6—10~
лед
Снег; равнина без растительности
Открытая равнина, трава высотой
до 0,2 м; небольшое число отдель-
отдельных препятствий
Низкие посевы, трава высотой 0,25—
1 м; отдельные большие препятствия
Высокие посевы; разбросанные пре-
препятствия: 15^х//г< 20
Парковая зона, кусты, много препят-
' ствий: x/h с* 10
Однородные большие препятствия:
^<Ю (лес, пригороды с низкими
зданиями)
Центр города с высокими и низкими 1,0—6,0
зданиями
В условиях горизонтально неоднородной подстилающей
поверхности используется параметр мезошероховатости, пред-
представляющий собой некоторую осредненную по площади ха-
характеристику шероховатости. Значение его существенно за-
зависит от способа определения [19, 80].
9.1.5. Система гидродинамических уравнений для АПС
приведена и обсуждается в [4, 25, 40, 51, 80]. Простейшее
аналитическое решение для горизонтально однородного и
стационарного АПС получается при задании коэффициента
турбулентности не зависящим от высоты (спираль Экмана)
[35, 37]. Другие задания К(z) и аналитические решения об-
обсуждаются в [15, 40, 51, 80]. В настоящее время систему
решают численно; обзор моделей см. в работах [31, 83, 105].

9.2. ТИПОВЫЕ ПРОФИЛИ СКОРОСТИ ВЕТРА,
ТЕМПЕРАТУРЫ И ВЛАЖНОСТИ ВОЗДУХА
Климатические характеристики пограничного слоя атмо-
атмосферы над СССР содержатся в ряде работ [5, 6, 16, 27—29,
33, 44, 46, 50, 64, 68—77, 82, 90—93], которые могут быть
использованы в качестве справочных материалов. Сведения,
отражающие региональные особенности АПС в условиях
города, содержатся также в справочных изданиях из серии
«Климаты больших городов».
В представленных ниже дополнительных сведениях спра-
справочного характера значительное внимание уделено описанию
особенностей строения пограничного слоя атмосферы в раз-
различных условиях. При этом в основном были использованы
материалы наблюдений на 300-метровой мачте в Обнинске,
данные радиозондирования на ст. Воейково и градиентных
наблюдений на ст. Колтуши.
Высотная метеорологическая мачта (ВММ) ИЭМ распо-
расположена в г. Обнинске в 100 км к юго-западу от Москвы.
Окружающая ее местность типична для центральной части
Русской равнины — это территория со слабо волнистой, про-
. резанной долинами рек и грядами холмов поверхностью
[19, 64, 95, 96]. В радиусе 20 км 35—45 % всей площади
занято лесом, общий наклон отсутствует. Площадь на рас-
расстоянии 200—300 м от пункта измерений занята лугом. Тер-
Территория в радиусе 1,5 км постепенно застраивалась. Назем-
Наземные измерения ведутся на расстоянии 200 м от ВММ, высота
флюгера 9 м. Материалы наблюдений опубликованы в ра-
работах [32, 58—59а, 84].
Станция Воейково располагается в центральной припод-
приподнятой части приневской низменности на Колтушской гряде.
От Ленинграда удалена на 14 км. Высота станции составляет
72 м над уровнем моря. Окружающая местность слабо хол-
холмистая, в радиусе 1,5—4 км много оврагов, озер и болот.
Склоны холмов покрыты кустарником и мелким лиственным
лесом либо заняты полями. Станция Колтуши расположена
в 3 км от ст. Воейково на одной из плоских вершин Колтуш-
Колтушской возвышенности, протянувшейся с северо-запада на юго-
восток на 1,5—2 км, а с юго-запада на северо-восток — на
600—800 м.
Для изучения особенностей строения АПС широко ис-
используются результаты экспедиционных наблюдений. Их обоб-
обобщение содержится в многочисленных работах (см., например,
[4,^30, 33, 40, 78, 80]). Материалы эпизодических наблюде-
наблюдений, проведенных в различных регионах Советского Союза,
можно найти в ряде выпусков Трудов ГГО (вып. 107, 144/40,
257, 276, 296) и в работах [60, 60а], а данные систематических
наблюдений в приземном слое на полевой экспериментальной
базе ГГО (ст. Колтуши) в работах [38, 59а].
9.2.1. При нейтральной стратификации все используемые
для учета стратификации критерии устойчивости близки
к нулю. В приземном слое в этих условиях отмечается изо-
термия. Распределение температуры в пограничном слое
характеризуется падением температуры; градиент темпера-
температуры мало меняется с высотой и близок к 0,6°С/100 м.
В приземном слое в этих условиях профиль ветра до вы-
высоты порядка 10 м, а при сильном ветре до 20—50 м, опи-
описывается логарифмическим законом.
Профиль ветра в пределах всего АПС существенно зави-
зависит от скорости геострофического ветра Vg (т. е. от условий
в свободной атмосфере) и типа подстилающей поверхности,
характеризуемого параметром шероховатости zQ (см. табл. 9.1.1).
Эту зависимость иллюстрируют рис. 9.2.1 и 9.2.2, на кото-
которых Vz — модуль скорости ветра на уровне г, иг и vz —
составляющие вектора ветра на уровне г, \VZ = л/и%+ v2A,
az — угол между направлением реального и геострофического
2М
1000
500
Ч)
Ю
0А 0,6 0,6 1fiVzIVg 0 10 20 30
Рис. 9.2.2. Профили скорости (а) и направления (б)
ветра при различном характере подстилающей поверх-
поверхности (цо-н«О, Vg^l3 м/с).
/ — суша, 20«2 см (травяной покров); 2 — суша, zo«O,O7 см
(снежная поверхность); 3 — водная поверхность.
ветра (az = arctg(vz/uz), обычно ветер поворачивает с вы-
высотой вправо). При климатологических обобщениях влияние
Vg не рассматривается. Однако учет этого фактора необхо-
необходим в ряде прикладных задач, в частности в задачах про-
прогноза. Достаточно подробно эти вопросы освещены в [80].
9.2.2. Температурная стратификация, оказывает влияние
как на скорость, так и на направление ветра. Для иллю-
иллюстрации этого влияния воспользуемся табличными данными
из [80], где приводятся средние профили скорости и направ-
направления ветра, температуры и влажности воздуха при различ-
различных значениях определяющих параметров. В качестве пара-
параметра стратификации в [80] используется цо~н (см. п. 9.1).
При неустойчивой стратификации (конвективные условия)
распределение температуры характеризуется большими гра-
градиентами температуры в приземном слое. С высотой падение
температуры замедляется, а градиент температуры меняется
от адиабатического (~1°С/100 м) в средней части АПС до
0,6°С/100 м у его верхней границы.
Профиль ветра характеризуется большими градиентами
на малых высотах (порядка нескольких метров). Выше
вследствие интенсивного перемешивания градиенты скорости
ветра невелики, однако увеличение скорости ветра происхо-
происходит до верхней границы АПС (до 1,5—2 км).
При устойчивой стратификации характерным является
инверсионный профиль температуры. При этом у верхней гра-
границы инверсии профиль ветра имеет струеобразный характер
(рис. 9.2.3), а высота и интенсивность мезоструи существенно
зависит от внешних условий (струи пограничного слоя при-
принято называть мезоструями или струями нижнего уровня).
Скорость ветра невелика на малых высотах. Выше 4—10 м
скорость ветра резко увеличивается с высотой до значения,
превосходящего Vg на оси мезоструи.
z км
3
2 -
j
3 2
0
0,1 0,2 0,3 0,4 0,5
Рис. 9.2.1. Годографы вектора скорости ветра при равно-
равновесных условиях для го~2 см (травяной покров).
a) Vg&8 м/с (аю=32°), б) Vg«12 м/с (а10=25°), в) Vg«18 м/с
(аюг=21°); цифры у точек — высота измерений (м).
Рис. 9.2.3. Профили скорости
V A) и направления а B)
ветра, а также температуры Т О
C) при наличии приземной ин-
версии (высота инверсии
1090 м, Vg~12 м/с, холодный
период).
в Ю
ПО 160 160 л'
L l L i I.
12 Vm/c
J i
I
-20 -16 -12 Т°С
181

Количественные различия в профилях ветра при разном
характере стратификации иллюстрирует рис. 9.2.4, из кото-
которого, в частности, следует, что угол отклонения ветра от
изобары изменяется от 15—25° при неустойчивой стратифи-
стратификации до 40—50° при инверсии (подробнее см. в [80]).
40 н
30
20
10
1
T
X
I
\
V
\
_\
\
\
\
i x
••
ZX
40
30
20
W
0
10J
г
r
\
\
\
10 20 30 40 c?
•
/
/
—о—p %/ *
i
/
/
/
•
/
/
/
{
V
¦ \
/
2
\
\
1 |
0,2
0,6
0,8 1,0 V Uz/Vrvz/Vg
Рис. 9.2.4. Профили ветра при различной стратификации
(го~2 см, Vg~7 м/с).
/ — устойчивое состояние (|ыо_#=—240), 2 — неустойчивое состоя-
состояние (ц,0_я=710).
9.2.3. Экспериментальные данные показывают, что имеет
место хорошая корреляция между перепадом температуры
и перепадом влажности в пограничном слое.
Для иллюстрации влияния стратификации на рис. 9.2.5
представлены профили qzlq2 (q2 — массовая доля влаги на
уровне 2 м) при различных значениях параметра [хО-н и при
ZM
2000
1000
0,5
1,0
1,5 0,5
Рис. 9.2.5. Профили массовой доли влаги в стратифи-
стратифицированном пограничном слое (Vg^9 м/с).
а — холодный период б — теплый период
Кривая . . . . / 2 3 4 1 2 3
Ио _//.... 0 —208 —252 —323 346 0 —260
Тонкая горизонтальная прямая — граница температурной ин-
инверсии.
прочих равных условиях. Как следует из этих данных, при
неустойчивой и нейтральной стратификации массовая доля
влаги монотонно убывает с высотой во всем рассматривае-
рассматриваемом слое, при устойчивой — возрастает с высотой до верхней
границы инверсии, а выше тоже убывает. Характер измене-
изменения массовой доли влаги в слое инверсии зависит от толщины
инверсионного слоя. С увеличением последнего скорость уве-
увеличения qz в инверсионном слое уменьшается.
Для восстановления вертикального профиля qz по на-
наземной информации используются обычно аппроксимационные
формулы типа
qz=q*.\<Tb &-*)-* Ь-*)\ (9.2.1)
где q* — значение массовой доли влаги на начальном уровне
(обычно z* = 2 м); Ь и с — численные коэффициенты, опреде-
определяемые по экспериментальным данным.
В работе [79] приведены значения коэффициентов Ь и с
с учетом сезонов года. Эти коэффициенты для пограничного
слоя и для свободной атмосферы существенно различаются.
9.2.4. Рисунок 9.2.2 характеризует влияние трех основных
типов подстилающей поверхности: травяного покрова, снеж-
снежной и водной поверхности. Для ряда прикладных задач
большей детализации и не требуется. Однако в случае город-
городской застройки существенно учитывать не только ее наличие,
но также и ее характер.
В случае больших городов АПС можно считать сформи-
сформированным под влиянием городской застройки. Для исследо-
исследования влияния городской застройки на распределение ветра и
температуры могут быть использованы результаты наблюдений
на высотных метеокомплексах (телебашнях) [58, 58а, 63]. Ре-
Результаты климатологического обобщения материалов наблю-
наблюдений на телебашне в г. Ленинграде представлены в [12],
Город влияет на профили метеорологических элементов
во всем пограничном слое. Рисунок 9.2.6 иллюстрирует хо-
6Vm/c 12 14
Рис. 9.2.6. Профили скорости ветра
A) и температуры B) при устойчи-
устойчивой стратификации по одновремен-
одновременным наблюдениям на двух станциях
при Vg^6 м/с [80].
а — Воейково, ц,0_я =—245; б — Ленинград,
рошо известное уменьшение скорости ветра и повышение
температуры над городом на малых высотах. Интенсивность
«острова тепла» зависит от макрометеорологических условий
и в среднем составляет около 1 °С, а для больших городов
несколько больше. Разность температур город — пригород за-
зависит от высоты и на больших высотах может менять знак
на противоположный (табл. 9.2.1).
Таблица 9.2.1
Разность температур Ленинград—Воейково
(теплый период, У8Ож7 м/с) [86]
АГ°С
2
25
104
164
269
1,5
1,3
0,9
0,4
— 1,9
1,1
1,5
2,3
1,5
—2,2
Примечание, п — число случаев, /ги — верхняя граница
приземной инверсии.
В качестве характеристики динамического влияния города
используется коэффициент ослабления ветра (отношение
скорости ветра в пригороде к скорости ветра в условиях
города Vz/Vzr). Этот коэффициент существенно зависит от вы-
высоты и от характера стратификации (рис. 9.2.7). Более по-
подробно эти вопросы освещены в [80, 86].
При анализе влияния городской застройки на ветровой
режим близлежащих районов необходимо учитывать расстоя-
расстояние от города. Эти вопросы обсуждаются в п. 9.6.
9.2.5. В обширной литературе по изучению процессов
в пограничном слое атмосферы используются различные кри-
критерии устойчивости. Большая часть из них не может быть
использована при типизации профилей метеорологических
величин из-за отсутствия необходимой для их определения
информации. В связи с этим возникает необходимость раз-
182

Таблица 9.2.2
Качественное соответствие между классами устойчивости, определенными разными способами по наземным
метеорологическим измерениям, и параметрами устойчивости [80, 96]
Характеристика
стратификации
Способы определения классов
устойчивости
П
С
У
К,
К-М
т-иэм
Параметры устойчивости
М-
L м
S2-300
1*0-Я
М-2-Я
Очень неустойчивая А В2 VII
Умеренно неустойчивая В Bi VI
Слабо неустойчивая С Bi V
Безразличная DC IV
Слабо устойчивая — — III
Умеренно устойчивая В — II
Очень устойчивая — D I
V
IV
Ш2
—
Г Г Г i
II
I
1
2
3
4
5
б
7
<—80 0... —10 <—200 >1300 >350
—25... —80—10... —40 —80... —200 500... 1300 270... 350
—80 180... 500 75... 270
—10.
—10.
10.
50.
>100
—25—40... —100—20..
10 >100* —20.
50 10... 100
100 <10
50 —130... 180 —100... 75
50... 200 —130... —330—100... —260
200... 500 <—330 <—260
>500
* По абсолютному значению.
400 -200 400 0 100
Рис. 9.2.7. Коэффициент ослабле-
ослабления скорости ветра (Vz/VZv) в ус-
условиях Ленинграда при различной
стратификации [86].
Цифры у точек указывают число слу-
случаев, использованных при осреднении.
работки упрощенных критериев для оценки состояния атмо-
атмосферы.
Для приближенного определения устойчивости используют
способы, основанные на данных метеорологических измере-
измерений наземных метеостанций. Качественное соотношение между
разными вариантами таких способов приведено в табл. 9.2.2
(названия соответствуют: П — способ Паскуилла, Т-ИЭМ —
Тернера с поправками [96], С — Смита, У — Улига, К —
Клуга, К—М — Клуга—Манира). Описания самих способов
можно найти, например, в [96]. Сущность поправок к спо-
способу Тернера заключается в некотором ограничении диапа-
диапазона состояний, квалифицирующихся как безразличное, и
в учете снежного покрова. Способы определения классов (ка-
(категорий) Т—ИЭМ рассмотрены в табл. 9.2.3—9.2.5. Среднее
соответствие классов устойчивости и параметров устойчи-
устойчивости получено по данным измерений в Обнинске.
Таблица 9.2.3
Индекс инсоляции п для определения класса Т-ИЭМ
День
Высота солнца,
град
0—15
15—30
30—45
45—60
>60
п
1
2
3
4
5
Ночь
Время после
захода, ч
0—2
2—7
>7
п
— 1
—2
—3
Таблица 9.2.4
Поправка индекса инсоляции п на облачность, видимость,
снежный покров
Облач-
Облачность,
баллы
10
10
10
6—9
6—9
4—6
Ночью
Высота об-
облаков, м
<2000
<2000
>2000
>2000
2000—5000
2000—5000
Види-
Видимость, м
<1000
>1000
Любая
п
п
-3
0
0
0
—1
1
—2
—2
0
0
0
—1
1
—1
—1
0
0
0
—1
—1
—1
г
1
0
1
1
1
1
I
2
0
1
1
1
1
3
0
1
2
1
2
4
0
1
3
2
3
5
0
2
4
3
4
Примечания. 1. При облачности ночью ^4 баллов,
днем =^5 баллов любого яруса или 6—9 баллов верхнего
яруса поправка на облачность не вводится. 2. При полном
снежном покрове после поправки на облачность вводится
дополнительная поправка: 1 заменяется на —1; все остальные
значения уменьшаются на 1.
Таблица 9.2.5
Определение класса устойчивости
Vio м/с
0,0—1,5
1,6—2,0
2,1—2,5
2,6—3,0
3,1—4,5
4,6—5,5
5,6—6,5
6,6—7,5
>7,5
5
1
1
1
1
1
2
2
2
3
В качестве
используется
Исправленный
4
1
1
1
2
2
2
3
3
4
3
1
2
' 2
2
2
3
3
3
4
параметра
2
2
2
2
3
3
3
3
4
4
индекс
1
3
3
3
3
4
4
4
4
4
инсоляции
0
4
4
4
4
4
4
4
4
4
¦ 1
температурной
аналог параметра 5 (см. п.
«^2-300 330 Т7
9.1):
—1
6
5
5
5
4
4
4
4
¦ 4
—2
7
6
6
6
5
5
4
4
4
-3
7
7
6
6
6
5
5
5
4
стратификации
(9.
2.2)
где Гзоо и Узоо — температура воздуха и скорость ветра на
высоте 300 м.
В силу неопределенности параметра шероховатости,
а также неконтролируемой термической неоднородности под-
подстилающей поверхности и 300-метрового слоя атмосферы ука-
указанные границы переходов условны. Соответствие между
классами устойчивости и температурной стратификацией ниж-
нижнего 300-метрового слоя определено в табл. 9.2.6. Типовые
профили температуры и скорости ветра для различных клас-
классов представлены в табл. 9.2.7 (получены по измерениям на
высотной мачте в Обнинске [95]). Повторяемость типов тем-
температурной стратификации и классов устойчивости, а также
более подробные данные о профилях можно найти в [19].
183

Таблица 9.2.6
Типовые разности температуры для различных классов устойчивости
Класс устойчивости Т—ИЭМ
6н
6в
7н
7в
Т120—Т2
Т300—Т2
Р %
—2,5
—4,2
80
ТХ2о~Т2 —
Тмо—Т2 —
Р% —
Примечание.
Теплое время года
—2,4... —1 —2,2... —1,3—2,1... —1,1 —0,9... 1,2
—4,1 —3,7... —2,5—2,1... —3,5 —1,8... 0,7
69 75 72 68
Холодное время года
— —2,3... —1,3—2,0... —1,1 —1,1
— —3,6... —2,4—3,4... —1,9 —2,1
— 80 90 63
Р — обеспеченность (%) в пределах класса,
2,
1,
48
2,
1,
5
,7
,7
2
4
j
—2
2,2
3,3
20
,1...
,0...
62
3,
5,
2
7
4
3
60
з,
2,
,5
,7
3
5
23
3,1
4,2
31
3,3
5,4
45
Таблица 9.2.7
Типовые значения разности температуры (AT), скорости ветра на высотах (V) и поворот ветра Аф
Стратификация, $2-зоо
AT °C
120—2 м 300—120 м 300—2 м
V м/с
9 м
121 м
301 м
Аф°
10-
120 м
120—
300 м
10-
300 м
Класс 1
Неустойчивость, —100
Неустойчивость, —50.. . —80
Неустойчивость, —30... —50
Безразличное состояние, 8—60, лето
0—1
2—3
0—1
2—3
4—5
0—1
2—3
4—5
0—1
2—3
4-5
6—7
8
6—7
8
2—3
4—5
2—3
4—5
6—7
0—1
2—3
0—1
2—3
0—1
2—3
4—5
0—1
2—3
0—1
2—3
-2,5
—2,7
—2,4
—2,4
—2,5
—2,1
—2,2
—2,4
—0,9
—1,0
— 1,2
—1,3
—1,3
— 1,3
—1,2
1,5
1,0
—1,2
—1,0
—1,0
2,7
2,1
2,2
1,8
3,2
1,3
}>4
4,5
3,2
3,3
1,7
—1,6
—1,7
Класс 2
—1,6
—1,7
— 1,7
Класс 3
—1,4
—1,5
—1,6
Класс 4
—0,8
—0,9
—1,1
-1,2
—1,4
—1,1
— 1,2
Класс 5
—0,8
—0,6
— 1,0
—1,0
—1,3
Класс 6
—1,0
—0,7
1,1
1,1
2,9
4,3
6,0
Класс 7
—0,8
—0,6
2,0
3,6
—4,1
—4,4
—3,9
—4,1
—4,2
—3,5
-3,7
—4,0
—1,7
—1,9
—2,3
—2,5
—2,7
—2,4
—2,4
0,7
0,4
—2,2
—2,0
—2,3
1,7
1,4
3,3
2,9
6,1
5,6
7,4
3,7
2,6
5,3
5,3
0,6
2,0
0,6
2,3
5,1
0,6
2,5
4,5
0,6
2,4
4,4
6,3
8,8
6,3
9,0
2,3
4,4
2,4
4,4
6,2
0,5
2,3
0,5
0,5
0,6
2,5
4,0
0,4
2,0
0,5
2,0
1,6
3,2
1,6
3,8
5,9
2,1
4,4
6,7
3,2
5,9
8,0
9,6
11,7
10,2
13,0
6,6
8,9
5,5
8,4
10,3
3,6
6,9
3,6
4,8
4,3
7,4
9,2
3,3
5,4
.4,3
6,9
3,3
4,3
3,6
6,3
8,7
4,0
7,5
9,7
7,0
11,6
13,9
16,1
16,7
18,2
22,4
11,5
17,1
10,7
16,5
19,8
6,4
12,1
6,4
9,0
7,7
15,5
17,2
6,1
9,4
7,9
10,6
6
6
7
4
6
2
3
4
9
6
3
3
3
3
3
13
7
5
3
4
17
20
22
20
26
21
19
23
28
23
21
6
0
7
3
7
2
3
2
13
11
7
4
6
5
2
12
12
10
5
1
9
11
16
19
18
22
18
7
14
14
17
6
4
6
5
3
5
4
3
20
15
9
7
7
6
5
23
20
13
7
0
25
28
35
36
31
39
37
28
35
37
34
Низкая инверсия (лето и зима)
Слабая устойчивость (зима)
Низкая инверсия (лето и зима)
Высокая инверсия (лето)
Высокая инверсия (зима)
Низкая инверсия
Высокая инверсия
Примечание. Стандартное отклонение для AT составляет 0,5—1 еС; для V— до 60
К>6 м/с; для Дф — около 20°. Низкая инверсия — hn ^ 200 м, высокая — Ли > 200 м,
184
при V<Q м/с и 30—35 % при

9.3. СУТОЧНЫЙ ХОД ТЕМПЕРАТУРЫ, ВЕТРА
И ВЛАЖНОСТИ ВОЗДУХА НА РАЗНЫХ ВЫСОТАХ
Нестационарность процессов в пограничном слое в пер-
первую очередь связана с суточным ходом коротковолновой
радиации. Анализ суточного хода метеорологических элемен-
элементов обычно проводится по среднемесячным значениям, полу-
полученным с учетом сроков наблюдений. Целесообразно, однако,
такой анализ проводить с учетом характера облачности
в рассматриваемые периоды. Иллюстрацией суточного хода
скорости ветра служит рис. 9.3.1. На рис. 9.3.2 даются про-
профили ветра в различные сроки наблюдений [86].
Рис. 9.3.1. Суточный ход скорости ветра.
Ленинград, теплый период, ^g^G м/с; осредне-
осреднение производилось по 13 ясным дням.
ZM
200
150
100
50
1
2 3 4 5 6 Ум/С
Рис. 9.3.2. Суточный ход вер-
вертикального распределения ско-
скорости ветра.
Ленинград, теплый период, Vg™
*vQ м/с; осреднение производилось
по 13 ясным дням.
Изменчивость скорости ветра в течение суток связана
с изменением характера стратификации. Например, параметр
Цо-н в ясные дни может изменяться от —1000... —1500
в ночные часы до 1500—2000 в дневные, а масштаб L — от
2—6 м до —4... —10 м соответственно. При этом в нижнем
слое максимальные скорости ветра отмечаются в околополу-
околополуденные и послеполуденные часы; в верхних слоях (выше
уровня обращения) в указанные часы наблюдаются мини-
минимальные скорости ветра. Высота обращения в условиях рав-
равнинной местности и травяного покрова составляет 50—100 м,
в больших городах— 150—250 м.
Суточный ход метеоэлементов чаще всего характеризуют
амплитудой, определяемой как разность между значениями
соответствующих характеристик в максимуме и минимуме.
Суточная амплитуда температуры максимальна у поверхно-
поверхности Земли и убывает с высотой. В профиле амплитуды ско-
скорости ветра отмечаются два максимума — на высотах по-
порядка 10 и 200—300 м. Амплитуда скорости ветра на этих
высотах может достигать 4—5 м/с, в среднем обычно со-
составляет 2—3 м/с.
Ниже приводятся количественные характеристики суточ-
суточной изменчивости метеорологических элементов по материа-
материалам наблюдений на метеорологической мачте в Обнинске.
Сведения о суточной изменчивости характеристик погранслоя
в условиях города можно найти в [12].
Данные о среднем суточном ходе температуры воздуха,
скорости ветра и влажности по данным на высотной мачте
в Обнинске для января, апреля, июля и октября приведены
в работе [64].
Влияние большого города на суточный ход температуры
и скорости ветра иллюстрируется табл. 9.3.1 и 9.3.2 (средние
данные за 5 лет — Обнинск и Останкино — Москва [64]).
Влияние скорости ветра на суточный ход градиентов тем-
температуры при ясной погоде летом иллюстрируется табл. 9.3.3.
Таблица 9.3.1
Суточная амплитуда ЛТу время наступления максимума
Тмакс и минимума Тмин температуры [96]
г м
300
125
2
300
125
2
300
125
2
300
125
2
Обнинск
Ат °С
0,8
1,7
2,9
2,9
4,4
7,0
2,6
4,8
8,5
1,3
2,3
4,1
тмакс ч
15
15
15
15—18
15
15
15—18
15
15
15
15
15
т ч
мин
Зима
6—9
9
6—9
Весна
3
6
6
Лето
6-9
6
3
Осень
9
6—9
6
Останкино
Ат °С
0,9
2,6
2,6
3,0
5,7
6,2
2,9
4,6
7,4
1,1
2,5
3,6
тмакс ч
15
15
15
15—18
15
15
18
15
15
15
15
15
тмин
9
6—9
9
6
6
6
6
6
3
9
6
6
Таблица 9.3.2
Средняя суточная скорость ветра V, суточная амплитуда Av,
время наступления максимума тМакс и минимума тМин
скорости ветра [96]
г м
300
*ф*
300
*ф
300
*ф
300
ч
Обнинск
Км/с
9,8
1,8
8,3
1,6
6,9
1,3
9,2
1,8
Ау м/с
1,2
0,3
2,6
1,1
2,3
1,3
1,6
0,8
1
и
X
X
и
Зима
_** 15
12—15 0—3
Весна
0 12
15 0—3
Лето
3 12
15 21—3
Осень
21
15
12—15
3
Останкино
Км/с
9,2
3,1
7,4
2,9
6,7
2,4
9,1
3,0
Ау м/с
1,0
0,3
2,6
1,3
2,4
1,5
1,7
0,8
и
**
**
0
15
ело
21
15
3*
X
X
и
15
0—3
12
6
9
3—6
12
0;6
15 м.
Высота флюгера (гф) в Обнинске 9 м, в Останкино
Максимум выражен нечетко.
24 Заказ 46
185

Таблица 9.3.3
Суточный ход градиента температуры (°С/100 м) при разной скорости ветра
на уровне 300 м [96]
120—300
50—120
2—50
$2-300
120—300
50—120
2—50
$2—300
Время, ч
0
—0,27
1,30
4,80
300
—0.59
1,92
3,28
200
3
0,23
1,86
6,08
500
0,40
2,14
3,18
220
6
9
Узоо<Ю м/с
0,38
2,05
1,04
370
—0,56
—0,66
—2,25
30
Узоо>Ю м/с
0,81
1,60
—0,16
180
0,16
—0,87
-2,15
54
12
—0,90
—1,02
—2,56
—120
—0,83
—1,27
—2,39
—20
15
—0,70
—0,97
—1,93
10
—0,97
—1,18
— 1,77
—15
18
—0,76
—0,66
—0,78
50
0,65
—0,71
—0,31
40
21
—0,63
—0,12
4,11
170
—0,03
0,65
3,15
150
Градиент рассчитывался по формуле
г_ Г B,) -Г B,)
Влияние облачности на суточный ход температуры и ее
градиентов в летнее время рассматривается в табл. 9.3.4 и
9.3.5.
Типичный суточный ход скорости ветра в летнее время
представлен в табл. 9.3.6. Суточный ход влажности обсуж-
обсуждается в [64, 96].
Все приведенные материалы подробно описаны в [96].
Данные, представленные в табл. 9.3.1 и 9.3.2, получены по
ежедневным восьмисрочным измерениям за 5 лет. Пункт
Останкино расположен на территории Москвы; описание
организации измерений и аппаратуры можно найти в [47].
Данные табл. 9.3.3—9.3.6 получены по выборочным измере-
измерениям при антициклонической ситуации в теплое время года;
общий объем выборки 29 сут. Во всех таблицах приведено
московское декретное время.
Таблица 9.
Средняя суточная амплитуда температуры Лт °С
Ясно
300
217
121
49
25
9
2
3,7
5,0
8,7
10,8
11,8
13,6
15,4
Ат °С
Переменная облачность
3,4
4,0
5,9
8,0
8,7
8,8
10,1
Таблица 9.3.5
Суточный ход среднего градиента (°С/Ю0 м) температуры воздуха [96]
при различных условиях
г м
120—300
50—120
2—50
$2-300
120—300
50—120
2—50
$2-300
120—300
50—120
2—50
$2-300
Время, ч
0
—0,40
2,38
9,70
490
0
2,08
5,21
270
—0.18
0.76
3,33
120
3
—0,27
3,72
8,80
620
0,27
2,69
6,22
390
0,15
1,20
2,96
140
6
9
12
Ясно, слабый ветер
1,07
2,40
0,97
450
—0,22
—1,53
— 1,69
50
—1,23
— 1,58
—2,43
—100
Небольшая облачность
0,74
2,64
2,17
280
—0,02
—0,67
—2,04
15
—0,86
—1,21
—2,28
—80
Переменная облачность
0,30
0,91
—0,51
90
—0,22
—0,70
—2.55
10
—0,85
—1,02
—3,04
-60
15
—1,22
—1,44
—2,30
—170
—0,94
—1,07
—1,61
—70
—0,91
—1,09
—2,68
—60
18
—1,02
—1,42
—0,47
—85
—0,67
—0,67
—0,01
6
—0,78
—0,78
-1,21
24
21
—0,68
—0,52
7,90
260
—0,37
0,51
4,33
170
—0,52
—0,07
2,64
70
186

Таблица 9.3.6
Суточный ход скорости ветра V и поворота вектора ветра
Лф относительно уровня 9 м с высотой при антициклонической
ситуации летом [96]
300
217
121
73
49
25
9
300
217
121
73
49
25
9
Время, ч
5,1
5,1
5,6
4,4
2,4
1,8
9,3
9,1
7,6
5,8
4,1
2,6
V м/с (слабый ветер)
4,6
4,6
4,9
3,9
2,3
1,3
3,1
3,4
3,8
2,9
1,7
1,2
3,3
2,7
2,0
1,7
1,4
1,4
3,2
2,9
3,1
3,0
2,6
2,4
3,6
4,0
3,8
3,8
2,9
3,0
V м/с (умеренный ветер)
9,0
8,7
6,9
5,2
3,6
2,2
8,0
7,5
5,9
4,1
2,8
1,9
5,8
4,6
3,7
3,3
2,9
2,6
6,0
5,8
4,9
4,5
4,0
3,6
6,1
5,8
5,0
4,6
3,9
3,6
2,9
2,8
2,8
2,7
2,0
1,8
7,1
6,6
5,5
4,8
4,0
3,3
21
3,6
3,6
3,6
3,2
2,1
1,8
0,7 0,5 0,6 1,3 2,1 2,8 1,7 0,9
8,7
7,9
6,2
5,1
3,8
2,5
Методы восстановления скорости ветра на высотах при
известных перепадах температуры в АПС описаны в работах
[62, ВО, 81, 88]. На практике значительный интерес представ-
представляют данные о ветровых коэффициентах в условиях города.
Их зависимость от стратификации для Ленинграда представ-
представлена на рис. 9.4.3.
Рис. 9.4.2. Профили
A/13/)
4 2 J 4 Vr!
при различной стратификации
Кривая . .
а — теплый
. . 1 2
. . 340 0
период
3
—140
б
4
0
— холодный
5
—230
период
6
-340
1,6 1,3 1,2 2,4 3,3 3,1 2,7 1,6
Аф° (умеренный ветер)
265
217
121
49
36
35
23
И
35
29
20
10
30
27
19
6
23
17
9
2
12
И
5
3
19
17
9
5
17
14
8
4
31
30
18
7
Примечание. Высота обращения для слабых вет-
ветров — около 50 м, для умеренных — около 50—75 м.
9.4. РАСЧЕТНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ АПС
В НИЖНЕМ СЛОЕ АТМОСФЕРЫ
9.4.1. Существуют разные способы восстановления про-
профилей скорости ветра по ограниченной информации. Если
известно значение скорости ветра на уровне z = 10 м, про-
профиль скорости ветра можно рассчитать по ветровым коэффи-
коэффициентам Vz/Vio. Эти коэффициенты существенно зависят от
высоты над поверхностью Земли, скорости геострофического
ветра (и, следовательно, от VlQ), шероховатости подстилаю-
подстилающей поверхности, характера стратификации. Влияние ука-
указанных факторов иллюстрируют рис. 9.4.1 и 9.4.2.
Рис. 9.4.1. Ветровые коэффи-
коэффициенты при нейтральной стра-
стратификации при разных значе-
значениях параметра zo(Vg~l2 м/с).
/) zo=0,07 см (снег); 2) го=2 см
(травяной покров); " 3) 20=;80 см
(город).
=200 м
400 400
Рис. 9.4.3. Номограмма для
определения VzIV\o в усло-
условиях города при го = О,8 м.
При нейтральной стратификации (что справедливо прежде
всего при сильных ветрах) для восстановления профиля
ветра в нижнем 100-метровом слое используется логарифми-
логарифмический закон изменения скорости ветра с высотой. Более об-
общей формой является простой степенной закон
VzlVx
(9.4.1)
24*
где параметр m должен задаваться с учетом стратификации,
скорости ветра на уровне ги шероховатости подстилающей
поверхности, толщины рассматриваемого слоя, а также высоты
Z\ [11, 53, 80]. Зависимость параметра m от стратификации
и скорости ветра на уровне 10 м иллюстрирует табл. 9.4.1.
Таблица составлена по средним профилям, взятым из [80],
характерным для лесостепной зоны европейской части СССР
(см. п. 9.2).
Способы восстановления профиля скорости ветра в при-
приводном слое описываются в [2, 65].
187

Таблица 9.4.1
Значения т для слоя 10—100 м при разных значениях Vl0
и Т2—Г15Оо'
Травяной покров (?о~2 см)
м/с
Га — Г
10 11 12 14
2 0,46 0,44 0,41 0,36 0,31 0,26 0,21 0,17 0,12 0,08
4 0,36 0,35 0,33 0,30 0,26 0,22 0,18 0,15 0,12 0,08
6 0,30 0,29 0,27 0,25 0,22 0,20 0,17 0,14 0,11 0,09
8 0,25 0,24 0,23 0,22 0,20 0,18 0,16 1,13 0,12 0,10
10 0,22 0,21 0,20 0,19 0,18 0,17 0,16 0,14 0,12 0,12
12 0,19 0,19 0,18 0,18 0,17 0,16 0,16 0,14 0,14 0,13
Снежная поверхность (z0tt0,07 см)
Vio, м/с
2
4
6
8
10
12
0,51
0,38
0,30
0,25
0,22
0,20
1
0,50
0,36
0,29
0,24
0,21
0,19
3
0,46
0,34
0,27
0,23
0,20
0,18
~~ T'leoo °<
5
0,41
0,30
0,24
0,21
0,18
0,17
7
0,33
0,26
0,22
0,19
0,17
0,16
9
0,25
0,21
0,19
0,17
0,16
0,15
и
0,15
0,15
0,14
0,14
0,14
0,14
Примечания: 1. При Ую^14 м/с для теплого пе-
периода /л = 0,16, для холодного — m = 0,14.— 2. Т2—Г15Оо — пе-
перепад температуры воздуха в слое 2—1500 м; при нейтральной
стратификации Т2—Г15оо~90С.
9.4.2. Рекомендуемый ниже способ восстановления про-
профилей вектора скорости ветра и коэффициента турбулентности
по наземной информации разработан на основе применения
модели АПС [20] для местности того же типа, что и мест-
местность, где расположена метеорологическая мачта в Обнинске.
Требуемая входная информация: скорость ветра на
уровне 10 м (ню м/с), класс устойчивости (Р) (см. п. 9.2),
параметр шероховатости (г0 м) (см. п .9.1), параметр Корио-
лиса (/ с). Расчет производится по следующей схеме. Опре-
Определяется и* (м/с) по формуле
"*==•
0,4м,0
где АР принимает следующие значения:
Р 1 2 3 4
Ар . . . . —0,7 —0,5 —0,3 0,1
(9.4.2)
5 6 7
0,3 0,8 1,3
По значению м* определяется % = 0,4 и*/1 и z = z/X. По
полученным значениям 2 и с помощью табл. 9.4.2 опреде-
определяются и и /С. Между табличными значениями можно_ при-
применять линейную интерполяцию. По значениям и и К для
заданных z рассчитываются следующие величины:
и2 ~
и=2,5и*и и /С=0,4«Д/С = 0,16-^-/<'. (9.4.3)
9.4.3. Для профилей температуры в пределах слоя от 0
до 200—300 м над сушей в дневное время в первом прибли-
приближении предиктором может служить класс устойчивости (см.
табл. 9.2.6 и 9.2.7). Утром в теплое время года при ясной
погоде разрушение ночной инверсии снизу и увеличение тол-
толщины неустойчивого слоя можно оценить по формуле [19]
/г, ===== 1,2 - 10-2F/,
(9.4.4)
где V — скорость ветра (м/с), t — время от момента восхода
солнца (с). Вечером в теплое время года приземная инвер-
инверсия образуется в среднем за 1,5 ч до захода солнца и мощ-
мощность ее возрастает по закону [19]
/г2=с/2/з, (9.4.5)
где с ~ 42 м/ч2/з при слабом ветре и 65 м/ч2/з при умеренном;
за начало отсчета t (ч) принимается момент 1,5 ч до захода
солнца. В ночное время по классу устойчивости можно
определить наличие или отсутствие приземной инверсии, но
не ее высоту, которая зависит не только от выбранных пре-
предикторов, по также от синоптических условий.
Способ восстановления профиля температуры в условиях
конвекции для гидродинамических моделей прогноза обсуж-
обсуждается в работе [54].
9.4.4. Существует довольно обширная группа приложе-
приложений, требующих при своей реализации данных о расчетных
максимальных характеристиках ветрового режима в нижнем
300—500-метровом слое атмосферы. К ним относятся проек-
проектирование, строительство и эксплуатация высоких сооруже-
сооружений [9, 13, 87]. Применительно к задаче расчета высотных
сооружений на ветровую нагрузку наиболее важными явля-
являются расчетные скорости ветра в нижнем слое, возможные
один раз в заданный период. Основным исходным материа-
материалом для определения упомянутой нагрузки являются наблю-
наблюдения радиозондовых аэрологических станций. Используя дан-
данные регулярных радиозондовых измерений скорости ветра
по методике, изложенной в [39], были вычислены максималь-
максимальные скорости малой вероятности на стандартных уровнях
нижнего слоя атмосферы. В табл. 9.4.3 приведены такие
расчетные скорости для двух пунктов, характеризующихся
неодинаковыми условиями подстилающей поверхности вблизи
водной поверхности (Таллинн) и в глубине континента
(Харьков). Из таблицы видно, что увеличение скоростей
ветра на побережье больше. Приведенные в табл. 9.4.3 дан-
данные показательны для относительно открытой местности, где
крупные препятствия и неоднородности подстилающей по-
поверхности отсутствуют. Иной характер носит распределение
скорости по высоте над сильно расчлененной поверхностью,
например городской многоэтажной застройкой. Они приведены
в табл. 9.4.4 и получены по данным наблюдений на высот-
высотных мачтах [11, 13]. Из этой таблицы следует, что в условиях
города, во-первых, скорость ветра у поверхности Земли су-
существенно меньше, чем над открытой местностью, а во-вторых,
более значительны вертикальные градиенты скорости в при-
приземном слое. Отметим, что в табл. 9.4.4 расчетные скорости
ветра даны при часовом осреднении.
9.4.5. Расчет высоких гибких сооружений, таких как ра-
радио- и телевизионные башни, опоры линий электропередачи,
требует данных о пульсационных характеристиках ветрового
напора. В соответствии с существующими нормативными до-
документами [94], пульсационная часть ветрового напора
/?п определяется с помощью соотношения
Рп = к2 — 1.
Коэффициентом порывистости к называют максимальное
значение скорости ветра за период Т (максимальный порыв),
деленное на осредненную за этот период скорость ветра V.
Эта величина связана с интенсивностью турбулентности и
зависит от времени осреднения при измерении скорости
ветра т:
к(Т, т)=Н
где а — коэффициент, который зависит от характера распре-
распределения пульсаций ветра; 1и — интенсивность турбулентности
(см. формулу (9.5.3)); угловые скобки означают осреднение
по ансамблю реализаций.
Данные измерений коэффициента порывистости в Обнин-
Обнинске и в Цукуба (Япония) при больших скоростях ветра в за-
зависимости от Г/т = ./V (число членов в реализации) приведены
в [19]. Величину а рассчитывают исходя из нормального за-
закона. Реально измеренные значения а на высотах менее 30 м
немного больше рассчитанных, на высотах более 100 м—не-
м—немного меньше.
Данные о коэффициенте порывистости к над Ленингра-
Ленинградом приведены в табл. 9.4.5. Величина стандартного откло-
отклонения пульсации скорости Ov(z)> была получена расчетным
способом, по методике, изложенной в [11, 13]. Над городом
коэффициент порывистости больше, чем над открытой мест-
местностью.
Наряду с конструкциями, упомянутыми выше, существует
обширный класс так называемых сплошностенчатых сооруже-
сооружений, для которых расчет максимального значения статической
188

Таблица 9.4.2
Типовые безразмерные вертикальные профили модуля скорости (и), угла поворота
(Лф) вектора скорости ветра, коэффициента (к) для классов устойчивости
Теплый период
z
1
й
Аф
К- Ю2
Класс
устойчивости
2
п
Лф
#•10*
3
й
Лф
^•102
0,01
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
3,2
4,7
5,2
5,4
5,6
5,8
5,9
6,0
0
2
3
4
5
6
7
8
1,5
14,8
23,8
26,9
27,2
25,5
22,7
19,6
3,7
5,3
6,4
6,8
7,1
7,4
7,6
7,7
0
2
3
5
7
8
9
10
1,3
9,7
13,7
13,7
11,8
8,9
6,5
3,9
3,9
6,4
7,4
8,1
8,7
8,9
8,9
0
4
6
8
10
12
13
1,1
6,0
5,2
3,0
1,4
0,4
0,2
z
й
4
Аф
К-
102
й
Класс
5
Аф ?.
устойчивости
102
й
6
Аф
7с>
102
й
7
Аф
К
102
0,01
0,06
0,1
0,2
0,3
0,4
4,2
6,5
7,4
8,8
9,7
10,2
0
2
5
17
21
24
0,9
3,1
3,8
2,6
1,4
0,3
4,4
7,2
8,8
11,8
11,9
0
2
10
20
30
0,8
1,7
1,4
0,4
0,0
4,2
7,7
10,1
13,7
12,0
0
4
15
26
37
0,7
1,1
0,6
0,1
0,0
3,9
8,0
11,0
14,3
13,0
0
9
18
31
43
0,7
0,8
0,5
0,0
0,0
Холодный период
Z
Класс устойчивости
2
й
Аф
?•102
3
й
Лф
#•102
4
й
Лф
#•102
0,01
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
4,7
7,2
8,3
8,8
9,5
9,6
9,3
0
4
6
10
12
14
16
1,0
6,2
5,5
3,1
1,3
0,4
0,0
5,1
7,8
9,0
9,8
10,4
10,0
0
5
9
12
15
19
0,9
4,9
3,6
1,1
0,4
0,0
5,4
9,2
11,5
12,4
11,8
0
8
14
19
28
0
2
0
0
0
,8
,1
,8
,2
,0
z
5
й
Аф
К-
102
Класс
п
устойчивости
6
Аф
К-
102
й
7
Аф
К-
102
0,01
0,06
0,10
0,20
0,30
5,3
7,9
9,3
11,7
12,5
0
2
13
22
33
0,8
2,1
1,9
0,6
0,1
Таблица
5,1
8,1
9,8
13,1
12,0
9.4.3
0
5
20
27
39
0,8
1,5
1,1
0,2
0,0
5,0
8,4
10,8
14,3
0
10
28
44
0,7
1,1
0,1
0,0
Расчетные значения скорости ветра Vv (м/с),
возможные один раз в заданный период времени
в нижнем 500-метровом слое
та, м
Высо
10
100
200
300
500
1
5
10
Харьков
14 16
19 20
21 23
23 25
25
27
16
21
23
26
28
20
17
22
24
27
28
Период,
50
17
22
25
28
30
100
18
23
26
29
30
число
1
20
22
25
26
29
лет
5
22
25
27
29
32
10
20
Таллинн
23
26
28
30
33
24
26
29
31
34
50
25
27
30
32
36
100
26
28
31
33
37
Таблица 9.4.4
Расчетные значения скорости ветра Vv, возможные
один раз за 5 лет, в нижнем 300-метровом слое
над многоэтажной городской застройкой (по данным
наблюдений на высотных мачтах)
Город
Высота, м
25
50
100
150
200
250
300
Ленинград
Киев
Новосибирск
12
12
12
14
14
15
17
17
18
20 23 25 26
19 20 — —
20 21 — —
189

Таблица 9.4.5
Характеристики порывистости ветра на уровнях наблюдений
на телевизионной мачте в г. Ленинграде (при максимальной
за 5 лет скорости ветра на высоте 25 м)
Уровень, м
25
68
104
164
269
и м/с
12,0
14,7
16,0
17,6
19,5
°и/п
0,280
0,229
0,216
0,192
0,175
k (Зс; 1ч)
1,87
1,72
1,68
1,60
1,55
составляющей ветровой нагрузки производится принципи-
принципиально иначе. К таким сооружениям относятся, например,
трубы, массивные опоры радио- и телевизионных антенн
и т. д. При расчете статической нагрузки на эти сооружения
большое значение приобретает аэродинамический коэффи-
коэффициент сХу входящий в формулу для расчета ветровой на-
нагрузки:
где q — скоростной напор ветра.
В работе [9], где представлены результаты эксперимен-
экспериментальных исследований, указано, что аэродинамические коэф-
коэффициенты профилей с плавным очертанием (например круга,
эллипса и т. д.) характеризуются резко выраженным паде-
падением сопротивления (кризис обтекания) в определенном для
каждого типа сечения интервале скоростей потока (чисел
Рейнольдса). Для таких профилей статическая нагрузка при
максимальной скорости ветра может оказаться не наиболь-
наибольшей. Согласно [9], значение нагрузки по сравнению с докри-
докризисным режимом может уменьшиться в 1,5—2 раза. В этом
случае следует определить статическую ветровую нагрузку
не только при максимальной скорости, но и в докризисном
режиме, а затем принять в расчет наибольшее из двух зна-
значений.
Динамическая составляющая ветровой нагрузки на вы-
высокие сплошностенчатые сооружения возникает под влиянием
ряда факторов, в частности интенсивных автоколебаний са-
самих сооружений или их отдельных элементов, возникающих
обычно при сравнительно небольших скоростях ветра E—
15 м/с). В связи с этим представляют интерес исследования,
посвященные повторяемости указанного диапазона, прове-
проведенные по наблюдениям на трех высотных опорах и аэроло-
аэрологическим наблюдениям над прибрежными частями акватории
Балтики (рис. 9.4.4).
40
60
r%
Рис. 9.4.4. Изменение повторяемости f
(%) значений скорости ветра 5—15 м/с
с высотой над разными подстилающими
поверхностями.
/ — Ленинград, 2 — Новосибирск, 3 — Обнинск,
4 — акватория Балтики.
Из анализа этого рисунка видно, что для I ветрового
района в условиях городской застройки (Обнинск) повторяе-
повторяемость / значений скорости ветра в диапазоне 5—15 м/с равна
20 %, для II и III ветровых районов (Новосибирск и Ленин-
Ленинград) —10 %. Аналогичные исследования для условий рав-
равнинной местности дают значения повторяемости E—15 м/с)
для I и II районов 24%, для III и IV — 32%, для V —
35 %, для VI —40% и для VII —42 %.
Таким образом, лишь в I ветровом районе повторяемости
/ E—15 м/с) для равнинной местности и для условий города
примерно одинаковы; во' II и III районах вероятность ско-
190
рости ветра, равной 5—15 м/с, а следовательно, и интенсив-
интенсивных автоколебаний, для равнинной местности больше, чем для
условий города, в 2 и 3 раза соответственно. Особенно ве-
велика вероятность появления интенсивных автоколебаний на
акватории, где значения / E—15 м/с) на высоте флюгера
велики и мало изменяются вплоть до высоты 150 м, превы-
превышая значения / в условиях города в 2—5 раз.
9.5. СТРУКТУРА ТУРБУЛЕНТНОСТИ В ПРИЗЕМНОМ
И ПОГРАНИЧНОМ СЛОЯХ АТМОСФЕРЫ
9.5.1. Турбулентный диапазон в обобщенных спектрах
метеорологических величин представлен в виде турбулентного
максимума и спадания спектра при увеличении частоты.
В АПС положение максимума и его амплитуда зависят от
скорости ветра, термической устойчивости, высоты над по-
поверхностью Земли и характера подстилающей поверхности.
В среднем с ростом высоты максимум сдвигается в область
более низких частот. Ночью при устойчивом состоянии ниж-
нижнего слоя атмосферы этот максимум уменьшается и переме-
перемещается в более высокочастотную часть, днем при развитии
конвекции — увеличивается и сдвигается в низкочастотную
область. Застройка, высокая растительность способствуют
увеличению амплитуды максимума.
Полная дисперсия любой величины (пульсаций компонент
скорости ветра, температуры, давления и др.) связана со
спектральной плотностью S (п) соотношением
оо оо оо
а2 = J s (n) dn = J S (а)) da = j S (k) dk, (9.5.1)
0 0 0
где о = 2я/г — круговая частота, k — волновое число [52, 66,
97].
При интегрировании в конечных пределах
п2
(9.5.2)
П\
причем п\ и п2 могут определяться длиной реализации Т =
=nj"~1, частотой съема данных т = я^, инерцией измеритель-
измерительной аппаратуры или характеристиками числовых фильтров.
Интенсивностью турбулентности называют отношение
стандартного отклонения пульсаций той или иной компо-
компоненты вектора скорости к средней скорости потока. При этом
обычно используют локальную скорость потока
\ x, г) = .
Vz
(9.5.3)
Понятия спектральной плотности и корреляционной
функции турбулентных пульсаций обсуждаются, например
в [4, 34, 52, 66, 97], а также в главе 10. Структурная функ-
функция описывается выражением
D (т) =
2 [а2 - В (т)],
где В(т) = l(t + T)^(t) —корреляционная функция.
В частотном диапазоне выше зоны максимума распола-
располагается инерционный интервал, в котором спектральная плот-
плотность 5 подчиняется закону
S(n) =
•5/з
(9.5.4)
где е — скорость диссипации турбулентной энергии, С\ = 0,15
для продольной компоненты скорости ветра и 0,20 для по-
поперечной и вертикальной компонент; этому закону соответ-
соответствует структурная функция
D = с (егJ/з = с (е!/тJ/з (9.5.5)
(с = 0,5 для продольной компоненты). В соответствии с ги-
гипотезой замороженности высокочастотной турбулентности г =
= Ут, где т — временной сдвиг.
Локальная структура поля температуры в инерционном
интервале описывается «законом 2/3» для структурной функ-
функции
D# (r) ==^е-1/зг2/з = 4г2/з» (9-5-6)
где N — скорость выравнивания температурных неоднород-
ностей, с\ — структурная характеристика температурного
поля, ь\ = 0,7 — постоянный коэффициент.

Законы (9.5.4)—(9.5.6) применимы до масштабов
и' (9'5-7)
где v ^ 0,15 см2/с — кинематическая вязкость воздуха.
Для приземного слоя атмосферы все характеристики вы-
высокочастотной турбулентности являются универсальными
функциями ? = zJL:
?=-^|-фе (?)• (9.5.8)
При стратификации нейтральной (L -> оо) или близкой
к ней безразмерные функции становятся константами. Со-
Согласно [3], <рц,= 2,1... 2,9 (в среднем 2,4), ф0, @) = 1,5... 2,2
(в среднем 1,9), yw, = 09... 1,4 (в среднем 1,2), фе@) = 1.
Для стратификации, отличной от нейтральной, безразмерные
функции, полученные путем измерений, приведены в [3, 52, 66]:
Приведенные соотношения пригодны для горизонтально-
однородного стационарного приземного слоя атмосферы. По
мере увеличения высоты они могут нарушаться. В АПС
основным линейным масштабом становится его высота Л.
9.5.2. При нейтральной стратификации в АПС можно
использовать интерполяционную формулу [102, 108]
хег = ^A-г//гK. (9.5.9)
Дисперсия продольной компоненты постепенно уменьшается
с высотой до очень малых значений при z = h\ на высоте
300 м о« « @,8... 1,0) <Тц, Gw « @,7... 0,8) <тц.
Распределение некоторых характеристик турбулентности
по высоте при неустойчивой стратификации (конвекции) пред-
представлено на рис. 9.5.1 [4, 49].
\
\
—v
1
j
о
1 1
1 1
1 , , , ,
0,6 1,2 1,6z/fb
Рис. 9.5.1. Типовые профили не-
некоторых величин при наличии кон-
конвекции.
/ — диссипация энергии е (см2/с3),
2 — структурная характеристика темпе-
температурного поля с\ • 10в(К2/см2/3),
3-o2Jw.« <?/«? '-<?/¦?
( 8 Y/3\
(здесь w#=l ~f~ hH0 ) у
Масштабом скорости в этом случае является
Скорость Диссипации можно оценивать по формуле
е = //о/ЗОсрр (9.5.10)
(е-в м2/с3, Яо/Срр в (м-К)/с).
При устойчивой стратификации, согласно [4, 107], при-
приближенно выполняются соотношения
^„ = 2,41** A —г/Л), (9.5.11)
ow = ov= l,3w* A —г/Л).
Типовые данные о некоторых характеристиках турбулент-
турбулентности для различных классов устойчивой для Обнинска даны
в табл. 9.5.1.
Таблица 9.5.1
Характеристики турбулентности для различных классов
устойчивости (Обнинск) [19]
300
217
121
49
25
9
300
217
121
49
25
9
300
217
121
49
25
9
Класс устойчивости
1
1,9
1,6
1,3
1,5
1,6
0,9
62
45
49
52
60
33
2
3
4
Скорость ветра, V м/с
4,0
3,7
2,9
2,6
2,5
2,0
6,7 13,5
5,9 12,2
5,4 9,5
4,8 6,3
4,3 5,8
3,5 4,5
Диссипация, е-104 м2/с3
23
35
33
42
33
81
51 14
54 30
50 38
62 38
85 56
192 124
Интенсивность турбулентности
0,65
0,59
0,60
0,57
0,55
0,29
0,23
0,28
0,33
0,50
0,42
0,18 0,08
0,19 0,08
0,20 0,12
0,26 0,17
0,23 0,18
0,25
0,28
5
8,0
8,0
6,7
4,5
3,4
2,4
0,2
1,5
4,2
9,4
18,5
13,0
1ч
0,04
0,06
0,10
0,12
0,18
0,23
6
7,3
9,1
5,6
4,0
2,8
1,6
0,02
0,03
1,3
5,7
8,2
0,02
0,02
0,05
0,09
0,16
0,31
Стандартное отклонение пульсаций направления ветра
в среднем имеет значения при классах устойчивости
1 2 3 4 5 6 7
25 20 15 10 5 2,5 1,7 град;
а при нейтральной стратификации (класс 4) на высоте, м
25 50 100 200 300
14 13 8 6 5 град.
Типичные данные о дисперсии пульсаций температуры
в летние сутки в средней полосе Европейской территории
России представлены на рис. 9.5.2.
ZM
Рис. 9.5.2. Типичные изменения Gv в течение суток в лет-
летнее время.
Область . . . / 2 3 4
Ov К <0,08 0,08-0,16 0,16-0,24 0,24-0,32
Область . . . 5 6 7
Ov К 0.32—0,39 0,39—0,47 >0,47
Жирная кривая — граница инверсии.
191

9.5.3. Спектры при нейтральной и устойчивой стратифи-
стратификации в среднем могут быть описаны формулой [4]
nSu,v,w(n) __ А(п/п0) __ nSUyVyW(n)
О2 \±А(п1пЛь1* " Фв,0,„(»^ '
(9.5.12)
l+A(n/nofh
где А = 0,3, (pu,v,w по (9.5.8).
Для безразличной стратификации
(9.5.13)
где В = 0,011 для продольной компоненты, 0,033 — для по-
поперечной и 0,13 — для вертикальной.
Для устойчивой стратификации
Ьг/L, z<0,25L,
*; + 6lRi, 2>25M, <9-БЛ4>
n0V
при 0,015 < Ri < 0,5 и значениях констант, приведенных
в табл. 9.5.2
и'
W'
V'
V
При неустойчивой
nS
Таблица
Значения коэффициентов
Ь
0,5
2,8
1,5
0,8
ь
0,09 1,
0,08 3,
—
0,065 0,
стратификации [4]
\-2Л
9.5.2
•
2
2
61
где а = 0,033 для продольной компоненты и 0,044 для верти-
вертикальной и поперечной компонент. Модели, применяемые в са-
самолетостроении, обсуждаются в п. 10.2.
Интегральные временные масштабы, определяемые как
площадь под корреляционной функцией, приведены на
рис. 9.5.3. На этом рисунке представлены пространственные
масштабы вдоль направления ветра, а на рис. 9.5.4 и
в табл. 9.5.3 — такие же масштабы по вертикали (см.
также [55]).
Таблица 9.5.3
Вертикальные масштабы (м) пульсаций
Неустойчивость
Нейтральные условия
Устойчивость
300 160
120 120
25 67
50
32
12
125
75
18
125
80
48
50
40
9
95
65
16
60
36
16
55
20
12
Примечание, и — продольная компонента
ветра, а/ — вертикальная, ф — направление ветра.
скорости
Степень связанности пульсаций скорости ветра в разных
точках на разных частотах описывается с помощью когерент-
когерентности
Со2 (л, AL)+ Q2(n, A/,)
сЬ(|»,А//)д slin)S>(n) -• (9'5Л6)
где Со и Q — действительная и мнимая части взаимного
спектра скорости в двух точках, расположенных на расстоя-
расстоянии А// одна от другой. Эту величину обычно представляют
в виде
с!тЦя, А/у) =(
(9.5.17)
Величина А// может принимать значения Ах (по направлению
ветра), Ау (перпендикулярно направлению ветра в горизон-
горизонтальной плоскости) и Az (по вертикали); /у- = пAlj/V; k\ —
параметр затухания. Пределы и средние значения параметров
затухания для компонент скорости и разных смещений
приведены в табл. 9.5.4 для высот до 100—150 м (более
подробно см. в [18, 19]).
Таблица 9.5.4
Значения k\ по результатам измерений [18, 19]
Компонента
Смещение
At/
Продольная
Поперечная
Вертикальная
6—8
2 (над
водой)
6,4
1,7*
8 ±2,2
Растет с уве-
увеличением ско-
скорости ветра
4—7
8—16
19±3
7—8 (над го-
городом)
7—14 (над го
родом)
3—7
* Единичное измерение.
9.5.4. Среднеквадратическая изменчивость метеорологиче-
метеорологической величины для временных масштабов t^i выражается
через структурную функцию:
=6^ (т)=^л/Щ7). (9.5.18)
С увеличением временного сдвига т структурная функция, как
следует из рис. 9.5.5, возрастает до т = 5... 10 мин и дости-
достигает некоторой плоской ступеньки, после чего начинает снова
расти, что связано с суточным ходом. При безразличной
стратификации на уровне z в пределах действия логарифми-
логарифмического профиля и законов мелкомасштабной турбулентности
относительная изменчивость может быть оценена с помощью
выражений (9.1.9), (9.5.8), (9.5.18).
Структурные функции скорости ветра и температуры,
рассчитанные по отдельным реализациям продолжитель-
продолжительностью до 6 ч, существенно различаются в зависимости от
наличия низкочастотной компоненты и ее характера (при-
(примеры см. на рис. 9.5.5). Однако в целом основная изменчи-
изменчивость скорости ветра заключена в пределах 5—10-минутного
сдвига.
200 300 400 0
200гм
Рис. 9.5.3. Интегральные временные масштабы т для продоль-
продольной компоненты (а), вертикальной компоненты (б) и темпе-
температуры (в).
1 — устойчивая стратификация, 2 — безразличная, 3 — неустойчивая.
192
Рис. 9.5.4. Пространственные интегральные масштабы турбу-
турбулентности вдоль направления ветра r = wx для продольной (а)
и вертикальной (б) компонент скорости ветра, а также об-
общий вид корреляционной функции (в).
/—устойчивая стратификация, 2 — безразличная, 3 — неустойчивая.

D м2/с2
1 2 5 10 20мин1 2 3 6 12 2Ьч 3 6 10 ЗОсут 0,5 1год
Рис. 9.5.5. Типовая структурная функция для скорости
ветра (жирная кривая) и частные случаи по коротким
рядам (тонкие кривые).
Типичные значения относительной изменчивости скорости
ветра I = d(r)/V представлены в табл. 9.5.5. Величина /
мало зависит от средней скорости ветра.
Таблица 9.5.5
Типичные значения относительной изменчивости скорости
ветра (/) в диапазоне от 5 мин до 1 ч
Временный сдвиг, т мин
10
30
60
V м/с
265
121
25
9
0
0
0
0
,15
,17
,32
,38
0,18
0,19
0,35
0,42
0,22
0,24
0,41
0,48
0,
0,
0,
0,
26
29
46
51
8,2
5,8
2,8
1,9
9.6. ОСОБЕННОСТИ СТРОЕНИЯ
ПОГРАНИЧНОГО СЛОЯ В УСЛОВИЯХ
ГОРИЗОНТАЛЬНО НЕОДНОРОДНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
9.6.1. Воздушная масса, движущаяся в определенном
направлении, перемещается над участками поверхности, раз-
различающимися по своим динамическим и тепловым свойствам,
характеру увлажнения. При переходе с одной поверхности
на другую формируется внутренний пограничный слой, тол-
толщина которого увеличивается по мере удаления от границы
раздела поверхностей. Если внешние параметры, определяю-
определяющие режим перемещения воздушной массы, не изменяются
значительно в пределах известного промежутка времени, то
устанавливается квазистационарная структура пограничного
слоя атмосферы. При чередовании участков поверхности
структура определяется наложением внутренних пограничных
слоев, сформировавшихся над отдельными участками. Картина
наложения внутренних пограничных слоев может быть весьма
сложной.
Неоднородность поверхности необходимо учитывать при
оценках скорости ветра, температуры, влажности, параметров
загрязнения атмосферы на разных уровнях в АПС. Для опи-
описания неоднородности поверхности выбираются обычно сле-
следующие показатели:
1) деформация профилей метеорологических характери-
характеристик вблизи границы раздела поверхностей,
2) толщина внутреннего пограничного слоя,
3) размеры зоны адаптации,
4) коэффициенты ослабления и усиления ветра при
переходе с одной подстилающей поверхности на другую,
5) вертикальные разрезы полей ветра, температуры и
влажности в АПС.
Большая часть сведений о структуре АПС в условиях
горизонтальной неоднородности получена на основе числен-
численного моделирования процессов, формирующих эту структуру.
9.6.2. Динамическая неоднородность поверхности наиболее
заметно проявляется в искажениях поля ветра вблизи границы
раздела участков поверхности. Различия в динамических
свойствах поверхностей могут характеризоваться отношением
25 Заказ 46
параметров шероховатости г\ = ?oifcJ (zoi и Z02 — шерохова-
шероховатости этих поверхностей). Постепенное приспособление вер-
вертикального профиля ветра в приповерхностном слое к изме-
измененным условиям на поверхности при ц > 1 и ц < 1 иллю-
иллюстрирует рис. 9.6.1 [67].
0
Рис. 9.6.1. Деформация профиля скорости в при-
приземном слое атмосферы.
а) г\>\, б) Т1<1; V — модуль вектора скорости ветра.
Если шероховатость одной из поверхностей велика, иска-
искажения в профилях скорости могут распространяться до зна-
значительных высот. Количественные оценки деформации про-
профиля модуля скорости ветра в окрестности городского массива
и над лесом, представленные на рис. 9.6.2 и 9.6.3, характе-
характеризуют влияние поверхности с большой шероховатостью
(г0 (город) « 0,8... 1,0 м, z0 (лес) « 0,5... 0,8 м) [25, 34, 61].
Существенное влияние на структуру АПС оказывают
препятствия. Искажения профилей скорости ветра внутри
подслоя препятствий рассчитываются с помощью моделей.
Эти расчеты подтверждены экспериментально (рис. 9.6.4) [32].
При анализе структуры пограничного слоя над сложной
поверхностью следует принимать во внимание орографические
эффекты. Поле течений и характеристик турбулентности над
поверхностью с выраженным рельефом с разной степенью
приближения воспроизводится математическими моделями,
описанными в [7, 8, 89, 99, 103].
9.6.3. Изменения тепловых и влажностных свойств по-
поверхности проявляются в вертикальных распределениях тем-
температуры и влажности. Неравномерное увлажнение поверх-
поверхности в большей степени сказывается на перестройке поля
температуры вблизи границы раздела поверхностей, чем
изменение альбедо отдельных участков (см. рис. 9.6.5).
В пустынных районах при переходе воздушной массы на
орошенные участки альбедо поверхности изменяется при-
. мерно на 10%. Такое изменение радиационных свойств по-
поверхности незначительно искажает профиль температуры по
сравнению с установившимся распределением над прежней
однородной поверхностью. Это обстоятельство используется
в методических разработках по вычислению потоков тепла и
влаги над орошенными участками [21, 22, 24].
Микроклиматические характеристики районов, располо-
расположенных на побережье водоемов, в значительной мере опре-
определяются влиянием переноса воздушных масс с водной по-
поверхности на сушу. При этом существенное значение «имеет
размер и глубина водоема. Количественные оценки влияния
водоема на распределение температуры, влажности, скорости
ветра и других характеристик выполнялись как с помощью
математических моделей, так и на основе обобщения данных
натурных наблюдений [36].
В прибрежных районах проявляется существенное влия-
влияние температурной неоднородности на поле ветра. Здесь под
влиянием контраста температур суша — вода возникает бри-
зовая циркуляция, приводящая к усилению или ослаблению
скорости ветра и к изменению его направления по сравнению
с соответствующими характеристиками над термически и ди-
динамически однородной поверхностью. При благоприятных
193

15 V м/с
Рис. 9.6.2. Профили скорости ветра в окрестности
городского массива.
/) центр города, 2) *=1 км, 3) х=5 км, 4) *-20 км.
ZM
200
100
60
40
20
10
0,2 0,4 0,6 0,8 1,0
Рис. 9.6.3. Профили скорости ветра над ле-
лесом (по Дубову и др. [34]).
0,1 0,4 0,6 й^и/и*
Рис. 9.6.4. Профили скорости вет-
ветра внутри слоя модельных лесо-
лесонасаждений (по Садеху и др. [34]).
Кривая . . . . / 2
хм —1 О
0,8
1,6 q
Рис. 9.6.5. Вертикальные профили температуры (а) и влаж-
влажности (б) вблизи границы раздела разнородных поверхностей.
1) <7o2/<7oi = 1.3; 2) <7o2/<7oi = 0,5; 3) исходный профиль; т =
е-е0
qlqh; x=x/h; q0, 90 — влажность и температура при
г==г0; qh, Qh — влажность и температура при z
условиях поправка к скорости может достигать 4—6 м/с
в приземном (приводном) слое. Влияние бризов прослежи-
прослеживается до высоты 500—700 м [62].
9.6.4. Условия для определения толщины внутреннего
пограничного слоя hB (х) в модельных задачах и при анализе
экспериментальных данных могут быть разными [10, 100].
Основой для определения hB(x) чаще всего является оценка
степени сближения профилей скорости ветра на разных вы-
высотах при определенных значениях х— расстояния от границы
раздела поверхностей вниз по потоку. Рисунок 9.6.6 иллю-
hn — высота препятствий, « оо~~ ско"
рость свободного потока.
Рис. 9.6.6. Зависимость hB=f(x/h), рас-
рассчитанная по модели пограничного слоя
(Г) = 50).
/) Аи/и=0,05; 2) Ам/м = 0,15; Ам — разность
скоростей невозмущенного и возмущенного по-
потока на выбранном уровне.
стрирует влияние выбора условия, определяющего hB(x), на
расчетные значения этой величины, полученные по модели
АПС [67].
Существуют параметризации зависимости h(x)y удобные
для использования в прикладных задачах. В частности, для
вычисления толщины внутреннего пограничного слоя в при-
прибрежной зоне при направлении ветра с суши на море может
быть рекомендовано следующее соотношение [101]:
/гв (jc) = A,91 ±0,38) хп,
где значения h и х измеряются в метрах. Параметр п опре-
определяется разными авторами по-разному. Наиболее вероятны
значения 1/3—1/2.
9.6.5. Удобная для практического использования харак-
характеристика—размер зоны адаптации слоя заданной толщины
к условиям «новой» поверхности (рис. 9.6.7). Картина изме-
изменений зоны адаптации под влиянием стратификации является
результатом взаимодействия динамических и термических

-400 -300 -200 -100
Рис. 9.6.7. Размеры зоны адаптации поля ветра к поверх-
поверхности с шероховатостью гО2=2-1О~2 м (zoi = l м) при раз-
разной стратификации.
/) для слоя 2о — 100 м, 2) 2о — 200 м, 3) г0 — 300 м, 4) z0 — 400 м.
эффектов, обусловливающих распределение характеристик
турбулентности в АПС [61].
По аналогии с оценкой диффузии примеси от точечного
наземного источника выполняются оценки размеров пятна на
поверхности, динамическое влияние которого на поле ветра
проявляется на разных высотах по мере удаления от этого
пятна вниз по потоку [105]. В табл. 9.6.1 приведены мини-
минимальный A) и максимальный B) размеры пятна в направ-
направлении навстречу потоку, а также боковой C) размер области
Оценки
z м
ел о о
ооо
0,
0,
0,
размеров зоны (км), воздействующей
и напряжения трения [105]
8
5
2
2о==О,ОЗ м
2
3
Неустойчивая
3,2
1,5
0,8
0,5
0,2
0,1
*
стратификация
0,5
0,3
0,1
Таблица
9.6.1
на поле ветра
, = 1 м
2
2,1
0,9
5,4
0
0
0
3
1
л
Безразличная стратификация
200
100
50
100
50
3
1,4
0,6
15
5
25
7
2,8
3
1,0
0,4
7,6
0,7
0,3
Устойчивая стратификация
B70)
40
21
6
10
2,9
17
4,4
1,5
A50)
28
2
0,6
0,2
14
3,4
влияния для разных уровней z при двух значениях шерохо-
шероховатости. Для практического применения можно пользоваться
следующим приближенным правилом: первая реакция на из-
из10
9.6.6. Инженерные оценки значений скорости ветра на
разных высотах производятся с использованием коэффициен-
коэффициентов ослабления и усиления скорости ветра вблизи границы,
разделяющей разнородные поверхности (табл. 9.6.2). Основ-
Основное влияние на эти характеристики по модельным данным
[61] оказывает стратификация набегающего потока.
0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 х,
0,015
0,010
0,005
0
. s~—2,5 ч s^~ Ln
Л «ЦПШПпЬп ' /_ 1 У flMmlnmr
0,02-
Рис. 9.6.8. Вертикальный разрез поля температуры над
нагретыми участками поверхности.
а и б — эффект чередования неоднородностей при Ax=2,5Ln (a)
и Ax=l,5Ln (б) (Ln=0,\h — размер пятна; Ах — расстояние между
нагретыми участками); в — эффект взаимодействия тепловых и
динамических свойств поверхности: /) 2Г0/Л=2-10-4; 2) z0/h=l0-2
B0— шероховатость пятна).
9.6.7. Информация о пространственном распределении ме-
метеорологических характеристик дает наглядное представление
о структуре АПС. На рис. 9.6.8 показан вертикальный раз-
разрез поля температур над неоднородной поверхностью. Размер
неоднородностей существенно сказывается на распределении
расчетных характеристик. При малых размерах неоднородно-
неоднородностей необходимо учитывать влияние горизонтальной диффузии
[25, 26].
Таблица 9.6.3
Верхняя (гв) и нижняя (гн) границы тумана,
максимальная интенсивность гололедообразования (/)
и высота этого отложения гтах на подветренном берегу
нагретого водоема в зависимости от линейных размеров
открытой поверхности воды (хн)
места изменения, а
расстояния 100 г.
полное приспособление
Коэффициент ослабления скорости ветра
расстояниях от города при изменяющихся
стратификации
и
^о-н
"" 0
—300
г
х=5 км
0,73
0,69
0,64
= 10 м
*=20 км
0,67
0,63
0,56
г
Х=5 KN
0,95
0,93
0,87
происходит на
Таблица 9.6.2
на разных
условиях
= 100 м
[
0,82
0,82
0,80
Параметр
гъ м
ги м
/ г/(м-ч)
2max M
ZB м
ZH М
/ г/(м-ч)
130
0
329
1
70
0
296
0,5
Расстояние от уреза
2
Хп
170
0
59
7
Хп
115
0
34
7,0
4
=7 км
185
0
42
41
= 4 км
139
0
18
41
6
220
0
33
41
145
0
12
41
воды, км
10
240
0
26
50
153
0
7,0
41
15
260
0
21
75
153
3
3,0
41
25*
195

Горизонтальная неоднородность температурных в влаж- моЖе? распространяться на большие расстояния от уреза
ностных ^характеристик поверхности может служить причи- воды [37, 41, 42, 98, 104] (табл. 9.6.3). Наличие переохлаж-
ной возникновения адвективных туманов. Это явление осо-
особенно опасно в экологическом отношении в районах создания
водоемов-охладителей, где зона переохлажденного тумана
денного тумана способствует возникновению гололеда. Оценки
интенсивности гололедообразования могут быть выполнены
в рамках модели АПС [41, 42].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
9.
10.
11.
12.
13.
14.
15.
16.
17.
18.
19.
20.
21.
22.
23.
24.
Анапольская Л. Е. Режим скоростей ветра на 'тер-
'территории СССР. — Л.: Гидрометеоиздат, 1961.
Ариель Н. 3., Егоров Б. Н., Мурашова А. В.
О характеристиках профиля ветра в нижнем слое воздуха
над океаном. — Труды ГГО, 1987, вып. 506, с. 183—191.
Ариель Н. 3., Надежина Е. Д. Безразмерные ха-
характеристики турбулентности при разных условиях стра-
стратификации. — Изв. АН СССР. Физика атмосферы и оке-
океана, т. XII, 1976, № 8, с. 347—354.
Атмосферная турбулентность и моделирование распро-
распространения примесей/Под ред.Ф. Т. Ньистадта и X. Ван
Допа. Пер. с англ.— Л.: Гидрометеоиздат, 1985.
Аэроклиматический, справочник среднего ветра над СССР/
Под ред. И. Г. Гутермана. — М.: Гидрометеоиздат, 1972.
Аэроклиматические характеристики пограничного слоя
Средней Азии. Кн. 1 и 2. — Ташкент, 1986.
Б ер л ян д М. Е., Генихович Е. Л. Атмосферная
диффузия и структура воздушного потока над неодно-
неоднородной подстилающей поверхностью. — В кн.: Метеоро-
Метеорологические аспекты загрязнения атмосферы. — Л.: Ги-
Гидрометеоиздат, 1971, с. 45—69.
БерляндМ. Е., Генихович Е. Л., Грачева И. Г.
Основы расчета загрязнения воздуха в условиях пересе-
пересеченной местности с учетом термической неоднородности. —
Труды ГГО, 1982, вып. 450, с. 3—17.
Беспрозванная И. И., Соколов А. Г., Фо-
Фомин Г. М. Воздействие ветра на высокие сплошностен-
чатые сооружения. — М.: Стройиздат, 1976.
Бондаренко В. Н., Лунина Л. А., Хачату-
рова Л. М. Структура нижнего слоя атмосферы и рас-
расчет профилей метеорологических величин. — Метеорология
и гидрология, 1987, № 10, с. 39—46.
Б о р и с е н к о М. М. Вертикальные профили ветра и тем-
температуры в нижних слоях атмосферы. — Труды ГГО,
1974, выл. 320.
ветра в нижнем
городом. — Труды
Борисенко М. М. Распределение
200-метровом слое атмосферы над
ГГО, 1977, вып. 368.
Борисенко М. М. Некоторые характеристики ветра
для определения нагрузок на высокие сооружения. —
Труды ГГО, 1978, вып. 408, с. 70—79.
Бортковский Р. С. Тепло- и влагообмен атмосферы
и океана при шторме. — Л.: Гидрометеоиздат, 1983.
Браун Р. А. Аналитические методы моделирования
планетарного пограничного слоя/Пер, с англ. — Л.: Ги-
Гидрометеоиздат, 1978.
Брюхань Ф. Ф., Г у т е р м а н И. Г., К а р а с и к И. Ш.
Архивы исходных радиозондовых наблюдений и характе-
характеристик климата свободной атмосферы и пограничного слоя
над СССР.— Труды ВНИИГМИ—МЦД, 1981, вып. 91,
с. 80—95.
Брюхань Ф. Ф. Методы климатологической обработки
и анализа аэрологической информации. — М.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1983.
Вызова Н. Л., Во'лковицкая 3. И., М а з у-
р и н Н. Ф., Сергеева И. А. Статистические характе-
характеристики ветра применительно к ветровым нагрузкам. — Об-
Обнинск: Обзор ВНИИГМИ-МЦД, 1983.
Вызова Н. Л., Ив а нос В. Н., Гаргер Е. К. Тур-
Турбулентность в пограничном слое атмосферы. — Гидроме-
Гидрометеоиздат, 1989.
Вызова Н. Л., Шнайдман В. А., Бонда-
Бондаренко В. Н. О восстановлении вертикальных профилей
характеристик пограничного слоя атмосферы по ограни-
ограниченной метеорологической, информации. — Метеорология
и гидрология, 1987, № 11.
Быкова Л. П. Закономерности изменения характери-
характеристик тепло- и влагообмена над орошаемым оазисом. —
Труды ГГО, 1980, вып. 444 с. 46—56. ,
Быкова Л. П. Предварительная оценка влияния лес-
лесных полос на метеорологический режим орошаемых по-
полей. — Труды ГГО, 1980г вьш: 444, с. 57—62.
Б ю т н е р Э. К. Динамика приповерхностного слоя воз-
воздуха.— Л.: Гидрометеоиздат, 1978.
Вагер Б. Г., Надежина Е. Д., . У т и н а 3. М.
Расчет характеристик пограничного слоя атмосферы'. над
над территорией
4.2. Сибирь и
Склярова — М.:
орошенными участками поверхности. — Метеорология и
гидрология, 1974, № 11, с. 43-—51.
25. В а г е р Б. Г., Надежина Е. Д. Пограничный слой
атмосферы в условиях горизонтальной неоднородности.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1979.
26. В а г е р Б. Г., Надежина Е. Д. Об учете поперечной
диффузии при расчете тепло- и влагообмена вблизи не-
неоднородных поверхностней. — Труды ГГО, 1980, вып. 444,
с. 63—69. .
27. Ветер в пограничном слое атмосферы над территорией
СССР (статистические характеристики). 4.1. Европейская
территория СССР/Под редакцией В. М. Склярова. — М.:
Гидрометеоиздат, 1968.
28. Ветер в пограничном слое атмосферы
СССР (статистические характеристики).
Дальний Восток/Под редакцией В. М.
Гидрометеоиздат, 1973.
29. Ветер в пограничном слое атмосферы над территорией
СССР. 4.3. Кавказ, Казахстан и Средняя Азия/Под ре-
редакцией В. М. Склярова. — М.: Гидрометеоиздат, 1973.
30. В о р о н ц о в П. А. Аэрологические исследования погра-
пограничного слоя атмосферы. — Л.: Гидрометеоиздат, I960.
31. Гавр и лов В. П. Нестационарные модели устойчи-
устойчивого пограничного слоя атмосферы. — Обнинск: Обзор
ВНИИГМИ-МЦД, сер. метеорология, 1982, вып. 3.
32. Данные метеорологических наблюдений за 1962—
1963 гг. — Труды Института прикладной геофизики, 1965,
вып. 2, с. 137—187.
33. Девятое а В. А. Микроаэрологические исследования
нижнего километрового слоя атмосферы. — Л.: Гидроме-
Гидрометеоиздат, 1957.
34. Дубов А. С, Быкова Л. П., Марунич С. В. Тур-
Турбулентность в растительном покрове. — Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1978.
35. Динамическая метеорология/Под ред. Д. Л. Лайхтмана.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1976, с. 305—404.
36. Егоров Б. К, Надежина Е. Д., Неси на Л. В.
Метеорологические характеристики пограничного слоя
атмосферы в окрестности водоемов. — Обнинск: Обзор
ВНИИГМИ-МЦД, сер. метеорология, 1982, вып. 6.
37. Е г о р о в Б. Н., Надежина Е. Д. Использование
численной модели горизонтально неоднородного погра-
пограничного слоя для расчета характеристик туманов испаре-
испарения.— Труды ГГО, 1982, вып. 468, с. 49—56.
38. Ежемесячные данные метеорологических наблюдений
в приземном слое воздуха на метеостанции Колтуши за
1947—1951 гг.— Л.: Гидрометеоиздат, 1962.
39. 3 а в а р и н а И. В. Расчетные скорости на высотах ниж-
нижнего слоя атмосферы. — Л.: Гидрометеоиздат, 1971.
40. 3 и л и т и п к е в и ч С. С. Динамика пограничного слоя
атмосферы. — Л.: Гидрометеоиздат, 1970.
41. Иванова Л. А. Использование модели горизонтально
неоднородного пограничного слоя для оценки' параметров
гололедных отложений. — Труды ГГО, 1984, вып. 483,
с. 14—21.
42. И в а н о в а Л. А., Надежина Е. Д. Расчет интен-
интенсивности гололедообразования в горизонтально неодно-
неоднородном пограничном слое атмосферы. — Метеорология и
и гидрология, 1988, № 3, с. 48—56.
43. Исследования гидрометеорологического режима Таллин-
Таллинского залива/Под ред. Л. Р. Орленко, Л. Mi Лопатухина,
Г. Л. Портнова. — Л.: Гидрометеоиздат, 1984.
44. Климат свободной атмосферы и пограничного слоя над
территорией СССР. —Труды ВНИИГМИ-МЦД, 1979,
вып. 60.
45. Климат Ленинграда. — Л.: Гидрометеоиздат, 1982.
46. Климатические характеристики условий распростране-
распространения примесей в атмосфере. Справочное пособие/Под ре-
редакцией- Э. Ю. Безуглой, М. Е. Берлянда. — Л.: Гидро*
метеоиздат, 1983.
47. К л и н о в Ф. Я. Метеорологические наблюдения в ниж-
нижнем 500-метровом слое атмосферы на телевизионной
башне в Останкино (Москва). — Труды ЦВГМО, 1971,
вып. 1, с. 3—17.
48. К о б ы ш е в а. Н. В., Пашина О. Б. Методика расчета
нормативных скоростей ветра и их географическое рас-
распределение. — Труды ГГО, 1986, вып. 501, с. 14—25.
• 196

49. Кухарец В. П., Цванг Л. Р., Яглом А. М. О связи
характеристик турбулентности приземного и пограничного
слоев атмосферы. — В кн.: Физика атмосферы и проблема
климата/Под ред. Г. С. Голицына и А. М. Яглома. — М.:
Наука, 1980, с. 162—193.
50. Л а з а р е в а Н. А. Характеристики ветра модели стан-
стандартной атмосферы пограничного слоя. — Труды ГГО,
1970 г., вып. 257, с. 79—89.
51. Лайхтман Д. Л. Физика пограничного слоя атмо-
атмосферы.— Л.: Гидрометеоиздат, 1970.
52. Л а м л и Дж., Пановский Г. Структура атмосферной
турбулентности/пер, с англ. — М.: Мир, 1966.
53. Ландсберг Г. Е. Климат города. Л.: Гидрометеоиз-
Гидрометеоиздат, 1983.
54. Л е ж е н и х А. А., Сперанский Л. С. О восстанов-
восстановлении вертикального профиля температуры в пограничном
слое атмосферы. — В кн.: Численный анализ и прогноз ме-
метеоэлементов. Материалы второго советско-болгарского
семинара. — Новосибирск, 1987, с. 43—48.
55. М а з у р и н Н. Ф., Сергеева И. А. Статистические
характеристики скорости ветра применительно к вет-
ветровым нагрузкам. — Обнинск: Обзор ВНИИГМИ-МЦД,
1979.
56. Ма солов а Е. Ю., Лазарева Н. А., Орленко Л. Р.
Об универсальных функциях теории подобия Монина—
Обухова при устойчивой стратификации. — Труды ГГО,
1987, вып. 506, с. 64—79.
57. М а т в е е в Л. Т. Основы общей метеорологии. Физика
атмосферы. — Л.: Гидрометеоиздат, 1965, с. 265—307,
с. 395—444.
58. Материалы высотных метеорологических наблюдений.
Ч. I, вып. 1 — 12. — М.: Ротапринт ЦВГМО, 1974—1987.
58а. Материалы высотных метеорологических наблюдений.
Ч. II, вып. 1 — П. — М.: Ротапринт ЦВГМО, 1974—1981.
59. Материалы метеорологических измерений на высотной
мачте. Вып. 2, ч.1, 2, З/Под ред. Бызовой Н. Л. — Об-
Обнинск, 1977—1982.
59а. Материалы наблюдений полевой экспериментальной базы
ГГО им. А. И. Воейкова (за период 1958—1978 гг.).
Вып.1— 31. — Ротапринт ГГО, 1964—1982.
60. Материалы наблюдений Цимлянской экспедиции. — Л.:
Ротапринт ГГО, 1976.
60а. Материалы экспедиции в Голодную степь. — Труды ин-
института математики и механики, 1957, вып. 19, с. 13—39.
61. Мелкая И. Ю., Надежина Е. Д., Шкляре-
в и ч О. Б. Адаптация динамических характеристик дви-
движущейся воздушной массы к изменяющимся условиям на
поверхности в районе городского массива. — Труды ГГО,
1987, вып. 506, с. 80—86.
62. Me л ь н и к о в а О. И., Орленко Л. Р., Степа-
Степанова В. М. Оценка скорости и сдвигов ветра на малых
высотах по наземной информации. — Труды ГГО, 1987,
вып. 506, с. 18—28.
63. Метеорологические наблюдения на Останкинской башне
и их параметризация. — Труды ЦВГМО, вып. 14, 1981.
64. Метеорологический режим нижнего 300-метрового слоя
(по данным наблюдений с высотной мачты)/Под ред. Бызо-
Бызовой Н. Л. — Гидрометеоиздат, 1985.
65. Методические указания. Расчет турбулентных потоков
тепла, влаги и количества движения над морем. — Рота-
Ротапринт ГГО, 1981.
66. М он и н А. С, Яглом А. М. Статистическая гидро-
гидромеханика. Ч. 1 и 2. — М.: Наука, 1965, 1967.
67. Н а д е ж и н а Е. Д. К вопросу о влиянии скачка шеро-
шероховатости подстилающей поверхности на режим турбу-
турбулентного пограничного слоя. — Труды ГГО, 1970, вып. 257,
с. 109—116.
68. Новый аэроклиматический справочник особых слоев ат-
атмосферы над СССР. Т. I. Инверсии температуры воздуха.
Кн. 3. Вертикальный сдвиг модуля вектора в слое ин-
инверсии/Под ред. И. Г. Гутермана, Ю. В. Вакалюка. —
М.: Гидрометеоиздат, 1984.
69. Новый аэроклиматический справочник особых слоев ат-
атмосферы над СССР. Т. I. Инверсии температуры воздуха.
Кн. 4. Комплексы мощности и интенсивности инверсий.
Ч. 1—З/Под ред. И. Г. Гутермана, Ю. В. Вакалюка.—
М.: Гидрометеоиздат, 1984.
70. Новый аэроклиматический справочник особых слоев ат-
атмосферы над СССР. Т. I. Инверсии температуры воздуха.
Кн. 5. Мощность инверсий. Ч. 1—2/Под ред. И. Г. Гу-
Гутермана, Ю. В. Вакалюка. — М.: Гидрометеоиздат, 1984.
71. Новый аэроклиматический справочник особых слоев ат-
атмосферы над СССР. Т. I. Инверсии температуры воздуха.
Кн. 1. Повторяемость инверсий. Ч. 1—2/Под ред.
И. Г. Гутермана, Ю. В. Вакалюка. — М.: Гидрометеоиз-
Гидрометеоиздат, 1984.
72. Новый аэроклиматический справочник особых слоев ат-
атмосферы над СССР. Т. I. Инверсии температуры воздуха.
Кн. 2. Непрерывная продолжительность/Под ред.
И. Г. Гутермана, Ю. В. Вакалюка. — М.: Гидрометеоиз-
Гидрометеоиздат, 1984.
73. Новый аэроклиматический справочник особых слоев ат-
атмосферы над СССР. Т. I. Инверсии температуры воздуха.
Кн. 6. Интенсивность инверсий. Ч. 1, 2/Под ред. И. Г. Гу-
Гутермана, Ю. В. Вакалюка. — М.: Гидрометеоиздат, 1985.
74. Новый аэроклиматический справочник особых слоев
атмосферы над СССР. Т. I. Инверсии температуры воз-
воздуха. Кн. 7. Характеристики температуры на нижней
границе инверсий. Ч. 1—З/Под ред. И. Г. Гутермана,
Ю. В. Вакалюка. — М.: Гидрометеоиздат, 1985.
75. Новый аэроклиматический справочник пограничного слоя
атмосферы над СССР. Т. I. Статистические характери-
характеристики температуры, давления, плотности, влажности.
Кн. 1—10/Под ред. И. Г. Гутермана. — М.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1985, 1986.
76. Новый агроклиматический справочник пограничного слоя
атмосферы над СССР. Т. II. Статистические характери-
характеристики ветра. Кн. 1—10/Под ред. И. Г. Гутермана. М.:
Гидрометеоиздат, 1986, 1987.
77. Новый аэроклиматический справочник пограничного слоя
над СССР. Т. 1, 2. —М.: Гидрометеоиздат, 1985, 1986.
78. Оке Т. Р. Климаты пограничного слоя/Пер, с англ. —
Л.: Гидрометеоиздат, 1982.
79. Орленко Л. Р., Ш к л я р е в и ч О. Б. Особенности вер-
вертикального распределения удельной влажности в погра-
пограничном слое атмосферы. — Труды ГГО, 1977, вып. 398,
с. 91—98.
80. О р л е н к о Л. Р. Строение планетарного пограничного
слоя атмосферы. — Л.: Гидрометеоиздат, 1979.
81. Орленко Л. Р., Степанова В. М. Определение
скорости и направления ветра в нижней части погранич-
пограничного слоя атмосферы по наземной информации. — Труды
ГГО, 1987, вып. 506, с. 3—17.
82. Основные этапы разработки аэрологической информации
по программе Нового аэроклиматического справочника
СССР. —Труды ВНИИГМИ-МЦД, 1978, вып. 50, с. 3—
28.
83. П е н е н к о В. В., А л о я н А. В. Модели и методы для
задач охраны окружающей среды. — Новосибирск:
Наука, 1985.
84. Примеры изменений метеорологических параметров
в нижнем 300-метровом слое атмосферы. — Труды ИЭМ,
вып. 10E3), 1975, с. 153—164.
85. Процессы переноса вблизи поверхности раздела океан—
атмосфера/Под редакцией А. С. Дубова. — Л.: Гидроме-
Гидрометеоиздат, 1974.
86. Рекомендации по описанию климата большого города.
4.3. Обобщение материалов наблюдений в пограничном
слое атмосферы. — Л.: Ротапринт ГГО, 1978.
87. Рекомендации по определению климатических парамет-
параметров ветровой нагрузки. — Л.: Ротапринт ГГО, 1985.
88. Руководство по прогнозированию метеорологических усло-
условий для авиации. — Л.: Гидрометеоиздат, 1985.
89. Симонов В. В. Об использовании уравнения для ско-
скорости диссипации при моделировании турбулентного по-
потока над волнистой поверхностью.—Труды ГГО, 1986,
вып. 504, с. 119—131.
90. Скляров В. М. Ветер в пограничном слое атмосферы
над территорией СССР. — М.: Гидрометеоиздат, 1968.
91. Скляров В. М. Суточный ход скорости ветра в пла-
планетарном пограничном слое. — Труды НИИАК, 1968,
вып. 52, с. 98—119.
92. С к л я р о в В. М. Распределение ветра в планетарном
пограничном слое атмосферы на Европейской территории
СССР. —Труды НИИАК, 1969, вып. 57.
93. Справочник климатических характеристик ветра свобод-
свободной атмосферы по отдельным станциям северного полуша-
полушария/Под редакцией И. Г. Гутермана.— М.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1968.
94. Нагрузки и воздействия. — СНиП 2.01 07-85. — М.: Изд.
ЦИТП Госстроя СССР, 1986.
95. Типовые профили температуры и скорости ветра в ниж-
нижнем 300-метровом слое атмосферы/Под редакцией
Н. Л. Бызовой. — Обнинск, 1968.
96. Типовые характеристики нижнего 300-метрового слоя ат-
атмосферы по измерениям на высотной мачте/Под редакцией
Н. Л. Бызовой.— М.: Гидрометеоиздат, 1982.
97. Турбулентность. Принципы и применения/Под ред. У. Фро-
ста, Т. Моулдена. Пер. с англ.— М.: Мир, 1980.
197

98. Хворостьянов В. И. Двухмерная нестационарная ми-
микрофизическая модель низких облаков и адвективно-ра-
диационных туманов. — Метеорология и гидрология, 1982,
№ 7, с. 16—28.
99. Ф е д о р о в и ч Е. Е. Численная модель обтекания воз-
воздушным потоком протяженных форм рельефа. — Метео-
Метеорология и гидрология, 1985, № 7, с. 34—40.
100. Hsu S. A. Models for estimating offshore winds from
onshore meteorological measurements.— Bound. Lay. Met.,
1981, v. 20, N 3, p. 341—351.
101. Hsu S. A. Correction of land-based wind data for
offshore application: a further evaluation.— J. Phys.
Oceanogr. 1986, v. 16, N 2, p. 390—394.
102. Iwatani G. Spectra and scales of the atmospheric
turbulence in high winds ranging from 10 to 60 m/s.—
J. Met. Soc. Japan, 1985, v. 63, N 5, p. 947—957.
103. Jackson P. S., Hunt J. С R. Turbulent wind flow
over a low hill.—Quart. J. Roy. Met. Soc, 1979, v. 101,
p. 929—955.
104. P i 1 i e R. J. The formation of marine fog and the deve-
development of fog-stratus systems along the California
coast—J. Appl. Met., 1979, v. 18, N 10, p. 1275—1286.
105. Smith F. B. Turbulence in the atmospheric boundary
layer.—Sci. Prog., Oxford, 1975, v. 62, p. 127—151.
106. Wieringa J. Estimation of mesoscale and localscale
roughness for atmospheric transport modelling.— In: Air
Pollut. model and Appl. 1. Proc. 11th Int. Techn. Meet.—
Amsterdam, 1980, New York, London, 1981, p. 279—295.
107. Yokoyama O., Gamo M., Yamamoto S. The
vertical profiles of the turbulence quantities in the atmo-
atmospheric boundary layer.— J. Met. Soc. Japan, 1977, v. 55,
N 3, p. 264—272.
108. Yokoyama O., Gamo M., Yamamoto S. On the
turbulence quantities in the neutral atmospheric boundary
layer.—J. Met. Soc. Japan, 1977, v. 55, N 3, p. 312—318.
109. Zeman O. Progress in the modelling of ^planetary boun-
boundary layers.— Ann. Rev. Fluid Mech.,' 1981, v. 13,
p. 253—272.

Глава 10. ТУРБУЛЕНТНОСТЬ В АТМОСФЕРЕ
10.1. ОСНОВНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ
ТУРБУЛЕНТНЫХ ДВИЖЕНИЙ
Движения в атмосфере почти всегда являются турбулент-
турбулентными. В отличие от ламинарных потоков, движения частиц
в которых функционально связаны с внешними силами, ин-
индивидуальные элементы турбулентности (так называемые
«вихри») совершают движения по сложным «случайным»
траекториям. Турбулентность порождает пространственные и
временные пульсации не только скорости и направления
ветра, но также температуры, влажности и других метеоэле-
метеоэлементов. Амплитуды пульсаций часто не малы по сравнению
с фоновыми (крупномасштабными) их значениями. Это при-
приводит к перемешиванию смежных объемов воздуха с интен-
интенсивностью приблизительно в 104—106 раз большей, чем при
молекулярной диффузии. Поэтому турбулентность играет
определяющую роль в атмосферных процессах обмена им-
импульсом, теплом, аэрозолями и др. Турбулентный обмен
между атмосферой и подстилающей поверхностью (ПП) обус-
обусловливает образование пограничного слоя атмосферы (ПСА)
(см. в п. 9.1). Низкочастотная фракция турбулентности
влияет на динамику крупномасштабных атмосферных про-
процессов, а значит — на погоду.
Развитие турбулентности связано с потерей ламинарным
потоком гидротермодинамической устойчивости [1, 2, 5].
В русловых потоках определяющую роль играет гидродина-
гидродинамическая неустойчивость, степень которой зависит от отно-
отношения сил инерции к силам вязкости, т. е. от числа Рей-
нольдса Re=UL/v (L, U — характерные масштабы длины и
скорости потока, v — коэффициент кинематической вязкости).
Турбулентность возникает, если Re превышает некоторое
критическое значение ReKp, причем вначале возникают круп-
крупномасштабные, а затем постепенно все более мелкие пуль-
пульсации.
В атмосферных потоках значение Re обычно превышает
ReKP и поэтому течения являются турбулентными. Однако
для практических целей движения обычно считают турбу-
турбулентными лишь тогда, когда средняя квадратическая ампли-
амплитуда пульсаций превышает некоторое пороговое значение. Для
скоростей воздуха за пороговое обычно принимается значе-
значение, равное 0,05 или 0,1 м/с.
В атмосфере на развитие и затухание турбулентности,
наряду с гидродинамическими факторами, влияет степень
устойчивости вертикальной стратификации температуры
(а значит, плотности) воздуха. Основным определяющим
параметром является в этом случае безразмерное число Ри-
Ричардсона
К Т (du/dzJ '
где у = —дТ/dz и Ya — фактический и адиабатический верти-
вертикальные градиенты температуры воздуха, g — ускорение сво-
свободного падения, Т — абсолютная температура воздуха. Число
Ri определяет относительный вклад в генерацию кинетиче-
кинетической энергии турбулентности термических (числитель) и ди-
динамических (знаменатель) факторов.
Существует критическое значение числа Ri, такое, что
при Ri < RiKP турбулентность интенсифицируется, т. е. ам-
амплитуды пульсаций растут; при Ri > RiKP турбулентность
ослабевает. По теоретическим и лабораторным оценкам зна-
значение RiKp заключено в интервале от 0,25 до 1. Не исклю-
исключено, что значения RiKP для процессов развития и затухания
турбулентности не одинаковы. Критическое значение числа
Ri Для турбулентности, вызывающей болтанку самолетов
(см. п. 10.2.3), близко к 4 [1]. Отметим, что, хотя уменьшение
вероятности развития турбулентности с ростом Ri просле-
прослеживается весьма четко, по-видимому все же нет такого
значения Ri, при котором возможность хотя бы очагового
развития турбулентности ясного неба исключалась полностью.
Специфической особенностью атмосферной турбулентности
является ее многомасштабность, причем спектр размеров
(длин волн) пульсаций (X) охватывает диапазон от несколь-
нескольких миллиметров до десятков километров. К макротурбулент-
ным элементам иногда относят и такие громадные вихри, как
циклоны и антициклоны.
Между индивидуальными турбулентными образованиями
происходит сложное нелинейное взаимодействие, в процессе
которого происходит обмен энергией и изменение их харак-
характеристик.
Турбулизация атмосферных потоков возникает из-за их
деформации при обтекании неровностей ПП либо при потере
гидротермодинамической устойчивости крупномасштабным
потоком под действием повышенных значений вертикальных
и (в несколько меньшей степени) горизонтальных градиентов
температуры и скорости ветра. По данным А. А. Васильева,
Рис. 10.1.1. Схема образования вихрей при потере
устойчивости гравитационными волнами.
пороговым значением |3 = dujdz, начиная с которого вероят-
вероятность развития турбулентности, вызывающей болтанку само-
самолетов, резко увеличивается является | р | = @,6.. .0,7) • 10~2 с-1.
Условия, благоприятствующие развитию турбулентности,
чаще всего создаются вблизи атмосферных фронтов и
в окрестности инверсионных слоев, например тропопаузы.
Хотя в целом роль горизонтальных градиентов скорости
ветра в интенсификации турбулентности заметно меньше, чем
роль вертикальных градиентов, согласно результатам само-
самолетных исследований случаи с болтанкой весьма часто наб-
наблюдаются в зонах с резким ослаблением скорости фонового
потока. В теплое время года мощным источником развития
турбулентности является атмосферная конвекция; мелкомас-
мелкомасштабную конвекцию нередко называют термической турбу-
турбулентностью [1, 9].
В свободной атмосфере основной причиной возникновения
турбулентности является потеря устойчивости внутренних
гравитационно-сдвиговых волн. Этот процесс начинается
с быстрого увеличения амплитуды волн, после которого гребни
«захлестываются», опрокидываются и преобразуются в си-
систему крупных (так называемых роторных) вихрей
(рис. 10.1.1). Эти вихри в дальнейшем (причем иногда очень
быстро) измельчаются.
Разрушение волн может вызываться «первичной» или
«вторичной» неустойчивостью [1, 7, 8]. Первичная неустойчи-
неустойчивость (неустойчивость Кельвина—Гельмгольца) развивается,
если в большей части волнового слоя Ri < RiKp- При вто-
вторичной неустойчивости поток в среднем устойчив, а неустой-
неустойчивые участки локализуются вблизи гребней волн. Такой
вид неустойчивости характерен в основном для слоев
с сильно искривленными вертикальными профилями темпера-
температуры и скорости ветра [1, 8], например вблизи границ при-
приподнятых инверсий, в том числе тропопаузы. Благодаря
вторичной неустойчивости нередко формируются локальные
турбулентные зоны («пятна»), перемещающиеся вместе с по-
потоком.
10.1.1. Статистический аппарат описания турбулентности
При математическом описании турбулентных пульсаций
скорости ветра применяется аппарат математической стати-
статистики для квазистационарных случайных процессов.* К наи-
* Индивидуальные реализации турбулентных течений мо-
могут быть описаны с помощью уравнений гидромеханики вязкой
жидкости. При описании осредненных турбулентных движений
чаще всего пользуются системой уравнений предложенной
Рейнольдсом (см. в [2]). В этой системе в отличие от урав-
уравнений для ламинарных течений содержатся члены вида
—ptij uk—«напряжения Рейнольдса» (Uj, uk — компоненты
скорости пульсаций, р—плотность воздуха), которые появи-
появились ввиду нелинейности исходной системы уравнений вязкой
жидкости и описывают суммарный эффект всех отклонений
ох средней скорости.
199

более употребительным статистическим характеристикам от-
относятся плотность распределения / и интегральные функции
распределения F и среднеквадратические значения (амр
пульсаций. Широко используется корреляционный и спек-
спектральный анализ.
Среднее значение (математическое ожидание) амплитуд
пульсаций, если тренд исключен, равно нулю.
При изучении турбулентной диффузии в атмосфере и
в некоторых других случаях оценка интенсивности турбу-
турбулентного обмена может осуществляться по значениям коэф-
коэффициента турбулентности К или удельной скорости диссипа-
диссипации кинетической энергии турбулентности 8.
При статистическом описании случайных процессов важ-
важную роль играет операция осреднения. Осреднение может
производиться либо по индивидуальной реализации (напри-
(например, по значениям пульсаций, измеренным на определенном
участке атмосферы или в фиксированной ее точке в течение
некоторого промежутка времени), либо по ансамблю (сово-
(совокупности) физически однородных реализаций. Для получения
надежных статистических оценок интервал осреднения должен
быть тем больше, чем больше масштабы пульсаций. Ниже
для обозначения среднего значения будет использоваться
черта над рассматриваемой величиной.
В дополнение к использовавшимся в предшествующих
главах понятиям о плотности (/) и функции (F) распреде-
распределения пульсаций остановимся вкратце на корреляционных и
спектральных функциях, которые будут широко использо-
использоваться нами ниже. Отметим в этой связи, что практически
во всех случаях переход от временных характеристик к про-
пространственным и наоборот может быть осуществлен с по-
помощью гипотезы Тэйлора о «замороженной турбулентности».
Предполагается, что атмосферные вихри как бы «заморо-
«заморожены» и переносятся фоновым потоком без изменения их
динамических и геометрических характеристик, т. е.
м? = со. A0.1.1)
Корреляционная (ее называют также автокорреляцион-
автокорреляционной) функция является мерой взаимосвязи между сечениями
одной и той же случайной функции, разделенными интерва-
интервалом времени (At) или расстояния (Ал:):
R (Д*)=<р' (*)ф'
Ьх).
A0.1.2)
В отличие от нестационарных процессов, при которых
R(At) и R(Ax) зависят от начального момента времени или
начальной координаты, т. е. являются функцией двух аргу-
аргументов (t\, t2 или X], лгг) при стационарности R является
функцией одного аргумента (At = t2— ^i или Ах = х2— Х\).
При At = Ах = 0 корреляционная функция равна диспер-
дисперсии пульсаций R@) = о2. С ростом At (Ах) взаимная связ-
связность пульсаций уменьшается, а значит, убывает и корреля-
корреляционная функция, стремясь в пределе к нулю.
Кроме корреляционных функций, используются взаимные
корреляционные (кроскорреляционные) функции, характери-
характеризующие степень связности между пульсациями двух различ-
различных метеоэлементов. Так, например, временная кросскорреля-
ционная функция пульсаций вертикальной скорости воздуха
и температуры имеет вид
w,t T,
(АО
' (t)T' (t + M).
A0.1.3)
Значению -Rws ?, пропорционален турбулентный перенос тепла,
а значениям Ru,^ ш,, Rv,Wf — вертикальный перенос импульса.
Распространенной формой обработки эмпирических дан-
данных является их спектральный анализ, в частности определе-
определение спектральной плотности Su\(со) и спектра энергии пуль-
пульсаций ?^.(со) * (о — круговая частота: со = 2я/, где f — ча-
частота в с или герцах). Отметим, что со связана с волновым
числом k соотношением k = со/и, в котором и — средняя ско-
скорость потока на рассматриваемом уровне.
Спектральная плотность характеризует вклад пульсаций
различных частот (размеров) в общую энергию процесса **,
а спектр энергии — распределение дисперсий пульсаций в рас-
рассматриваемом диапазоне размеров вихрей.
* Здесь и в дальнейшем запись в форме ut означает, что
рассматриваемая статистическая характеристика верна для
любой из 1-х компонентов скорости пульсаций: и', vr, w'.
** За «энергию пульсаций» условно принимается квадрат
амплитуды пульсаций любой характеристики — компонент ско-
скорости ветра, температуры и т, д,
Для оценок * спектральной плотности стационарных слу-
случайных процессов S / (со) или Su' (k) чаще всего применяют
"I t
Фурье-преобразование автокорреляционной функции (см. в[1]):
оо
S , (со) =— \ R , (т) cos сот dt, A0.1.4)
где о) = 2л/ — круговая частота, / — частота в с-1 (герцах).
Спектр энергии пульсаций определяется соотношением
оо
Е , (со) =J_ \ S , (co)dco. A0.1.5)
Н 2 о ui
При рассмотрении характеристик двух взаимосвязанных
стационарных случайных процессов (например, u'(t) и w'(t),
w'(t) и Т'(t) и т. д.) используют данные об их взаимных
спектральных плотностях S , /(со), являющихся преоб-
Uif Uj
разованием Фурье от соответствующей кросскорреляционной
функции
оо
S, , (со) = — [ R , , (т) cos сот dr. A0.1.6)
uit и, я _^ uit uj
Величина S / , (со) является комплексной функцией, кото-
uit Uj
рую можно записать в виде
S, ,(со)=С, ,(co)+iQ, ,(co). A0.1.7)
U{, Uj Ut, Uj Uit Uj
Слагаемое С , , (со) называется коспектром, а слагаемое
и». «/
Q / / (со) —квадратурным спектром рассматриваемых слу-
чайных процессов. Коспектр характеризует влияние возмуще-
возмущений различных частот (масштабов) на взаимную скоррелли-
рованность процессов, а квадратурный спектр — сдвиг
по фазе членов одной совокупности пульсаций относительно
другой.
Наряду с S , , (со), при анализе степени упорядочен-
ности пространственной структуры турбулентных образований
(«вихрей») удобно использовать безразмерную величину —
функцию когерентности:
(С. , (е>)\* + (Q . ,(<o)V
«*">-Uiv,V;r ¦ "«¦'¦8)
Значения coh(co) заключены в интервале @,1). Максимум
достигается, если во всем диапазоне со возмущения коге-
когерентны (взаимно согласованы) полностью, т. е. разность их
фаз постоянна, а амплитуды суммарного процесса склады-
складываются. Если совокупности и[ и Uj статистически независимы,
то функция когерентности равна нулю.
Весьма распространенным способом параметризации тур-
турбулентного обмена является использование коэффициента
турбулентности К — турбулентного аналога коэффициента мо-
молекулярной вязкости. В отличие от последнего К. не является
постоянной физической характеристикой жидкости (газа),
а зависит от параметров крупномасштабного потока.
Согласно полуэмпирической теории турбулентности [1,6],
du
dz
A0.1.9)
где / — путь смешения, т. е. расстояние, проходимое вихрем
до его полного перемешивания с окружающим воздухом,
* Фактические измерения всегда имеют конечную длину
(продолжительность) и часто являются не непрерывными,
а дискретными. Поэтому результаты расчетов S , (со)
Н
и Е г (со) по эмпирическим данным являются лишь оценкой
ui
(приближением) к истинным спектрам (подробнее см. в {1]).
Статистическая надежность и репрезентативность таких оце-
оценок зависит от длины '(продолжительности) реализации и
степени отклонений' турбулентности в исследуемом случае от
стационарности и однородности,
200

a du/dz — средний вертикальный градиент ветра. Оценка зна-
значений К для свободной атмосферы проводится по формулам,
учитывающим особенности способа измерений скорости
турбулентных пульсаций [1]. При наличии данных о спек-
спектральной плотности пульсаций в случае приближенного опре-
определения К для инерционного интервала спектра турбулент-
турбулентных вихрей (см. п. 10.1.2.3) можно воспользоваться законом
четырех третей Ричардсона:
структур. Максимальная их повторяемость наблюдалась при
к = 5-Ю-3 ... 2-Ю и ?=5-Ю-4 ... 3,3-Ю-4 м.
В 10 % случаев когерентные структуры отсутствовали.
К - Ле1/зД/4/\
A0.1.10)
где е — скорость диссипации (см2/с3), Д/ — размер вихря (м),
А ^ 0,2 ±0,1 — численный коэффициент в предположении, что
Л/ - 200 м.
Значение 8 в инерционном интервале оценивается по со-
соотношению
= aS3// (k)k*12.
A0.1.11)
Коэффициент а для поперечных пульсаций (v', wr) в 4/3 раза
больше, чем для продольных (и). В среднем a = 0,15 для
а' и 0,20 для v' и w' при условии, что волновое число к
измеряется в циклах на единицу длины, а (что то же самое)
частота 0 измеряется в герцах. Если вместо циклов исполь-
используются радианы, то значение а следует умножить на
BяJ/3^ 3,4.
10.1.2. Структура турбулентного потока
Структура атмосферных движений формируется как ре-
результат наложения турбулентных пульсаций различных
масштабов * на крупномасштабный поток. В последние годы
с помощью лабораторных и натурных экспериментов выяс-
выяснилось, что и внутри ПСА, и на больших высотах при нали-
наличии больших градиентов скорости ветра, наряду с «хаотиче-
«хаотической» (стохастической) турбулентностью, иногда наблюдаются
также сравнительно долго живущие крупные и более детер-
детерминированные — когерентные — вихревые структуры [7]. От-
Относительный вклад последних в атмосферную турбулентность
пока количественно не определен.
10.1.2.1. Когерентные вихревые структуры
Примером когерентных вихрей могут служить подвет-
подветренные роторы [1] — крупные квазистационарные вихри, воз-
возникающие в ПСА благодаря неустойчивости Фэллера—Кэй-
лора (см. в [9]), спиралевидные вихри с горизонтальной осью,
весьма типичные, например, для струйных течений в верхней
тропосфере, и др. Обширный класс когерентных вихревых
структур, по-видимому, возникает при потере устойчивости
ячейковой (в частности, двумерной) конвекцией и при разру-
разрушении коротких атмосферных волн.
Хотя первоисточником и стохастической, и когерентной
турбулентности является потеря устойчивости крупномас-
крупномасштабным потоком, значительный вклад в формировании по-
последней, вероятно, вносится и самоорганизацией мелкомас-
мелкомасштабной турбулентности при процессе нелинейного взаимо-
взаимодействия ее элементов.
Судя по результатам лабораторных исследований, при
Re > ReKp постепенное дальнейшее увеличение значения Re
интенсифицирует развитие стохастической турбулентности, но
не обязательно разрушает когерентные вихревые структуры.
Н. 3. Пинус A987) по результатам анализа 204 серий
синхронных измерений значений и' и w' с борта самолета
над европейской частью СССР в слое 0,6—9,0 км пришел
к заключению о наличии когерентных турбулентных образо-
образований в диапазоне k = 1Д = 5-Ю — 3,3-10 м-1. Счита-
Считалось, что вихри когерентны, если на рассматриваемом участке
сопа', w' (^) =^ 0»15.
Типичные примеры распределений *cohu,w,(k) приведены
на рис. 10.1.2. Из рисунка видно, что в индивидуальных реа-
реализациях содержалось от одной до трех коррелированных
* Характерным масштабом вихрей (элементов турбулент-
турбулентности) называется расстояние, вплоть до которого сохраня-
сохраняется взаимная корреляция пульсаций ветра или других ме-
метеоэлементов.
26 Заказ 46
5-10
-2
5-W
5-10'
,,-f
Рис. ЮЛ.2. Типичные спектры коэффициента ко-
когерентности пульсаций и' и w' по Н. 3. Пинусу.
/ — спектр с одним частным максимумом, 2 —с двумя
максимумами, 3-е тремя максимумами.
ЮЛ.2.2. Общие закономерности образования
и эволюции стохастической турбулентности
Процесс образования и эволюции стохастической турбу-
турбулентности сводится к следующему [1, 2, 5, 6]. Из-за того, что
для атмосферы типичны значения Re > ReKP, крупномас-
крупномасштабные воздушные потоки гидродинамически неустойчивы
и в них образуются «вихри первого порядка» — наиболее
крупные элементы турбулентности с наибольшими амплиту-
амплитудами пульсаций. Их линейные масштабы сравнимы с харак-
характеристическими масштабами фонового потока. Вследствие
того что для таких вихрей значения Re обычно тоже^ превы-
превышают ReKP, эти образования в свою очередь неустойчивы и
распадаются на еще более мелкие вихри и т. д. Последова-
Последовательное измельчение вихрей, сочетающееся с уменьшением
амплитуды турбулентных пульсаций, продолжается до тех
пор, пока для вихрей порядка п значение числа Рейнольдса
#e(n) =u(n)Hn)/v не станет столь малым, что вязкость уже
будет препятствовать образованию «вихрей п 4- 1-го по-
порядка».
Поскольку большие значения Re эквивалентны малой
вязкости, то влияние вязкости на механику крупномасштаб-
крупномасштабной фракции турбулентных пульсаций исчезающе мало. Оно
становится существенным начиная с тех вихрей, число Re
для которых имеет порядок единицы [6].
Благодаря неустойчивости крупномасштабного потока
вначале генерируются продольные пульсации скорости (uf)
[5], и лишь затем под действием возмущений, возникающих
в поле давления, появляются поперечные пульсации v' и w\
отбирающие часть энергии от продольных. Вертикальные
пульсации могут также генерироваться за счет потенциальной
энергии, переходящей в кинетическую при развитии кон-
конвекции.
10.1.2.3. Энергетика стохастической турбулентности
На рис. 10.1.3 приведена схема распределения кинетиче-
кинетической, энергии пульсаций Е , (k) по длинам волн (волновым
ui
числа-м). Изображенная на рисунке кривая представляет со-
собой одномерную спектральную плотность энергии турбулент-
201

ности (спектр мощности) S , (k). Его максимум соответ-
Ч
ствует так называемому внешнему масштабу турбулентности
(см. п. 10.1.2.4).
Участок а содержит наиболее крупные анизотропные
«турбулентные тела» («вихри»); участок б представляет
Рис. 10.1.3. Распределение спектральной плотности
кинетической энергии турбулентности по волновым
числам.
/ — поступление энергии из основного (фонового) потока;
2 — переход энергии от больших вихрей к меньшим без
ее диссипации в тепло; 3 — диссипация кинетической энер-
энергии в тепло под действием вязкости.
• С.К.
10"
Ш
10*
Ю5 scm2/cj
Рис. 10.1.4. Зависимость е от высоты по различным дан-
данным.
Буквами с. к. отмечены данные, полученные при сильной кон-
конвекции.
«инерционный» интервал турбулентности, а участок в — ин-
интервал вязкой диссипации.
От относящихся к интервалу а крупномасштабных пуль-
пульсаций, черпающих свою энергию непосредственно из фонового
потока, кинетическая энергия поступает в вихри, относящиеся
к инерционному интервалу *, практически не диссипируя при
этом. Другими словами, осуществляется как бы «каскадный»
перенос энергии от более крупных турбулентных образований
к сравнительно мелким, а кинетическая энергия последних
диссипирует, переходя в тепло, в интервале в, содержащем
самые мелкие вихри. Поскольку в инерционном интервале
передача энергии от крупно- к мелкомасштабным вихрям
происходит без потерь, скорость диссипации кинетической
энергии турбулентности в единице массы 8 (см2/с3) можно
оценить по параметрам основного потока с помощью фор-
формулы A0.1.11).
* Для существования инерционной подобласти спектра
требуется, чтобы число Рейнольдса Re = Wj-L/v по порядку
величины было равно 105 [7].
202
В среднем для тропопаузы 8 = 4... 5 см2/с3 [5]. Вблизи
ПП и в облаках значение 8 может быть в десятки и даже
сотни раз большим [3, 9]. В слое толщиной до 1—2 км под
тропопаузой значение 8 иногда имеет тот же порядок, что
и в ПСА [1]. На высоте 14—21 км по данным измерений над
Северной Америкой, Австралией, Англией и Францией над
ровной ПП и акваторией морей 8 ~ 6, а над высокими гор-
горными хребтами — 17 см2/с3 [1].
Общие закономерности изменения 8 с высотой показаны
на рис. 10.1.4.
Если е = const, а дополнительного притока кинетической
энергии Ь =-w~ 2-i Ui нет> то типичное вРемя диссипации
i
турбулентности т8 = Е/е равно нескольким минутам [1]. По-
Поскольку турбулентные зоны вне облаков иногда существуют
почти не изменяясь в течение нескольких часов, а в облаках
«живут» столько же времени, сколько существуют последние,
ясно, что в этих случаях потеря турбулентной энергии воз-
возмещается благодаря пульсациям, возникающим при тех или
иных процессах (разрушении гравитационно-сдвиговых волн,
конвекции и т. д.).
10.1.2.4. Внешний и внутренний масштабы турбулентности
В теории турбулентности широко используются понятия
внешнего Lo и внутреннего Хо масштабов турбулентности.
Внешним масштабом турбулентности является размер
вихрей, содержащих максимальный запас кинетической энер-
энергии, и поэтому его часто называют энергосодержащим мас-
масштабом. Внутренним масштабом турбулентности считаются
размеры самых мелких вихрей — тех, в которых под дей-
действием вязкости кинетическая энергия диссипирует, переходя
в тепло.
Надежных количественных оценок значений Lo для раз-
разных высот еще нет. В слое толщиной в несколько десятков
метров над ровной ПП они, по-видимому, близки к высоте
(Н) над ПП; затем значения Lo продолжают расти с вы-
высотой, но уже медленнее, чем вблизи Земли.
Для приближенной оценки значений Lo и зависимости Lq
от Н можно применить используемое в авиационно-приклад-
ных работах понятие об «интегральном масштабе вихрей» L ,,
Ч
определяемом соотношением
Ra, (Ax) dx
-w' •
A0.1.12)
Значения Lu,, Lv, и Lw, характеризуют линейные раз-
размеры области, внутри которой наблюдается высокая корре-
корреляция пульсации [1, 4]. В большинстве случаев для определе-
определения L , используется значение L ,, соответствующее наи-
ч ч
лучшей аппроксимации реальных спектров турбулентности
с помощью модельных спектров Кармана (см. в 10.2.4.2).
Заметим, что при экспоненциальной форме R г (Ад;) ин-
ui
тегральный масштаб турбулентности численно равен удвоен-
удвоенному занчению Д%, на котором корреляция уменьшается
до 0,6.
В большинстве случаев в тропосфере и нижней страто-
стратосфере значения L г заключены в интервале от 100—300 м
Ч
на Н = 70... 300 м до 1,5—2,5 км на больших высотах
(табл. 10.1.1). При этом для вертикальных пульсаций они
в 1,5—2,5 раза больше, чем для горизонтальных.
Таблица 10.1.1
Зависимость интегрального масштаба горизонтальных
пульсаций L , от высоты И [4]
Н км
3-7
7—10
10-12
12—15
15-18
1
Lu,
V
lu, км
тахКМ
т,пКм
0,40
0,6
0,1
0
1
0
,54
,5
,2
0
1
0
,63
,9
,1
1
2
0
,21
,7
,3
0
2
0
,99
,6
,3

Диапазон изменений Lv0 и, особенно, различие в значе-
значениях Lo для вертикальных и горизонтальных пульсаций за-
зависят от термической и ветровой стратификации атмосферы.
В частности, в свободной атмосфере при у ~ Ya внешние
масштабы горизонтальных и вертикальных турбулентных
пульсаций, по-видимому, несущественно отличаются друг от
друга.
10.2. ТУРБУЛЕНТНОСТЬ В ЯСНОМ НЕБЕ
Турбулентность в свободной атмосфере подразделяют на
турбулентность в ясном небе (ТЯН) * и в облаках (см.
10.2.1. Пространственные и временные параметры ТЯН
в тропосфере и нижней стратосфере
10.2.1.1. Размеры и форма турбулентных зон
Вне горных районов и областей интенсивной конвекции,
средние квадратические пульсации скорости ветра о* , чаще
ui
всего не превышают нескольких см/с, и такие потоки можно
считать квазиламинарными. Лишь на отдельных участках
наблюдается более интенсивная турбулентность. Турбулент-
Турбулентные зоны имеют форму либо тонких слоев, либо плоских
«линз», вкрапленных в квазиламинарный поток (рис. 10.2.1).
\к<5мг/с
хкм
Рис. 10.2.1. Вертикальный профиль К (а) и изоплеты К м2/с (б) над гладкой подстилающей поверхностью [1].
п. 5.3.5—5.3.6). К ТЯН относят турбулентные пульсации
скорости потока, которые влияют на условия полетов воз-
воздушных судов (ВС), но не проявляются визуально и не свя-
связаны непосредственно с облачной конвекцией. Включается
в понятие ТЯН и турбулентность в неконвективных разно-
разновидностях перистых облаков (Ci, Cs).
Полеты на участках с ТЯН сопровождаются высокоча-
высокочастотными колебаниями высоты, скорости и других парамет-
параметров движения, из-за чего возникает так называемая болтанка
ВС, нарушающая комфортность, а иногда и безопасность
полета.
Преобладающая часть эмпирических данных о ТЯН
накоплена по измерениям на самолетах и относится к участку
спектра размеров вихрей, влияющих на условия полетов (от
нескольких десятков метров до 2—3 км) [1]. При этом объем
материалов о пульсациях вертикальной компоненты скорости
ветра во много раз больший, чем о горизонтальных.**
Применяются два способа описания атмосферной турбу-
турбулентности (в том числе, ТЯН): как непрерывного случайного
процесса и как набора дискретных независимых друг от
друга, индивидуальных пульсаций. Ниже приводятся основ-
основные результаты, полученные при обоих способах исследо-
исследований.
* В англоязычной литературе термину ТЯН соответствует
аббревиатура CAT (Clear Air Turbulence).
** Ниже составляющие скорости потока и\ v', w\ если
отсутствуют оговорки, берутся в декартовой системе коорди-
координат причем ось х (а значит и и') направлена вдоль вектора
среднего ветра.
Наглядным следствием горизонтальной неоднородности
ТЯН является ее перемежаемость — чередование турбулент-
турбулентных участков с квазиламинарными [1]. Степень «заполненно-
«заполненности» атмосферы турбулентными участками на фиксированной
высоте оценивается коэффициентом перемежаемости а =
f + ]Г) ^Л» где U — длина индивидуальных
участков ТЯН, a Xt—длина квазиламинарных участков.
В среднем значения а максимальны в нижней тропосфере и
уменьшаются над нею. Локальные максимумы а располага-
располагаются вблизи земной поверхности (главный максимум), около
уровня верхнетропосферного максимума скорости ветра и
вблизи велопаузы в нижней стратосфере. Внутри ПСА над
всхолмленной или гористой ПП значения а при неустойчивой
стратификации и сильном ветре даже над длинными участ-
участками могут быть близки к единице.
При полетах ВС в средней и верхней тропосфере вероят-
вероятность наличия участков с ТЯН редко превышает 5—10 %,
а в нижней стратосфере она еще меньше (рис. 10.2.2). По-
Поэтому в стратосфере (в среднем) турбулентное перемешива-
перемешивание менее интенсивно, чем в тропосфере, даже если внутри
участков, на которых наблюдается ТЯН, амплитуды пульса-
пульсаций велики.
На всех высотах, чем интенсивнее турбулентность (чем
больше значения о* Л, тем короче турбулентные участки,
а значит меньше а. Если длину участков с сильной болтан-
болтанкой принять за единицу, то относительная протяженность
26*
203

участков с умеренной болтанкой близка к 1,7, а со слабой—
к 2,4* [1].
Наибольшая вероятность ТЯН и максимальные пульсации
наблюдаются с подветренной стороны гор, в ПСА над участ-
участками с резкой сменой характера ПП, вблизи атмосферных
фронтов и высотных фронтальных зон (т. е. около струйных
течений). Естественно, что и повторяемость, и интенсивность
ТЯН максимальны в нижней тропосфере, поскольку там наи-
наиболее существенно влияние неоднородностей ПП на движение
и наиболее резко выражены атмосферные фронты. В теплое
И км
20
1S
12
10
20%
Рис. 10.2.2. Повторяемость (%) ТЯН
на различных высотах [1].
/ — СССР, южные широты; 2 — СССР,
умеренные широты; 3 — ETC и Западная
Сибирь; 4 и 5 — США; 6 — трасса Лон-
Лондон—Дальний Восток; 7 — трасса Лондон-
Северная Африка.
время года вблизи ПП весьма велик вклад в генерацию
турбулентности конвекции.
В средней тропосфере повторяемость и интенсивность
ТЯН уменьшаются, а в верхней тропосфере, особенно вблизи
уровня максимальных ветров, — опять возрастают [1, 4]. Выше
тропопаузы вероятность и интенсивность ТЯН уменьшаются
с высотой [1], несколько увеличиваясь лишь около велопаузы.
В верхней тропосфере вероятность ТЯН в большинстве
регионов максимальна весной и осенью во время интенсив-
интенсивной сезонной перестройки атмосферных процессов, когда
велика повторяемость резких фронтальных разделов.
В нижней тропосфере повторяемость ТЯН максимальна
летом, когда устойчивость стратификации в этом атмосферном
слое наименьшая, а значит, особенно велика вероятность кон-
* Самолеты большинства типов испытывают сильную бол-
болтанку при |^Шах1 ^ 15 м/с, умеренную — при |^ах| — Ю- • •
... 15 м/с и слабую — при l^maxl^ ^—10 м/с.
204
векции. Смещению максимума повторяемости ТЯН на малых
высотах на лето способствует и то, что в это время наиболее
велика мезомасштабная горизонтальная неоднородность поля
LH*
Рис. 10.2.3. Накопленные повторяемости (%) толщины
(АН) турбулентных зон в верхней тропосфере A—3)
и нижней стратосфере D) [1].
/ — низкие широты; 2, 4 — умеренные широты; 3 — высокие ши-
широты.
температуры ПП, что способствует формированию больших
локальных горизонтальных градиентов и температуры, и ско-
скорости ветра.
Надежных сведений о пространственной конфигурации
зон ТЯН пока нет, но, судя по имеющимся данным, они
обычно вытянуты вдоль вектора скорости ветра [1]. Кроме
200
300 A L км
Рис. 10.2.4. Накопленные повторяемости (%) горизонталь-
горизонтальных размеров (AL) турбулентных зон [1].
/ — США, верхняя тропосфера; 2 — США, нижняя стратосфера;
3 — СССР, верхняя тропосфера, умеренные широты; 4 — СССР,
верхняя тропосфера, низкие широты; 5 — СССР, нижняя страто-
стратосфера, умеренные широты.
того, индивидуальные участки ТЯН являются уплощенными
и характеризуются значениями АН/Ах ~ 10~3, где АЯ-тол-
АЯ-толщина, а Ал: — длина турбулентного участка. Интегральные
повторяемости значений АН и Аде в верхней тропосфере и
нижней стратосфере над разными регионами приведены на
рис. 10.2.3 и рис. 10.2.4 [1, 4]. Видно, что с севера на юг АН
увеличивается. Значения Аде от географической широты зави-
зависят, по-видимому, не сильно.
Поскольку вероятность ТЯН зависит от термической и
динамической структуры крупномасштабных потоков, она не
одинакова в различных макросиноптических ситуациях. На

рис. 10.2.5 штриховыми линиями выделены участки внутри
циклонов умеренных широт, где наиболее вероятна ТЯН
с w'ax >1... 2 м/с.
Рис. 10.2.5. Зоны ТЯН (I—VI) в циклонах уме-
умеренных широт по И. Г. Пчелко.
10.2.2. Временная эволюция ТЯН
Возможность возникновения и продолжительность
«жизни» зон ТЯН определяется фоновыми ф из и ко-метеороло-
ко-метеорологическими условиями, и до тех пор пока последние не ме-
меняются, мало меняются н характеристики ТЯН.
Днем наибольшую роль играет термический * фактор.
В этот период, особенно летом ,часто развивается (причем
И км
2Г
<0
2
1
0
'г)
—
2 хкм
Рис. 10.2.6. Развитие зон ТЯН (обозначены черточ-
черточками) над равнинной местностью 29 апреля 1946 г.
по[1].
а) 6 ч 40 мин, б) 8 ч 30 мин, в) 10 ч 29 мин, г) 12 ч
38 мин, д) 14 ч 33 мин, е) 1G ч 25 мин.
очень бурно) термическая турбулентность [1, 9]. Утром она
возникает в форме сравнительно мелких «очагов», которые
образуются не обязательно у самой поверхности Земли, а за-
зачастую и в приподнятых неустойчиво стратифицированных
слоях. Постепенно турбулентное перемешивание охватывает
все более толстые и протяженные слои воздуха, а около
полудня весь поток может стать турбулентным (рис. 10.2.6).
Очаговый характер усиления ТЯН присущ также средней
и верхней тропосфере, несмотря на то, что в этих слоях
развитие турбулентности в основном вызывается не терми-
термическими, а динамическими факторами [1].
* Над морем конвективная турбулентность развивается
ночью, так' как именно в это время море теплее суши и над
ним формируются слои с у> \'а.
Суточный ход интенсивности динамической турбулент-
турбулентности более всего зависит от суточного хода характеристик
мезонеоднородностей поля скорости ветра в крупномасштаб-
крупномасштабном потоке. На высотах 8—10 км интенсивность ТЯН иногда
практически не меняется более суток. Повторяемость сохра-
сохранения турбулентного режима на протяжении 1,5—6 ч в сред-
средней и верхней тропосфере составляет 60—75 %, а около
тропопаузы — еще больше. В нижней стратосфере (для
И < 20 км) ТЯН сохраняется в течение 1,5—6 ч В 50 %
случаев. В целом характерный временной масштаб сохранения
турбулентного режима для верхней тропосферы с обеспечен-
обеспеченностью 75 % составляет примерно 5 ч [1, 4].
10.2.3. Интенсивность ТЯН в тропосфере
и нижней стратосфере
Наиболее подробные сведения об амплитуде вертикаль-
вертикальных и горизонтальных пульсаций скорости ветра на различ-
различных высотах накоплены с помощью осциллографических запи-
сей значений щ при специальных летных исследованиях над
США. В меньшем объеме аналогичные данные накоплены
в СССР [1, 4] и некоторых других странах. При определении
повторяемостей значений горизонтальных и вертикальных
пульсаций в перечисленных работах использовались данные
о зависимости ut от времени полета, а значит, и длины
измерительного участка.
За индивидуальные значения амплитуд пульсаций * (по-
(порывов) в большинстве случаев принимались локальные экс-
экстремумы («пики») на осциллограмме. Очевидно, что такая
методика завышает относительную повторяемость больших
скоростей пульсаций по- сравнению с оценками, основанными
на данных о u\t снятых с осциллограмм через эквидистант-
эквидистантные участки. В частности, значения а г занижаются на не-
сколько десятков процентов или даже более.
При расчетах значений ам' используется соотношение
A0.2.1a)
A0.2.16)
где N — число пульсаций, или
' 0J
Ui
's , (со) d(o | .
Us I
J l J
10.2.3.1. Вертикальные и горизонтальные
скорости пульсаций
По результатам исследований по Проекту LoLoCAT ** на
рис. 10.2.7, для Н = 0... 0,3 км показаны накопленные повто-
повторяемости Fi (км) числа вертикальных порывов с некоторой
скоростью Шэф на единицу расстояния, по горизонтали, а на
рис. 10.2.8 — повторяемости их средних квадратических ско-
скоростей. Отметим, что скорости вертикальных и горизонталь-
горизонтальных порывов редко отличаются друг от друга более чем на
20—30%. В обоих случаях значения Ft быстро убывают
с ростом \ut\.
На рис. 10.2.7—10.2.9 за меру w' приняты «эффективные»
скорости Шэф ^ аАп, где An = п — 1 = A/G — 1 (А — подъем-
подъемная сила; G — вес самолета; An — приращение перегрузки
самолета в вертикальном порыве; а — коэффициент, завися-
зависящий от аэродинамических характеристик самолета, скорости
и высоты полета [1]). Поскольку самолет испытывает пере-
перегрузки лишь в турбулентных пульсациях линейные размеры
которых составляют от нескольких десятков метров до 1,5—
3 км, с помощью ы)Эф можно оценить только скорости таких
порывов. В большинстве случаев значения шЭф отличаются
от w' не более чем на 20—30 % [1].
* Поскольку в свободной атмосфере значения иг и v'
близки друг к другу, ниже мы будем- в основном говорить
о «горизонтальных» и «вертикальных», пульсациях, обозначая
первые общим символом и'.
** Аббревиатурой LoLoCAT обозначен Проект США по
исследованию ТЯН на очень малых (Н ^ 300 м) высотах.
205

Как видно из рис. 10.2.9, скорости порывов в среДнем
растут по мере подъема от ПП до Н = 100... 300 м, а выше
постепенно убывают. Уровень, на котором значение ow, мак-
максимально, зависит от типа ПП, скорости ветра у поверхности
Земли, степени устойчивости стратификации и других фак-
факторов.
5 10 15 |%pl м/с
Рис. 10.2.7. Диапазоны повторяемости (Fi) числа вертикаль-
вертикальных порывов с некоторой скоростью |шЭф| на единицу рас-
расстояния по горизонтали по данным для разных регионов.
Р%
90,0
10,0
5,0
1,0
0,5
0,1
0,05
0,01 \
0 12 3 4 <smtM/c
Рис. 10.2.8. Накопленные повторяемости Р (%)
средних квадратических значений скорости верти-
вертикальных порывов по данным для различных ре-
регионов по материалам LoLoCAT.
1 — v', 2 — и', 3 — w'.
J
Ё табл. 10.2.1 приведены данные об изменениях значений
ви, и <V, maxc высотой в тропосфере и нижней стратосфере
для горизонтальных масштабов пульсаций от нескольких
десятков метров до 1—2 км. Измерения велись в основном
над горами.
Рис. 10.2.9. Накопленные повторяемости FL (км-1) различных
значений эффективной скорости вертикальных порывов [шЭф]
на различных высотах.
/) 0—3 км, 2) 3—5 км, 3) 5—7 км, 4) 7—9 км, 5) 9—12 км.
При прочих равных условиях амплитуды пульсаций воз-
возрастают с увеличением неоднородности ПП и уменьшением
устойчивости стратификации. Это видно на рис. 10.2.10 и
табл. 10.2.2, построенной по материалам измерений над США
по Проекту LoLoCAT на высоте не более 300 м над ПП.
В табл. 10.2.2 за максимальные скорости пульсации прини-
принимались наибольшие положительные и отрицательные значе-
значения и\ на участке длиной около 35 км. Из этой таблицы
видно, что различия между статистическими характеристи-
Таблица 10.2.1
Зависимость средней квадратической скорости
горизонтальных пульсаций скорости ветра (сгы')
" от высоты (Я) [1]
Я км
<1
1_3 3—7 7—10 10—12 12—15 15-18
(Тц/ М/С
<V, max М/С 2
Число 13
случаев
1,33
0,89 0,46 0,51 0,59 0,76 0,86
2»70 2,00 1,24 1,00 1,40 1,69
20 38 54 27 28 26
206

Статистические характеристики максимальных пульсаций компонент скорости ветра
Таблица 10.2.2
Термическая стратификация
Подстилающая поверхность
м/с
Медиа-
Медиана
99,0
99,9
Медиа-
99,0 %
99,9
м/с
Медиа-
99,0 %
99,9 %
Очень устойчивая
Устойчивая
Безразличная
Неустойчивая
Пустыня
Равнина
Низкие горы
Высокие горы
Пустыня
Равнина
Низкие горы
Высокие горы
Пустыня
Равнина
Низкие горы
Высокие горы
Пустыня
Равнина
Низкие горы
Высокие горы
1,5
1,8
2,6
3,0
2,5
2,9
3,8
4,1
3,0
3,6
4,4
4,3
4,2
3,5
4,9
4,9
5,9
6,4
7,9
8,7
7,3
7,6
9,1
11,4
6,7
7,7
9,9
10,6
7,7
7,5
9,2
10,9
9,2
9,8
11,4
12,4
10,3
10,4
13,0
16,0
8,6
9,8
12,9
14,3
9,4
9,6
11,3
14,2
1,8
2,1
2,9
3,3
2,9
3,5
4,3
4,6
3,7
4,1
5,2
5,2
4,6
3,8
5,5
5,7
4,8
6,2
8,6
9,7
7,9
8,0
10,0
11,4
7,6
9,1
11,9
11,3
9,3
8,4
9,8
12,2
6,7
8,9
12,2
13,9
10,4
10,4
13,4
15,3
9,6
11,7
15,7
14,5
11,7
10,9
11,9
15,7
1,7
2,1
2,6
3,2
3,0
3,3
4,1
4,4
3,4
3,7
4,7
5,1
4,6
3,6
5,2
5,5
4,8
5,7
7,1
8,8
7,5
7,6
9,3
10,6
6,9
7,3
10,1
12,6
7,5
8,3
11,2
10,0
6,7
7,9
9,7
12,3
10,1
10,0
12,4
14,1
8,7
9,1
13,0
16,9
8,8
10,7
14,3
12,1
Примечания: 1. К низким горам отнесены возвышенности высотой # = 900... 2100 м, а к высоким — высотой более
2100 м. 2. Данные приведены в системе координат, связанной с самолетом; ось х направлена вдоль оси самолета.
ками значений
существенно
меньше различий, обусловленных типом ПП и стратифика-
стратификацией. Зависимость скорости пульсаций от типа ПП сохра-
сохраняется и в нижней стратосфере (табл. 10.2.3).
В свободной атмосфере наибольшая повторяемость ТЯН
максимальные пульсации скорости ветра наблюдаются
В00 Ш 200
200 Ш 600 X км
8
10
12 П \шщ\м/с
Рис. 10.2.10. Зависимость повторяемости Ft (км-1)
различных значений эффективной скорости верти-
вертикальных порывов (о>Эф) от типа подстилающей по-
поверхности.
/ — холмистая поверхность, 2 — пустыня, 3 — равнина, 4 —
водная поверхность.
Рис. 10.2.11. Изолинии повторяемости (%) ТЯН
в струйных течениях (СТ) [1].
/ — ось СТ, 2— тропопауза, 3 — высотная фронтальная
зона.
в струйных течениях (СТ) в верхней тропосфере. Распреде-
Распределение ТЯН в разных частях СТ показано на рис. 10.2.11.
Таблица 10.2.3
Зависимость значений а / см/с на высоте 14—21 км
ui
от характера ПП
Тип ПП
Водная поверхность
Равнина (Я<900 м)
Низкие горы (# =
= 900... 2100 м)
Высокие горы (Я>
>2100 м)
27
26
31
,4
,8
,7
35
34
39
,4
,8
,6
38
37
42
,1
,5
,4
36,3
44,2
46,9
* В табл. 10.2.2 и 10.2.3 компоненты i/, v' ,wr взяты отно-
относительно декартовой системы координат, связанной с само-
самолетом.
Примечание. Значения а г рассчитаны для диапа-
диапазона
207

Относительная порывистость ветра (коэффициент вариа-
вариации) 41==аи'/йо в^лнзи поверхности Земли уменьшается- с ро-
ростом и^. Зависимость значений if от высоты показана на
рис. 10.2.12. Приближенно
*(//)= с/УЯ, A0.2.2)
где Я —высота (км), а с —- постоянная, равная для ровной
На больших высотах четкой зависимости ^ от и0 не про-
прослеживается.
о
Рис. 10.2.12. Зависимость порывисто-
порывистости потока ф (%) от высоты.
J Ои1 М/С
Рис. 10.2.13. Накопленные повторяемости Р (%)
средних квадратических значений скорости гори-
горизонтальных турбулентных порывов а„/ (м/с).
Важной характеристикой ТЯН является соотношение
между горизонтальными и вертикальными скоростями пульса-
пульсаций, т. е. степень их изотропности. Вблизи ПП турбулент-
турбулентность неизотропна, причем горизонтальные пульсации чаще
всего больше вертикальных. На больших высотах поле ско-
скоростей пульсаций приближается к изотропному, если только
термическая, стратификация не сильно отличается от безраз-
безразличной. При очень устойчивой стратификации aw, < ац,, av,,
а при неустойчивой — картина обратная [1].
В большинстве случаев распределение скоростей пульса-
пульсаций, особенно вблизи их модального значения, близко к нор-
нормальному (рис. 10.2.13, 10.2.14), но в тех случаях, когда
Ui/G
3' более точным является логарифмически
нормальное распределение * или сумма двух нормальных рас-
распределений с различными дисперсиями. Использование в рас-
* Логарифмически нормальной функцией распределения
описывается также распределение максимумов скоростей
порывов.
208
четах закона нормального распределения приводит к некото-
некоторому занижению повторяемости больших значений скорости
порывов.
С учетом этого замечания в большинстве случаев законно
представление ТЯН как совокупности локальных турбулент-
турбулентных участков, внутри каждого из которых короткопериоди-
ческие пульсации скорости являются квазистационарными и
подчиняются закону нормального распределения (предполо-
(предположение о так называемой локальной нормальности).
Рис. 10.2.14. Число случаев (N) с различными
значениями скорости вертикальных турбулентных
порывов (wt) в 36 зонах с интенсивной болтан-
болтанкой самолетов над США.
Приведена кривая распределения, соответствующая гипо-
гипотезе о локальной нормальности.
10.2.4. Спектральные характеристики ТЯН
^ Выше уже указывалось, что весьма информативной фор-
формой обработки данных о турбулентности является их кор-
корреляционный и спектральный анализ. Максимальная длина
волны, вплоть до которой значения R , (k), S , (k) и др.
«? Н
статистически надежны, равна 0,1—0,2 L, где L —длина
реализации [1]. Осреднение индивидуальных значений R , (&),
ui
S , (k), Е , (k) по ансамблю данных повышает точность оце-
ui «;
нок пропорционально Nx /2 (N — число случаев).
Репрезентативость спектральных оценок тем больше, чем
больше степень стационарности и однородности рассматри-
рассматриваемой зоны ТЯН. Чаще всего, если абстрагироваться от
сравнительно кратковременных периодов зарождения и угаса-
угасания турбулентности *, индивидуальные зоны ТЯН могут без
значительных изменений существовать до нескольких часов,
что позволяет считать их квазистационарными (см. п. 10.2.2).
Кроме того, пространственная изменчивость их характеристик
в этот период в общем невелика. Пример, подтверждающий
такой вывод, приведен на рис. 10.2.15. На этом рисунке по-
показано семейство кривых спектральной плотности горизон-
горизонтальных и вертикальных пульсаций скорости ветра в подоб-
подоблачном слое (выше наблюдалось 4—6 баллов Си), рассчи-
рассчитанным для последовательных пересечений одного и того же
турбулентного участка над Украиной.
Хотя индивидуальные серии измерений выполнялись на
участках, удаленных друг от друга на расстояние до 40 км,
через промежутки времени до 24 мин значения Su, (k)
и Sw, (k) для индивидуальных участков оказались очень
близкими, а значит, эта зона ТЯН действительно была квази-
квазистационарной и пространственно однородной.
* В эти периоды значения S , (k) могут за несколько
Н
десятков минут измениться более чем на порядок.

В табл. 10.2.4 приведены значения & /, осредненные
по ансамблю реализаций — по полным реализациям (в диапа-
диапазоне Х = 100... 2000 м) и для X = 300, 1000 и 2000 м.
Из таблицы видно, что основной вклад в а #, а зна-
»i
чит, и в энергию ТЯН, вносится крупномасштабными пуль-
пульсациями. Подчеркнем, что вихри, размеры которых превы-
превышают несколько сотен метров, «живут» гораздо дольше, чем
более мелкие элементы турбулентности. Кроме того, в них
$и'(к)м*/с2
Ю5
(Ь)м3/с2
10'2км'1
Рис. 10.2.15. Спектральная плотность пульсаций скорости
ветра в конвективном слое под Си над г. Кривой Рог.
а) горизонтальная компонента (и'), 27 июля 1968 г., Я—160... 190 м:
1) 12 ч 57 мин—13 ч 00 мин, 2) 12 ч 51 мин—12 ч 55 мин, 3) 12 ч
46 мин—12 ч 49 мин, 4) 12 ч 39 мин—12 ч 44 мин, 5) 12 ч 35 мин—
12 ч 37 мин; (
б) вертикальная компонента (ад'), 21 августа 1962 г., Я-800 м:
/) 11 ч 49 мин—11 ч 57 мин, 2) 12 ч 02 мин—12 ч 06 мин, 3) 12 ч
07 мин—12 ч 12 мин, 4) 12 ч 14 мин—12 ч 20 мин, 5) 12 ч 21 мин—
12 ч 26 мин.
велика взаимная скоррелированность как различных состав-
составляющих скорости пульсаций ветра (и1 , и', до'), так и этих
составляющих с пульсациями температуры Тг и других метео-
метеоэлементов. Благодаря этому турбулентные потоки тепла
\OCputT'\ и импульса (ра'и' и т. д.) увеличиваются с ро-
ростом X. Это связано с тем, что статистический режим мелко-
мелкомасштабной фракции пульсаций близок к изотропному, а зна-
значит для нее wV ~ u'w' ~ v'w'
обычно анизотропны [5, 6].
и'Т = 0. Крупные вихри
Таблица 10.2.4
Значения сг / (м/с) при ТЯН термического происхождения [1]
А м
100—2000
300
1000
2000
1,25
1,13
1,13
0,36
0,39
0,56
0,73
0,82
10.2.4.1. Зависимость спектров ТЯН
от атмосферной стратификации
Как видно на рис. 10.2.16, в среднем по ансамблю в диа-
диапазоне X = 100... 2000 м
Ъи, (k) ~k-*f\ A0.2.3)
что согласуется с так называемым законом —5/3 Колмого-
Колмогорова—Обухова (см. [1]).
Если термическая стратификация мало отличается от
равновесной (безразличной), «закон —5/3» хорошо выполня-
27 Заказ 46
ется и для индивидуальных спектров. Если же она неустой-
неустойчива или, наоборот, сильно устойчива, то реальные спектры
могут отличаться от спектров, описываемых этим законом.
Спектр наиболее мелкомасштабных пульсаций, относя-
относящихся к вязкому интервалу, подчиняется закону Гейзен-
берга [5, 6]:
S , (k) -IT1. A0.2.4)
10"
10'
101
10
'1
10"
10"
-5/3
10"
-J
10
-2
10'
I
10000
1000
100
10 Хм
Рис. 10.2.16. Кривые средней спектральной
плотности вертикальных пульсаций на раз-
различных высотах [1].
1 — 2 км; 2—1 км; 3 — 0,5 км; 4 — 0,2 км; 5 —
0,1 км; 6 — 0,05 км.
Из формулы A0.2.4) видно, что чрезвычайно быстрое
уменьшение значений спектральной плотности 5 , (k) по
мере увеличения k (т. е уменьшения X) физически обуслов-
обусловлено уменьшением при этом скорости пульсаций из-за гася-
гасящего влияния вязкости.
При устойчивой стратификации (рис. 10.2.17) S / (k)
ui
в логарифмических координатах иногда можно аппроксими-
аппроксимировать двумя прямолинейными отрезками. В приведенном
примере левому (низкочастотному) отрезку соответствует
\п\ « 2,7, а правому — \п\ ~ 1,67 « 5/3. Низкочастотный уча-
участок спектральной кривой наклонен круче высокочастотного,
поскольку при больших X каскадная передача энергии осуще-
осуществляется с потерями из-за ее затрат на преодоление отри-
отрицательной силы плавучести (закон Ламли—Шура [1]). Чем
больше устойчивость, тем этот эффект заметнее, т. е. тем
больше значение \п\. Если параметр устойчивости р=-
= -—(у&—у) изменяется с высотой, то могут изменяться
с высотой и значения п. По данным ЦАО, над центром евро-
европейской части СССР при Я=400... 700 м |л|=2,4, при Я=
= 1700—2500 м |/г| = 2,4, а при Я=3500... 4500 м |я| = 3,1.
Рост | п | с И отражает тот факт, что в слое, в котором велись
измерения, устойчивость в среднем возрастала с высотой.
209

Й неустойчиво стратифицированных атмосферных слойх
наклон кривой спектральной плотности в диапазоне X =
= 100... 400 м часто уменьшается, а иногда здесь меняется
и знак п. На спектрах кинетической энергии пульсаций в этом
диапазоне X локализуется частный или даже основной мак-
максимум Е , (рис. 10.2.18). Такой же максимум наблюдается
Н
и в спектрах вертикального турбулентного потока тепла и
пульсаций температуры. Это означает, что в данном диапа-
диапазоне X находится источник кинетической энергии пульсаций.
Sv>i(k) м3
10*
10'
w
10
-5/J
Рис. 10.2.17. Спектральная плотность верти-
вертикальных пульсаций в зоне ТЯН с сильной бол-
болтанкой [1].
Поскольку при неустойчивой стратификации роль последнего
в основном исполняет конвекция, не случайно, что значения
X, к которым относится энергосодержащий масштаб турбу-
турбулентности, близки к характерным размерам термиков [9].
Вследствие того, что значения &, на которых наблюда-
наблюдаются частные максимумы Е , (&)не всегда точно совпадают,
ui
при осреднении эти максимумы сильно сглаживаются и на
средних спектрах могут быть не видны.
Заметное влияние на ТЯН оказывают вертикальные гра-
градиенты среднего ветра дп/дг. С их увеличением возрастают
значения а ,, S / (к) и Е , (k). В слоях, где энергия вер-
щ щ Ч
тикальных пульсаций увеличивается с ростом высоты, это
в основном происходит за счет длинноволновой части спектра
размеров вихрей. Такое перераспределение энергии приводит
к изменению наклона и формы спектральных кривых S , (к)
Н
и Е , (k). В то же время наклон кривых спектральной плот-
плотиц
ности горизонтальных пульсаций зависит от высоты (по край-
крайней мере в нижней тропосфере) гораздо меньше, поскольку
характерные горизонтальные размеры вихрей меняются по
мере подъема меньше, чем вертикальные.
В среднем значения ? / (k) и Е , (k) с высотой убы-
Ч Щ
вают.
10.2.4.2. Формы представления спектров ТЯН
в авиационных приложениях
Для некоторых практических задач, в первую очередь
авиационных, необходима возможность оценки значений
5 , (k) по минимальному числу входных параметров. Наибо-
лее употребительна модель Кармана [1, 7]. В ней предпола-
предполагается, что в диапазоне длин волн, представляющем интерес
10'-
10' -
N
\
J
2
1
Q
-A
1QQQQ
N
\
\
\
т
f
v
V
\
f
юг9
1QQ0
u 2
f
•f
10"
КГ
10"z км'*
moo то
2000 WQ Ш
200 1QQ Хн
Рис. 10.2.18. Средняя спектральная плотность 5 /
и нормированный энергетический спектр Е
¦;/*.
вертикальных (/) и горизонтальных B) пульсаций.
#=1000. .. 1500 м, в скобках — число случаев (по Н. 3. Пи-
нусу и Г. Н. Шуру).
для аэродинамики, ТЯН является пространственно однород-
однородным, изотропным и стационарным случайным процессом.
В модели Кармана математические выражения для одно-
одномерных спектральных плотностей в системе координат, свя-
связанной с самолетом, имеют вид
2Lu'°1'
l
[1+A,339^^J]6/е
A0.2.5)
A0.2.6)
В этих формулах Qx = со/^с — волновое число (рад/м),
со — циклическая частота (рад/с), Vc — скорость полета
(м/с), L / —интегральные масштабы (м) вихрей в продоль*
щ
ном (Lur) и поперечном {Lv,, Lw,) по отношению к среднему
ветру направлениях в м. В СССР, согласно ОСТу 1 02514-84,
при расчетах по формулам A0.2.5) и A0.2.6) для разных
210

Диапазонов высоты z принимаются следующие значения
ui
при z = 10 ... 200 м
при z = 200 ... 760 м
Lu, = Lv, =200 м, Lw, =
Ltt, = Ly, = Lw, = z
Lu, =» Lo, =1^/ = 760 м.
при z > 760 м L
Как видно из формул A0.2.5) и/ A0.2.6), в модели Кар-
Кармана спектральная плотность является функцией двух пара-
параметров —а / и L , — и качество оценок S / (Qx) сильно
ui ui ui
зависит от точности, с которой они определены.
В инерционном интервале пульсаций модель Кармана
удовлетворительно описывает реальные спектральные кри-
кривые, особенно если термическая стратификация близка к без-
безразличной [1].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Винниченко Н. К-, Пинус Н. 3., Шметер С. М.,
Шур Г. Н. Турбулентность в свободной атмосфере. — Л.:
Гидрометеоиздат, изд. 2-е, 1976, 288 с.
2. Ла н д а у Л. Д., Л и ф ш и ц Ё. М. Механика сплошных
сред. — М.: Гос. изд-во технико-теоретической литературы,
1954, 795 с.
3. М а з и и И. П., Шметер С. М. Облака: строение и
физика образования.— Л.: Гидрометеоиздат, 1983, 279 с.
4. Метеорологические условия полетов воздушных судов
в верхней тропосфере и нижней стратосфере над террито-
территорией СССР/Под ред. Н. 3. Пинус.— М.: Гидрометеоиздат,
изд. 2-е, 1987.
5. М о н и н А. С, Я г л о м А. М. Статистическая гидроме-
гидромеханика.—М.: Наука, 1965, ч. I, 639 с; 1967, ч. II, 720 с.
6. Панче в С. Случайные функции и турбулентность. — Л.:
Гидрометеоиздат, 1967, 447 с.
7. Турбулентность, принципы и применения/Под ред. У. Фро-
ста, Т. Моулдена. Пер. с англ. — М.: Мир, 1980, 535 с.
8. Ш а к и н а Н. П. Динамика атмосферных фронтов и цик-
циклонов.— Л.: Гидрометеоиздат, 1985, 263 с.
9. Шметер С. М. Термодинамика и физика конвективных
облаков. — Л.: Гидрометеоиздат, 1987, 287 с.
2?*

Средняя атмосфера

Часть III. Средняя атмосфера
Глава 11. Структура средней атмосферы
и особенности пространственно-
временных вариаций ее параметров
Глава 12. Эмпирические модели средней
атмосферы
Глава 13. Динамика средней атмосферы
Глава 14. Радиационные процессы в средней
атмосфере
Глава 15. Состав и химия средней
атмосферы
Глава 16. Глобальное распределение
атмосферного озона

Глава П. СТРУКТУРА СРЕДНЕЙ АТМОСФЕРЫ И ОСОБЕННОСТИ
ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫХ ВАРИАЦИЙ ЕЕ ПАРАМЕТРОВ
Обобщение знаний о строении и циркуляции средней
атмосферы во многом достигнуто в результате создания стан-
стандартных и справочных атмосфер (на основе ракетной, спут-
спутниковой и другой информации). Подробный анализ основных
существующих эмпирических моделей атмосферы дается
в главе 12, здесь же используются материалы об отдельных
справочных атмосферах [2, 23—30], построенных в основном
до разработки аналитической модели, рассмотрены некоторые
особенности пространственно-временного распределения пара-
параметров атмосферы.
11.1. ВЕРТИКАЛЬНОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ПАРАМЕТРОВ
В СРЕДНЕЙ АТМОСФЕРЕ
Вертикальное распределение метеорологических парамет-
параметров меняется в широких пределах в зависимости от района,
Таблица 11.1.1
Температура Т (СС) и зональная скорость ветра v (м/с)
по эмпирической модели атмосферы для южного полушария
на 70° ю. ш.
Высота,
км
100
90
80
70
60
50
40
30
20
Январь
Т
—
—101
—52
—10
12
—4
—29
—40
V
5
—8
—31
-32
—27
—18
—12
—7
—1
Апрель
Т
—
—64
—46
—27
—19
—37
—57
—58
V
4
7
7
25
42
49
48
33
17
Июль
Т
—
—64
—44
—23
—10
—32
—68
—81
V
9
8
10
36
59
64
61
50
33
Октябрь
Т
_
—
—82
—55
—26
—2
—8
—31
—58
V
2
2
—5
3
15
25
37
50
28
-70 -60 -50 -40 -30 -20 -10
-80 -70 -60 -50 -40 -30 -20 -ГО
20-
-70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 -100 -90 -80 -70 ~60 -50 -40 -30 -20 -10
10 Т°С
-60 -50 -40 -30 -20 -10 Т°С
Рис. 11.1.1. Вертикальные профили средней температуры Т по ракетным данным в атмосфере север-
северного (модель CIRA 1972) и южного полушария (модель ЦАО).
/) 70° ю. ш., июнь; 2) 70° ю. ш., декабрь; 3) 70° с. ш., март; 4) 70° ю. ш., сентябрь; 5) 50° ю. ш., июнь; 6) 50° с. ш.,
декабрь; 7) 30° ю. ш„ июнь; 8) 30° ю. ш., декабрь; 9) 70° ю. ш., декабрь; 10) 70° с. ш., июнь.
времени года, а также от атмосферных процессов. Широтные
и сезонные изменения среднемесячного профиля температуры
представлены на рис. 11.1.1. При этом для южного полушария
использована эмпирическая модель, построенная в ЦАО
[9, 12, 30] по ракетным, а также аэрологическим и радиоло-
радиолокационным данным (табл. 11.1.1).
Температура с высотой в стратосфере наиболее быстро
растет в зимне-весенний период в Антарктике, до 3—5 °С/км
на высоте 25—35 км (для сравнения в Арктике 1—3°С/км).
В летней полярной стратосфере, а также в экваториальной
стратосфере градиент температуры может достигать 3°С/км.
Сезонные колебания вертикальных градиентов особенно ве-
велики в верхней мезосфере полярных районов (от 1—2 °С/км
зимой до 5 °С/км летом).
Примеры распределения зональной скорости ветра при-
приведены на рис. 11,1,2. Летом во внетропических широтах
выше уровня 20 км наблюдается восточный ветер (до высоты
90—95 км в полярных районах и 80—85 км в субтропических).
Зимой западные ветры распространяются до высоты 95—
100 км, а максимума достигают на высоте 50—70 км.
В экваториальной области ниже 35—40 км велико влия-
влияние квазидвухлетней цикличности.
11.2. МЕЖПОЛУШАРНЫЕ РАЗЛИЧИЯ В СРЕДНИХ
ЗНАЧЕНИЯХ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ
Ракетные и спутниковые данные подтверждают, что ле-
летом в стратосфере южного полушария температура выше
(примерно на 3—6°С), чем в стратосфере северного
215

J I I t f » I Iff с f l__ j.
-ffl? -40 -20 0-60-40-20 О О 20" 4Q 60 80 0 20 40
Рис. 11.1.2. Вертикальные профили средней зональной составляющей скорости ветра на 30 и
70° широты в южном (а, в) и северном (б, г) полушарии в январе (а, г) и июле (б, в).
1 — модель CIRA 1986 для южного и северного полушария, 2 — модель ЦАО для южного полушария, 3 —
модель США 1972 для северного полушария.
(рис. 11.2.1). Видимо, такое же превышение, характерно и
для высот 50—80 км, что полностью подтверждается спутни-
спутниковыми данными и частично ракетными моделями.
Согласно ракетным данным, осенью антарктическая стра-
то-мезосфера несколько холоднее арктической, а согласно спут-
спутниковым— эти различия имеют противоположный знак и не
G0° ш.). Максимальные различия C0—40 %) отмечены в вы-
высоких широтах. Летом давление или плотность в южном по-
полушарии несколько ниже, чем в северном, до высоты примерно
40 км, а в мезосфере на 3—10% выше (табл. 11.2.1). На
уровне 90 км летом различия составляют примерно 5% [14],
а зимой давление в южном полушарии на 20—30 % ниже,
20
а) Северное полушарие §)
VII IX XI I 111 V VII УН ix XI I III V
vil
I III V VII
IX XI I I ill
Южное полушарие
V VII IX XI I
Рис. 11.2.1. Разности средних температур АГ (°С) между
южным и северным полушарием для 70 (а, в) и 40° ши-
широты (б, г).
а, б— ракетные данные (модель ЦАО для южного полушария,
США 1972 для северного полушария); в, г — спутниковые дан-
данные (CIRA 1986).
а) Северное полушарие 5)
км VII IX XI I III V VII .. VII IX XI I III V VII
20
I /// V VII IX XI / / /// V VII IX XI
Южное полушарие
Рис. 11.2.2. Разности средних значений плотности
Ар/р (% от средней плотности в двух полушариях
на данной широте) между южным и северным полу-
полушариями для 70 (а, в) и 40° широты (б, г).
а, б —ракетные данные (модель ЦАО для южного полу-
полушария, CIRA 1972 для северного полушария); в, г — спут-
спутниковые данные (CIRA 1986).
превышают 1—2,5 °С. Что касается зимнего периода, то все
данные выявляют высокие (сравнительно с Арктикой) зна-
значения температуры в антарктической страто-мезосфере на
высоте более 30 км (разность до 20—25 °С в конце зимы —
начале весны). Нижняя стратосфера в Антарктике примерно
на 10—20 °С холоднее таковой в Арктике с начала осени
и до середины весны. В средних широтах атмосфера на вы-
высотах более 25 км зимой в южном полушарии холоднее, чем
в северном.
Зимой плотность воздуха (рис. 11.2.2) в южном полуша-
полушарии на высотах более 40—50 км ниже в средних широтах
D0° ш.), а начиная с нижних слоев атмосферы — в высоких
216
чем в северном. Различия геопотенциальных высот изобари-
изобарических поверхностей достигают 1,5—2 км зимой и уменьша-
уменьшаются до нескольких десятков метров летом [14, 23].
На рис. 11.2.3 показаны межполушарные разности скоро-
скорости зонального ветра. Как восточные ветры летом (за исклю-
исключением полярных районов), так и западные ветры зимой
в южном полушарии более интенсивные, чем в северном. Ле-
Летом наибольшие различия B0—30 м/с) отмечаются в низких
широтах, зимой (до 50 м/с) — в умеренных и высоких широ-
широтах. Межполушарные различия уменьшаются с высотой: наи-
наиболее трудно их определение на высоте более 80 км, особенно
для зимы A2J.

Межполушарные различия проявляются также в диспер-
дисперсии параметров [8, 15]. Зимой изменчивость температуры,
а также скорости и направления ветра в стратосфере в юж-
южном полушарии меньше, чем в северном, что является стати-
10 20 30 40 50 60 70 Jt 10 20 30 40 50 60 70°ш.
80
70
60
50
40
JO
20
10 20 30 40 50 60 70 10 20 30 40 50 60 70
Рис. 11.2.3. Разности средних значений зональной со-
составляющей скорости (м/с) ветра в страто-мезосфере
южного и северного полушария.
а — ракетные данные, лето (январь ю. п., модель ЦАО, и июль
с. п., США 1972); б — ракетные данные, зима (июль ю. п.,
модель ЦАО, и январь с. п., США 1972); в — спутниковые дан-
данные (США 1986), лето (январь ю. п. и июль с. п.); г — спутни-
спутниковые данные (США 1986), зима (июль ю. п. и январь с. п.).
стически значимым (до высот 50—60 км) по критерию
Фишера F [19] с вероятностью 0,95. Весной а в стратосфере
в Антарктике несколько больше, чем в Арктике. В сезонном
ходе максимум а на высоте 20—30 км над Антарктикой сдви-
сдвинут с зимы на весну, что не наблюдается в Арктике [6].
Таблица 11.2.1
Разности (% к среднему в двух полушариях значению)
давления по данным CIRA 1986 в южном и северном
полушариях [23, 28]
Лето (январь ю. п. — июль с. п.)
Высота, км
Зима (июль ю. п. —• январь с. п.)
70е ш.
40е ш.
70° ш.
40е ш.
80
60
40
20
9
3
0
—5
12
б
1
—3
—18
—28
—43
—21
—9
—7
—7
1
11.3. МЕРИДИОНАЛЬНОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
Летом в стратосфере (а также в нижней мезосфере на
широтах более 30—40°) значения температуры возрастают
в сторону высоких широт (рис. 11.3.1). Градиенты темпера-
температуры (табл. 11.3.1) в южном полушарии на высоте менее
40 км в общем больше, чем в северном. В верхней мезосфере
(80 км) температура уменьшается в сторону высоких широт,
с максимальным градиентом в зоне 30—60° ш.
Зимой понижение температуры в стратосфере в сторону
высоких широт идет наиболее быстро на 40—60° ш. в север-
северном полушарии, а в южном — на 30—45° ш. Особенностью
южного полушария является то, что в верхней стратосфере
(выше 30—35 км) в районе 50° ю. ш. наблюдается минимум
температуры в меридиональном распределении (в северном
полушарии аналогичный минимум образуется не ниже 50 км).
Как известно, на высотах более 60 км меридиональные гра-
градиенты температуры меняют знак; на высотах 70—80 км зи-
зимой полярные районы на 12—20 °С теплее экваториальных.
Понижение давления зимой от низких широт к высоким,
наблюдаемое в стратосфере, более резко выражено в южном
полушарии, где градиенты в 2—2,5 раза больше, чем в север-
северном. Летом выше уровня примерно 20 км давление возрастает
в сторону высоких широт. Нижняя граница летнего циркум-
циркумполярного антициклона в северном полушарии располагается
несколько ниже, чем в южном. В южном полушарии большие
меридиональные градиенты на высоте 30—50 км сохраняются
вплоть до низких широт.
Июль
Январь
'80%ш.600 20"о 20 44 60 в0°СЖ 80°ЮЖб0 40 20 ' 0 20
60 80°сж
Рис. 11.3.1. Широтный ход средней месячной температуры (К) в страто-мезосфере в январе и
июле.
/ — по модели ЦАО для южного полушария, 2 — но модели CIRA 1986, 3 — по модели CIRA 1У72, 4 — по
модели Коула и Кантора [26].
28 Заказ 46
217

Таблица 11.3.1
Таблица 11.3.2
Меридиональные градиенты температуры (°С/10° ш.)
в страто-мезосфере для центральных месяцев лета и зимы
по данным США 1986 (в числителе) и ракетным данным
(в знаменателе) по моделям из [9, 30] для южного
полушария и по CIRA 1972 для северного полушария
Высота,
км
Широта, ... °
0—10
10—20
20—30
30-40
40—50
50—60
60—70
70—80
Северное полушарие, июль
80 —0,b 0,1 4,0 9,3 11,6 7,9 1,5 —0,8
—1,5 —0,5 5,5 12 10,5 5 —0,5
60 —0,3 2,5 1,2 —1,7 —5,8 —6,5 —5,9 —3,9
—2 3,5 3,5 0,5 —3,5 —6,5 —5,5
1,0 0,0 —2,7 —3,4 —3,9 —4,1 —3,1 —1,2
40
2,5 1 —1 —3,5 —3,5 —2 1,5
20 —0,4 —1,5 —2,1 —3,7 —5,3 —4,7 —3,5 —2,5
Южное полушарие, январь
80 0,4 —0,7 4,1 9,2 10,3 7,7 2,2 1,1
60
40
20
0
0,3
1
0,3
1
—1,0
1
4,9
3
-1,6
—2
-2,1
3
2,7
3
-3,7
—3
-2,8
7
-2,
—1
—3,
—3
—5,
4
9
3
7
—5,4
—4
—3,5
—3
—7,3
4
-5,9
—5
—3,6
—2
—6,8
3
—4,2
—7
—2,9
—2
—3,6
—3
—2
*
,8
,1
,4
—1 —3 —4 —6—6—6—4
Северное полушарие, январь
80 —0,6 —0,9 —3,8 —4,4 —6,1 —2,7 0,6 —0,8
—0,5 —1 —2 --5—6,5—2 4
60 2,7 5,7 5,8 6,2 1,8 —4,3 —6,9 —5,3
3 2,5 0,5 1 0 1,5 4,5
40 0,0 —0,6 1,8 4,0 3,6 —0,1 —0,2 —0,2
0 0 3 6 8,5 9 9 7
20 —0,3 —2,1 —3,3 —4,5 —2,3 1,3 4,1 5,5
Южное полушарие, июль
80 0,5 —0,3 —3,0 —4,7 —5,3 —1,9 —0,9 —2,2
0 0 0—2—4—5 —4 —I
60 1,5 3,4 2,5 0,2 —6,9 —7,8 —4,8 —2,6
1 2 2 0—2—4—4
40 0,1 0,9 3,5 6,2 0,9 —5,2 —3,0 0,9
—11 4 7 8—2—5
20 —0,7 —1,6 —2,7 —1,5 3,8 8,5 8,8 7,5
—1 —2 —3—3 3 10 11
Примечание. Здесь и в табл. 11.3.2 знак «минус»
означает повышение температуры с увеличением широты.
В нижней атмосфере плотность понижается в сторону
высоких широт. Зимой такое понижение сохраняется в страто-
мезосфере (рис. 11.3.2, табл. 11.3.2). Летом в стратосфере
происходит обращение знака меридионального градиента (на
высотах более 23—25 км в северном полушарии и 25—30 км
в южном) и его увеличение до высоты 80 км; в верхней мезо-
сфере основные изменения сосредоточиваются в областях
40—80° широты. Летом градиенты в северном и южном
Меридиональные градиенты плотности в страто-мезосфере
(% от отношения изменения плотности в интервале
10° широты к средней плотности на экваторе).
В числителе — данные SCR/PMR, в знаменателе —
ракетные данные (CIRA 1972 для северного полушария
и модель ЦАО для южного полушария)
Высота,
км
80
60
40
20
20
80
60
40
20
80
60
40
20
Широта, ... °
0-ю 10—20 20—30 30—40 40—50 50-60 60-70 70-80
Северное полушарие, июль
0,3 —0,3 —3,1 —8,6—15,8—19,4—18,1—13,2
—1,5 0,5 3,0 —3,8—11,9—15,7—10,9
0,7 —1,9 —3,9 —5,4 —6,2 —6,7 —6,0 —4,5
1,1 —2,1 —1,7 —4,7 —5,2 —4,2 —0,2
—0,5 —1,4 —1,7 —2,2 —2,6 —2,2 —2,1 —1,8
—1,6 —1,5 —0,9 —2,2 —2,5 —1,5 —1,0
0,0 0,0 —0,1 1,0 2,2 1,8 1,2 0,8
Южное полушарие, январь
80 0,4 0,6 —2,9 —10,2—16,6—17,9—12,0—10,2
—1,6 —0,5 —1,5 —5,2—10,4—13,0—13,0
60 —0,5 —3,6 —6,0 —6,6 —7,1 —6,5 —4,5 —3,6
—1,6 —3,2 —5,4 —6,1 —6,4 —5,4 —3,5
40 —0,9 —1,8 —2,6 —3,1 —3,3 —2,2 —0,6 —0,6
—0,8 —1,7 —2,3 —2,8 —2,3 —2,5 —2,0
0,1 0,3 0,9 2,5 3,8 3,4 1,7
0,0 1,1 1,7 3,1 3,1 3,0 1,7
Северное полушарие, январь
0,6
1,3
3,5
—0,8
0,6
—0,4
1,7
0,1
0,1
—0,6
—1,2
—0,6
—0,5
—0,2
0,1
0,3
3,5
1,7
—0,2
1,8
0,5
2,6
1,5
6,0
3,8
3,1
6,0
0,8
2,8
2,8
8,1
3,8
5,8
6,6
1,4
1,7
4,0
7,9
6,4
8,6
7,8
3,9
—0,2
4,2
Южное полушарие, июль
2,0
0,6
0,7
0,3
0,4
—0,7
1,1
0,9
5,7
7,9
6,0
6,5
2,4
1,7
2,6
2,5
7,6
9,6
11,1
11,5
5,8
4,6
3,1
4,0
7,1
11,9
13,4
15,0
13,1
11,2
4,4
4,5
3,3
9,9
7,1
8,4
6,7
1,2
3,6
5,7
8,5
9,6
10,9
14,0
15,6
5,8
5,5
3,6
14,5
6,9
8,8
8,0
5,1
2,8
8,6
6,8
8,3
8,7
11,1
13,7
7,2
5,5
3,0
6,2
6,7
1.4
6,4
6,1
6,4
2,8
полушарии близки между собой, а зимой градиенты больше
в южном полушарии (в среднем в два раза на высоте 40 км).
Максимальные градиенты зимой достигаются на высотах
60—70 км в северном полушарии и 50—60 км в южном.
Максимум широтного хода скорости зонального ветра
(рис. 11.3.3) летом смещается с высотой в более высокие
широты; напротив, максимум скорости западного переноса
в мезосфере приходится на более низкие широты, чем в стра-
стратосфере.
Имеются некоторые различия между полушариями. Лет-
Летний очаг максимальных восточных ветров в южном полуша-
полушарии более приближен к экватору, чем в северном (и более
218

интенсивен). Зимой граница восточных ветров в стратосфере полугодовой (А2) во всех районах, за исключением тропиче-
низких широт в северном полушарии дальше продвигается ских; кроме того, полугодовые колебания проявляются в се-
от экватора, чем в южном. зонном ходе кривых во внетропических широтах на высоте
г/м3
Июль
Январь
Рис 11.3.2. Широтный ход сред-
средней плотности (г/м3) в страто-
мезосфере в январе и июле.
Усл. обозначения см. рис. 11.3.1.
80°ЮЖ 40 20 0 20 40 60 80°СШ. 80°ЮЖ 40 20 О 20 40 ВО 80 еж
Январь
Июль
20 40 60 80°СЖ 80°ЮЖ
80°ЮЖ 40 20
20 0 20 40 60 80°СЖ.
Рис. 11.3.3. Широтный ход средней зональной скорости ветра (м/с) в страто-мезосфере.
1 — по модели из [12], 2 — по модели CIRA 1986, 3 — по модели США 1972, 4 — по модели из [33].
11.4. СЕЗОННЫЙ ХОД
ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИХ ПАРАМЕТРОВ
Сезонные колебания температуры в страто-мезосфере по
ракетным и спутниковым данным показаны на рис. 11.4.1.
В табл. 11.4.1 приведены амплитуды (А) и фазы (ср) годо-
годового и полугодового колебаний температуры на некоторых
изобарических поверхностях по спутниковым данным [25].
Подтверждается преобладание годовой гармоники (А\) над
60 км, где А\ мало. Нз эысотах менее 40—45 км А\ в южном
28*
полушарии больше, чем в северном. Максимум А\ в стратосфере
над Антарктикой располагается ниже, чем над Арктикой.
В мезосфере Арктики и Антарктики амплитуды А\ близки
друг к другу. В средних широтах А{ в южном полушарии бы-
быстро уменьшается до минимума в области 20--300 ю. ш.
В экваториальной нижней стратосфере B0 км) и мезо-
мезосфере (выше 50 км) температура обнаруживает годовой ход.
При этом значения фазы cpj на этих высотах проти-
противоположны и совпадают с фазой, характерной для северного
полушария. Поэтому районом смены фазы в меридиональном
направлении является не экватор, а 20—30° ю. ш.
219

Амплитуда полугодовой волны максимальна в стратосфере
над экватором, а также в полярной стратосфере — нижней
мсзосфере. Величина Лг в антарктической стратосфере меньше,
чем в арктической. Максимумы температуры, связанные
70° Ш.
На рис. 11.4.2 показано колебание плотности. В эквато-
риал:,ных районах выражены как полугодовые, так и годовые
колебания. В высоких широтах полностью преобладает годо-
вая волна; величина А\ в южном полушарии больше, чем
40° Ш.
Ю°Ш.
Рис. II.4.1. Сезонный ход средней температуры (К) на высотах 20, 40, 60 и 80 км на 10, 40 и 70° широты.
Южное полушарие: / — по модели из [9], 2 — по модели CIRA 1986; северное полушарие: 3 — по модели США 1986, 4 — по
модели CIRA 1972.
!LJ I I t i I i |,„.I
XI
Рис. 11.4.2. Сезонный ход среднемесячных значений плотности (г/м3) на высотах 20, 40, 60 и 80 км на 10,
40 и 70° широты.
Усл. обозначения см. рис. 11.4.1.
с полугодовой волной, в Антарктике наступают на 1—2 мес в северном. В большей части страто-мезосферы минимум
позже, чем в Арктике (различие фяз <р2 особенно велико на плотности воздуха в годовом ходе наблюдается зимой,
высотах менее 30 км). Антарктическая полугодовая волна а п нижней антарктической стратосфере смещен на начало
связана с развитием относительно устойчивого потепления весны.
верхней стратосферы п конце зимы. В Арктике возникновение Главной особенностью сезонного хода зонального ветра
полугодового колебании определяется частым развитием стра-1 в страто-мезосфере является преобладание восточных ветров
юсферных потеплений зимой. , - летом и западных зимой (рис. 11.4.3). Продолжительность
220

Таблица 11.4.1
Амплитуда Л (... °) (в числителе) и фаза ф (мес)
(в знаменателе) для годового и полугодового колебаний
температуры, по спутниковым данным
л
X
ш
о <я
Широта, ... °
0
10
20
30
40
50
60
70
80
Северное полушарие, годовая волна
0,01
0,1
1
0
0,01
0,1
1
0
0,01
0,1
1
0
0,01
0,1
1
0
2
0
3
0
1
1
0
5
(
4
3
3
1
3
2
2
4
,3
,3
,3
,3
,8
,5
,7
,1
]
2,6
11,7
1,8
0,3
2,1
1,5
0,6
5,7
Южное
1,7
0,9
4,0
0,2
1,4
1,1
0,8
4,1
Северное i
,4
,9
,7
,1
,2
,7
,5
,0
3,0
3,7
2,6
1,3
2,5
2,7
1,9
4,0
3,0
0,1
1,5
0,1
2,1
2,1
1,4
4,6
17,0
11,9
2,2
0,1
2,0
4,0
3,0
5,0
полушарие
0,8
0,0
2,5
0,5
2,7
11,6
1,3
0,1
1,2
5,7
1,0
4,6
6,8
11,8
4,3
0,1
юлушарие,
2,1
3,0
1,6
2,4
1,1
3,1
1,3
3,2
2,4
2,7
2,7
3,3
1,4
3,9
0,4
5,5
21,2
11,8
2,6
1,3
5,2
5,0
6,1
5,7
24,3
11,9
3,4
1,4
10,7
5,5
10,3
5,9
31,0
0,0
4,4
11,9
14,3
5,5
13,9
5,7
, годовая волна
11,8
5,7
3,.2
6,8
12,7
11,9
9,8
0,1
21,4
5,8
6,2
6,3
18,4
11,8
17,3
11,9
полугодовая
3,4
2,7
2,8
3,6
1,7
3,9
1,7
0,6
4,7
2,9
2,8
4,0
1,4
3,7
3,5
0,8
Южное полушарие, полугодовая
3,1
3,7
2,5
1,3
2,2
2,7
1,9
3,9
1,6
3,0
1,1
2,5
0,7
2,7
1,1
3,6
2,4
2,7
2,7
3,8
1,1
3,4
0,6
1,5
4,0
3,0
3,0
4,5
0,6
4,5
2,1
1,3
6,1
3,1
4,1
5,0
1,8
1,0
3,2
1,6
28,4
5,9
8,8
5,8
21,2
11,3
24,3
11,7
волна
7,3
3,1
2,7
4,5
1,0
5,0
5,2
0,9
волна
9,3
3,2
4,7
5,2
3,8
1,0
3,3
1,8
34,3
11,9
6,3
11,6
16,9
5,6
18,0
5,6
32,6
5,8
10,5
5,8
24,1
11,1
30,1
11,6
9,2
3,2
1,9
4,9
3,2
5,6
6,5
1,1
11,0
3,3
3,5
5,4
3,8
1,1
2,6
2,5
36,4
11,8
8,3
11,4
19,5
5,7
21,3
5,5
36,1
5,7
12,3
5,8
27,8
11,0
34,6
11,7
9,5
3,2
1,6
1,9
5,0
5,7
7,3
1,2
11,5
3,3
2,0
5,7
3,1
1,4
2,4
3,3
Примечание. Фаза ф соответствует максимальному
значению параметра; ф = 0 относится к 1 января, ф=1 —
к 1 февраля и т. д.
восточного переноса в целом меньше, чем западного. В ниж-
нижней термосфере область восточного переноса с увеличением
высот смещается с лета на весну, а на уровне 100 км — на
зиму [32, 33]. Амплитуда годового колебания скорости зо-
зонального ветра Л{ в страто-мезосфере в южном полушарии
больше, чем в северном. Амплитуда Лг во внетропических ши-
широтах составляет 10—30 % от Ль В экваториальной страто-
мезосфере полугодовая волна становится доминирующей;
в слое 40—60 км в начале и середине года наблюдаются вос-
восточные ветры, а весной и осенью — западные. На высоте более
70 км наблюдается второй максимум А2 над экватором, при
этом фаза меняется таким образом, что восточные ветры
(господствующие большую часть года) усиливаются весной
и осенью, а ослабевают (или меняются на западные) в сере-
середине и начале года.
11.5. СЕЗОННЫЕ ПЕРЕСТРОЙКИ ЦИРКУЛЯЦИИ
Характер и сроки перестройки различные в отдельные
годы (табл. 11.5.1) [3, 4, 16, 18, 21, 22]. Наблюдается тенден-
тенденция к изменению характерных сроков перестройки — преоб-
преобладают поздние сроки до 1974 г. и в большинстве случаев
ранние после 1974 г. Ранние перестройки отличаются вяло-
вялостью процессов и неустойчивостью в положении барических
центров в высоких широтах. Поздние перестройки соверша-
совершаются быстро, энергично. Ранние перестройки часто распро-
распространяются по вертикали снизу и сверху (наиболее инертным
слоем оказывается нижняя мезосфера), поздние — в большин-
большинстве случаев сверху вниз. ,
Таблица 11.5.1
Сроки весенних перестроек циркуляции
над Северным полюсом на уровне 10 г Па (смена
циклонической кривизны на антициклоническую)
(в скобках — сроки на уровне 60 км, определенные
по картам ЦАО)
Год
1959
1960
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
22
17
15
29
5
19
18
25
27
28
16
27
22
17
11
Срок перестройки
марта
апреля
марта
апреля
мая
марта
апреля
апреля
апреля
апреля
апреля
апреля
марта
апреля E апреля)
мая C0 апреля)
Год
1974
1975
1976
1977
1978
1979
1980
1981
1982
1983
1984
1985
1986
1987
Срок перестройки
18 марта B0 апреля)
18 марта B5 апреля)
26 марта B8 марта)
1 апреля B0 апреля)
26 марта B0 апреля)
7 апреля B0 апреля)
8 апреля B0 апреля)
12 мая C0 апреля)
7 апреля G апреля)
3 мая C мая)
13 марта B5 апреля)
27 марта B7 марта)
24 марта B4 марта)
26 апреля
Поздние перестройки в основном наблюдаются в годы
с большими стратосферными потеплениями' в январе и фев-
феврале. При потеплениях, наблюдающихся в конце февраля —
начале марта, возможна ранняя перестройка в слое 30—40 км
A974—1980, 1982, 1984—1986 гг.). Перестройка поля темпе-
температуры обычно осуществляется несколько раньше барической
перестройки. Скорость заполнения циклонического вихря вес-
весной в отдельные годы колеблется в значительных пределах —
в марте от 8 до 216 дам/мес и в апреле от 40 до 192 дам/мес.
Средние даты сезонных смен направления зонального
ветра (сезонные перестройки циркуляции) можно оценить по
справочным моделям атмосферы (рис. 11.5.1). Модели CIRA
подтверждают, что восточные стратосферные ветры в север-
северном полушарии сначала появляются севернее 50° с. ш. (в ап-
апреле), а затем распространяются на 30—40-е широты. Что
касается распространения перестройки по вертикали, то по
модели C1RA 1972 перестройка над Арктикой несколько
раньше происходит в мезосфере, а по модели C1RA 1986
(в согласии с результатами, полученными в ЦАО) — в стра-
стратосфере (в частности, в апреле в стратосфере севернее 60° с. ш.
наблюдаются восточные ветры, а в мезосфере в полярных
районах продолжает господствовать циклоническая цирку-
циркуляция).
Согласно радиолокационным и ракетным данным, полу-
полученным в центральной части Канады [32], перестройка раньше
происходит на высоте 90 км (примерно 1 апреля) и 30 км
(первая половина апреля), на запаздывает на высотах 40—
50 км (примерно 30 апреля). Согласно [33], эти радиолока-
радиолокационные данные свидетельствуют о начале весенней пере-
перестройки в высоких широтах в нижней термосфере в первой
половине марта и о ее распространении вниз в мезосферу,
а также в умеренные широты.
Несмотря на определенную противоречивость данных, не-
несомненным является то, что сроки перестройки в стратосфере
могут значительно меняться по времени, в то время как
в верхней мезосфере и нижней термосфере межгодовые коле-
колебания менее значительны.
В южн >м полушарии весенняя смена знака зональной
циркуляции в высоких широтах распространяется сверху вниз
(от начала октября на высотах 75—80 км до первой поло-
половины декабря в нижней стратосфере). В целом весенняя пе-
перестройка циркуляции в антарктической верхней мезосфере
221

к/с
40
20
0
-20
-40
ЮОг
80
60
40
20
0
'20
-40
-60
-
-
 '
-
-
ЮОг
80
60
40
20
0
-20
-40
-60
20
JmW
0
-20
-
-
-
-
1111
80км
60 км
V x/^""X
40 км
>t^x^
^ Jf v1—*"
20ки
1 I 1 1 1 1 II
V VII IX
Жщ.
XI I
И!
V VII IX XI I
4-0° Ш.
Ill
V VII IX XI
20 °ш.
I
Рис. 11.4.3. Сезонный ход среднемесячного зонального ветра (м/с) на высотах 20, 40, 60 и 80 км на
20, 40 и 70° широты.
Южное полушарие: / — по модели, ЦАО, 2 — по модели США 1986; северное полушарие: 3 — по модели США
1986. 4 — по модели США 1972.
Весна
20 20 40 50
60 70
Осень
20 JO 40 50
60 70*сж.
км
4 L
20
20 JO
б)
Весна Осень
4 50 60 70 20 20 40 50 60 70°СЖ
15 V IV 15IV 15Х 1Х 15IX 1 IX 15VIM
1X1 1X11 15X11 15 V 15(|У Т5(НП]П{
20 20 40 50 60 70 ' 20 J0 40 50 SO 70°Ю.Ш.
Рис. 11.5.1. Сезонная смена направления среднего зонального
а — по модели из [12] для южного полушария и по модели США 1972
и южного полушария.
20 20 40 50 60 70 20 20 40 50 60 ' 70°ЮЖ
ветра для южного (внизу) и северного (вверху) полушария,
для северного полушария, б — по модели США 1986 для северного
222

наступает, видимо, в те же сезонные сроки, что и в Арктике;
в стратосфере, однако, эта перестройка явно запаздывает
в Субантарктике и Антарктике (на 1—2 мес) по сравнению
с высокими широтами северного полушария.
Второй район, где перестройка в южном полушарии на-
наступает рано, это 30-е широты (высота 20—30 км), откуда
антициклоническая область в течение октября—декабря про-
продвигается к югу (обычно через австралийский сектор Антарк-
Антарктики). В средних широтах на высотах 40—70 км установле-
установление восточного переноса происходит практически одновре-
одновременно (в конце октября).
Осенняя перестройка циркуляции наиболее рано наблю-
наблюдается в полярной нижней стратосфере (а также в субтропи-
субтропической нижней термосфере — верхней мезосфере). В полярных
районах перестройка в стратосфере и нижней мезосфере се-
северного полушария приурочена к концу августа — первым
числам сентября. Судя по спутниковым данным (CIRA 1986),
в верхней арктической мезосфере перестройка задерживается
до середины сентября. 'Районы наиболее позднего установле-
установления западной циркуляции — это высота примерно 80 км
в высоких широтах и 60—70 км в умеренных. Распростране-
Распространение перестройки по вертикали — из стратосферы в верхнюю
мезосферу — в Арктике происходит быстрее, чем в Антарк-
Антарктике (следует отметить расхождение примерно на месяц
в сроках перестройки в антарктической мезосфере, по данным
ЦАО и модели СЩА 1986). В обоих полушариях четко про-
прослеживается 'постепенное продвижение области перестройки
из высоких широт в низкие. Скорость углубления вихря на
уровне 1 гПа в северном полушарии в сентябре—октябре
довольно стабильна (80—108 дам в сентябре и 56—128 дам
в октябре в отдельные годы за период 1960—1986 гг.). Осен-
Осенняя перестройка поля температуры происходит в общем одно-
одновременно с барической перестройкой.
11.6. СРЕДНИЕ ПОЛЯ
МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ
Пространственное распределение метеорологических эле-
элементов на высотах более 30 км может быть представлено по
ракетным или спутниковым данным (см., например, [1, 5, 7,
8, 17, 31] и др.). Амплитуды А' и фазы ф' квазистационарных
волн температуры и геопотенциала, приводимые в CIRA 1986
до высоты 80 км, позволяют построить средние карты для
зимы (например, для южного полушария — рис. 11.6.1 и
табл. 11.6.2; осреднение за сезон выполнено с целью выде-
выделения особенностей, типичных для зимы). Диапазон колеба-
колебаний среднемесячных А' и q/ для температуры в течение зимы
довольно значителен (табл. 11.6.1).
0,01 гПа
0,1 гПа
1гПа
Рис. 11.6.1. Средняя температура (°С) на стандартных изобарических поверхностях в стратомезосфере, рас*
считанная по спутниковым данным CIRA 1986 для зимы (май—август) южного полушария.
223

0,1 гПа
Ufla
ЮгПа
Рис. 11.6.2. Средняя высота (дам) стандартных изобарических поверхностей в страто-мезосфере, рассчитан-
рассчитанная по спутниковым данным CIRA для зимы (май—август) южного полушария.
ные месяцы зимы в средней стратосфере (уровень 10 гПа)
достигает примерно 10° и уменьшается до 5° на уровне
0,01 гПа. Эти максимальные значения А\ достигаются на ши-
широтах, близких к 60° с. ш., причем широтное положение мак-
максимума с высотой мало меняется. Максимум температуры для
возмущения с волновым числом 1 смещается с высотой к за-
западу— от тихоокеанского сектора A50—170° в. д.) на уровне
Амплитуда волны с волновым числом 1 (А[) в отдель- Ю гПа до атлантического F0° з. д. — 5° в. д.) на уровне
¦ 7 0,1 гПа. В верхней мезосфере смещение фазы к западу про-
примерно 10" и уменьшается до 5" на уровне Д°™ается, хотя и более медленно.
Амплитуда А2 в северном полушарии примерно в пять
раз меньше, чем Ль Максимальные значения Л2 достигаются
примерно на 10° южнее максимума Л[. Фаза щ менее устой-
Таблица 11.6.1
Характеристики стационарных волн температуры на среднемесячных картах
в течение зимы северного полушария (ноябрь—февраль)
Уровень, гПа
Максимальная амплитуда, °С
А2
Широта максимальной амплитуды
А\
4
Фаза на 50—70° с. ш.
0
0
1
10
,01
,1
4,4—5,3
6,1—8,3
6,3—9,6
7,7—11,9
0,6—1,4
0,9—2,1
1,9—2,6
1,6—3,0
62-63° с.
58—67
59—67
61—66
45—56° с.
45—56
51—63
49—65
135—44° з. д.
60° з. д.—5° в. д.
21—103° в. д.
150—169° в. д.
10°
2—33° в.
з. Д.—80° в.
67—127° в
113—175° в
д.
д.
.д
.д
224

чива, чем ф1# В южном полушарии зимой стационарная
волна 2 также менее выражена по сравнению с волной 1
(табл. 11.6.2), а фаза гр2 обнаруживает очень сильные ва-
вариации. Максимальные значения Л2» как и в северном полу-
полушарии, располагаются несколько ближе к экватору, чем мак-
максимальные значения Л{. Значения Л{ в южном полушарии
почти в два раза меньше, чем в северном; значения А2 в юж-
южном полушарии также уступают соответствующим значениям
в северном. Фаза <р{ с высотой смещается к западу, как и
в северном полушарии. Секторам полушария с повышенными
значениями температуры в стратосфере (уровень 10 гПа) со-
соответствуют в мезосфере (поверхности 0,1—0,01 гПа) районы
с пониженными значениями.
Летом амплитуды стационарных волн температуры очень
малы, а фазы, по данным CIRA 1986, являются сравнительно
устойчивыми только в стратосфере (табл. 11.6.3), например
ф! на уровне 10 гПа. Большие колебания фазы выше уровня
1 гПа показывают малую климатическую достоверность этих
фаз.
Летом фаза ф2 оказалась устойчивой только на уровне
10 гПа в северном полушарии A73—177° в. д. в зоне 20—
50° с. ш. в отдельные месяцы). Диапазон колебаний Л2 до-
достигал 0,38—0,52 °С в зоне 26—33° с. ш. В более высоких
слоях, а также в южном полушарии волна 2 неустойчива.
Средние поля геопотенциала в страто-мезосфере характери-
характеризуются данными табл. 11.6.4 и 11.6.5.
Таблица 11.6.2
Характеристики стационарных волн температуры
на среднемесячных картах в отдельные месяцы зимы
южного полушария (май—август)
Уровень, гПа
0,01
0,1
1
10
Максимальная
2
2
3
1
,1—4
,3—6
,1—5
,9—7
,0
,0
,3
,0
амплитуда
м2
0,5—1,
0,4—2,
0,6—2,
0,8—3,
8
1
3
3
Широта
Hi
57—71°
41—66
58—63
46—62
максимальной амп-
амплитуды
л2
ю. 38—58° ю.
34-58
35—49
35—60
Фаза
178°
24°
для ои—/и~ ю.
в.
3.
Д.-1420 з
45—108° з
Д.—13° в.
54—92° в.
ш.
. д.
. д.
д.
д.
Таблица 11.6.3
Характеристики стационарной волны температуры
с волновым числом 1 на среднемесячных картах
в отдельные месяцы лета
Уровень, гПа
Максимальная амплитуда
А,
Широта максимальной
амплитуды А,
Фаза ф| для 20—50° с. ш.
и 40—70° ю. ш.
1
10
1
10
Северное полушарие, май—август
0,27—0,51 28—41° с
0,51—0,70 26—32
Южное полушарие, декабрь—февраль
0,18—0,30 45—72° ю.
0,51—0,76 53—65
100—180° з. д.
97—112° з. д.
38—148° в. д.
5-41° в. д.
Таблица 11.6.4
Характеристики стационарных волн в поле геопотенциала на среднемесячных картах
в отдельные месяцы зимы
Уровень, гПа
Максимальная амплитуда
\а'2
Широта для максимальной ампли-
амплитуды
А2
Фаза для 50—70° широты
ф2
Северное полушарие, ноябрь—февраль
0
0
1
10
,01
,1
18—42
24—87
60—93
58—87
10—23
8—21
10—26
15—39
65—71° с.
66—70
65—68
62—67
45—70° с.
45—71
53—71
62—64
(Разброс)
111—139°
134—166
176° в. д.—160°
в.
3.
д.
д.
8°
2°
13°
в.
в.
в.
Д.-27°
Д.—24°
1—37
Д.-7°
3. Д.
3. Д.
з. д.
0,01
0,1
1
10
29 Заказ 46
16-35
21—47
10—45
19—28
7—29
6—25
6—15
2—12
Южное полушарие, май—август
54—73° ю.
54—68
50—76
54—68
39—57° ю.
34—54
37—55
45—56
92° з. д.—32° в. д.
29—51° в. д.
54—101
144° в. д.—179° з. д.
(Разброс)
225

Амплитуда а\ достигает максимума в субполярных рай-
районах. В северном полушарии она значительно меняется с вы-
высотой (максимум в верхней стратосфере и значительное умень-
шение в верхней^ мезосфере). Ё южном полушарии в мезб-
сфере значения л[ близки к ее значениям в верхней половине
стратосферы. Максимальные А\ в' верхней стратосфере север-
60 60
Рис. 11.6.3. Средняя зимняя температура (°С) на уровне 90 км (/) и отклонения от среднеширотных зна-
значений B) в южном (а, б) и северном (в, г) полушарии.
а, в — по регрессионному методу; б, г — по экстраполированным данным США 1986.
Таблица 11.6.5
Характеристики стационарных волн в поле геопотенциала на среднемесячных картах
в отдельные месяцы лета
Уровень, гПа
Максимальная амплитуда
Широта для максимальной ампли-
амплитуды
А\
а'2
Фаза для 20—50° широты
ф,
Северное полушарие, май—август
0,01 5,0—14,4 3,6—6*2 34—50° с. 33—43° с. 114—131° з. д.
0,1 6,8—9,9 3,1—4,8 34—43 28—40 118—140
1 5,7—8,0 2,5—3,6 30—49 30—33 123—133
10 5,0—5,8 1,4—1,8 24—45 33—50 126—130
Южное полушарие, декабрь—февраль
0,01 4,4—7,6 1,6—4,0 25->57° ю. 20—60° ю. 134е з. д.—153° в. д.
0,1 3,6—5,1 1,7—3,5 Г4—80 20—60 128° з. д.—161° в. д.
1 2,4—5,8 1,6—2,6 20—80 56—60 113—179° в. д.
10 3,1 — 8,0 1,2—1,8 25—80 55—60 128—166° з. д.
(Разброс)
14° з. д.—11° в. д.
3°з. д.—11° в. д.
4—20
(Разброс)
226

ного полушария примерно в три раза больше, чем в южном.
В верхней меглсфере значения А{ в двух полушариях почти
выравниваются по величине. С высотой фаза смещается к за-
западу. В стратосфере южного полушария это смещение фазы
выражено сильнее.
Амплитуда А2 в обоих полушариях меньше амплитуды
А{. Отношение AXJA2 в среднем за зиму составляет 2,5—4,5
храняется в течение лета; связанное с ним повышение геопо-
геопотенциала приходится на восточную часть Тихого океана.
В южном полушарии параметры возмущения с волновым
числом 1 значительно меняются от одного летнего месяца
к другому; минимум А\ достигается в январе.
В обоих полушариях А2 летом в 2—3 раза меньше, чем
j4j. Фаза ф2 в общем неустойчива; однако можно отметить,
что максимумы, связанные с волной 2, в северном полушарии
Июль
Июль
Рис. 11.6.4. Средняя высота (дам) изобарической поверхности 0,001 гПа в северном (а) и южном (б) полу-
полушарии в январе и июле [10, 11].
в стратосфере, а в верхней мезосфере уменьшается до 2 и
менее. В северном полушарии фаза ц>2 относительно мало
менялась от месяца к месяцу, а в южном полушарии изме-
изменения ц>2 в течение зимы были велики на всех уровнях, так
что трудно оценить климатологическое положение этой волны
в отдельные месяцы. В широтном ходе значения А2 достигают
максимума около 60° с. ш. и 45—50° ю. ш., т. е несколько
ближе к экватору, чем максимальные значения Аи
Летом поле геопотенциала в страто-мезосфере, как и поле
температуры, почти не возмущено. В северном полушарии А\
составляет 5—10 дам, а в южном — в 1,5—2 раза меньше. Од-
Однако в северном полушарии это возмущение устойчиво со-
29*
наблюдаются чаще всего в районах, близких к гринвичскому
меридиану @ и 180° д.), а в южном полушарии — в районе
50—90° в. д. (и в противоположном секторе Тихого океана).
Для оценки средних полей температуры на высоте более
80 км можно воспользоваться эмпирической зависимостью
[13] между температурой на высотах 85 или 90 км и
значениями уходящего излучения атмосферы в канале 3000 ра-
радиометра PMR [31]. Возможно также экстраполировать
вверх значения локальных отклонений температуры AT от
среднеширотного распределения, которые для страто-мезо-
сферных уровней известны из модели CIRA 1986. В целом
поля отклонений, рассчитанных этими двумя способами для
уровня 90 км, являются похожими, особенно для лета. Зимой
для южного полушария расхождения невелики (рис. 11.6.3 а, б),
227

а в северном полушарии различаются в 1,5—2 раза
(рис. 11.6.3 в, г). Наблюдаются также определенные различия
в положении центров аномалий.
Зимой центр области тепла в нижней термосфере смещен
от полюса, что в северном полушарии выражено сильнее, чем
в южном. Максимальные отклонения температуры от средне-
широтных значений наблюдаются на широтах 60—65°. Они
достигают 2—3 °С в южном полушарии и 3—5°С (в зависи-
зависимости от способа оценки) в северном. В южном полушарии
зимой наиболее теплым (по сравнению с другими районами
на той же широте) является тихоокеанский район и прилега-
прилегающие к нему области Антарктиды, а наиболее холодным —
южные части Индийского и Атлантического океанов. В север-
северном полушарии максимальные положительные аномалии
в нижней термосфере получены для североамериканского
сектора, а отрицательные — для азиатского.
Летом согласно спутниковым данным, отклонение AT не-
невелико. В среднем для четырех летних месяцев величина AT
на уровне 90 км лишь в отдельных районах достигает 1 °С,
а на уровне 100 км еще меньше. В северном полушарии район
Северной Америки, возможо, несколько теплее Азии. В юж-
южном полушарии положительные аномалии локализованы
в тихоокеанском секторе, отрицательные — в районе Австра-
Австралии и Индийского океана. Однако вопрос о реальности по-
полученного распределения требует дополнительного исследо-
исследования.
На рис. 11.6.4 представлены средние карты топографии
поверхности 0,001 гПа, построенные Ю. П. Кошельковым
[10, 11, 14] по данным радиометра PMR [31].
Для лета характерно наличие антициклона с центром
у полюса и кольцеобразной области пониженного давления на
широте 60°. Полярный антициклон на высоте 91—93 км со-
сохраняется в течение четырех месяцев в весенне-летний сезон.
В остальное время полярный район (как и средние широты)
занят областью циклонического вихря, являющегося продол-
продолжением вверх страто-мезосферного циркумполярного вихря.
Значения меридиональных градиентов геопотенциала зимой
в южном полушарии несколько больше, чем в северном, осо-
особенно на 30—40° широты. В северном полушарии зимний
полярный вихрь на высоте 91—93 км ограничен областями
высокого давления, располагающимися на 30—40° широты.
В течение зимы сохраняются гребни над Атлантическим и
Тихим океанами и ложбины над Северной Америкой и
Азией. В южном полушарии в зимне-весенний сезон Л[ су-
существенно больше Л2, особенно весной в высоких широтах
при развитии гребня в южно-американском (и южно-атлан-
южно-атлантическом) секторе.
11.7. СТРАТОСФЕРНЫЕ ПОТЕПЛЕНИЯ
Как известно, в зимней стратосфере могут возникать
внезапные потепления (AT & 60—80 °С). По классификации
ВМО, потепления подразделяются на сильные и слабые. При
сильных, в отличие от слабых, происходит смена западного
переноса на восточный на уровне 10 гПа. Слабые потепления
наблюдаются каждую зиму по несколько раз и часто лока-
локализуются в определенном слое, например вблизи страто-
паузы. Сильные потепления, как правило, захватывают стра-
стратосферу и мезосферу и носят глобальный характер; они
наблюдаются не каждую зиму. Продолжительность потепле-
потепления изменяется от нескольких дней до нескольких недель
(табл. 11.7.1 и 11.7.2) [22]. Началом развития зимних потеп-
потеплений является активизация и продвижение центров высо-
высокого давления в средние или высокие широты. Наиболее ак-
активным является алеутский (тихоокеанский) антициклон,
к северу от которого над Чукоткой и Аляской образуется
мощная фронтальная зона. При развитии и продвижении
к северу атлантического антициклона возникает фронтальная
зона в районе Канады—Гренландии—Скандинавии. В высот-
высотных фронтальных зонах скорость ветра достигает 100 м/с и
более; в этих зонах, как правило, располагаются центры
теплых областей. При сильных потеплениях уменьшаются
разности высот между тихоокеанским антициклоном и цент-
центром циклонического вихря (табл. 11.7.3). При этом в анти-
антициклоне, занявшем полярный район, геопотенциальная высота
обычно меньше, а в циклоне больше, чем в период их обыч-
обычного местоположения при отсутствии потепления.
Выявлено, что в период потепления наблюдается аномаль-
аномальный энергетический цикл. В первой фазе потепления, когда
в высоких широтах сохраняется падение температуры к по-
228
faблицa 11.7.1
Характеристики стратосферных потеплений
за период 1955—1976 гг.
Слабое
Сильное
Слабое
Сильное
Слабое
Сильное
Слабое
Сильное
Слабое
Сильное
Слабое
Сильное
Слабое
1955—1956
1956—1957
1957—1958
1958—1959
1959—1960
1960—1961
1961—1962
1962—1963
1963—1964
1964—1965
1965—1966
1966—1967
1967—1968
1968—1969
1969—1970
1970—1971
1971—1972
1972—1973
1973—1974
1974—1975
1975—1976
9 I
19 I
22 I
23 I
21 II
25 I
15 II
18 I
27 I
30 XII
19 I
29 XII
17 XII
29 XI
17 XII
7 XII
8 II
4 I
20 II
22 II
30 I
20
6
30
28
24
28
17
27
30
6
31
5
1
14
2
7
15
6
3
2
6
I
II
I
I
II
I
II
I
I
I
I
I
I
XII
I
I
II
II
III
III
II
—3
— 14
—32
— 19
—16
—28
0
—23
—25
—15
—16
— 15
— 16
—6
—8
—18
—12
7
—3
—3
люсу, наблюдается рост вихревой энергии (кинетической Ке
и доступной потенциальной АЕ) и ослабление зональной энер-
энергии (Kz и Аг). Во второй фазе, когда меридиональный гра-
градиент температуры обращается, происходит уменьшение вих-
вихревых компонентов энергии, Аг начинает расти.
Развитие страто-мезосферных потеплений оказывает боль-
большое влияние на состояние атмосферы в высоких широтах,
в частности, меняя коренным образом вертикальное распре-
распределение температуры. С учетом этого Международная орга-
организация по стандартизации создала отдельные справочные
Таблица 11.7.2
Краткая характеристика стратосферных
потеплений за период с 1976 по 1986 гг. [22]
Годы
1976—1977
1977—1978
1978—1979
1979—1980
1980—»1981
1981 — 1982
1982—1983
1983—1984
1984—1985
1985—1986
Вид потепления
Слабое
Сильное
Слабое
Сильное
Слабое
Слабое
Сильное
Слабое
Слабое
Сильное
Слабое
Слабое
Сильное
Слабое
Сильное
Слабое
Сильное
Слабое
Период потепления
17—25 XI
15 XII—20 I
20 II—15 III
1—10 I
25 1—6 II
8—20 III
1 — 10 I
25 1—12 II
21 II—5 III
10—16 I
20 И—15 III
22 1—20 II
10—20 III
1—15 I
23—30 I
9—17 II
22 II—4 III
27 XII—6 I
19 1 — 10 II
21 II—10 III
10—20 XII
28 XII—5 1
12—22 I
28 1—5 III
7—12 XII
27 XII —10 I
17 XII—21 I
11—24 II
9— 18 III

Таблица 11.7.3
Средние месячные разности геопотенциальных высот (дам)
между центром тихоокеанского антициклона и центром
циклонического вихря на уровне 10 гПа
Год
1959-60
1960-61
1961-62
1962-63
1963-64
1964-65
1965-66
1966-67
1967-68
1968-69
1969-70
1970-71
1971-72
1972-73
1973-74
А
Си
\о
03
<и
225
276
294
267
237
335
299
199*
263
280
282
276
268
255
шрь
s
282
250
343
285
378
319
296
321
191'*
211 "
155*
236
288
287
322
зраль
1
249
261
284
140*
340
291
264
320
249
341
153*
180
277
130*
332
Год
1974-75
1975-76
1976-77
1977-78
1978-79
1979-80
1980-81
1981-82
1982-83
1983-84
1984-85
1985-86
1986-87
1987-88
кабрь
О)
с*
283
280
281
270
278
290
278
319
302
276
280
287
28Т
174*
гарь
аз
с*
225*
316
150*
306
319
315
333
325
342
312
144*
330
284
270
враль
О)
О
222
325
196*
254*
292
305
247*
273
277
301*
121*
300
124*
326
Примечание,
ным потеплением.
Знаком «*» помечены месяцы с силь-
модели для холодного и теплого режима полярной страто-
мезосферы зимой (табл. 11.7.4) [29].
Как подтверждают проведенные расчеты эксцесса и асим-
асимметрии эмпирических распределений, вследствие стратосфер-
стратосферных потеплений нарушается нормальный закон распределения
метеорологических элементов.
Таблица 11.7.4
Значения температуры в декабре—январе на широте 80°
для холодных и теплых стратосферных и мезосферных
режимов, разработанные в ЦАО для ИСО [2, 20]
Режим
Я, км
10
20
30
40
50
60
70
80
Холодный214,7 213,7 220,7 227,6 243,0 248,4 236,7 224,9
Теплый 212,6 201,2'223,8 267,7 257,3 243,9 218,4 205,2
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
-М.:
1. Атлас высотных карт слоя 35—60 км. Вып. 1—26.-
Гидрометеоиздат, 1973—1987.
2. Атмосферы справочные. Параметры, ГОСТ 24631—81. —
М., 1982. —30 с.
3. Бугаева И. В., Рязанова Л. А. Весенние процессы
в стратосфере и мезосфере. — Метеорология и гидрология,
1985, № 12, с. 97—99.
4. Бу г а е в а И. В., Рязанова Л. А. Особенности стра-
стратосферных процессов в 20 и 21 циклах солнечной актив-
активности. — Труды ЦАО, 1986, вып. 166, с. 61—65.
5. Бут ко А. И., Кошельков Ю. П., Т а р асен к о Д. А.
Построение и анализ средних месячных карт геопотен-
геопотенциала для средней мезосферы в северном полушарии.—
В кн.: Гелиофизические и метеорологические эффекты
в ионосфере. Алма-Ата: Наука, 1982, с. 22—32.
6. Воскресенский А. И., Свешников А. М., Ста-
Статистическая оценка температурного режима атмосферы
над Антарктидой. — В кн.: Исследования климата Антарк-
Антарктиды. Л.: Гидрометеоиздат, 1980, с. 128—131.
7. Г а й г е р о в С. С. Исследования синоптических процес-
процессов в высоких слоях атмосферы. — Л.: Гидрометеоиздат
1973.-250 с.
8. Кошельков Ю. П. Циркуляция и строение страто-
стратосферы и мезосферы в Южном полушарии. — Л.: Гидро-
Гидрометеоиздат, 1980.— 168 с.
9. Кошельков Ю. П. Уточненные эмпирические модели
стратосферы и мезосферы южного полушария. — Антарк-
Антарктика, 1984, вып. 23, вып. с. 22—34.
10. Кошельков Ю. П. Средние карты барической топо-
топографии для нижней термосферы южкого полушария. —
Антарктика, 1985, вып. 24, с. 29—42.
И. Кошельков Ю. П. Средние поля давления и геостро-
геострофическая циркуляция в метеорной зоне. — Метеорология
и гидрология, 1986, № 7, с. 17—25.
12. Кошельков Ю. П. Средняя зональная циркуляция
атмосферы над южным полушарием в слое 20—100 км
(по данным эмпирических моделей). — Антарктика, 1988,
вып. 27, с. 22—31.
Кошельков Ю. П. Средние поля температуры в ниж-
нижней термосфере южного полушария. — Антарктика, 1988,
вып. 27, с. 32—42.
Кошельков Ю. П., Бутко А. И., Ковшова Е. Н.
Среднее распределение геопотенциала для нижней термо-
термосферы южного полушария. — Антарктика, 1987, вып. 26,
с. 30—36.
Кошельков Ю. П., Ковшова Е. Н., Федо-
Федоров В. В. Внутримесячная изменчивость температуры и
скорости ветра в страто-мезосфере южного и северного
полушария.—Антарктика, 1987, вып. 26, с. 37—41.
Лаутер Э. А., Тарасенко Д. А., Энтциан Г. Из-
Изменчивость сроков весенних перестроек циркуляции.—
Метеорология и гидрология, 1983, № 8, с. 10—14.
17. Метеорология верхней атмосферы Земли. — Л.: Ги-
Гидрометеоиздат, 1981.
Минина Л. С, Петросянц М. А., Портня-
г и н Ю. И. Сезонные перестройки циркуляции в метеорной
зоне (80—100 км) и их связь с процессами в страто-
стратосфере.— Метеорология и гидрология, 1981, № 9, с. 5—11.
Пановский Г. А., Брайер Г. В. Статистические ме-
методы в метеорологии.— Л.: Гидрометеоиздат, 1972.— 209 г.
Тарасенко Д. А. Стандартная атмосфера.— Труды
ЦАО, 1971, вып. 119, с. 119—136.
Тарасенко Д. А., Лаутер Э. А., Энтциан Г.,
Грайзигер К. М. Сезонные перестройки в стратосфере
и мезосфере.— В кн.: Исследования верхней стратосферы
Земли. Л.: Гидрометеоиздат, 1984, с. 118—127.
Тарасенко Д. А. Строение и циркуляция стратосферы
и мезосферы северного полушария. — Л.: Гидрометеоиздат,
1988. —287 с.
Barnett J. J., Corney M. Middle atmosphere reference
model derived from satellite data.—Handbook for MAP,
1985, v. 16, p. 47—85.
Barnett J. J., Corney M. Planetary waves. Climato-
logical distribution. — Handbook for MAP, 1985, v. 16
p. 86—137.
Barnett J. J., Corney M., Labitzke K. Annual and
semiannual cycles based on the middle atmosphere refe-
reference model.—Handbook for MAP, 1985, v. 16, p. 175—180.
Cole A. E., К a n t о r A. J. Air force inference atmosphe-
atmospheres.—Air Force Surveys in Geophys., 1978, N 382, 78 p.
27. COSPAR International Reference Atmosphere 1972 CIRA
1972.— Berlin: Akad. Verlag, 1972. — 450 p.
Fleming E. L., et al. Monthly mean global climatology
of temperature, wind, geopotential height, and pressure for
0—120 km. —NASA Tech. Memo. 100697, 1988.— 58 p.
International Standard ISO 5878—1982. Reference Atmo-
Atmospheres for aerospace use. 1983, 39 p.
30. Koshelkov Yu. P. Observed wind and temperatures in
the southern hemisphere. — Handbook for MAP 1985 v 16
p. 15—35.
Labitzke K., Barnett J. J. Review of the radiance
distribution in the upper mesosphere as observed from the
Nimbus 6 PMR. —Plan. Space Sci., 1981, v. 29 N 6
p. 673—685.
M a n s о n A. H. et al. A4ean winds in the upper middle
atmosphere F0—100 km): A global distribution from radar
systems (M. F., meteor, VHF).— Handbook for MAP. 1985
v. 16, p. 239—268.
Portnyagin Yu. I., Solovjeva T. V. The global
model of circulation and temperature for the upper meso-
mesosphere — lower thermosphere region.— Preprint to XXVI
COSPAR Meeting. Toulouze, 1986,-21 p.
13.
14.
15.
16.
18.
19.
20.
21.
22.
23
24
25
26.
28.
29.
31
32.
33
229

Глава 12. ЭМПИРИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ СРЕДНЕЙ АТМОСФЕРЫ
12.1. КРАТКИЙ ОБЗОР СТАНДАРТНЫХ
И СПРАВОЧНЫХ АТМОСФЕР
Данные ракетных измерений послужили основой для по-
построения всех без исключения стандартных и справочных
атмосфер в области высот 30—100 км, применяемых в на-
различия, которые, как показали последующие исследования,
довольно существенны [6, 21, 67].
Более полно в CIRA 1972 представлены данные о сред-
среднем распределении зональной составляющей скорости ветра,
особенно в слое 25—60 км. Во-первых, разработаны две
модели — отдельно для северного и южного полушария. Во-
вторых, в модели для северного полушария в какой-то мере
110
102
94-
66
78
70
a) -S -5 -5010
~ /№\ /
-
л
\v
fit\ V\ V
20 30 20
(Ш
ш
10
-5
\
30
SO ю.ш.
Рис. 12.1.1. Высотно-широтная структура зональной составляющей скорости (м/с) ветра в слое
70—110 км.
а — январь, б — апрель, в — июль, г — октябрь. Положительные значения — западный ветер.
стоящее время. Начало работ по стандартизации параметров
атмосферы относится к 20-м годам нашего столетия, когда
Национальный консультативный комитет по авиации в США
и Международная комиссия по аэронавигации в Европе раз-
разработали первую стандартную атмосферу. Последующее раз-
развитие указанных работ велось как международными органи-
организациями, так и отдельными странами [10—13, 63, 71, 76—77].
В 1970 г. Комиссия по атмосферным наукам Всемирной
метеорологической организации определила стандартную ат-
атмосферу как «.. .гипотетическое вертикальное распределение
температуры, давления и плотности воздуха в атмосфере, ко-
которое по международному соглашению представляет средне-
среднегодовое и среднеширотное состояние...» [46]. Другой смысл
имеют справочные атмосферы, являющиеся обобщением наших
знаний о пространственно-временном распределении термоди-
термодинамических параметров, составляющих скорости ветра и их
изменчивости [14, 47—48, 51, 64].
В период 1960—1972 гг. Комитет по космическим иссле-
исследованиям (КОСПАР) при Международном совете научных
союзов подготовил три справочные атмосферы: CIRA 1961,
CIRA 1965 и CIRA 1972. Во второй части CIRA 1972 [51]
приведены сведения о среднем распределении термодинамиче-
термодинамических параметров и зональной составляющей скорости ветра
для каждого месяца года с шагом по высоте 5 км. Значения
температуры, давления и плотности даны для высотного ин-
интервала 25—ПО км в широтном диапазоне 0—70°. Расчет осу-
осуществлялся по материалам станций ракетного зондирования,
расположенных как в северном, так и в южном полушарии.
Ограниченный объем имеющейся информации не позволил со-
составителям CIRA 1972 отразить долготные и межполушарные
отражены незональные особенности распределения ветра в хо-
холодное полугодие. Следует, правда, отметить, что долготные
неоднородности характеризуются лишь двумя меридиональ-
меридиональными разрезами, построенными по данным ракетного зонди-
зондирования в Северной Америке и Европе.
К сожалению, в справочной атмосфере CIRA 1972, пол-
полностью отсутствуют сведения >б изменчивости метеорологиче-
метеорологических параметров средней атмосферы и практически ничего
не сказан^ о распределении меридиональной составляющей
скорости ветра. Позднее на основе ракетных данных была
построена справочная зонально-осредненная модель темпера-
температуры и зональной составляющей ветра в южном полушарии
в диапазоне высот 20—80 км [23, 67]. Эта модель выявляет
существенные различия между среднезональными состояниями
атмосферы в северном и южном полушарии в один и тот же
сезон.
Модели, разработанные для использования авиацией США
[48], описывают вертикальные распределения температуры,
давления и плотности воздуха от уровня моря до высоты
90 км для каждого месяца года от экватора до полюса (на
полюсе вертикальные профиле ограничены высотой 50 км).
Как и CIRA 1972, данные модели являются по существу
зональными. Лишь для января сделана попытка отразить
долготные вариации в распределении температуры в слое
0—54 км. С этой целью приведены вертикальные разрезы
температуры вдоль трех меридианов: 10, 100 и 140° з. д.
Поскольку, по мнению авторов [48], по виетропических ши-
широтах распределение терм.апиамнчегкчх параметров может
отличаться от нормального закона, в моделях представлены
их медианные значения, а также указаны верхние и нижние
230

пределы, соответственно превышенные или достигнутые в 1,
10 и 20 % случаев наблюдений. Изменчивость температуры
и плотности зимой характеризуется, кроме того, специальными
моделями «теплой» и «холодной» стратосферы в высоких ши-
широтах северного полушария. Несмотря на то что эти модели
основаны на ограниченном объеме ракетной информации, они
все же дают определенное представление о возможных коле-
колебаниях указанных параметров в периоды стратосферных по-
потеплений и похолоданий. Впервые идея построения вертикаль-
вертикальных профилей температуры, соответствующих «теплым» и «хо-
«холодным» режимам зимней стратосферы, была реализована
при разработке дополнений к стандартной атмосфере США
еще в середине 60-х годов [76]. По данным ракетного зон-
зондирования на о. Хейса, подобные модели для 80° с. ш. были
подготовлены советскими специалистами и получили одобре-
одобрение Международной организаций по стандартизации (ИСО)
[20]. По своей структуре и содержанию справочная атмо-
атмосфера [48] очень близка к международному стандарту
ИСО 5878 [64], которому полностью соответствует
ГОСТ 24631—81 [14].
На основе ракетной информации разработан также ряд
региональных эмпирических моделей структуры и циркуляции
средней атмосферы. В качестве примера можно привести
работы [5, 34, 40, 57—58], в которых представлены харак-
характеристики, распределения температуры и скорости ветра
в пунктах расположения станций ракетного зондирования для
различных сезонов.
Существенный вклад в исследование динамических про-
процессов в высоких слоях атмосферы внесло развитие назем-
наземных радиолокационных методов. Первые измерения скорости
ветра с помощью РЛС были осуществлены в 40-х годах на
основе прослеживания ионизированных метеорных следов (ме-
(метод Д2) и регистрации дрейфа ионосферных неоднородностей
(метод Д1) [18, 19]. Довольно быстро эти методы получили
широкое распространение и до сих пор используются в раз-
различных странах для изучения циркуляции в нижней термо-
термосфере.
Для слоя 70—ПО км построена глобальная эмпирическая
модель среднего распределения составляющих скорости ветра
в зональном приближении [73, 74]. На рис. 12.1.1 в качестве
примера приведено распределение зональной составляющей
в слое 70—110 км. В работах [6, 27, 51] приведены схемы
термобарических и циркуляционных систем, наблюдающихся
на высотах 80—100 км в различные сезоны.
12.2. СПРАВОЧНАЯ АТМОСФЕРА,
ПОСТРОЕННАЯ НА ОСНОВЕ СПУТНИКОВЫХ ДАННЫХ
Вплоть до настоящего времени рекомендованной к ис-
использованию остается справочная модель США 1972 [51].
Эта зональная модель проверялась на основе ракетных и
спутниковых данных в 70-е годы и пользуется широким при-'
знанием у мировой научной общественности. Одновременно
были выяснены пределы ее применимости и недостатки. Прак-
Практически она является моделью западного полушария, хотя и
были сделаны попытки дать средние характеристики по
«восточному меридиану». Более полно это сделано для зо-
зональной компоненты ветра. Оставался все же открытым во-
вопрос о возможности описания незональных особенностей вдоль
круга широты с помощью двух меридианов. Модель не опи-
описывала поведения метеорологических параметров между полю-
полюсами и широтами 70°. По существу, это была модель север-
северного полушария. Для южного полушария предлагалось исполь-
использовать модель северного полушария со сдигом на шесть меся-
месяцев. К недостаткам модели США 1972 можно отнести отсут-
отсутствие данных о меридиональной компоненте ветра и оценки
среднеквадратических отклонений от модели, которые можно
рассматривать как меру изменчивости атмосферных пара-
параметров.
В значительной степени многие из указанных недостатков
модели CIRA 1972 снимаются в первой модели, построенной
по спутниковым данным [43, 44]. Она состоит из двух частей:
в первой [43] представлена зональная модель, во второй [44]
модель немигрирующих планетарных волн с долготными
числами s= 1, 2. Данные модели дают глобальное покрытие
от 80° ю. ш. до 80° с. ш. в диапазоне от подстилающей поверх-
поверхности до высоты 80 км.
Из всех спутниковых приборов термического зондирования
авторы модели использовали приборы SCR и PMR, которые
давали глобальное покрытие по сфере. Первый прибор изме-
измерял температуру в высотном диапазоне 15—55 км с января
1973 г. по декабрь 1974 г., второй —в диапазоне высот 30—
80 км с июня 1975 г. по июль 1978 г. В силу временного раз-
разрыва между сроками работы двух приборов и их системати-
систематических различий была предложена методика сшивания данных
в области их перекрытия по высоте.
Авторы вынуждены были отказаться от использования
данных приборов LIMS и SAMS. Первый действовал в огра-
ограниченной области от 67° ю. ш, до 84° с. ш. и по времени
менее года, с октября 1978 г. по май 1979 г. Второй имел
еще более ограниченную область от 50° ю. ш. до 70° с. ш., но
более длительный период измерений — с октября, 1978 г. по
декабрь 1981 г. Авторы модели решили использовать данные
приборов LIMS и SAMS для контроля своей модели. Новым
при построении модели по спутниковым данным было исполь-
использование разложения в ряд Фурье по долготе с учетом зо-
зональных волновых чисел s = 1, 2.
Опорным уровнем модели была поверхность 30 гПа.
Трехмерное поле геопотенциальной высоты рассчитывалось
по данным о температуре путем интегрирования от уровня
30 гПа вверх с использованием уравнения гидростатики. По-
Поверхность 30 гПа по северному полушарию обеспечивалась
картами, построенными в Западном Берлине, по южному
полушарию — по данным [65]. Последние были использованы
с января 1968 г. по декабрь 1972 г., т. е. для периода, отлич-
отличного от периода спутниковых измерений. Поэтому ежеднев-
ежедневные данные осреднялись за месяц и использовались в качестве
среднемесячных данных. Для того чтобы включить в модель
данные от земной поверхности до уровня 30 гПа, использо-
использовались климатологические данные Оорта [72] для слоя 900—
50 гПа. Для контроля построенной модели проводились срав-
сравнения среднезональных значений температуры по модели и
по данным Университета в Западном Берлине. Было прове-
проведено также сравнение сезонного хода геопотенциальной вы-
высоты и температуры на стратосферных и мезосферных уровнях,
полученных по модели с данными американских и советских
ракет. Авторы [43, 44] полагают, что было достигнуто хоро-
хорошее согласие. Однако высотно-широтный разрез разностей
температур для января, полученных по данным модели и
осреднением данных модели SAMS за 1979, 1980 и 1981 гг.,
обнаруживает существенные различия.
Авторы работ [43, 44] также сравнивали свою модель
с зональной моделью Ю. П. Кошелькова [67] и нашли удо-
удовлетворительное согласие. Зональная модель [43] состоит из
двух частей. В первой температура, геопотенциальная высота
и геострофическая зональная компонента ветра представлены
как функция давления с шагом по высоте, соответствующим
высотному интервалу в половину локальной высоты однород-
однородной атмосферы, и шагом по широте, равным 10°, от 80° ю. ш.
до 80° с. ш. Данные о геострофическом ветре даны в интер-
интервале широт 70—20° для каждого полушария. Во второй части
температура, давление и плотность представлены как функция
геометрической высоты с шагом 5 км. Для температуры от
земной поверхности до высоты 80 км, для давления и плот-
плотности интервал высот составил 20—80 км.
Модель немигрирующих планетарных волн. [44] представ-
представлена как функция давления с тем же шагом, что и для зо-
зональной модели в виде амплитуд и фаз температуры и гео-
геопотенциальной высоты волн с s = 1, 2.
12.3. НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОГО
АНАЛИТИЧЕСКОГО ПРЕДСТАВЛЕНИЯ
СПРАВОЧНЫХ АТМОСФЕР
В рассмотренной выше справочной атмосфере, построен-
построенной по данным термического зондирования со спутников, ис-
использовались элементы аналитического подхода [43, 44]. Зна-
Значения температуры и геопотенциальной высоты раскладыва-
раскладывались в ряд Фурье по долготе. Однако эта справочная атмо-
атмосфера по существу четырехмерна: высота, месяц года и две
географические координаты. Возникает вопрос: а почему не
разложить метеорологический параметр в четырехмерный ряд.
При ограниченности числа базисных функций по каждой из
переменных может оказаться, что объем четырехмерной мат-
матрицы коэффициентов будет значительно меньше объема че-
четырехмерной матрицы значений метеорологического пара-
параметра, т. е. достигается экономия в записи модели. Поскольку
такой подход к созданию справочных атмосфер развит не-
недавно и имеющиеся публикации [9, 38] труднодоступны для
читателя, кратко проанализируем аппарат ^ аналитического
описания на основе одномерной модели. Необходимо анали-
аналитически описать эмпирически измеренную в отдельных точках
Xj функцию f(Xj). Пусть этих точек будет п. Аппроксимацию
-231

измеренной (восстановленной) функции в любой точке можно
представить в форме
N<n,
A2.3.1)
где f. _ независимые базисные функции.
Такое представление математики называют линейной ре-
регрессией. Задача определения коэффициентов регрессии сн
сводится к минимизации суммы квадратов невязок между
фактическими данными f(x,) и их представлением в тех же
точках, т. е. минимизацией функционала:
A2.3.2)
Осуществление этой процедуры приводит к следующему вы-
выражению для щ:
N п
A2.3.3)
Здесь
Условия минимума
дЕ
- = 0.
Необходимо перебирать все индексы. Анализ показывает,
что преобразованная величина Ч? может быть выражена
в виде
| Я, z, t) = ? ? Е S
m n i j
'«> Х
Здесь
ХФ(Ф, Ф/)Л(Л, %iL!(zmt tn, Фь Я/)
(КГ, J<J', М<М\ N < N'). A2.3.6)
Z B, zm), Т (/, tn) , Ф (Ф, Щ) и Л (Я, Я/) —
весовые коэффициенты, определенные одномерными выраже-
выражениями A2.3.4). Это очень важное обстоятельство, позволяю-
щее строить Ч^ф, A,, z, t) путем последовательного восстанов-
восстановления по аргументам. При этом очередность восстановления
по аргументам может быть любой.
i
Использование в A2.3.3) обращенной матрицы aik ставит
определенные условия, когда такое обращение возможно. До-
Допустим пока, что оно возможно. Подставим A2.3.3) в A2.3.1).
Тогда
A2.3.4)
Величина
п
j
N N
i k
зависит лишь от расположения станций, числа и вида базис-
базисных функций.
По своему смыслу это весовые коэффициенты, определяю-
определяющие вклад данного измерения f(x}) в формирование величины
f(x). Надо иметь в виду, что величины'/(*/) отягощены ошиб-
ошибками. Мерой близости восстановленной функции f(x,) к зна-
значениям f(Xj) является среднеквадратичная невязка
A2.3.5)
При увеличении числа базисных функций а11у вообще говоря,
падает. Но если одну из точек убрать, оставив п— 1, то вос-
восстановленная функция J{xj) может дать существенное отличие
от исходного 7 (*/)• В этом случае говорят о неустойчивости
восстановленной функции. Эта неустойчивость проявляется
сильнее при увеличении числа базисных функций. Нам необ-
необходимо найти компромисс в выборе числа функций. Надо
брать много функций, чтобы уменьшить ак, но не слишком
много, чтобы не возникла неустойчивость. Мерой неустой-
неустойчивости служит величина
Здесь индекс k соответствует удалению k-и станции и оу на-
находится как среднее от всех вариантов последовательного
удаления каждой из станций. Этот критерий был предложен
В. Н. Вапником [4] и носит название «скользящий контроль».
Обобщение одномерного случая на многомерный не представ-
представляет особого труда. Для четырехмерного случая запись будет
выглядеть так:
I J м N
Ч^ (ф, Я, 2, /) = 2 S S Е *1!тп<*1 (ф) X
i j tn n
Минимизируемый функционал выглядит в этом случае
/' /' М' N'
12.4. АНАЛИТИЧЕСКАЯ СПРАВОЧНАЯ АТМОСФЕРА
В аналитическом подходе, описанном в п. 1.2.3, недостает
еще многого. Прежде всего необходимо выбрать вид базис-
базисных функций. Для описания временных (сезонных) изменений
и долготной зависимости этот выбор очевиден: тригономет-
тригонометрические функции. Это определяется периодическим характе-
характером изменения метеорологических параметров по этим пере-
переменным. Весьма широкий выбор вида базисных функций по
высоте. Авторы модели, предложенной в [9], остановились
на полиномах Лежандра. Если высотная область справочной
атмосферы L [км], то в качестве аргумента для этих функций
выбирается величина^ о~)~9~у меняющаяся от —1 до 1.
Многочисленные расчеты показали, что для описания годового
хода достаточно ограничиться пятью функциями: единицей и
синусами и косинусами с годовым и полугодовым периодом.
Несколько сложнее выбор базисных функций по широте. Для
описания среднезональной части метеорологических парамет-
параметров выбираются полиномы Лежандра, а для описания незо-
незональной части присоединенные полиномы Лежандра Р^F).
Для того чтобы исключить влияние одного полушария на
другое при глобальном описании было решено описывать
каждое полушарие в отдельности. Долготные различия метео-
метеорологических параметров вдоль экватора, как правило, малы.
С учетом этого было решено априорно в модели полагать
экватор изолинией. По существу это математическое выраже-
выражение гипотезы о динамическом невзаимодействии полушарий.
Это позволяло из всех присоединенных полиномов Лежандра
отобрать половину, а именно антисимметричные относительно
экватора. Синоптический опыт показывал, что при осреднении
за много лет единственно значимым зональным волновым
числом является s = 1. В метеорологических полях отдельных
лет четко проявляется наличие волны с s = 2. Но фаза этой
волны от года к году занимает случайное положение, а по-
потому при многолетнем осреднении ее роль практически исче-
исчезает. В модели из [43, 44] использовались числа s = \ и 2,
но амплитуда волны с s = 2 нигде не превышала 30 % от
амплитуды волны с s = 1. Данные в справочной атмосфере из
[13, 14] осреднялись в стратосфере за два года, а в мезо-
сфере за три, что по существующим представлениям клима-
климатологов явно недостаточно для климатологического усредне-'
ния. Таким образом, и синоптические соображения, и резуль-
результаты справочной атмосферы [44] указывают на возможность
ограничиться волновыми числами s = 0 и 1.
Были опасения, что использование большого количества
сферических функций при наличии лишь чуть более 20 стан-
станций ракетного зондирования в северном полушарии приведет
к неустойчивости восстановленных полей. Поэтому решили
остановиться лишь на пяти сферических функциях: Ро @),
РД0), P2@), P2@)cos^ Po(9) sin Я. Дальнейший опытпока-
зал, что этот выбор обеспечивает очень большую устойчивость
восстановления и дает приемлемую среднеквадратическую не-
невязку (табл. 12.4.1). Некоторое увеличение невязок на высоте
232

Таблица 12.4.1
Среднеквадратические отклонения восстановленных значений
метеорологических параметров от результатов измерения
на станциях ракетного зондирования
Н км
Январь
и
о
м/с
ю
м/с
ГО
ь
Июль
и
ю
t) D
м/с
О
м/с
со
30
40
50
60
70
80
1,7
2,4
1,5
3,5
3,9
2,0
0,010
0,010
0,020
0,020
0,025
0,025
2,6
2,6
2,6
5,5
5,3
4,8
5,1
5,6
6,4
7,3
9,2
9,8
0,7
0,7
0,7
1,7
2,2
2,6
0,010
0,010
0,010
0,015
0,010
0,010
0,7
0,5
2,2'
3,6i
1,6
8,8
1,2
1,4
3,4
4,2
5,8
8,7
80 км, вероятно, связано с меньшим объемом данных и мень-
меньшим числом станций для этих высот. Те же сферические
функции использовались для описания компонент ветра. Вы-
Выбор сферических функций для описания скалярных полей
(р, q, T) является удобным, но плохо применим для вектор-
векторных полей, каким является ветер, особенно в окрестности
полюсов. Можно полагать, что в зоне от 70° ю. ш. до 70° с.ш.
качество описания ветра является приемлемым.
В этой модели дано распределение давления, плотности,
температуры, зональной и меридиональной составляющих
ветра, среднеквадратических отклонений для каждого из пяти
перечисленных выше параметров.
Для южного полушария число ракетных станций явно не-
недостаточно, поэтому по данным прибора PMR на спутнике
«Нимбус-7» за три года находились температуры на высотах
30—80 км. Далее эти данные согласовывались с аэрологиче-
аэрологическими данными и со средними профилями ближайш?х ракет-
ракетных станций. Такие профили были взяты в 20 точкам (услов-
(условных станциях), равномерно расположенных в южном полу-
полушарии, и далее повторялась процедура обработки, принятая
для северного полушария. Естественно, что модель для юж-
южного полушария представляет ветер лишь в геострофическом
приближении. Изменчивость характеризуется распределением
средних квадратических отклонений в северном полушарии со
сдвигом в шесть месяцев. Справочная атмосфера может да-
давать данные на каждом километре высоты от 30 до 100 км
в произвольной географической точке на любой день года.
В последнем случае имеется в виду, что данные усреднены за
месячный период, центром которого является выбранный день.
Справочная атмосфера дается в виде комплекса программ на
языке PL-1. Программное обеспечение позволяет получить
любое двумерное сечение для любого параметра четырехмер-
четырехмерной справочной атмосферы в виде таблицы или графика.
12.5. УТОЧНЕННАЯ АНАЛИТИЧЕСКАЯ
СПРАВОЧНАЯ АТМОСФЕРА СЕВЕРНОГО ПОЛУШАРИЯ
Изложенное в п. 1.2.4 аналитическое описание справочной
атмосферы обладало избыточной устойчивостью. Наличие
лишь двух тессеральных сферических функций делало фазу
незональных возмущений независимой от широты. Следова-
Следовательно, вихревые меридиональные потоки импульса и тепла
для этой модели будут независимыми от широты, чтэ далеко
от реальности [56]. Для того чтобы модель могла описывать
указанные выше величины в соответствии с реальностью, не-
необходимо было увеличить число тессеральных функции. Устой-
Устойчивость восстановления позволила поднять общее число сфе-
сферических функций до девяти, при этом несколько уменьши-
уменьшилась среднеквадратическая невязка. Одновременно было ре-
решено пересмотреть вид базисных функций для описания поля
ветра. Для описания зональной части зональной компоненты
ветра удобно выбрать функции Ро — Р2, Р2 — Р*, P4~Pq
и т. д. Для описания зональной части меридиональной компо-
компоненты ветра — функции Рх — Р3, Рг — Ps, Рь — Р7 и т. д. Та-
Такой выбор связан с тем, что зональная часть зональной ком-
компоненты не обращается в нуль на экваторе, а зональная часть
меридиональной скорости должна быть близка к нулю на
экваторе. Наоборот, незональные компоненты ветра могут
быть отличны от нуля на полюсах, в то время как присоеди-
присоединенные полиномы Лежандра на полюсах обращаются в нуль.
30 Заказ 46
Далее незональные компоненты ветра должны обращатьс}
в пуль на экваторе. Указанным условиям удовлетворяю'
функции
Р'2 (9) Р\ (9) p'q (9) I I cos X |
sin 9 ; sin 9 ' sin 0 ' "••) isinAj-
Таким образом, как для скалярных, так и для векторной
поля в уточненной справочной атмосфере используются Tpi
зональные функции и шесть незональных. Модель представ
лена чв виде таблиц коэффициентов разложения метеорологи
ческих параметров для четырех центральных месяцев сезоно1
от уровня 30 км до высоты 80 км с шагом 5 км по северном)
полушарию. По существу распределение параметров задаете*
амплитудами каждой сферической функции. Сферические
функции определяются номерами (s, п). Для cos % п положи-
положительно, для sin X п отрицательно, для зональных функций но-
номер пишется в форме @, \п\). Наряду с таблицей указыва-
указывается среднеквадратическое отклонение справочной модели от
климатических норм и значение «скользящего контроля»
В таблицах приводятся значения давления, плотности, темпе-
температуры, зональной компоненты ветра, меридиональной компо-
компоненты ветра, т. е. для пяти параметров.
12.6. СОПОСТАВЛЕНИЕ УТОЧНЕННОЙ
АНАЛИТИЧЕСКОЙ МОДЕЛИ
С ДРУГИМИ СПРАВОЧНЫМИ АТМОСФЕРАМИ
Вполне естественно, что справочные эмпирические модели
средней атмосферы (СЭМСА 1986), описанные в п. 12.4 и
12.5, носят сглаженный и в определенном смысле схематиче-
схематический характер. Однако не следует думать, что это в сколько-
нибудь значительной мере обусловлено использованием дан-
данных ограниченного числа станций ракетного зондирования.
Сопоставление полученных результатов со систематизирован-
систематизированными материалами спутниковых наблюдений показало, что
предлагаемые модели достаточно точно отражают наиболее
общие закономерности пространственно-временного распреде-
распределения метеорологических параметров средней атмосферы.
На рис. 12.6.1 приведены две карты, характеризующие
распределение температуры в январе на уровнях средней стра-
стратосферы. Несмотря на то что одна из них построена исклю-
исключительно по данным ракетного зондирования за более чем
20-летний период (СЭМСА 1986), а другая представляет ре-
результат осреднения данных спутниковых измерений за 1973—
1974 гг. [44], карты практически идентичны. Одинаково отра-
отражена и смена фаз планетарных волн при переходе от высоких
широт к низким (рис. 12.6.2). Некоторые количественные рас-
расхождения объясняются как различием в периодах осреднения,
так и тем, что одна из карт построена для уровня 30 км,
а вторая — для изобарической поверхности 10 гПа.
По имеющимся данным, зимний термический режим стра-
стратосферы характеризуется межгодовой изменчивостью. Поэтому
столь хорошее соответствие полей температуры оказалось до-
довольно неожиданным. Такое согласие носит случайный харак-
характер, поскольку карты распределения температуры в январе на
высоте 30 км, построенные по данным за 1973 и 1974 гг., в от-
отдельности значительно отличаются не только от средней карты
за 20-летний период, но и друг от друга.
На более высоких уровнях также наблюдается довольно
хорошее качественное согласие разработанной модели с ре-
результатами термического зондирования со спутников. Для
удобства сопоставления на рис. 12.6.3 и 12.6.4 данные СЭМСА
1986 представлены в функции геопотенциальных высот изо-
изобарических поверхностей 1 и 0,1 гПа. Для других сезонов
результаты сопоставления СЭМСА 1986 с данными работы
[44] оказались не менее успешными.
Как видно из рис. 12.6.5, наименее удовлетворительно
модель из [44] описывает распределение температуры в ме-
зосфере. Так, по данным [44], на высоте 75 км в точке с ко-
координатами станции Барроу температура в январе оказыва-
оказывается на 18 °С выше соответствующего значения температуры,
определенного на основе прямых ракетных измерений. Более
низкие температуры получены и на станциях о. Хейса и Туле.
Однако вряд ли будет обоснованным связывать это с нали-
наличием каких-либо систематических различий между данными
ракет и спутников, поскольку сравнения с данными других
станций, например Покер-Флет, приводят к совершенно про-
противоположному результату.
На рис. 12.6.6 представлено меридиональное распределе-
распределение средних зональных значений температуры по данным раз-
233

Рис. 12.6.1. Среднее распределение температуры (°С) в январе на уровне 30 км по данным СЭМСА 1986 (а) и
на изобарической поверхности 10 гПа по спутниковым данным (б) [44].
-35
-4-5
-55
-65L
-40г
-42
-44-
-46
70° см.
2
^•¦'-ч
Ч.
-4-8
20" с.ш.
\
JL.
90 в.Д. 180
Рис. 12.6.2. Долготные вариации температуры Т
в январе на высоте 30 км (СЭМСА 1986) (/)
и на изобарической поверхности 10 гПа по спут-
спутниковым данным B)'[44].
Рис. 12.6.3. Среднее распределение температуры (°С) в январе на уровне 1 гПа по данным СЭМСА 1986 (а)
и спутников (б) [44].

личных моделей на высоте 30 км. Зимой в средней страто-
стратосфере в тропических широтах температуры по всем моделям
находятся в достаточно хорошем согласии. В высоких широ-
широтах сопоставимость заметно ухудшается, причем если значе-
ляет уточнить имевшиеся ранее представления. По данным
CiRA 1972, максимальные значения температуры на высоте
30 км в июле (при пересчете на 15-е число) наблюдаются
в гоне 55—60° с. ш., а по модели [48] —на 75° с. ш. Подоб-
Рис. 12.6.4. Среднее распределение температуры (°С) в январе на уровне 0,1 гПа по данным СЭМСА 1986 (а)
и спутников (б) [44]. ;
Ним
о и
70
60
50
40
30
20
_
- :
1 I
VS
1 1 1 ,1
-8
-4-
12 ДГ°С
-45
Рис. 12.6.5. Отклонение средних профилей темпера-
температуры AT по данным модели [44] от результатов ра-
ракетных измерений.
;БаРР°У J71' Шк 2-<\Хейса (81° с. ш.), 3 - Туле
G6° с. ш.), 4 — Покер-Флет F5° с. ш.).
Рис. 12.6.6. Меридиональное распределение
температуры Т (°С) на высоте 30 км по дан-
данным разных моделей в июле (а) и январе (б).
ния температуры по СЭМСА 1986 и спутникам довольно
близки между собой, то по данным CIRA 1972 [51] и спра-
справочной атмосферы США [48] они существенно ниже. При
разработке последних двух моделей авторы оснозывались на
результатах ракетного зондирования на станциях, располо-
расположенных в основном в западном полушарии. Естественно по-
поэтому, что они получили распределение, характерное для
избранного диапазона долгот. Если на график нанести значе-
значения температуры по СЭМСА 1986 для 70—80° з.д то не-
нетрудно убедиться, что по крайней мере до 70° с. ш. они прак-
практически полностью совпадут с данными модели CIRA 1972 и
[48] (см. рис. 12.6.6). - Летом долготные неоднородности
в поле температуры стратосферы незначительны, поэтому
столь сильных расхождений между моделями уже не отме-
отмечается. Тем не менее, и для этого сезона СЭМСА 1986 позво-
30*
ное распределение температуры могло бы иметь место только
при сдвиге области тепла в субполярные или даже средние
широты, что противоречит данным не только ракетных, но
и спутниковых измерений [6, 43, 44].
По имеющимся представлениям, зимой в стратосфере се-
северного полушария наблюдается обширное циклоническое об-
образование с центром, смещенным в европейский сектор Арк-
Арктики [6]. В тропической зоне отмечаются области повышен-
повышенного давления, наиболее ярко выраженные над акваторией
Тихого^ океана. Подобное распределение давления на уровнях
средней атмосферы объясняется, как известно, распределением
планетарных волн, обусловленных орографией и термической
неоднородностью подстилающей поверхности [33, 35]. Именно
эти особенности отражены на рис. 12.6.7, на котором пред-
представлены среднее январское поле давления на высоте 30 км
235

и близкая к этому уровню карта барической топографии
поверхности 11,25 гПа [44]. На рисунке хорошо видно, что
в качественном отношении обе модели очень схожи между
4
восточных ветров летом по данным РЛС в Саскатуне не под-
подтверждается достаточно продолжительными измерениями на
станции ракетного зондирования Примроуз-Лейк (рис. 12.6.9).
90\а.
Рис. 12.6.7. Среднее распределение давления и скорости ветра в январе на высоте 30 км по данным СЭМСА 1986
(а) п геопотенциала изобарической поверхности 11,25 гПа (б) [44].
Ндам
3000
РгПа.
11
10
2950
2900
2850
t-2800
Нкм 1
too aJ о о
//
/I
//
\\
\ \
\
/У
/.У
\
V v
\ \
\
0,15
0,14
-6100
-6050
С
-
/у
•
90
У
°в.д.
180
90%.
-—-Но,125
а. о
Рис. 12.6.8. Долготные вариации давления и гео-
геопотенциала в стратосфере и мезосфере по дан-
данным модели СЭМСА 1986 A) и модели из
[44] B).
собой. Это подтверждает также рис. 12.6.8, на котором срав-
сравниваются долготные вариации давления (СЭМСА 1986) и
геопотенциала [44] вдоль круга широты 70° с. Как и в слу-
случае температуры, в стратосфере и мезосфере наблюдается
явное преобладание волны с 5 = 1, причем фазы планетар-
планетарных волн, определенные с помощью ракетной и спутниковой
информации, совпадают с точностью до 10—15°. Хорошее
качественное согласие наблюдается между СЭМСА 1986 и
материалами радиолокационных наблюдений в Саскатуне
[69, 70]. Более высокое расположение максимума скорости
30 0 -30 -45 -15 15
. Л. . . L J. ,
J^7 ^7 -30-45 -30 0 30
\ I I I I I
и iv vi via x хп
Рис. 12.6.9. Среднее распределение зональной состав-
составляющей скорости (м/с) ветра над Саскатуном (а, б) и
станцией Примроуз-Лейк (в).
а —по модели СЭМСА 1986, б — по данным РЛС [69] в — ра-
ракетные данные.
236

12.7. АНАЛИТИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
СРЕДНИХ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ
НА УРОВНЯХ НИЖНЕЙ ТЕРМОСФЕРЫ
Как уже указывалось выше, все принятые в настоящее
время справочные модели средней атмосферы построены
Уходящего излучения атмосферы, полученным в 1975—19?8 гг.
с помощью спутникового радиометра PMR.
В ЦАО была исследована принципиальная возможность
описания средних полей термодинамических параметров и
характеристик циркуляции нижней термосферы на основе ана-
аналитических методов. Анализ имеющегося объема ракетной и
радиолокационной информации позволил сделать заключение,
30 гл
0° 0°
Рис. 12.7.1. Среднее распределение температуры Т (°С) на высоте 90 км в июле (а) и январе (б).
¦Я?°вд.
180"
\90°в.А.
0° 0°
Рис. 12.7.2. Среднее распределение давления (гПа) на высоте 90 км в июле (а) и январе (б).
в предположении отсутствия незональных особенностей в рас-
распределении термодинамических параметров и скорости ветра.
Вместе с тем для решения ряда прикладных задач требуются
сведения о долготных неоднородностях в структуре метеоро-
метеорологических полей вплоть до уровней нижней термосферы.
Кроме того, исследование этих неоднородностей представляет
вполне определенный интерес и с чисто научной точки зрения,
в частности для экспериментальной проверки различных тео-
теоретических моделей.
Наименее изученной в этом отношении остается область
атмосферы в диапазоне высот 80—120 км. Большая часть из
немногочисленных исследовании, посвященных этому диапа-
диапазону высот, основана на материалах ракетных и радиолока-
радиолокационных измерений в метеорной зоне. В ходе их проведения
сформировались первые представления о структуре метео-
метеорологических полей на уровнях нижней термосферы [6, 27,
51]. В работе [23] предпринята попытка построения средних
карт барической топографии поверхности 0,001 гПа по данным
что подобная задача может быть успешно решена в случае
использования системы функций, принятой при разработке
эмпирических моделей мезосферы. В качестве иллюстрации на
рис. 12.7.1 —12.7.3 приведены примеры средних месячных карт
температуры, давления и линий тока на уровне 90 км. Обра-
Обращает на себя внимание согласованность карт результирующего
ветра и температуры, построенных по совершенно независи-
независимым данным. В июле (см. рис. 12.7.3 а) над полярными рай-
районами наблюдается ярко выраженная расходимость, воздуш-
воздушных потоков. Это должно приводить к восходящим движениям
и, следовательно, к понижению температуры. Зимой (см.
рис. 12.7.3 6), наоборот, в высоких широтах отмечается область
конвергенции, вызывающей нисходящие движения воздуха и
повышение температуры. Именно эти особенности и отражены
на рис. 12.7.1 а, б, характеризующих среднее распределение
температуры в метеорной зоне.
Как известно, геострофические соотношения в нижней
термосфере вследствие влияния приливов и внутренних грави-
237

тйционных волн выполняются не столь хорошо, как, например,
на стратосферных уровнях. С учетом этого наблюдающиеся
при рассмотрении рис. 12.7.2 и 12.7.3 отклонения линий тока
от расположения изобар становятся вполне объяснимыми.
месяца. Этот месяц вбирает данные за многие годы. В прин-
принципе могут быть определены статистические характеристики,
описывающие изменчивость метеорологических параметров для
декады и других интервалов. В климатологии тропосферы
Рис. 12.7.3. Схематическая карта линий тока на высоте 90 км для июля (а) и января (б).
12.8. СРЕДНИЕ.КВАДРАТИЧЕСКИЕ ОТКЛОНЕНИЯ
МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ПАРАМЕТРОВ
СРЕДНЕЙ АТМОСФЕРЫ
Изменчивость атмосферных процессов характеризуется
наблюдающимися отклонениями метеорологических парамет-
параметров от многолетних средних. Как правило, изменчивость опре-
определяется для конкретного временного интервала, чаще всего
принято рассчитывать средние многолетние значения не менее
чем за 30 лет. Для анализа структуры и циркуляции средней
атмосферы приходится мириться с меньшими временными ин-
интервалами, поскольку экспериментальные материалы появи-
появились сравнительно недавно.
Имеется много различных мер изменчивости. Чаще всего
речь идет о среднеквадратическом отклонении величин от
среднего многолетнего или стандартном отклонении. Иногда
эту величину называют просто изменчивостью.
10'* 10"
Част ото.
W* Ги,
Рис. 12.8.1. Спектры мощности зональной (а) и меридиональной (б) составляющих скорости
ветра в функции частоты на разных станциях на высоте 8G км.
1 — Покер-Флет (лето), 2 — Аделаида (лето), 3 — Аделаида (среднее за год), 4 — Таунсвилл (среднее за
год).
238

Эти характеристики, отсутствующие во всех спраЁочных
атмосферах КОСПАР, содержит, но в более общем виде,
модель ИСО [64]. Четырехмерное распределение средних
км
80 т-
во
40
20
-80
-SO
-4-0
-20
20
Рис. 12.8.2. Профили температуры (°С) на о. Хейса (80°37' с. ш.,
58°03' в. д.) A) и в Туле G6°33' с. ш., 68°19' з. д.) B)
(Гренландия) в периоды стратосферного потепления зимой
1976—1977 гг.
менной масштабы, тем больше, как правило, их вклад в из-
изменчивость. Некоторое представление о временном спектре
изменчивости в интервале от 8 сут до 5 мин для 65° с. ш.
(Покер-Флет), 20° ю. ш. (Таунсвилл) и 35° ю. ш. (Аделаида)
можно получить из рис. 12.8.1, заимствованного из работы
[80].
Большое внимание уделяется исследованию роли солнеч-
солнечной активности в изменчивости атмосферных параметров. Вре-
Временной спектр вариаций крупномасштабных процессов сред-
средней атмосферы с периодами 2—20 лет оценивается с большими
погрешностями из-за отсутствия достаточно длинных рядов
наблюдений. Этот спектр достаточно сложен. Заметного пре-
преобладания амплитуд колебаний с периодами 11 лет (период
солнечного цикла) над амплитудами с близкими периодами
не наблюдается. Поэтому в настоящее время очень трудно
отделить естественные процессы межгодовой изменчивости от
эффектов 11-летнего цикла солнечной активности. Более уве-
уверенные суждения о влиянии солнечной активности на измен-
изменчивость параметров средней атмосферы можно сделать для
периода 27 сут (период обращения Солнца вокруг своей оси).
Это обусловлено большей статистикой наблюдений [66]. Ли-
Литература, посвященная влиянию солнечной активности на из-
изменчивость атмосферных процессов, обширна и оценки роли
солнечной активности весьма противоречивы. Не меньшую
роль как для понимания атмосферных процессов, так и для
практики имеют данные о пространственных спектрах атмо-
атмосферной изменчивости.
90°
с.ш.
60
30
0
'"'II
1
6
\ \
10
I
- и
1 1 1 1 1 1 1
в)
16
12
V
Г
4
\
I I I I
j !. i j j i i. .:
VI VIII X XII II IV VI
VI VIII X XII« II /V VI VI VIII X XII II IV VI VI VIII X Xll II // >'t
Рис. 12.8.3. Широтно-временной разрез средних квадратических отклонений температуры аТ (°С) (а, б) и
давления оР/Р (%) (в, г) вдоль меридиана 90° з. д. на высоте 40 км (а, в) и 70 км (б, г).
VI VIII X XII II IV VI
VI V/II X XII /I IV VI
Рис. 12.8.4.
ной (в, г)
{б, г).
Широтно-временной разрез средних квадратических отклонений меридиональной (а, б) и зональ-
зональсоставляющих скорости ветра (м/с) вдоль меридиана 90° з. д. на высоте 40 км {а, в) и 70 км
квадратических отклонений всех параметров (температура,
давление, плотность, ветер) содержит модель [9]. Изменчи-
Изменчивость метеорологических параметров определяется процессами
с горизонтальными масштабами от десятков тысяч до сотен
метров и временными масштабами от десятков лет до несколь-
нескольких минут. При этом чем больше пространственный и вре-
Основную роль в изменчивости параметров средней атмо-
атмосферы зимой в высоких широтах играют стратосферные по-
потепления. В [42] приведены примеры сильной изменчивости,
связанной со стратосферными потеплениями (рис. 12.8.2),
а также оценки роли межгодовых вариаций по данным терми-
термического зондирования со спутников. В приэкваториальной
239

области в нижней и средней стратосфере значительный вклад
в изменчивости дают квазидвухлетние колебания, в верхней
стратосфере — полугодовые. На рис. 12.8.3 и 12.8.4, построен-
построенных по данным СЭМСА 1986, показана изменчивость темпе-
температуры, давления и составляющих'скорости ветра в страто-
стратосфере и мезосфере в различные сезоны. Практически идентич-
идентичные оценки изменчивости температуры средней атмосферы на
45° с. ш. получили авторы работы [45], основывавшиеся
в своих расчетах на результатах четырехлетних измерений
с помощью наземной лидарной установки. Построенные мо-
модели От хорошо согласуются с данными, приведенными
в «Атласе карт среднего квадратического отклонения
температуры воздуха в свободной атмосфере северного по-
полушария [1].
Наибольшая изменчивость давления отмечается в Арктике
на высоте 40 км в январе и на высоте 70 км в переходные
сезоны. В низких широтах, как и в случае температуры, про-
проявляются полугодовые вариации оР.
Максимальные значения средних квадратических отклоне-
отклонений и составляющих скорости ветра, как правило, также наб-
наблюдаются зимой в высоких и средних широтах.
12.9. КВАНТИЛИ ОДНОМЕРНОГО РАСПРЕДЕЛЕНИЯ
МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ПАРАМЕТРОВ
Более детальной характеристикой изменчивости являются
выборочные функции плотности распределений (гистограммы
50%
/ \
/'/max
40 A7"°C
Рис. 12.9.1. Вероятностные отклонения температуры
ДГ зимой в высоких и средних широтах северного
полушария.
а — о. Хейса (81° с. ш.), б —Волгоград D9° с. ш.).
распределения). Эти функции характерны тем, что чем больше
отклонение от среднего, тем меньше его вероятность.
Обычно плотность распределений нормируют на единицу.
Тогда интеграл от функции распределения между двумя
значениями аргумента (параметра) характеризует долю общей
изменчивости, приходящейся на этот интервал. Можно решить
и обратную задачу: для заданной доли (в %) определять
интервал изменений аргумента, соответствующий этой доле.
Обычно выбираются стандартные значения долей (квантилей)
распределения: 0,01, 0,05, 0,10, 0,20, 0,50, 0,80, 0,90, 0,95, 0,99.
Часть материалов, рассмотренных ниже, опубликована
в [54, 55].
-60 -40
-20
40 Д Т°С
Рис. 12.9.2. Вероятностные отклонения температуры
АГ зимой в высоких и средних широтах южного по-
полушария.
а — Молодежная F8° ю. ш.), б — о. Кергелен D9° ю. т.).
На рис. 12.9.1 и 12.9.2 приведены примеры расчета кван-
квантилей одномерного распределения, характеризующие вероят-
вероятностные отклонения температуры в высоких и средних широ-
широтах северного и южного полушария зимой. Относительный
максимум отклонений в средней стратосфере подтверждается
данными измерений со спутников [59]. Обращает на себя
внимание ярко выраженная положительная асимметрия рас-
распределения вероятностных отклонений в средних широтах юж-
южного полушария, рассчитанных по данным зондирования на
о. Кергелен D9° ю. ш.).
Аналогичные расчеты были проведены и для других ме-
метеорологических параметров страто-мезосферы: составляющих
скорости ветра, давления и плотности. На рис. 12.9.3—12.9.5.
представлены схемы глобального распределения положитель-
положительных и отрицательных отклонений плотности с накопленной
повторяемостью 5 %. Как видно, наибольшие вариации плот-
плотности наблюдаются в полярных районах. Обращает на себя
внимание несимметричность распределения отклонений плот-
плотности зимой и в переходные сезоны в средних и высоких
широтах, выраженная в несколько больших значениях положи-
положительных отклонений по сравнению с отрицательными. Отчет-
240

Нкм а)
40-
20 -
70°ю.ш. 30 10 10 30 50 70° см.
Рис. 12.9.3. Положительные (а) и отрицательные
(б) отклонения плотности (р—р)/р с накопленной
повторяемостью 5 % в декабре—феврале.
40 -
20 -
70 го.ш. 30 10 10 30 50 7О°с.ш.
Рис. 12.9.4. Положительные (а) и_ отрицательные
(б) отклонения плотности (р—р)/р с накопленной
повторяемостью 5 % в марте—мае.
31 Заказ 46
ливо это проявляется зимой в средних широтах южного
полушария, где в нижней мезосфере положительные откло-
отклонения оказываются вдвое большими (см. рис. 12.9.5).
20 30
i i i i i i I 1 1
20
70°ю.ш. 30 10
70°с.ш.
Рис. 12.9.5. Положительные (а)_ неотрицательные
(б) отклонения плотности (р—р)/р с накопленной
повторяемостью 5 % в июне—августе.
12.10. ВЕРТИКАЛЬНЫЕ КОРРЕЛЯЦИОННЫЕ ФУНКЦИИ
Выводы о физической природе статистической структуры
изменчивости можно сделать путем анализа вертикальных
корреляционных функций. Для параметров x(z) и y(z) эта
функция определяется формулой
Rxy = ([x (z) - {х (z))] [у B') - {у (*')>]>,
символ ( ) означает усреднение по выборке. Если данные
относятся к дискретным уровням, то говорят о корреляцион-
корреляционной матрице. Для оценки значимости элементов корреляцион-
корреляционных матриц используется преобразование Фишера [28]. Если
х =? у, то говорят об автокорреляционной функции или авто-
% корреляционной матрице
Rx = <[* W ~ (х (г))] [х B') - (х (
При г — г1 автокорреляционная функция определяет уже рас-
рассмотренное среднеквадратическое отклонение
Нормированную корреляционную функцию или матрицу ко-
коэффициентов взаимной корреляции определяют следующим
образом:
Rxy
Расчет матриц коэффициентов корреляции неоднократно ис-
использовался многими авторами для исследования взаимосвязи
колебаний метеорологических параметров средней атмосферы
как в пространстве, так и во времени [22, 26, 36]. В каче-
качественном отношении приводимые ниже результаты анало-
аналогичны данным, приведенным в работе [36] и рассчитанным по
материалам американских станций ракетного зондирования.
Однако приводимые здесь данные охватывают больший вы-
241

сотный интервал B0—80 км), и доверительные интервалы
коэффициентов корреляции оказались несколько меньшими.
Для анализа связей вариаций метеорологических пара-
параметров по вертикали соответствующие матрицы коэффициен-
коэффициентов автокорреляции удобно представлять в виде автокорреля-
автокорреляционных функций. Примеры таких представлений приведены
на рис. 12.10.1 —12.10.3. Зимой в высоких широтах северного
полушария наиболее часто наблюдаются противофазные ко-
колебания температуры (см. рис. 12.10.1), когда возрастание или
понижение температуры в стратосфере сопровождается похо-
НКМ &)
80 г
0,8 гт
Рис. 12.10.1. Автокорреляционные функции темпера-
температуры для зимы (а), весны (б), лета (в) и осени (г)
в высоких широтах северного полушария (о. Хейса).
Цифры у кривых указывают исходный уровень корреляции.
лоданием или потеплением на наиболее высоких уровнях. Уже
через 15—17 км от исходного уровня корреляционные связи
уменьшаются до нуля, а выше становятся обратными. Летом
корреляционные связи уменьшаются гораздо медленнее. Коэф-
Коэффициенты корреляции имеют положительные значения во всем
рассматриваемом слое стратосферы и лишь выше 65 км ста-
становятся отрицательными. Весной функция с исходным уров-
уровнем корреляции 20 км в диапазоне 20—35 км сходна по своей
структуре с зимней, однако выше носит противоположный
характер. Осенью автокорреляционные функции температуры
переходят через нуль несколько ниже. Следует отметить, что
в это время года в высоких широтах как северного, так и
южного полушария обратные корреляционные связи между
колебаниями температуры в стратосфере и мезосфере оказы-
оказываются максимальными.
Расчет матриц коэффициентов автокорреляции для стан-
станций, расположенных в различных широтных зонах северного
и южного полушария, позволил получить первое представле-
представление о характере вертикальных связей вариаций метеорологи-
метеорологических параметров в глобальном масштабе. На рис. 12.10.2
приведено меридиональное распределение коэффициентов авто-
автокорреляции температуры с исходным уровнем 25 км для
периодов с декабря по февраль и с июня по август.
В июне — августе (рис. 12.10.2 6) поле изокорреляций не
является зеркальным отображением рис. 12.10.2 а. Оно имеет
настолько явные специфические особенности, что можно го-
говорить о наличии межполушарных различий в структуре авто-
автокорреляционных функций температуры. Обращает на себя
внимание структура корреляционных функций в тропической
зоне северного полушария, рассчитанных по данным ракетных
• • • #"tT/7 О. '***••*!.• %/Z''
\ I -I 1 1 I
**w ^у,у
20
70°н)ж50 Z0 10 Ю 20 SO 70 cm.
, Рис. 12.10.2. Глобальное меридиональное распре-
распределение коэффициентов автокорреляции темпера-
температуры (высота исходного уровня корреляции 25 км)
в декабре—феврале (а) и июне—августе (б).
70°юл50 JO 10 10 30 50 70°сж
Рис. 12.10.3. Глобальное меридиональное распре-
распределение коэффициентов автокорреляции плотно-
плотности (высота исходного уровня корреляции 25 км)
в декабре—феврале (а) и июне—августе (б).
242

измерений на полигоне Тумба. В любое время года она имеет
особенности, характерные для структуры корреляционных
функций температуры средних и высоких широт южного по-
полушария. Можно предположить, что температурные вариации
средней атмосферы в низких широтах северного полушария
в какпй-то мере определяются процессами, развивающимися
в стратосфере и мезосфере южного полушария. На рис. 12.10.3
представлены результаты сопоставления структурных особен-
особенностей вертикальных корреляционных связей вариаций плот-
Нкм
80г aJ
*;
70
60'
40-
20 -
-Ofi 0 0,4- 0,8 1,2 -0,U 0 Ofi Ofi rT?
Рис. 12.10.4. Взаимокорреляционные функции темпе-
температуры и плотности для зимы (а), весны (б), лета
(в) и осени (г) в высоких широтах северного полу-
полушария (о. Хейса).
указывает на то, что ослабление западных потоков в нижней
стратосфере части происходит с одновременным увеличением
плотности в верхней стратосфере и нижней мезосфере. В эква-
экваториальных районах наблюдается обратная картина, хотя зна-
значение коэффициентов корреляции не столь велики. Большие
межполушарные различия в структуре корреляционных функ-
функций летом трудно объяснимы и требуют дальнейшего иссле-
исследования.
Нкм
80
60
°)
:0^^^/Щ^^
70°с.ш50
10 10 30 50 70 90°с.ш
Рис. 12.10.5. Глобальное меридиональное распре-
распределение коэффициентов взаимной корреляции зо-
зональной составляющей скорости ветра и плотно-
плотности (высота исходного уровня корреляции 25 км)
в декабре—феврале (а) и июне—августе (б).
ности в различных широтных зонах северного и южного полу-
полушария. Как и при анализе корреляционных функций темпера-
температуры, в данном случае наблюдаются довольно значительные
межполушарные различия.
Расчет матриц коэффициентов взаимной корреляции по-
позволяет оценить связи вариаций различных метеорологических
параметров. На рис. 12.10.4 представлены графики взаимных
корреляционных функций температуры и плотности, построен-
построенные на основе данных измерений на о. Хейса. Анализ значений
диагональных элементов взаимных корреляционных матриц
температуры и плотности показал, что в стратосфере и мезо-
мезосфере связи между ними в течение всего года либо незначи-
незначительны, либо практически отсутствуют. Исключение составляет
осенний сезон, в котором в высоких и средних широтах обоих
полушарий корреляционная связь между вариациями темпе-
температуры и плотности на фиксированных уровнях достаточно
велика (табл. 12.10.1). Данные, приведенные в табл. 12.10.1,
свидетельствуют, что если в стратосфере в сентябре — ноябре
повышение или понижение температуры обычно сопровожда-
сопровождается синхронными изменениями плотности, то в мезосфере
колебания этих параметров носят противофазный характер.
Корреляционные связи между составляющими скорости
ветра и термодинамическими параметрами средней атмосферы
оказались незначительными.
Следует, правда, отметить, что в отдельных случаях кор-
корреляционная связь между вариациями циркуляционных пото-
потоков и температурой, давлением и плотностью оказывается до-
достаточно большой. На рис. 12.10.5 показано глобальное рас-
распределение коэффициентов взаимной корреляции зональной
составляющей скорости ветра и плотности. Наиболее интерес-
интересным представляется поведение корреляционных функций
в средних широтах зимнего полушария. Наличие в этих рай-
районах обширных областей с обратной корреляционной связью
Кратко опишем данные о корреляционных горизонтальных
связях метеорологических параметров в средней атмосфере.
Поскольку речь идет об отклонениях от климата, то необхо-
необходимо иметь достаточно подробное описание климатических
норм на поверхности сферы. Как было показано в главе 11,
такие климатические описания средней атмосферы только по-
появляются и проводятся с использованием данных аэрологиче-
аэрологического зондирования. В частности, был исследован вид авто-
автокорреляционных функций геопотенциальной высоты уровня
10 гПа и температуры [24, 25]. Полученные оценки исходят
* Таблица 12.10.1
Значения диагональных элементов взаимных корреляционных
матриц температуры и плотности. Осень
Я км
о. Хейса
Точка „О
Волгоград
Молодежная
80 •
75
70
65
60
55
59
45
40
35
30
25
20
—0,28
—0,54
• —0,50
—0,33
—0,13
—0,16
0,26
0,43
0,72
0,84
0,86
0,77
0,38
0,19
0,53
0,73
0,69
0,59
0,49
0,24
—0,11
—0,27
—0,45
—0,46
—0,26
0,14
0,35
0,50
0,57
0,58
0,52
0,41
олз
—0,64
—0,41
—0,36
—0,36
—0,26
0,00
0,32
0,55
0,63
0,74
0,74
0,72
0,29
243

из изотропности автокорреляционной функции. Если радиус
корреляции определять по первому пересечению функцией
нуля, то он соответствует 30—60° и, следовательно, для сред-
средних широт превышает 4000 км (рис. 12.10.6).
По данным нескольких радиометеорных станций была
сделана попытка измерения автокорреляционной функции ком-
компонент ветра на высоте 93 км [30]. Оценки радиуса корреля-
корреляции несколько ниже данных по аэрологическому зондирова-
зондированию на уровне 10 гПа. Поэтому можно ожидать, что в интер-
интервале высот 30—90 км автокорреляционные функции метеоро-
метеорологических параметров имеют примерно указанные выше авто-
V f
ю
0,2 0,4
Ofi 0,8 р рад
Рис. 12.10.6. Корреляционные функции геопотенциальной вы-
высоты (а) и температуры (б) изобарической поверхности 10 гПа
в угловой мере расстояния.
/ — зима, 2 — лето.
корреляционные радиусы. Можно отметить, что поведение
функций па расстояниях, больших 0,6—1 рад, практически
неизвестно.
12.11. ЕСТЕСТВЕННЫЕ ОРТОГОНАЛЬНЫЕ
СОСТАВЛЯЮЩИЕ ВЕРТИКАЛЬНЫХ ПРОФИЛЕЙ
МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ПАРАМЕТРОВ
СРЕДНЕЙ АТМОСФЕРЫ
В последнее время достаточно большое внимание уделя-
уделяется задаче разложения последовательности метеорологиче-
метеорологических полей на естественные ортогональные составляющие.
В СССР этими вопросами начали заниматься в конце 50-х —
начале 60-х годов [2, 29]. Позднее метод представления ме-
метеорологических полей посредством разложения по естествен-
естественным составляющим получил дальнейшее развитие [16, 17, 31,
32, 37, 54]. Главным достоинством этого метода является
возможность с помощью малого числа членов ряда описать
практически весь спектр вариаций параметров атмосферы.
Допустим, что в результате статистических оценок най-
найден модельный профиль рассматриваемого параметра как
функция высоты /о(z). Тогда каждый конкретный профиль
в области высот от условного нуля до L может быть пред-
представлен в виде
f (г)=
A2.11.1)
5
i
где ci — случайные коэффициенты, имеющие размерность рас-
рассматриваемого параметра, Fi(z)—некоторая полная система
безразмерных функций. Эта система базисных функций удо-
удовлетворяет интегральному уравнению
L
z)Fk(z)
A2.11.2)
Функции Fh(t) ортонормированы. Условие нормировки имеет
вид
L
\Fi(z')Fk(z')
A2.11.3)
Если интеграл заменить интегральной суммой для конечного
числа высотных уровней, то интегральное уравнение превра-
превращается в систему алгебраических уравнений, а ядро инте-
интегрального уравнения (автокорреляционная функция) — в авто-
автокорреляционную матрицу.
В этом случае естественная ортогональная функция Pk(t)
превращается в собственный вектор матрицы, а собственное
число ak интегрального уравнения — в собственное число мат-
матрицы. При этом
A2.11.4)
20
-0,4- О Ofi 0,8 -0,8 -Ofi 0 Ofi 08
70
SO
30
20
0,8
Рис. 12.11.1. Естественные ортогональные
функции температуры (а) и зональной со-
составляющей скорости ветра (б), рассчитан-
рассчитанные по данным ракетного зондирования на
о. Хейса.
1 — зима, 2 — лето.
Число k, как правило, определяет число нулей собственной
функции. Для к = 1 — отсутствие нулей, k = 2 — один нуль
и т. д. Таким образом, разложение по собственным функциям
представляет собой разложение по спектру вертикальных
масштабов вариаций. Величина
alF\ (О
dk(i)= * A2.11.5)
(о
k=\
определяет вклад функции Fk в общую изменчивость.
В работах [16, 29] показано, что система собственных
функций уравнения A2.11.2) оптимальным образом (в смысле
среднего квадрэтического приближения) описывает рассмат-
рассматриваемую последовательность метеорологических полей при
некотором ограниченном числе членов разложения. Не менее
важным следует признать свойство известной статистической
устойчивости естественных ортогональных составляющих при
изменении широты [31, 32].
На рис. 12.11.1 в качестве примера приведены первые
три естественные ортогональные функции, характеризующие
244

вариации температуры и зональной составляющей скорости
ветра в высоких широтах северного полушария (всего рассчи-
рассчитывалось десять функций). Функции нанесены на график
в порядке убывания собственных значений корреляционных
матриц. Как видно, наиболее вероятными являются противо-
противофазные вариации температуры, когда похолодание или потеп-
потепление в стратосфере сопровождаются противоположными
изменениями температуры в мезосфере зимой и в верхней
мезосфере летом. Зимой второй по вкладу в общую диспер-
дисперсию температуры оказывается функция, описывающая более
Нкм а)
80 г-
60
40
20
80
г- ')
20-
70°№.5Q 30
Рис. 12.11.2. Вклад волновых возмущений с вер-
вертикальным масштабом />60 км в изменчивость
температуры в декабре—феврале (а) и июне—
августе (б).
/ — области, где величины
B0—80 км), а вторая имеет один нуль. Анализ рис. 12.11.2
показывает, что летом этих двух функций вполне достаточно
для описания термического режима практически во всем слое
страто-мезосферы в средних и высоких широтах обоих полу-
полушарии. Исключение составляет нижняя стратосфера, которая
находится под определенным воздействием волновых процес-
процессов меньшего масштаба, развивающихся в тропосфере. Зимой
наибольший вклад этих функций отмечается в умеренных
широтах в средней стратосфере и средней мезосфере. Инте-
Интересно, что в тропической стратосфере, а также на уровне
Нкм а
60
60
40
20
во
60
0,7"
20 -
70°пж50 30 10 10 30 50 70*с.щ,
Рис. 12.11.3. Вклад волновых возмущений с вер-
вертикальным масштабом />60 км в изменчивость
зональной составляющей скорости ветра в де-
декабре—феврале (а) и июне—августе (б).
сложную ситуацию, при которой потеплению (похолоданию)
в нижней стратосфере и верхней мезосфере сопутствует по-
похолодание (потепление) в районе стратопаузы. Летом на
втором месте стоит функция, отражающая одинаковые изме-
изменения температуры во всем слое страто-мезосферы. Весной и
осенью изменчивость термического режима в Арктике также
определяется в основном процессами, вызывающими противо-
противофазные колебания температуры в стратосфере и мезосфере.
Зимой и осенью во всех широтных зонах северного и
южного полушария структура естественных ортогональных
функций температуры имеет в общем сходный характер. Ле-
Летом и весной между Арктикой и Антарктикой наблюдаются
определенные различия. Обращает на себя внимание тот факт,
что в Антарктике, по сравнению с полярными районами
северного полушария, в формировании термического режима
значительно большую роль играют процессы, сопровождаю-
сопровождающиеся одинаковыми изменениями температуры в стратосфере
и мезосфере. На графиках функция, описывающая эти про-
процессы, стоит на первом месте летом и на втором — весной.
При практическом использовании естественных ортого-
ортогональных составляющих необходимо иметь представление
о скорости сходимости разложений по оптимальным функциям
на отдельных уровнях. На рис. 12.11.2 приведены схемы гло-
глобального распределения величин dk(i), характеризующих
вклад в общую дисперсию температуры волновых возмуще-
возмущений с вертикальным масштабом />60 км. Эти возмущения
описываются двумя естественными составляющими: первая не
имеет ни одного нуля в рассматриваемом интервале высот
стратопаузы в высоких широтах зимнего полушария волновые
возмущения с / > 60 км заметного влияния на формирование
термического режима не оказывают.
При рассмотрении естественных ортогональных функций
составляющих скорости ветра обращает на себя внимание, что
почти во все сезоны и во всех широтных зонах, за исключе-
исключением тропических районов, структура этих функций имеет
весьма сходный характер. На первом месте по вкладу в об-
общую дисперсию стоят функции, не имеющие ни одного нуля,
в диапазоне высот 20—80 км. На втором месте стоят функ-
функции, имеющие один нуль и отражающие возможность реали-
реализации противофазных вариаций ветра. Указанные функции
достаточно полно характеризуют режим циркуляции в высо-
высоких и средних широтах выше 30—35 км. Для аналитического
представления изменчивости ветра в тропических и эквато-
экваториальных широтах следует использовать большее число функ-
функций. Более сложный спектр колебаний скорости ветра наблю-
наблюдается также зимой в верхней мезосфере и практически в те-
течение года в нижней стратосфере (рис. 12.11.3). Наименьшее
число ортогональных функций требуется для описания измен-
изменчивости давления и плотности.
12.12. НЕСТАЦИОНАРНЫЕ ПЛАНЕТАРНЫЕ ВОЛНЫ
Здесь речь может идти о нестационарности во времени
эмигрирующих планетарных волн, привязанных к неоднород-
ностям орографии и температуры подстилающей поверхности,
245

и о мигрирующих планетарных волнах тропосферы и страто-
стратосферы или волнах Росби. Последние с трудом выделяются ра-
ракетной сетью, но довольно уверенно могут быть выделены
приборами термического зондирования со спутников (напри-
(например, прибором SSU на борту спутников «Трайрос-Н» и
НУОА). Ниже мы приведем ряд выводов, полученных по
данным спутников о поведении волн Росби в стратосфере, из
работы [61]. Любая волна будет характеризоваться парой чи-
чисел (s, /). Здесь s — зональное волновое число, а /—1 число
нулей у функции между полюсами. С этой точки зрения рас-
рассматриваются волны A, 1), A, 2), A, 3) и B,1), имеющие,
согласно теории Росби—Блиновой, периоды 5, 10, 16 и 4 сут
соответственно.
Авторы работы [61] отмечают следующее:
1) указанные моды появляются нерегулярно в течение
всего года и в большинстве случаев длятся 1—2 месяца;
2) их амплитуда в северном полушарии больше, чем
в южном, вследствие асимметричности среднего зонального по-
потока относительно экватора;
3) их вертикальная структура подобна простой моде
волны Лэмба, т. е. их фаза практически не меняется с вы-
высотой.
Авторы отмечают также, что с ростом s и / растет влия-
влияние неоднородностей фонового поля параметров на эти моды,
область периодов волн расширяется. Моды A, 1) и B, 1)
никогда не существуют одновременно, в то время как более
высокие моды могут появиться одновременно. Обращается
внимание на то, что некоторые моды (не указано какие) по-
появляются перед стратосферными потеплениями. В этот пе-
период амплитуды волн Росби могут достигать порядка вели-
величины амплитуды стоячих планетарных волн. Может также
наблюдаться взаимодействие мигрирующей волны Росби со
стоячей планетарной волной, при этом постоянные компоненты
вектора Элиассена—Палма начинают осциллировать во вре-
времени с периодом волны Росби.
Эта идея взаимодействия стоячей волны с волной Росби
подтверждается также лидарными измерениями температуры
в области высот 30—90 км в Верхнем Провансе, ведущимися
с 1981 г. Отмечается случайное присутствие волн Росби зимой
с периодами 5—20 дней, сопровождающееся стратосферными
потеплениями и связанными с ними мезосферными похолода-
похолоданиями, отделенными друг от друга периодами в 25—50 дней
[60]. Авторы [61] связывают эти потепления и похолодания
с нелинейным взаимодействием стоячих волн и волн Росби.
Различие в картах, построенных по данным разных при-
приборов, установленных на спутниках, для одних и тех же дней,
можно найти в [49, 501 • Хотя качественно поля, получаемые
разными приборами или одним и тем же прибором на разных
спутниках, дают качественно согласующуюся картину плане-
планетарных волн; более сложные характеристики, такие, как век-
вектор Элиассена—Палма и его дивергенция, имеющие отноше-
отношение к прогнозу, значительно различаются в стратосфере. И это
пока мешает использованию спутниковых данных в задачах
прогноза.
Подводя итог сказанному выше, отметим, что в настоя-
настоящее время имеются качественные оценки нестациоиарнпсти
немигрирующих планетарных волн и мигрирующих волн
Росби. Эти данные получаются на оперативной основе со
спутников в США и Англии.
12.13. МЕЗОМАСШТАБНЫЕ ВОЗМУЩЕНИЯ АТМОСФЕРЫ
Мезомасштабные вариации параметров средней атмо-
атмосферы характеризуются временными масштабами от несколь-
нескольких минут до нескольких часов. Вариации с периодами более
5 мин и до нескольких часов с горизонтальными размерами от
десятка до нескольких тысяч километров и вертикальными
масштабами от сотен метров до десятков километров, как
правило, приписывают внутренним гравитационным волнам
(ВГВ). Некоторые не разделяют такой точки зрения и связы-
связывают эти возмущения с «двумерной» крупномасштабной тур-
турбулентностью. Разобраться в этих вопросах нелегко. Наблю-
Наблюдения с помощью MST-радаров в высоких широтах принесли
ряд свидетельств о существовании ВГВ в верхней мезо-
сфере [411. Имеются и другие свидетельства в пользу преоб-
преобладания ВГВ в качестве мезомасштабиых возмущений. При-
Приведем некоторые спектральные характеристики мезомасштаб-
мезомасштабиых возмущений, как они описаны в работе [78].
Спектр мощности горизонтальной компоненты скорости
ветра в зависимости от горизонтального волнового числа k
и вертикального волнового числа т представлен на рис. 12.13.1.
Спектр мощности той же компоненты скорости в за-
зависимости от частоты представлен на рис. 12.13.2. Спектр
мощности вертикальной компоненты скорости в зави-
зависимости от частоты изображен на рис. 12.13.3. Даль-
Дальнейшее рассмотрение связано с понятием «насыщения»
103км 10
-J
Рис. 12.13.1. Пространственный спектр мощности
горизонтальной составляющей скорости в зависи-
зависимости от горизонтального волнового числа k и
вертикального волнового числа т.
-4 -J
Logr ud цикл/с
-2
Рис. 12.13.2. Временной спектр мощности
горизонтальной составляющей скорости
в зависимости от частоты со.
Кривая относится к высоте 8,1 км, точки--
в окрестности высоты 85 км.
ВГВ. В изложении этого понятия Линдзеном [68] предпола-
предполагается, что в силу падения плотности с высотой амплитуда
скорости в волне растет так, что величина pv2 = const. Вме-
Вместе с амплитудой скорости растет и амплитуда колебаний
температуры Т. Когда величина дТ/dz становится больше
g/cv (адиабатический градиент температуры), волна в этом
246

месте начинает разрушаться. Это равнозначно появлению
декремента затухания волны, который больше инкремента ее
роста, обусловленного падением плотности. Амплитуда ско-
скорости в волне становится постоянной, а плотность энергии
волны затухает вверх как плотность. В этих условиях волна
отдает «среднему» движению и свою энергию, и свой импульс.
Одним из экспериментальных свидетельств «насыщения»
ВГВ являются ракетные данные о температурных и ветровых
профилях с достаточно высоким вертикальным разрешением
[62]. В этой работе также получены элементы климатологии
[79] на основе данных MST-радара в Покер-Флет (Аляска)
была сделана попытка разделить эффекты ВГВ и двумерной
Рис. 12.} 3.3. Временной спектр мощности вертикаль-
вертикальной составляющей скорости в зависимости от ча-
частоты @.
ВГВ, правда до высоты 60 км (рис. 12.13.4). Наличие непре-
непрерывных по спектру пакетов ВГВ может затуманить картину
насыщения. Была сделана попытка разобраться в структуре
спектра ВГВ, выяснить, какая часть спектра ВГВ относится
к «насыщенным» волнам, а какая нет [75]. В работе [75] об-
обращается внимание на то, что условие «насыщения» волны
dT/dt = g/cp равнозначно условию и! = с— п. Но для инте-
интересующей нас части спектра ВГВ дисперсионное уравнение
дает
— и =
N
m
где m — вертикальное волновое число, N — частота Брента—
Вяйсяля. Тогда и'2/2 = N2l2m2, а спектральная плотность
энергии будет равна
Итак, спектральная плотность для «насыщенных» ВГВ имеет
универсальный вид. Более крупные волны с меньшими m на
данной высоте не будут насыщенными и их спектр не будет
зависеть от т. В результате спектр графически имеет вид,
изображенный на рис. 12.13.5. Критическое т*, на котором
спектр от закона т~г переходит к константе, передвигается
с ростом высоты влево, в сторону больших вертикальных
масштабов. Если точка зрения авторов справедлива, то не
только в мезосфере и нижней термосфере, но и в стратосфере
и тропосфере ВГВ оказывают влияние на среднюю циркуля-
циркуляцию. В последних прогностических схемах (прогноз погоды)
обязательно учитывается трение, связанное с ВГВ. В работе
dU
SO
30
n
\
j
S
i
J
V
^max,
2
N—
\ min / у
^-*\ V^rriax
>^ ^—^
i i
min \
i i
-4
и
IV
VI
VIII
XI/
Рис. 12.13.4. Широтно-временнбй разрез средних по
высоте интенсивностей вариации ветра (м/с) (а) и
температуры (°С) (б) в качестве меры интенсивности
ВГВ (с точностью до множителя порядка 1).
Длина волны
S 2 1 0,5 0,2 0,1 км
10'
Волнобое число
10 цикл/м
Рис. 12.13.5. Рафинированный спектр мощности
горизонтальной скорости в зависимости от вер-
вертикального волнового числа т.
турбулентности с учетом того факта, что двумерная турбу-
турбулентность не порождает вертикальных движений. Получен
предварительный вывод, что двумерная турбулентность может
вносить лишь незначительный вклад в возмущения нижней
термосферы.
247

В общем следует отметить, что сведения о мезомасштаб-
ных вариациях параметров средней атмосферы и, в частно-
частности, о ВГВ носят далеко не полный характер. В настоящее
время измеряется лишь часть параметров ВГВ, необходимых
для их полного описания. Наибольший вклад в исследования
ВГВ внесли радйометеорные измерения, ракетное зондирова-
зондирование, MST-радары и наблюдения за свечением ночного неба.
Так, на основе радиометеорных измерений и наблюдений за
свечением ночного неба в Ашхабаде проведен анализ вихре-
вихревых движений нижней термосферы [7, 8].
12.14. ПРИЛИВЫ В СРЕДНЕЙ АТМОСФЕРЕ
Данные о приливах в средней атмосфере выше 80 км были
получены в основном с помощью радиометеорных радаров.
В последнее время их существенно дополняют установки ча-
частичных отражений радиоволн, MST-радары. Для высот ниже
80 км значительную роль сыграли специальные эксперименты
по проведению учащенного ракетного зондирования, органи-
организованные как в СССР [3], так и за рубежом [53].
Приливы — это планетарные волны, а также зональные
колебания с Г/я, где Т — либо солнечные сутки (солнечный
термический прилив), либо лунные сутки (лунный гравитаци-
гравитационный прилив), а п — натуральные числа.
Наиболее хорошо изучен мигрирующий прилив, суточный
и полусуточный приливы, обегающие Землю ровно за сутки.
Слабее выражены и менее изучены немигрирующие приливные
колебания, происходящие синхронно на всех меридианах (зо-
(зональные колебания). Немигрирующий прилив, очевидно, об-
образуется в результате модуляции мигрирующего прилива по
долготе стационарными планетарными волнами с тем же дол-
долготным числом, что и у мигрирующего прилива [39].
Амплитуды приливов с заданным волновым числом могут
быть разложены по широте в ряды по базисным функциям.
Естественными для приливов являются функции Хафа [39],
зависящие от долготного волнового числа 5 и числа п (ха-
(характеризует широтную зависимость). Волна, соответствующая
паре чисел E, я), носит название моды прилива. Можно ука-
указать два принципиально разных класса мод прилива: верти-
вертикально распространяющиеся (фаза волн практически линейно
меняется с высотой) и захваченные (фаза волн практически
не меняется с высотой). Иногда второй класс волн называ-
называется «волноводным».
Амплитуда приливных колебаний скалярных параметров
(Т, р, р) имеет максимальные значения на экваторе или
в умеренных широтах и стремится к нулю на полюсах, ампли-
амплитуды приливных колебаний ветра могут достигать максимума
в высоких широтах.
В области до высоты 80 км лучше изучены приливные ко-
колебания ветров по ракетным данным [3, 53].
Суточные приливы, как правило, являются вертикально
распространяющимися, хотя на отдельных высотах наблюда-
наблюдаются скачки фаз. Вертикальная длина волны в зависимости
от сезона и широты меняется от 5—7 км до 30 км.
До высоты 60 км на всех широтах амплитуда волны ветра
не превосходит 15 м/с, имеет тенденцию возрастать снизу
вверх. К высоте 100 км амплитуда может достигать 30 м/с.
Но здесь поведение фазы с высотой предполагает смесь рас-
распространяющихся и захваченных мод. Суточный прилив
в этой области высот носит неустойчивый, изменчивый во
времени характер. Представления о сезонном ходе мигрирую-
мигрирующих приливов 52° с. ш. в области высот 70—110 км можно
получить из работы [52].
Полусуточные вариации ветра в приливах имеют более
устойчивый характер, их амплитуда растет с высотой, дости-
достигая на уровне 60 км 15 м/с, а иногда и больше. К высоте
ПО км амплитуда прилива может в отдельных случаях пре-
превысить 30 м/с.
В зависимости от сезона и широты фаза полусуточного
прилива может показывать черты как распространяющихся,
так и захваченных мод. На высоте 70—ПО км фаза полусу-
полусуточного прилива ведет себя неопределенно. Были сделаны
международные координированные усилия установить широт-
широтную структуру как полусуточных, так и суточных мод прилива
в метеорной зоне (примерно до высоты 95 км). Уверенных
выводов о широтной структуре приливов не получено.
Приливные вариации температуры оценивались по данным
некогерентного рассеяния радиоволн на высоте 100—130 км
в Мшкт-н-Хилл D2° с. ш.) [81]. Амплитуда полусуточных
колебаний на высоте 115 км оценивалась в среднем в 27 К,
а вертикальная длина волны (область изменения фазы на
248
360°) оценена в 47 км. Видимо, амплитуда колебаний темпе-
температуры является минимальной в период солнцестояний и мак-
максимальная вертикальная длина волны наблюдается зимой.
Следует отметить, что теория приливов позволяет легко пере-
пересчитывать амплитуды ветров в амплитуды любых параметров
для отдельных приливных мод [39].
Более детальное представление о приливах выше 90 км
можно получить из работы [15].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Атлас карт среднего квадратического отклонения темпе-
температуры воздуха в свободной атмосфере северного полу-
полушария.— М.: Гидрометеоиздат, 1983. — 98 с.
2. Б а г р о в А. Н. Аналитическое представление последова-
последовательности метеорологических полей посредством естествен-
естественных ортогональных составляющих. — Труды ЦИП, 1959,
вып. 74, с. 3—24.
3. Бут к о А. С. и др. Особенности суточных и полусуточ-
полусуточных колебаний температуры и ветра над п. Волгоград.—
В кн.: Суточные и широтные вариации параметров атмо-
атмосферы и корпускулярного излучения. Л.: Гидрометеоиздат,
1976, с. 86—104.
4. Вапник В. Н. Восстановление зависимостей по эмпири-
эмпирическим данным. — М.: Наука, 1979. — 447 с.
5. Воздушные течения в мезосфере Антарктики/ С. С. Гайге-
ров, М. Я. Зайчиков, М. Я. Калихман, В. В. Федоров.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1975. — 60 с.
6. Г а й г е р о в С. С. Исследование синоптических процессов
в высоких слоях атмосферы. — Л.: Гидрометеоиздат,
1973. —250 с.
7. Гаврилов Н. М., Калов Е. Д. Исследование энергии
гравитационных волн радиометеорным методом. ДЕП.
Кирг.ИНТИ 11/III-1985, № 184, Ки-85, с. 141 — 147.
8. Гаврилов Н. М., Калов Е. Д. Статистическое иссле-
исследование внутренних гравитационных волн в метеорной
зоне. ДЕП Кирг.ИНТИ 14/111-1985, № 184, Ки-85, с. 148—
159.
9. Глазков В. Н. и др. Аналитические методы описания
полей метеорологических параметров и результаты их при-
применения при моделировании структуры и циркуляции сред-
средней атмосферы. — Ионосферные исследования, 1986, № 39,
с. 52—60.
10. ГОСТ 440—64 Таблицы стандартной атмосферы. — М.:
Изд-во стандартов, 1964.
П. ГОСТ 4401—73 Стандартная атмосфера. Параметры. — М.:
Изд-во стандартов, 1974,— 117 с.
12. ГОСТ 22721—77 Стандартная атмосфера. — М.: Изд-во
стандартов, 1977. — 51 с.
13. ГОСТ 24631—81 Атмосфера стандартная. — М.: ПК стан-
стандартов, 1981.— 179 с.
14. ГОСТ 24631—81 Атмосферы справочные. Параметры.-—
М.: ГК Стандартов, 1982. —30 с.
15. Дулькин В. Н. Моделирование суточных вариаций пара-
параметров термосферы с учетом электродинамических сил.
Автореф. дисс. на соискание учен, степени канд. физ.-мат.
наук. — Долгопрудный, 1981.
16. Естественные составляющие метеорологических полей/
А. В. Мещерская, Л. В. Руховец, М. И. Юдин, И. И. Яков-
Яковлева.— Л.: Гидрометеоиздат, 1970.— 199 с.
17. И в ан о вс к ий А. И., Федоров В. В. Оптимальные
представления вертикальных профилей температуры и их
приложения к исследованию изменчивости термодинами-
термодинамических параметров стратосферы и мезосферы. — Труды
ЦАО, 1985, вып. 160, с. 84—89.
18. Измерения ветра на высотах 90—100 км наземными ме-
методами. — Л.: Гидрометеоиздат, 1978. — 343 с.
19. Казимировский Э. С, Кокоуров В. Д. Движе-
Движение в ионосфере. — Новосибирск: Наука, 1979.— 344 с.
20. К и д и я р о в а В. Г., Т а р а с е н к о Д. А. Модели экс-
экстремальной арктической зимней атмосферы на высотах
20—80 км. — Метеорология и гидрология, 1972, №4,
с. 43—49.
21. Кидиярова В. Г., Тарасенко Д. А. Долготный
эффект в распределении средних полей метеоэлементов
стратомезосферы. — Изв. АН СССР, Физика атмосферы
и океана, 1975, т. 11, № 4, с. 404—407.
22. Кидиярова В. Г., Щерба И. А. Об эволюции взаи-
взаимосвязей между крупномасштабными процессами страто-
стратосферы и тропосферы в течение зимнего сезона. — В кн.:
Труды Третьего Всесоюзного совещания по исследованию
динамических процессов в верхней атмосфере. М • Гидро-
Гидрометеоиздат, 1983, с. 206—211,

23. Кошельков Д. П. Средние поля давления и геостро-
геострофическая циркуляция в метеорной зоне. — Метеорология
п гидрология, 1986, № 7, с. 17—25.
24. Кур акин В. С, 3 а х а р и е в В. И., Гайтанджи-
е в а Л. 3. Исследование статистической структуры полей
геопотенциала и температуры в стратисфере по данным
аэрологического зондирования.— В кн.: Исследования
верхней атмосферы Земли. — М.: Гидрометеоиздат, 1984,
с. 221—228.
25. Куракин В. С, Сахнев Б. И. Пространственная
статистическая структура метеорологических полей на
изобарической поверхности 10 гПа. — Труды ЦАО, 1988,
вып. 167, с. 25—31.
26. Метеорология верхней атмосферы Земли. — Л.: Гидроме-
Гидрометеоиздат, 1981. —270 с.
27. М и н и н а Л. С, Петросянц М. А., Портня-
г и н Ю. И. О циркуляционных системах в северном полу-
полушарии на высотах 80—100 км. — Метеорология и гидро-
гидрология, 1977, № 3, с. 15—24.
28. М и т р о п о л ь с к и й А. К. Техника статистических вы-
вычислений. — М. — Л., 1961. —479 с.
29. Обухов А. М. О статистических разложениях эмпири-
эмпирических функций. — Изв. АН СССР. Сер. геофиз., 1960,
№ 3, с. 482—496.
30. П о р т н я г и н Ю. И. Крупномасштабные спектры неод-
неоднородности в поле ветра на высотах 80—100 км. — Изв.
АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1982, т. 17, № 3,
с. 236—242.
31. Руховец Л. В. Об оптимальном представлении верти-
вертикальных распределений некоторых метеорологических эле-
элементов. — Изв. АН СССР. Сер. геофиз. 1963, № 4, с. 626—
636.
32. Руховец Л. В. О статистически оптимальных пред-
представлениях распределений метеоэлементов в тропосфере
и нижней стратосфере. — Труды ГГО, 1964, вып. 165,
с. 60—77.
33. Рязанова Л. А., Трубников Б. Н., Щерба И. А.
О влиянии орографии п термической неоднородности под-
подстилающей поверхности на структуру полярного зимнего
вихря в стратосфере. —Труды ЦАО, 1967, вып. 76,
с. 62—70.
31. Термический режим и циркуляция в средней атмосфере/
С. С. Гайгеров, Э. Д. Жорова, М. Я. Калихман, В. В. Фе-
Федоров. — Метеорология и гидрология, 1986, № 7, с. 5—10.
35. Т р у б н и к о в Б. Н., Щерба И. А. О вертикальном
распространении крупномасштабных тропосферных возму-
возмущений в стратосфере. — Труды ЦАО, 1967, вып. 76, с. 71—
78
36. Школьный Е. П., Майборода Л. А. Атмосфера и
управление движением летательных аппаратов. — Л.: Ги-
Гидрометеоиздат, 1973. —307 с.
37. Федоров В. В. К вопросу об оптимальном представле-
представлении вертикальных профилей температуры в стратосфере и
мезосфере южного полушария.—"Антарктика, 1985,
вып. 24, с. 22—28.
38. Федоров В. В. Эмпирические модели крупномасштаб-
крупномасштабной структуры и циркуляции средней атмосферы. Авто-
реф. днсс. на соискание учен, степени канд. физ.-мат.
наук. — Долгопрудный, 1988. — 22 с.
39. Че имен С, Линдзен Р. Атмосферные приливы.—
М.: Мир, 1972. —295 с.
40. Ananthasayanam M. R., Narasimha R. A. pro-
proposed international tropical reference atmosphere up to
80 km. — Handbook for MAP, 1985. v. 16. p. 197—204
41. Bolsley В. В., Ecklund W. L., Fritts D. C. VHF
echoes from the arctic mesosphere and lower thermosphere.
Part I: Observation; Part II: Interpretation.—Proc.
US—Jap. Seminar. Honolulu, Havaii 8—12 Nov. 1982. Terr.
Sci. Rub. Сотр., D. Reidel Pub. Сотр., 1984, 77—115.
42. Barnett J. J., Labitzke K. Planetary waves. — Hand-
Handbook for MAP, 1985, v. 16, p. 138—143.
43. Barnett J. J., С о r n e у М. Middle atmosphere reference
model derived from satellite data. — Handbook for MAP
1985, v. 16, p. 47—85.
44. Barnett J. J., Corney M. Planetary waves. — Hand-
Handbook for MAP, 1985, v. 16, p. 86—143.
45. Chanin M. I., Hauchecorne, Smires N. Contribu-
Contribution to the CIRA model from ground-based lidar.— Hand-
Handbook for MAP, 1985, v. 16, p. 305—314.
46. Commission for Atmospheric Sciences. Abridgen Final Re-
Report of the Fifth Session, 71—28 August 1970.—Geneva,
WMO, N 272.-89 p.
47. Cole A. E. Extreme variations in temperature and density
between 30 and 90 km. — Space Res., 1971, v. 11, p. 813—
819.
32 Заказ 46
48. Cole A. E., К a n t о r A. J. Air force reference atmosphere
AFGL-TR-78-005L —Air. Force Surveyes in Geophysics,
1978, № 382.
49. Coordinated study of the behaviour of the middle Atmo-
Atmosphere in winter: Monthly mean comparison of satellite
and radiosonde data and derived quantities. — Handbook
for MAP, 1986. v. 21, p. 75—111.
50. Coordinated study of the behaviour of the middle atmo-
atmosphere, in winter (PMP-1). — Handbook for MAP, 1984,
v. 12.
51. COSPAR. International Reference Atmosphere — CIRA
1972 —Berlin: Acad. Verlag, 1972. —450 p.
52. F о r b e s J. M. Atmospheric tides between 80 km and
120 km.— Handbook for MAP, 1985, v. 16, p. 278—289.
53. F о r b e s J. M., Groves G. V. Atmospheric tides below
80 km.— Handbook for MAP. 1985. v. 16, p. 15—163.
54. Gaigerov S. S. et al. Characteristics of variations
of temperature regime and circulation in the upper atmo-
atmosphere in the middle and high latitudes.—J. Atm. Terr. Phys.,
1986, v. 48, N 11 — 12, p. 1111 — 1116.
55. Gaigerov S. S. et al. Standard deviations of Meteorolo-
Meteorological Parameters in the middle atmosphere as revealed by
rocketsonde data.—Adv. Space. Res., 1987, v. 7, N 10.
56. G r i e g e r N., S с h m i t z G. The northern hemisphere
stationary planetary waves and associated Eliassen—Palm
cross-section of the stratosphere and mesosphere.— Z. f.
Meteorologie, 1984, B. 34, H. 6, S 341—353.
57. Groves G. V. Wind models from 60 to 130 km altitude
for different months and latitudes.— J. Brit. Interplanet.
Soc, 1980, v. 22, 285.
58. Hamilton R. A., Mason B. D., Bridge G. C. A cli-
climatology of the stratosphere over north-west Europe. —
London, Geophys. Met., 1973, v. 17, N 119. —34 p.
59. H a r t m a n D. L. The structure of the stratosphere in the
southern hemisphere during late winter 1973 as observed
by satellite. —J. Atm. Sci., 1976, v. 33, N 7, p. 1141 — 1154.
60. Hauchecorne'A. Planetary waves-mean flow inter-
interaction in the middle atmosphere, lidar observations and
moderation. —Handbook for MAP, 1985, v. 28, p. 80—88.
61. Hi rook а Т., Hirota I. Normal mode Rossby waves
observed in the upper stratosphere. — Handbook for MAP,
1985, v. 18, p. 72—75.
62. Hirota I. Gravity waves. — Handbook for MAP, 1985,
v. 16, p. 144—148.
63. International Standard Organization. ISO 2533 Standard
atmosphere. Ref N ISO 2533—1975 (E). Switzerland,
1975. —14 p.
64. International Standard ISO 5878. Reference Atmosphere for
airspace use. ISO/TS — 20/SC — 6 (USA —10), 102E,
1982. —51 p.
65. Knittel J. Ein Beitrag zur Klimatologie der Stratosphare
der Sudenhalbkugel.—Meteorol. Abh. Met. Inst., 1974, Ber-
Berlin, A2 (No 1).
66. Krivolutsky A. A., Kuznetsova V. N., Тага-
s e n k о D. A. Wave motions in the middle atmosphere and
Relation to the solar activity. — Physica, Scripta, 1987, v. 36,
p. 382—384.
67. Ко sheik о v Y u. P. Observed winds and temperatures
in the southern hemispheric. — Handbook for MAP, 1985,
v. 16, p. 15—35.
68. L i n d z e n R. S. Turbulence and stress owing to gravity
wave and tidal breakdown. — J. Geophys. Res., 1981, v. 86,
p. 9707—9714.
69. M a n s о n A. H. et al. Mean winds of the upper middle
atmosphere F0—110 km). A global distribution from radar
systems (MF, Meteor, VHF). — Handbook for MAP, 1985,
v. 16, p. 239—268.
70. Man son A. H., Meek С. Е., Vincent R. A.,
Smith M. J. Mean winds of the mesosphere F0—80 km)
as measured by M. F. Radars.— Handbook for MAP, 1985,
v. 16, p. 36—46.
71. Manual of the ICAO standard atmosphere extended to
32 kilometers.—ICAO Doc. 7488/r., Montreol, Canada,
1964.— 32 p.
72. Oort A. H. Global atmospheric statistics 1958—1973. 1983,
MOAA Professional Paper 14.
73. P о r t n у a g i n Yu. I. Basic features of global circulation
in the mesopause—lower thermosphere region.— Handbook
for MAP, 1984, v. 10, p. 134—142.
74. P о r t n у a g i n Y u. I. The climatic wind regime in the
thermosphere from meteor radar observations.— J. Atm.
Terr. Phys., 1986, v. 48, N 11—12, p. 1099—1109.
75. Smith S. A.. Fritts D. C, Van Zandt Т. Е. Meso-
spheric wave number spectra from Poker Flat MST radar
249

measurements compared with gravity-wave model.— Hand- spectra observed by Doppler Radar: Comparison of model
book for MAP, 1985, v. 20, p. 236—243. with mesospheric obcervation. — Handbook for MAP, 1985,
76. US Standard atmosphere supplements, 1966.—Washington, v. 18, p. 212—215.
D. C, 1966.— 289 p. 80. Vincen t R. A. Planetary and gravity waves in the me-
77. US standard atmosphere, 1976 —NOAA, NASA, USAF, sosphere and lower thermosphere.—- Handbook for MAP,
Washington, D. C, 1976. —227 p. 1985, v. 16, p. 2fe9—277.
78. V a n Z a n d t. Gravity waves. — Handbook for MAP, 1985, 81. Wond R. H. Lower thermospheric structure from Millstone
v. 16, p. 149—156., Hill incoherent scatter radar measurements 2. Semidurnal
79. Van Zandt, Smith S. A., Fritts D. C. Gravity wave temperature component, — J. Geophys. Rec, 1983, v. 88.

Глава 13. ДИНАМИКА СРЕДНЕЙ АТМОСФЕРЫ
13.1. ОБЩИЙ ВИД УРАВНЕНИЙ ГИДРОДИНАМИКИ
В РАЗЛИЧНЫХ СИСТЕМАХ КООРДИНАТ
Воздух представляет собой смесь газов, компоненты ко-
которой характеризуются некоторыми значениями температуры,
средней скорости, концентрации или плотности. Эти компо-
компоненты реагируют на лучистую энергию Солнца и инфракрас-
инфракрасное тепловое излучение. Заряженные частицы воздуха испы-
испытывают действие магнитного поля Земли и электрических
полей.
Описать такую смесь позволяет гидродинамика смеси
газов, объединенная с системой электродинамических уравне-
уравнений Максвелла.
Формулирование уравнений системы для смеси газов, вклю-
включающей заряженные частицы и находящейся в магнитном
поле, представляет собой сложную задачу. Возможен морфо-
морфологический подход к формированию такой системы уравнений,
при котором часть коэффициентов, таких как коэффициенты
диффузии, вязкости, теплопроводности и др., считаются
априорно заданными. Подобным образом были исследованы
такие явления в смеси газов, как термодиффузия, диффузия,
амбиполярная диффузия заряженных частиц, ионное трение,
магнитное закручивание и многие другие [11, 12].
Другой подход связан с формулированием системы ки-
кинетических уравнений Больцмана для смеси газов и ее реше-
решением методом моментов [4, б, 10, 15]. При таком подходе
перечисленные выше физические коэффициенты выражаются
через молекулярные характеристики и термодинамические
величины: температуру, концентрацию, давление.
К средней атмосфере относятся высоты от 8—18 км до
100—120 км. В большей части этого диапазона — примерно
до 100 км состав основных компонентов атмосферы, являю-
являющихся здесь химически инертными, постоянен, и эту область
атмосферы называют гомосферой. Постоянство состава обус-
обусловлено турбулентным перемешиванием. Это позволяет рас-
рассматривать воздух как газ, состоящий из одинаковых а-ча-
стиц со средней молекулярной массой
a
П
A3.1.1)
где \ха—молекулярная масса а-компонента, па—концентра-
па—концентрация этого компонента, а п= ? па.
а
В этом случае система уравнений гидродинамики смеси
газов превращается в обыкновенную гидродинамическую си-
систему, т. е. количество уравнений сокращается в число раз,
равное числу основных компонентов воздуха.
Такое упрощение гидродинамических уравнений смеси
газов называют гидродинамическим приближением.
Воздух содержит огромное количество химических ком-
компонентов, общая плотность которых много меньше плотности
основных компонентов, и поэтому их называют малыми газо-
газовыми составляющими. Если к числу основных составляющих
относится молекулярный кислород и азот, а на высоте более
100 км также атомный кислород, то к малым составляющим
относится озон, окись азота, метан и многие другие. Гидро-
Гидродинамическое приближение позволяет рассмотреть поведение
малых составляющих при использовании для их описания
уравнений неразрывности, о чем будет сказано ниже. После-
Последовательный расчет концентраций малых газовых составляю-
составляющих (МГС) связан с так называемым приближением малой
примеси.
Уравнение неразрывности
Приведем гидродинамическое уравнение неразрывности
в векторном виде
-^--ruiv Pw=0. A3.1.2)
Для МГС уравнение будет выглядеть следующим образом:
Л = Ра-?а. A3.1.3)
Здесь qa—диффузионный поток массы компоненты а, Ра —
массовая скорость образования компоненты а в результате
химических реакций, а La — уничтожение в результате хими-
химических реакций.
Если просуммировать A3.1.3) по всем участвующим
в химических реакциях компонентам, то получим, что
? (Ра— La) =0 в силу закона сохранения массы при хими-
a
ческих реакциях, и?<7а = 0, поскольку диффузия не дает
a
суммарного потока массы. Отсюда следует
В приближении малой примеси, о которой шла речь выше,
имеем
для молекулярной диффузии
Ча kT
а для турбулентной диффузии
+
е
A3.1.4а)
Va kT V" a ' Igl
где DM и Dr — коэффициенты молекулярной и турбулентной
диффузии соответственно
Я = kT - Я —• а =гм
Часто вместо плотности pa или концентрации па вводят
отношение смеси:
с„ = •
р ' a п
Заменяя ра на уапса в уравнении A3.1.3) и учитывая урав-
уравнение A3.1.2), получаем:
1 Je 4a
dt
Ра-
A3.1.5)
ИЛИ
С учетом уравнения гидростатики (см. ниже) величину
можно представить в виде
Здесь п — концентрация частиц воздуха.
Таким образом, турбулентный поток обращается в нуль
не при постоянстве концентрации с высотой, как отмечается
в некоторых учебниках, а при условии постоянства отношения
смеси.
Уравнение движения
В общем виде в гидродинамическом приближении урав-
уравнение движения записывается в виде
JL
¦$'>¦
A3.1.6а)
То же уравнение, записанное в форме закона сохранения
импульса, будет выглядеть следующим образом:
~дГ
= р
Z FP*"
A3.1.66)
Это уравнение получается с использованием уравнения нераз-
неразрывности A3.1.2). Ниже обсудим возможные силы F^ и форму
32*
251

их представления; сейчас же рассмотрим лишь одну из них
силу тяжести:
1
pr sin
Возьмем вертикальную составляющую векторного урав-
уравнения A3.1.6а) и положим, что движение отсутствует: v = 0.
В результате получаем уравнение гидростатики:
¦?
+•-••
Уравнение энергии
В гидродинамическом приближении и предположении
равенства температур компонент уравнение энергии имеет вид
кТ
= -^г— р.
V
Источники нагрева Qy можно разделить на внешние (солнеч-
(солнечное и тепловое излучение) и внутренние, связанные с различ-
различными процессами в атмосфере. Они будут рассмотрены ниже.
Уравнение состояния
Уравнение состояния имеет следующий вид:
kT
fi
Из выписанных в векторном и тензорном виде гидроди-
гидродинамических уравнений уравнения неразрывности A3.1.2) и
состояния A3.1.8) имеют универсальную форму, уравнения
движения и энергии зависят от представлений о процессах,
определяющих величины F^ и Qy, Пока эти величины не
определены через основные гидродинамические величины р,
Р, 7\ v, система уравнений A3.1.2), A3.1.6)—A3.1.8) явля-
является незамкнутой. Если же Fp и Qy определены, то система
замкнута и шести величинам (р, р, Т, v) соответствуют шесть
уравнений — три скалярных и одно векторное.
Уравнения движения и неразрывности в различных систе-
системах координат выглядят следующим образом:
в цилиндрической системе координат [11]
2
dvr м dvr . v<p dvr . dvr
dt ¦ Vr dr "• F"~WlVz~~dz~
L, + Vz-^L I2__
х
A3.1.8)
dt
dr
4 , dV9
dtp
1
I Г 9
X^> A3.1.9)
dt
дг
dvz
Г
F
dp , 1 Фуср
= 0; A3.1.10)
дф ~ dz ' ~~ ' r
в сферической системе координат [11]
dvr . dvr . v® dvr . ^ф dvr
dt ^~Vr dr * r d& ' r sin О "~Эф
°О+°Ф _^ l др \ У F
r ~~ r dr ^ ?~i Pr'
p
dt
-+ V
r dr
' r db ' rsinO
or
F**> A3.1.11)
dp
+¦
1
r sin
h
A3.1.12)
Рассмотрим различные силы F« и источники Qy.
1. Сила Кориолиса. Эта сила связана с неинерциальностью
вращающейся системы координат. В векторной форме выра-
выражения для силы Кориолиса имеет вид
FB = —2 [wv].
Здесь со — вектор суточной частоты вращения Земли.
В цилиндрической системе координат это выражение за-
записывается в виде
sin О, /?Ож = '
cos О,
в сферической системе координат — в виде
F sin О, Т7^ = —2соуг sin
Поскольку для крупномасштабных процессов
| у^ |), обычно используют приближение
2. Рэлеевское трение. В векторной форме описывается
выражением
Fp=-av.
Эта форма простой параметризации сил вязкого трения, часто
используемая в сложных гидродинамических расчетах. При
описании крупномасштабных процессов на сфере или полу-
полусфере значение а полагается равным 10~8—10~6 с~! в зависи-
зависимости от высоты.
3. Ионное трение и магнитное закручивание. Это силы,
обусловленные наличием электрического поля. Обычно эти
силы существенны на высотах более 100 км и рассматрива-
рассматриваются в сферической системе координат [7]:
r Om = —о— vfn г~о Va —
РФ'
F,,A = —
рс*
иъ '
рс
реВ2
B2zo,
рс*
»* +
BqBzo2
рс2
OlBz
рс
¦^ф~
стг^о
"О"
A3.1.13)
Здесь o~i и 02 — электрическая проводимость Педерсена и
Холла соответственно, с — скорость света, В — вектор магнит-
магнитной индукции земного поля:
В =
Первые члены в правых частях системы A3.1.13) характери-
характеризуют ионное трение. По своей природе эта сила подобна рэ-
леевскому трению, рассмотренному выше. Вблизи полюсов,
где Bq ж Bz, она практически совпадает с рэлеевским тре-
трением. Вторые члены в правой части системы A3.1.13) подобны
силе Кориолиса, но в связи с тем, что Bz — величина отри-
отрицательная, имеют противоположный знак. В области макси-
максимума холловской проводимости может иметь место компен-
компенсация силы Кориолиса. Впервые на это обстоятельство было
обращено внимание в работе [8], На рис. 13.1.1 можно ви-
видеть относительную роль ионного трения и компенсирующей
силу Кориолиса силы, получившей название силы закручива-
закручивания. Третий и четвертый члены в системе A3.1.13) показы-
показывают роль электрических полей в формировании воздействую-
воздействующих сил. Эти электрические поля могут быть внешними (маг-
нитосферного происхождения), а могут быть обусловлены
движениями в ионосфере (динамо-поле).
dt
t +Vr dr ^ r
г sin-6-
^- + -7JL +
* Ось ф направлена на восток, ось О — на юг.
252

4. Вязкие силы. В тензорной форме вязкие силы можно
При записи в сферической системе координат имеем [11]
представить в виде
где
F = —
d°ik
P» p dxk
A3.1.14)
to'
Рис. 13.1.1. Высотное распределение электронной кон-
концентрации (а), «эффективного» коэффициента Корио-
лиса (со—a2B\lpc2) (б) и коэффициента ионного тре-
трения (в).
Номера кривых а соответствуют номерам кривых бив.
ц — сдвиговая динамическая вязкость, ? — объемная вязкость.
При условии, что т]/р = v и ?/р = v' — постоянные величины,
получаем
A3.1.15)
Для несжимаемой жидкости dvi/dxi = 0 и
При преобразовании системы координат преобразуются как
лапласиан, так и компоненты вектора скорости. Поэтому в ци-
цилиндрической системе координат соотношение имеет вид [11]
Л vr 2
^ г Г2 г2
V^cV Г2 "Г Г2
1 г дг дг
r2
dz2
A3.1.16)
г2 sin О
2 cos О
2 cos О
г2 sin2 О
г2 sin2 О /'
1
r2 sin2 ft дцJ '
A3.1.17)
10*
ГО
106 Псм2/с
Рис. 13.1.2. Одномерный коэффициент турбулентной диф-
диффузии D по данным разных авторов [3].
Все сказанное в равной степени относится к молекуляр-
молекулярной и турбулентной вязкости. Как правило, однако, в слое от
поверхности Земли до высот 100 км турбулентная вязкость
преобладает над молекулярной. Величину vT нельзя полагать
не зависящей от высоты. Высотные профили коэффициентов
турбулентной кинематической вязкости и температуропровод-
температуропроводности принимаются примерно одинаковыми, хотя эти коэф-
коэффициенты могут различаться по величине в несколько раз.
Высотный ход коэффициента турбулентной диффузии по дан-
данным разных авторов приведен на рис. 13.1.2.
Обычно атмосферные процессы характеризуются тем, что
их горизонтальный масштаб значительно превосходит верти-
вертикальный. Учитывая это, силу турбулентного трения можно
представить в виде
Рт 1 д dv
A3.1.18)
Это приближение часто применяется и хорошо оправдывается.
Силы рэлеевского, ионного и вязкого трения производят
работу над газом и поэтому будут давать вклад в функцию
нагревания в уравнении энергии. Сила Кориолиса и сила маг-
магнитного закручивания перпендикулярны направлению движе-
движения и не совершают работы.
5. Нагревание за счет рэлеевского трения. Описывается
выражением
Q^^-pF^v — pav2. A3.1.19)
6. Нагревание за счет ионного трения. По аналогии с фор-
формулой A3.1.19) можно записать
Таким образом, нагревание за счет ионного трения опреде-
определяется только педерсеновской проводимостью.
7. Джоулев нагрев. Согласно [12] определяется фор-
формулой
A3.1.21)
253

Если поле Е' = Е -\ [v-B] положить поперечным, т. е.
перпендикулярным к магнитным силовым линиям, то
Q^o-jE". A3.1.22)
Джоулев нагрев включает и источник нагрева за счет ион-
ионного трения.
9. Молекулярная и турбулентная теплопроводность. Мо-
Молекулярная теплопроводность учитывается в уравнении энер-
энергии членом
Здесь X — коэффициент теплопроводности.
Молекулярная теплопроводность (так же как и вязкость)
до высоты 100 км значительно меньше турбулентной; точнее
говоря, роль молекулярной теплопроводности значительно
меньше, чем турбулентной. Источник для турбулентной теп-
теплопроводности записывается в форме
)- 03.1.24)
Индекс 3 выделяет вертикальную координату, a 6i,3 — символ
Кронекера
1 при / = /,
О при \Ф1.
Таким образом, турбулентный коэффициент теплопровод-
теплопроводности выражается через турбулентный коэффициент темпера-
температуропроводности :
Учитывая, как и раньше, что горизонтальный масштаб для
многих атмосферных процессов значительно превосходит вер-
вертикальный, горизонтальными потоками тепла можно прене-
пренебречь:
A3Л-25)
10. Ньютоновское выхолаживание. Описывается выраже-
выражем
нием
где Т — отклонение температуры от радиационно равновес-
равновесной. Эта параметризация (простейшая) лучистого выхолажи-
выхолаживания может служить и параметризацией процесса теплопро-
теплопроводности.
11. Нагревание за счет вязкого трения. В случае молеку-
молекулярной вязкости может быть представлено в виде [11]
Oxi
dve
~~d7e
f pv' (divvJ.
A3.1.26)
В случае турбулентной вязкости можно отбросить член
с объемной вязкостью и пренебречь сжимаемостью:
Для рассмотрения нагревания Qy, связанного с поглоще-
поглощением ультрафиолетовой радиации Солнца и тепловой длинно-
длинноволновой радиации, отсылаем читателя к главе 14. Отметим,
что поглощение солнечной радиации связано с наличием ма-
малых газовых составляющих, в первую очередь озона. Функция
охлаждения (нагревания) связывается с такими малыми со-
составляющими, как, например СО2. Именно величина Q , ха-
характеризующая поглощение радиации, связывает состав МПС
и термический и циркуляционный режимы средней атмосферы.
13.2. НЕКОТОРЫЕ УПРОЩЕНИЯ ИСХОДНОЙ
СИСТЕМЫ УРАВНЕНИЙ ГИДРОДИНАМИКИ
Система исходных уравнений гидродинамики существенно
упрощается в предположении несжимаемости воздуха: р =
= const. Однако лишь в небольшом числе атмосферных задач
это приближение может быть принято.
Из уравнения A3.1.2) следует, что в этом случае
div v = 0.
A3.2.1)
Однако для ряда атмосферных задач уравнение A3.2.1)
можно использовать без допущения о несжимаемости воз-
воздуха. В стационарном случае уравнение A3.1.2) имеет вид
div pv —0.
Расписывая это уравнение в декартовых координатах и
предполагая, что плотность не меняется по горизонтали, по-
получаем:
dvx
~~dT
ovy
здесь
dvz
~~dz~~
1_
p
- = 0.
Ф
, dz
Если вертикальный масштаб процесса L много меньше Нр, то
последним членом можно пренебречь. Это равносильно усло-
условию несжимаемости. Часть задач, связанных с движениями
в облаках, может решаться в этом приближении. Именно в та-
таких условиях возникает свободная конвекция. Согласно [И],
система уравнений гидродинамики, описывающая езободную
конвекцию, имеет вид
dv
dt
dT
dt
Pf
+ v Av — g
T'
divv =
A3.2.2)
Величины со штрихами относятся к возмущениям, связанным
с конвекцией, величины без штрихов — к исходному невозму-
невозмущенному состоянию.
Важнейшим приближением в теории атмосферных про-
процессов является приближение квазистатики для вертикальной
компоненты уравнения движения:
dp
dz
. = — gp.
Это приближение основывается на оценках вклада всех чле-
членов уравнения для вертикальной компоненты скорости при
характерных для атмосферы скорости ветра, вязкости и т. д.
Это приближение оправдано для очень широкого круга атмо-
атмосферных задач за исключением, возможно, задач с малыми
характерными масштабами, таких, как короткие гравитацион-
гравитационные волны, мелкомасштабная конвекция, акустические волны
и др. Форма системы уравнении гидродинамики может быть
упрощена в результате перехода от геометрической системы
ко.зрдннат (например, х, у, г) к изобарической системе коор-
координат (х,у,р), в которой вместо вертикальной координаты
используется давление, а высота изобарической поверхностир
становится искомой геопотенциалыгой высотой z.
Детальный вывод системы уравнений гидродинамики
в изобарической системе координат можно найти в [13]. Пере-
Переход от системы координат (x,y,z,t) к системе (x',yr>pyf)
осуществляется путем следующих преобразований:
d d dp д д d dp д
дх'
д
др
dx
d
др
д
89
оу'
д
ду
dp д
di dp
A3.2.3)
Роль вертикальной составляющей вектора скорости играет
величина т == dp/dt, описывающая смещение частицы воздуха
относительно изобарических поверхностей. Переход от до к т
и обратно можно совершить с помощью соотношений
w = -
gp
др_
дх
dz'
dp
dy
dz
dx'
dz
dy'
Уравнения для горизонтальных компонент скорости при-
примут вид
da
~6t'
dv
dt'
da
dx'
dv
dx'
da
dy'~
dv
dy'
da
dp
dv
rip
- — Iv = — g
dz
dx'
cz
Здесь / — параметр Кориолиса A = 2ш2).
Уравнение статики примет вид
J — 7Z— Р
R
др
A3.2.4)
A3.2.5)
254

Уравнение неразрывности запишется следующим образом:
ди . dv , дх
- _д_ ¦ ¦
ду'
-==0.
A3.2.6)
Итак, уравнение неразрывности в изобарической системе коор-
координат соответствует уравнению для несжимаемой жидкости
в исходной системе. Это очень важное упрощение формы
уравнения.
Уравнение энергии принимает вид
_дТ дГ дТ дТ . т _ Qv
d/' дл:' cty' ф ' cpp cpp
A3.2.7)
Здесь опять достигается упрощение: левая часть содержит
полную производную по времени только от Т, в то время как
в исходной системе содержались полные производные от Т
и р. Турбулентность, согласно [13], можно учесть следую-
следующим образом:
ди
A3.2.8)
dp
Далее, важным приближением является квазигеострофи-
ческое. Оно исходит из того, что наблюдаемый ветер лишь
мало отличается от геострофического
__ g
•- г
ду
vr = vyr=-f--
dZ
дх
A3.2.9)
Используя метод возмущений, можно получить:
„___§ JM 1 d ( g dZ \
I Oy I dt \ I dx )y
dZ
" / дх Id,
Подставляя выражение A3.2.10) в уравнение неразрыв-
неразрывности, получаем:
_д 1_ _d_ (_g_ dZ \ , _д 1_ JL__ (_g_ dZ \ ,
дх I dt \ I дх ) * ду I dt \ I ду )*"
, Р dZ дх
I2 дх
dp
Здесь р = dl/dy.
Если задача рассматривается для полосы широт от у\ до
#2, то часто полагают E = const. Такое приближение называют
приближением Р-плоскости. Более детальное описание этого
приближения можно найти в [14]. В результате ряда тожде-
тождественных преобразований система уравнений в квазигеостро-
фическом приближении принимает вид
dt
dT
dt
dp \xp
dT/dZ + g/cp RT
g M<
dx
dZ
dp '
I dy
4^
dx
I dt
I dt
Здесь возможны дальнейшие упрощения, за которыми отсы-
отсылаем читателя к работе [13]. В исследованиях обычно жела-
желательно привязать результаты расчета к фиксированной высоте
вместо меняющегося во времени и пространстве уровня дав-
давления. Это привело к появлению широко используемой лога-
логарифмически-изобарической системе координат", предложенной
Элиассеном [22]. В этой системе координат высота опреде-
определяется через упрощенное уравнение статики
Ро
Здесь Н — некая средняя высота однородной атмосферы в рас-
рассматриваемом слое, а потому z является условной мерой вы-
высоты и вместо геопотенциальной высоты рассматривается гео-
геопотенциал:
Уравнения, записанные в сферической системе координат,
имеют следующий вид:
du . и du . v д , _ч .
dt
a
du
dz
dq>
— 2@ sin ftp +
1
дФ '
dv . и
~W ' a cos ft
a cos ft
dv . v dv
ф" "*" "a" F
= F№
"dip ~'«'
dv
+ w
dt
¦ +
+-*?*¦+--•.+-i"?
=^
<9T
+ ¦
a cos ft-
ar , v дТ дТ .
с^ф + a "Ж+Ш л/ "Г
а/
w
("аГ + "?~Тг) + ш("~5Г"+ ср )"" сДр '
^2
ди
+ ¦
1
a cos ft dq> * a cos ft
дФ RT
р
dw
и
RT0
dz
dz
Здесь а — радиус Земли, ф — долгота, ft — широта (а не ко-
широта, как обычно). Эта система координат очень удобна
для анализа атмосферных процессов и дальнейшее изложение
будет дано на ее основе.*
Для исследования атмосферных процессов используется
также линеаризованная система уравнений гидродинамики
в обычной сферической системе координат (ф, ft, r) в прене-
пренебрежении диссипативными процессами. Система уравнений
движения, энергии сводится к одному уравнению, содержа-
содержащему два оператора второго порядка: один — по ft и ф, а дру-
другой — по z. При некоторых условиях переменные разделяются,
и решение системы достигается достаточно просто. Эта теория
получила название теории приливов [5, 14, 16], но имеет
гораздо более широкую область приложения.
Еще одно широко используемое упрощение носит назва-
название соленоидального приближения. Предполагается, что
в уравнении неразрывности
ди , dv . 1 д
дх * ду * р dz
(логарифмически-изобарическая система координат) третий
член много меньше каждой из составляющих плоской дивер-
дивергенции. Это условие заведомо выполняется на так называе-
называемом среднем уровне, расположенном в тропосфере на высоте
5 км. Для определенных условий это приближение может
быть принято и для средней атмосферы. Условие соленоидаль-
ности' предполагает, что вертикальный масштаб процесса
больше высоты однородной атмосферы. Выполнение условия
еоленоидальности позволяет ввести функцию тока "ф:
и = —-р-§ ^=4^* A3.2.13)
dy • dx v ;/
Согласно [1], если продифференцировать зональное уравнение
по х, меридиональное по у, сложить эти уравнения, оценить
•го члены, отбросив малые, то получим упрощенное «уравне-
«уравнение баланса»
/ du у 2 dv du , / dv \2 , dl
\ dx ) dx dy
— V-
dl
dx
— /Q = —Дф.
A3.2.14)
Здесь Q = dv/dx — ди/ду.
Если использовать для и и v геострофические соотноше-
соотношения, то легко получить
Таким образом, величины и и v, определяемые соотношениями
A3.2.13), отличаются в уравнении A3.2.14), от геострофиче-
* По отношению к полной системе уравнений движения
здесь имеются небольшие упрощения.
255

ских. Подставив A3.2.13) в A3.2.14), получим связь между
\|з и Ф:
dl
dl
-i--х- ^— п ^ л -==АФ. A3.2.15)
1 dx dx l dy dy
Это сугубо нелинейное уравнение может быть решено при-
приближенным методом относительно ф = 1|)(Ф). Тогда по най-
найденному if) можно определить и и v.
В заключение отметим, что любое упрощение системы
уравнений гидродинамики обычно связано с потерей каких-
либо физических явлений. Приближение квазистатики от-
отфильтровывает акустические волны. Квазигеострофическое
приближение отфильтровывает (т. е. устраняет) крупномас-
крупномасштабные гравитационные волны, оставляя волны Росби вме-
вместе с нелинейными свойствами. Теория приливов также
устраняет акустические волны, сохраняя и волны Росби, и
гравитационные волны, но не описывает их нелинейные свой-
свойства. При использовании того или иного приближения надо
ясно понимать, при каких условиях оно возможно.
13.3. ЗОНАЛЬНОСТЬ И ВИХРЕВЫЕ СОСТАВЛЯЮЩИЕ
Следующие шаги упрощений связаны с переходом от трех-
трехмерного описания к раздельному описанию среднезональных
метеорологических величин и наложенных на зональный фон
незональных, или вихревых, возмущений. Зонально осреднен-
ная произвольная величина определяется формулой
2л
A3.3.1)
2л
Тогда величину -ф можно представить в виде ф = i|) + \|/.
Величина г|/ называется вихревой составляющей. Проведя
операцию осреднения над системой A3.2.12) при использова-
использовании несущественных упрощений и тождественных преобразо-
преобразований, описанных в [14], получим:
д+ -д ~д\ - ( +—LJ) v sin О =
dt ' ду ' dz ) \ ' acosu/
dt
-4--
ду
- д . - д \ -
v + w)(i>
a cos ft
Я
С.
A3.3.2)
Здесь N2 = ~г ( .^ + ) -- квадрат частоты Брента—
Т \ dt cp J l
Вяйсяля,
1
cos2 ft
(u'v' cos2ft)
1 d
Po dz
1
cos ft di
1 d
l
p рпш'ф' , A3.3.3)
cos ft dy
Для вихревых составляющих получаем систему уравнений:
пч' ( п \ vu' tgfr
г- 2@ Н —) v' sin ft - l
H \ a cos ft / a '
дп , * du , дФ' .,/ , „?
Dt
a cos
/ dv
——.у 4-
uy
1
dz
w'N2--
COS I
;
dy
' COS ft) -f
po
R Qy
И
•(poa;')=O.
A3.3.4)
Здесь
D
Dt
_ д
dx
dy dz
dx
_±L_ [7My _ м/0/) Cos2ftl
ft du *-^ ' *
¦ J ?l
^" Po dz I
COS 0 dy
cos ft
Если нелинейные величины Yr, К,., G достаточно малы,
a F^., F^, Qy —линейные функции вихревых величин, то
система A3.3.4) является замкнутой. Однако характеристики
среднего зонального состояния зависят от вихревых характе-
характеристик в системе A3.3.2) через величины Fx, Fy, G. Таким
образом, системы A3.3.2) и A3.3.4) не являются независи-
независимыми даже в этом случае и должны решаться совместно.
Можно организовать итерационный процесс последователь-
последовательного уточнения среднезонального состояния и вихревых ха-
характеристик. Но сходимость такого процесса может быть вы-
выявлена только в процессе счета.
Выписанная выше система уравнений для зонального со-
состояния и вихревых возмущений еще очень сложна, и даль-
дальнейшее ее упрощение базируется на масштабном анализе [14].
Обозначим горизонтальный масштаб через Л, вертикальный —
через к, характерную зональную скорость — через U. В ка-
качестве временного масштаба можно использовать величину
L/V. Вводятся три безразмерных параметра:
П о / Nh \2 L
2coL
Ro — число Росби, Вг — число Бюргера.
Для глобальных и синоптических масштабов число Росби
обычно мало (Ro^0,l). Если ограничиться наиболее грубым
приближением, то
1
COS
ft
d
ay
(v
2@
cos
sin
ft/7
+
1
f>o
с
d
dz
?Ф
du
dt
dy '
— 2o) sin ftu •= — Yx + Fx,
G.
~5T ' " "" ~~ \u-pU A3.3.5)
Для внетропичсских широт без каких-либо оговорок и для
тропических широт в этом приближении уравнения для вих-
вихревых составляющих можно записать в виде
( д , _ д \ ' ~ ' , ' дп , дФ' _ / „'
dx
4-
dy
dy
(т + ^)<+-
dy
ср\х,И
du'
dx
cos ft
1
d
ду
1
Po
A3.3.6a)
COS ft
Вихревые движения удовлетворительно описываются, даже
если пренебречь величинами Yx, Yy, G. Вернемся теперь
к анализу системы уравнений зонального фона A3.3.5). Третье
256

я четвертое уравнения этой системы можно записать даже
в более полной форме:
дп
dt
— ди
lv==—
дФг
~дГ
=. -=r—= G.
\icpH
Именно в таком виде анализировалась система в известной
работе Бойда [18]. Аналогично можно выписать уравнение
для относительной концентрации са компонента а:
д —
dt
J д_
ро дг
= Ра - La
/С,
где
- (^ -Г-Т 1 д I—,
d# а ро дг ^° а
Удобно ввести стоксову циркуляцию, определяемую сле-
следующими соотношениями:
1
A3.3.66)
Тогда система выписанных выше уравнений примет вид
дп ®zv
ди
ди
ди \
r-j .
N2
+
' A3-3-7a)
—-2 , ди — RQy i
( I— \
_\ д__ { -т—г dz -^r-7 I
Ро дг Р° V z N2 zV J'
A3.3.76)
а I Г.*
- dcn
dz
A3.3.7b)
st ду dz #
Здесь v = v — vst; ш --= ш — ш5/.
Введение стоксовой и «остаточной» циркуляции имеет глу-
глубокий смысл. В отсутствие диссипативных процессов, стацио-
стационарности вихревых движений, «критических» уровней (уро-
(уровень, где горизонтальная фазовая скорость волны равна ско-
скорости ветра), химических реакций, правые части уравнений
A3.3.7а) — A3.3.7в) обращаются в нуль. Очевидно, что в этом
случае v* и w* обязаны своим происхождением только неадиа-
неадиабатическому источнику Q в уравнении энергии. Следова-
Следовательно, волны не участвуют в формировании dajdtyd(^zjdt и
dcjdt. В этом и состоит смысл известной теоремы Элиассена—
Палма о невзаимодействии среднезонального состояния с вих-
вихревыми характеристиками. Если перечисленные выше условия
нарушаются, то вихревые характеристики будут воздейство-
воздействовать на среднее состояние вместе с неадиабатическими источ-
источниками уравнения энергии. Для простейшего случая учета
рэлеевского трения, ньютоновского выхолаживания и неста-
нестационарности пути последовательного расчета правых частей
уравнения A3.3.7) намечены в работе [18].
Важно отметить, что в случае выполнения теоремы Элиас-
?ена—Палма осуществляется полная компенсация источников
Yx и G стоксовой адвекцией импульса и тепла. При наруше-
нарушении условий теоремы, как правило, имеет место лишь малый
разбаланс.
Это положение иллюстрируют оценки различных видов
переноса консервативной примеси на рис. 13.3.1. Осредненные
вдоль кругов широты скорости v и w назовем наблюдаемыми
скоростями. Результаты расчета наблюдаемых скоростей по
весьма полной трехмерной модели представлены на рис. 13.3.2.
На рис. 13.3.3 представлен аналогичный высотно-широтный
разрез «остаточных» скоростей. Различие этих картин пока-
показывает роль стоксовой циркуляции в атмосферных процессах.
72°с.ш 48
72°мш
Рис. 13.3.1. Широтная зависимость меридионального
переноса консервативной примеси.
/ — перенос «остаточной» циркуляцией, 2 — вихревой пере-
перенос, 3 ~ меридиональный перенос видимой циркуляцией.
80 см 60 40 20 0 20 U€ 60 <90°юш
Зима yjemo
Рис. 13.3.2. Линии тока видимой меридиональ-
меридиональной циркуляции в период солнцестояния, рас-
рассчитанные по модели, изложенной в работе [40].
60 30
Лето
30 60
Зима
Рис. 13.3.3. Линии тока «остаточной» меридиональной
циркуляции в период солнцестояния, рассчитанные в ра-
работе [23].
33 Заказ 46
257

Вектор с компонентами
¦u'w' +1
N2 )
Величина -щ- iEPt y + —
й
dz N2 '
получил название вектора Элиассена — Палма.
д - , 1 d
Р($ЕР z1 называемая Ди"
вергенцией вектора, входит в"правую часть зонального урав-
уравнения движения:
du , —-% du f_^ ^т J_ * ^ T
dt ' cte d# T?;/^ У ' po ог c^'z
A3.3.8)
В квазигеострофическом приближении для вихревых возму-
возмущений выражение для компонент вектора Элиассена — Палма
упрощается и в сферической системе координат имеет вид
(О — широта)
В этой системе координат
т 1 д
Ро
A3.3.9)
Изложенные выше результаты являются сравнительно
новыми и сложными для понимания. Действительно, трудно
себе представить, что не наблюдаемая скорость, а ее часть —
«остаточная» циркуляция — главным образом ответственна за
перенос примеси по широте. Недавно выяснилось, кроме того,
что инерционность химических процессов может при наличии
атмосферных волн приводить к очень сильному «квазидиф-
«квазидиффузионному» переносу химически активных примесей, в част-
частности озона. Вероятно, первыми этот эффект обнаружили
Роджерс и Пайл [35]. Позднее эффект был детально проана-
проанализирован в работе [38]. Анализ проводился с линеаризован-
линеаризованным уравнением неразрывности для компоненты а A3.1.5)
в предположении отсутствия диффузии и при линеаризации
по вариациям концентраций члена Р — L, т. е.
P — L = —A/ — V А„асл,
где са — вариация отношения смеси в волне, с^ — вариации
отношений смеси компонент, участвующих в химической реак-
реакции с компонентой а. Уравнение неразрывности запишем
в виде
dt
- дс«
dxT
V ' дс* V
i (J
Представим, что с^ можно записать в форме
с'а = са0 еХР (Ш + l Z klXl)'
Матрица
fiG
Здесь / и к имеют смысл только для у и z, поскольку
dc/dx^O.
Введем обозначение vtvk \iBaA = Dfg и назовем эти
величины компонентами тензора химической диффузии (ком-
(компоненты этого тензора имеют размерность коэффициента шф-
фузии [LVT]):
2
Qak= — "У Vd?| Ca . A3.3.Ю)
Легко установить, что
Совершенно новым здесь является факт зависимости потока
компоненты а от градиентов средней концентрации не только
компоненты а, но и всех компонент E, участвующих с ней
КМ
30 г
20
10
%уу-109см2/с
30 SO f
Рис. 13.3.4. Коэффициенты вихревого меридионального
переноса тепла Куу и озона хуу.
Высокие значения Куу в низких широтах связаны с наличием
«критической» линии.
в реакциях. К этому переносу активной компоненты следует
добавить ее перенос посредством остаточной циркуляции как
консервативной примеси. Более детально вихревой перенос
консервативной примеси и тепла был рассмотрен в [9]. Ве-
Величина Р — L была здесь представлена в форме
Аналогично линеаризовался источник тепла в уравнении
энергии:
\LCpH
в этом случае
уу
ду
---?>?,
dz уу dy у2 dz *
A3.3.11)
Естественно, Dc и DT имеют разную размерность.
Аналогично вычисляются другие составляющие вектора
потока компоненты а. Такую же структуру будет иметь вы-
выражение для потока тепла. Диффузионная форма представ-
представления потоков здесь обманчива, поскольку коэффициенты
тензора диффузии зависят от зонально осредненных полей, ко-
которые сами являются искомыми. Для классической диффузии
эти коэффициенты задаются независимо. Пример расчета ко-
коэффициентов Dvv для потока тепла и переноса озона пока-
показаны на рис. 13.3.4 в виде высотно-широтного разреза. Боль-
Большие значения коэффициентов Dyy для потока тепла в низких
широтах связаны с присутствием здесь критической линии.
является комплексной,
_1
i
Умножим это соотношение на v'k и осредним вдоль круга
широты:
-1 д7я
dxi
13.4. ТРЕНИЕ И ТУРБУЛЕНТНОСТЬ, ВЫЗВАННЫЕ
ВНУТРЕННИМИ ГРАВИТАЦИОННЫМИ ВОЛНАМИ
Для того чтобы оценить воздействие внутренних грави-
гравитационных волн на ускорение среднего зонального движения,
необходимо (см. выражение A3.3.3)) рассчитать величину
258

Будем рассматривать гравитационные волны, у которых
вертикальное волновое число т много больше горизонтальных
волновых чисел к и /. В то же время частоты этих волн много
меньше частоты Брента—Вяйсяля N. В этом приближении
можно показать, что
Амплитуда гравитационных волн возрастает пропорцио-
пропорционально exp(z/2#) в силу уменьшения плотности с высотой.
В связи с тем, что на некоторой высоте вертикальный гра-
градиент температуры в волне становится больше сухоадиабати-
ческого (g/cp), волна становится неустойчивой. Так представ-
представлял явление Линдзен [31]. Это приводит к разрушению
волны, так что, начиная с этого урозня, амплитуда компонент
скоростей станет неизменной. Это явление получило название
«насыщения» внутренних гравитационных волн. Понятие «на-
«насыщения» играет очень большую роль в современной физике
средней атмосферы. Для насыщенных волн
1
и это ускорение зонального потока будет постоянным по вы-
высоте.
В соответствии с точными расчетами, проведенными Линдзе-
ном [31],
дп
2NH
( ЗН дп \
/2гэ/2 и дг У
k2 J V п-с J
где с — горизонтальная фазовая скорость волны. Одновре-
Одновременно рассчитывается и коэффициент турбулентной диффузии
(П -— с \
1 N2 •
Идеи расчета Yx и D развивались далее в работах [21,
33, 41]. На основе этих параметризаций впервые удалось
теоретически объяснить обращение знака средней зональной
циркуляции на высотах 80—100 км [25, 26, 29]. Это является
веским доводом в пользу представлений о «насыщении» внут-
внутренних гравитационных волн и правильности предложенных
параметризаций.
Высказанные выше теоретические доводы и эксперимен-
экспериментальные данные последних лет свидетельствуют о том, что
истинная атмосферная турбулентность, которую можно опи-
описывать представлениями диффузии примеси, импульса и тепла,
ограничена следующими пространственными и временными
масштабами:
L~ h^.1 км, Т ^2 мин.
Более масштабные процессы в некоторых случаях могут опи-
описываться диффузионными формулами, но сами коэффициенты
могут зависеть от искомых средних полей сложным и, глав-
главное, пеаналитическим способом. Эти соображения были вы-
выдвинуты против представлений «макротурбулентности», ши-
широко распространенных несколько лет назад [32]. Предстоит
серьезная работа по развитию и обоснованию описанных выше
представлений.
В [39] выдвинуты доводы о непрерывном характере
спектра внутренних гравитационных волн (ВГВ) по верти-
вертикальному волновому числу т. При этом в области больших
т этот спектр принципиально подчиняется закону т~ъ. В этой
части спектра все волны являются насыщенными. Левая часть
спектра имеет характер белого шума и не взаимодействует
со средним состоянием. Граница между двумя областями
спектра сдвигается в сторону длинных волн (малых т), так
что область насыщенных ВГВ увеличивается с высотой. За-
Заметный интервал насыщенных ВГВ существует уже в тропо-
тропосфере. Теоретические соображения в работе [39] подкреплены
обширным экспериментальным материалом. Анализ данных
MST-радаров продемонстрировал в отдельных случаях обру-
обрушивание гравитационных волн [17].
В работе [27] обработаны данные ракетного зондирова-
зондирования сети станций США и построен эскиз климатологии внут-
внутренних гравитационных волн, показывающий как наличие
насыщения, так широтно-сезонную зависимость их интенсив-
интенсивности в области насыщения D0—60 км) (см. [27], глава 12,
рис. 43).
В последнее время стали появляться работы, указываю-
указывающие на обрушивание планетарных, в том числе стационарных,
воли в стратосфере в периоды стратосферных потеплений. Раз-
33*
ные авторы по-разному понимают это обрушивание. Одно-
Однозначно можно говорить о том, что имеется разматывающаяся
от полюса (или стремящаяся к полюсу) спираль особенно
резких градиентов, например, геопотенциальной высоты [34].
В [28] была сделана попытка на примере одноуровепной
модели с очень высоким горизонтальным разрешением (<1°)
смоделировать обрушивание планетарной волны. Создается
впечатление, что это сделать удалось.
13.5. ОБ ИСПОЛЬЗОВАНИИ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫХ
ДАННЫХ ДЛЯ АНАЛИЗА ДВИЖЕНИЙ
И ПОТОКОВ В СРЕДНЕЙ АТМОСФЕРЕ
Если бы в нашем распоряжении были ежедневные дан-
данные о и, vy w, Ту са с хорошим разрешением в горизонтальной
плоскости и по высоте, то не было бы сложностей в после-
последовательной оценке для целей прогноза величин ф и ф' и
таких производных характеристик, как u'v', u'w', T'v',
c'av , caw', vst, wst, v*, w*, т. е. всех величин, необходи-
для определения переноса импульса, тепла, примеси, скорости
изменения среднезонального состояния (вектор Элиассена—
Палма).
Однако такой идеальной картины данных нет. Величина
w по экспериментальным данным не определяется. Компо-
Компоненты ветра получают с помощью радиозондов до высоты
20—30 км, а со спутников скорость ветра пока не измеряют.
По спутниковым данным величины и' и v\ и и и рассчиты-
рассчитываются в тех или иных приближениях, главным образом
в геострофическом приближении.
Данные о температуре и геопотенциальной высоте с опе-
оперативно работающих спутников характеризуются низким вер-
вертикальным разрешением A0—12 км в нижней стратосфере и
20 км в мезосфере [19]).
В настоящее время со спутников измеряется лишь общее
содержание озона, а концентрация озона — только выше 20 км.
Ракетные данные и данные баллонных озонозонд^, хотя
и обладают удовлетворительными точностью и высотным раз-
разрешением, имеют очень ограниченное горизонтальное разре-
разрешение. Наземная озонометрическая сеть дает в основном
данные об общем содержании озона (в северном полушарии
около 100 станций), но лишь на немногих станциях измеряют
вертикальный профиль озона, причем с недостаточным раз-
разрешением по высоте.
Ошибки измерения, несущественные для непосредственно
измеряемых величин, становятся недопустимыми при расчете
производных характеристик, таких, как вихревые потоки им-
импульса, тепла и примеси, вектор Элиассена—Палма, его ди-
дивергенция и стоксова циркуляция.
Этот дефицит в объеме данных и точности измерений
может восполняться разными путями, и положение здесь
далеко не безнадежно. Существуют надежно установленные
регрессионные связи между общим содержанием озона и его
концентрацией на высотах до 20—25 км [2]. На высотах
менее 20 км, где спутниковых данных о концентрации озона
пет, но имеются данные об общем содержании озона, эти
связи можно использовать для восстановления профиля кон-
концентрации озона.
Для оценки вклада в перепое вихревых процессов, про-
пространственно не разрешаемых измерительными сетями, можно
изучить статистику распределения характеристик переноса по
масштабам с целью экстраполяции в область малых масшта-
масштабов. Эта статистика в настоящее время изучена плохо, но
имеются технические средства, позволяющие организовать
специальные эксперименты по изучению этой статистики. Од-
Однако главным средством восполнении отсутствующих данных
или повышения точности, а также увеличения пространствен-
пространственного и временного покрытия является использование уравне-
уравнений гидродинамики.
Прежде чем перейти к описанию этих приемов, рассмот-
рассмотрим общий подход к измерению потоков. Представим себе
цепочку станций вдоль круга широты, на которых проводятся
измерения величин и, vy wy Т, ca. Разложим эти величины
в ряд Фурье по долготе:
п=1
A3.5.1)
259

Тогда, например, меридиональный и вертикальный потоки
оз.;на могут быть описаны выражениями
C0S
n k
A3.5.2)
Двойные суммы при зональном усреднении дадут только диа-
диагональные ненулевые члены:
cos (ф* "
A3.5.3)
Аналогичные выражения можно получить и для других
потоков, в частности для
% = •
OZ Cp
Имея данные о % на разных кругах широты и на разных
высотах, можно найти wst и vst в соответствии с формулами
A3.3.66). Из выражения A3.5.3) видно, что при ф? — qvk =»
— л/2 и ф?—ср^ = л/2 вихревые потоки примеси обращаются
в нуль. Имея данные о v и ySf, ш и t^sf, можно рассчитать
и* и оу* как их разности. Соотношением A3.5.3) удобно
придать следующую форму:
cos
A3.5.4)
В формулах A3.5.4) первые члены в правой части опи-
описывают перенос примеси, связанный с ячейкой остаточной
циркуляции, а члены в фигурных скобках — роль волн в та-
таком переносе. При этом первый член в фигурных скобках
представляет собой сумму вихревого переноса волнами с раз-
разными долготными волновыми числами. Таким образом, может
быть оценена роль каждой волны в переносе.
В настоящее время в мировых центрах данных имеются
два типа банков ежедневных данных. В банках первого типа
содержатся данные о температуре и геопотенциальных вы-
высотах стандартных уровней в узлах регулярной географиче-
географической сетки. Существуют банки, содержащие данные аэроло-
аэрологического и термического зондирования со спутников. В бан-
банках второго типа содержатся данные ежедневного радиозон-
радиозондирования на станциях (примерно 600 станций по северному
полушарию и 150 станций по южному). Это данные о темпе-
температуре, геопотенциальной высоте и скорости ветра при более
плотном распределении уровней, чем в банке первого типа.
Уже имеется некоторый опыт с банками первого типа для
расчета динамических характеристик переноса. Существуют
различные подходы к использованию уравнений гидродина-
гидродинамики для расчета. Например, используется упрощенная си-
система уравнений
дп , — дп .- т?
dt
дФг
\xCpH
A3.5.5)
Рассчитывают геострофический ветер в узлах регулярной
сетки с использованием геопотенциальной высоты. По этим
данным и данным о температуре (Ф2 = g(T/To)—уравнение
статики) рассчитывается до из второго уравнения A3.5.5). По
исходным данным в геострофическом приближении рассчиты-
рассчитываются вихревые величины и'у до', а также Т. По значениям
u'v' рассчитывается
1
cos2 fta dft
u'v' cos2
Тогда из первого уравнения A3.5.5) можно найти v. Данные
о Г' и в геострофическом приближении vf позволяют рассчи-
рассчитать % = v ф^/Af2. Это позволяет рассчитать vst и wst. Есте-
Естественно, подобный расчет предполагает, что источник нагрева
Qy задан в модели, а диссипативные силы Fx и источник Qy
пренебрежимо малы.
Указанные предположения являются слабым местом ме-
метода. Существует модификация этого метода. После того как
w рассчитано, определяется функция тока %:
cos 0
Тогда v найдем из условия
w cos 9d9.
2
1 д 1 д f
= -— р(Д= ^ ;—Ро \ W COS
ро cte ^° ро cos ft dz ^u J^
Таким образом, для расчета использовано уравнение не-
неразрывности. В качестве примера применения указанных ме-
методов сошлемся на [24, 37, 40]. Существует определенное
предубеждение против использования уравнения неразрывно-
неразрывности для определения вертикальной скорости. Однако можно
надеяться, что при использовании данных всех аэрологических
станций северного полушария по фактическим данным о_ветре
(второй тип банка данных) можно уверенно найти v. Для
получения v можно использовать метод представления поля
ветра с помощью системы базисных функций, описанного
в предыдущей главе. Если эта задача решена, то w находится
из зонально усредненного уравнения неразрывности:
Ро i
Ро
1
a cos ft dft
vcosftdz. A3.5.6)
Вихревые потоки импульса и тепла в этом случае нахо-
находятся по фактическим данным. Использование геострофиче-
геострофических соотношений, как при обработке данных банков первого
типа, согласно [36], может приводить к существенному завы-
завышению вихревых потоков, которое может несколько умень-
уменьшиться, если применить соленоидальное приближение, опи-
описанное в п. 13.2.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Л.:
1. Белов П. Н. Численные методы прогноза погоды.
Гидрометеоиздат, 1975, 392 с.
2. Божков Р. Д. Вычисление вертикального распределения
озона в атмосфере по данным о его общем содержании.—
Метеорология и гидрология, 1969, № 1, с. 100—108.
3. Брасье Г., Соломон С. Аэрономия средней атмо-
атмосферы.— Л.: Гидрометеоиздат, 1987, 413 с.
4. Ге р ш м а н Б. Н. Динамика ионосферной плазмы. — М:
Наука, 1974, 254 с.
5. Дикий Л. А. Теория колебаний земной атмосферы.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1969, 195 с.
6. Гиршфельдер Дж., Картис Ч., Берд Р. Моле-
Молекулярная теория газов и жидкостей. — М.: Изд-во иностр.
лит., 1961. 929 с.
7. Глушаков М. Л., Дулькин В. Н., Иванов-
Ивановский А. И. Модель суточных вариаций параметров тер-
термосферы. 1. Исходные предпосылки и метод решения.—
Геомагнетизм и аэрономия, 1979, XIX, № 4, с. 663—670.
8. Докучаев В. П. О влиянии магнитного поля Земли на
ветры в ионосфере. — Изв. АН СССР, сер. геофиз., 1959,
№ 5.
9. Жадин Е. А. Влияние диссипации планетарных волн на
процессы переноса в средней атмосфере. — Геомагнетизм
и аэрономия, 1986, XXVI, № 6, с. 932—935.
Ю.Ивановский А. И., Ре пне в А. И., Швидков-
с к и й Е. А. Кинетическая теория верхней атмосферы. —
Л.: Гидрометеоиздат, 1967, 258 с.
11. Ландау Л. Д., Лифшиц Е. М. Гидродинамика.— М •
Наука, 1986, 733 с.
12. М а ров М. Я-, Колесниченко А. В. Введение
в планетарную аэрономию. — М.: Наука, 1987, 456 с.
13. Map чу к Г. И. Численные методы в прогнозе погоды.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1967, 355 с.
260

14. Холтон Д ж. Р. Динамическая метеорология страто-
стратосферы и мезосферы.— Л.: Гидрометеоиздат, 1979, 224 с.
15. Чепмен С, К а у л и н г Т. Математическая теория не-
неоднородных газов. — М.: Изд-во иностр. лит., 1960. 510 с.
16. Чепмен С, Линдзен Р. Атмосферные приливы.—
М.: Мир, 1972, 295 с
17. В al sly В. В., Ecklund W. L, F r i 11 z D. С. VHF
echoes from the arctic mesosphere and lower thermosphere.
Part I: observations. Part II: interpretations. Dyn. of Middle
Atmos. Proc. US — Japan seminar. Honolulu, Havaii,
1982.— Terr. Sci. Pub. Сотр., D. Reidel Pub. Сотр., 1984,
p. 77—115.
18. Boyd J. P. The noninteraction of the waves with zonally
averaged flow on a spherical Earth and interrelationship of
ed-dy fluxes of energy, heat and momentum. — J. Atm. Sci.,
1976, v. 33, p. 2285—2291.
19. Coordinated study of the behavior of the middle atmosphere
in winter (PMP-1). — Handbook for MAP, 1984, v. 12.
154 p.
20. С u n n о 1 d D. M., A 1 у e a F., P h i 11 i p s N., P r i h n R. G.
A three-dimensional dynamical-chemical model of atmosphe-
atmospheric ozone.—J. Atm. Sci., 1975, v. 32.
21. Dunkerton T. J. Stochastic parametrisation of gravity
wave stresses.—J. Atm. Sci., 1982, v. 39, p. 1711 — 1725.
22. E 1 i a s s e n A. The quasi-static equation of motions with
pressure as independent variable.— Geoph. Publ. 1949,
v. 17, N 3, 44 p.
23. G a r с i a R. R., Solomon S. A numerical model of the
zonally averaged dynamical and chemical structure of the
middle atmosphere. — J. Geoph. Res., 1983, v. 88.
24. Hartmann D. L. The dynamical climatology of the
stratosphere in the southern hemisphere during late winter
1973.— J. Atm. Sci., 1976, v. 33, N 9, p. 1789—1802.
25. H о 11 о n J. The role of gravity wave induced drag and
diffusion in the momentum budget of mesosphere. — J. Atm.
Sci, 1982, v. 39, N 4, p. 791—799.
26. H о 11 о n J., Z h u - x u n R. A. further stury of gravity
wave induced drag and diffusion in the mesosphere.—
J. Atm. Sci., 1988, v. 41, N 18, p. 2653—2662.
27. H i г о t a I. Climatology of gravity waves in the middle
atmosphere. — J. Atm. Terr. Phys. 1984, v. 46, N 9, p. 767—
773.
28 J u с k e s M. V. M с I n t у r e M. E. A high-resolution one
layer model of breaking planetary waves in the strato-
stratosphere. — Nature, 1987, N 6131, p. 590—596.
29. К i d a H. A numerical experiment on the general circula-
circulation of the middle atmosphere with a three dimentional mo-
model explicity representing internal gravity waves and their
breaking.— Pure and Appl. Geoph., 1984—1985, v. 122, N 5,
p. 731—746.
30. Keating G. M., Young D. F. Interim reference ozone
models for the middle atmosphere. — Handbook for MAP,
1985, v. 16, p. 205—229.
31. Lin z en R. S. Turbulence and stress owing to gravity
wave and tidal breakdown. — J. Geoph. Res., 1981, v. 86,
p. 9707—9714.
32. M ah 1 man J. D., Andrews D. G., Ductsch H. V.
e. a. Transport of trace constituents in the stratosphere.—
Handbook for MAP, 1981, v. 3, p. 14—43.
33. Matsuno T. A. Quasi-one-dimentional model of the mid-
middle atmosphere circulation interacting with internal gravity
waves.—J. Met. Soc. Japan, 1982, v. 60, p. 215—226.
34. M с I n t у r e M. E., Palmer T. N. A note on the general
concept of wave breaking for Rossby and gravity waves.—
Pure and Appl. Geophys. 1985, v. 123, N 6, p. 964—975.
35. P у 1 e J. A., Rogers С F. Stratospheric transport by
stationary planetary waves — the importance of chemical
processes.—Quart. J. Roy. Met. Soc, 1980, v. 106, p. 421 —
446.
36. R a n d e 1 W. J. The evaluation of winds from geopotential
height data in the stratosphere.—J. Atm. Sci., 1987, v. 44,
N 20, p. 3097—3120.
37. R о s e n f i e 1 d J. E., S с h о e b e r 1 M. R., G e 1 1 e r M. A.
Computation of stratospheric adiabatic circulation using an
accurate radiative transfer model.— J. Atm. Sci., 1987, v. 44,
N 5, p. 859—876.
38. Schmitz G. Zum transport chemisch aktiver Bestandteile
durch transient planetare Wellen in Stratosphere und Meso-
sphare.—Z. f. Meteorologie 1981, Band 31, Heft 5
39. Smith S. A., Fritts D. C, Van Zandt Т. Е. Evi-
Evidence of saturated gravity wave spectrum through out the
atmosphere,—Handbook for MAP, 1985, v. 20, p. 244—248
40. Solomon S., К u h 1 J. Т., Garcia R. R., Grose W.
Tracer transport by the diabatic circulation deduced from
satellite observations.—J. Atm. Sci., 1984 v 13 N 15
p. 1603—1617.
41. Wei n stock J. Nonlinear theory of gravity waves mo-
momentum deposition, generalized Rayleigh fraction and diffu-
diffusion.—J. Atm. Sci.,/1982, v. 32, N 8, p. 1698—1710

Глава 14. РАДИАЦИОННЫЕ ПРОЦЕССЫ В СРЕДНЕЙ АТМОСФЕРЕ
14.1. ВВЕДЕНИЕ
Радиационные процессы в средней атмосфере играют
важную роль в формировании ее газового и аэрозольного
состава, а также динамики. Основу для понимания радиаци-
радиационных и фотохимических процессов в средней атмосфере со-
составляет теория переноса излучения в атмосфере. Солнечное
излучение в определенных диапазонах длин волн может
ионизировать и диссоциировать молекулы, образуя реакци-
онноспособные ионы и радикалы. Поскольку для диссоциации
и ионизации атмосферных газов необходимы относительно
энергичные фотоны, на фотохимические процессы идет менее
1 % полной энергии солнечного излучения с длинами волн
рентгеновского и ультрафиолетового диапазонов, а для неко-
некоторых молекул — видимого диапазона.
Спектр электромагнитного излучения можно условно раз-
бит.э на диапазоны, как это показано в табл. 14.1.1, в кото-
которой для сравнения указаны и некоторые другие диапазоны,
не играющие существенной роли в средней атмосфере.
Таблица 14.1.1
Диапазоны спектра электромагнитного излучения
Диапазон
Характерная
длина волны
или интервал
длин волн, см
Характерная
частота, Гц
Гамма-излучение
Рентгеновское излучение
Ультрафиолетовая радиация
Видимый диапазон; цвета (по
мере роста длины волны):
фиолетовый, пурпурный, синий,
зеленый, желтый, оранжевый,
красный
Инфракрасное излучение
ближнего диапазона
дальнего диапазона
Микроволновое излучение
Космическое излучение
Телевизионный диапазон, диа-
диапазон частотной модуляции
Коротковолновое излучение
Радиоволновой диапазон, диа-
диапазон амплитудной модуляции
ю-9
ю-6
3-ю-6
D 4-6) -Ю-5
ю-4
ю-1
1
ю2
103
104
105
3-1019
3-Ю16
ю15
)-7-7,5Ы014
З-Ю11
3-108
3-107
3- 10е
3-Ю5
Нагревание средней атмосферы солнечной радиацией про-
происходит в результате поглощения в страто- и мезосфере
в основном озоном, и в верхней мезосфере и нижней термо-
термосфере— молекулярным кислородом: энергия возбуждения
быстро переходит в тепловую в результате рекомбинации ато-
атомов кислорода, образующихся при фотодиссоциации Ог и Оз.
Нагревание средней атмосферы ультрафиолетовой радиацией
компенсируется лучистым выхолаживанием за счет ИК-излу-
чення СОг (полоса 15 мкм), в меньшей степени — Оз (полоса
9,6 мкм) и Н?О (вращательная полоса). На термическую
структуру средней атмосферы могут влиять и такие процессы,
как диссипация атмосферных волновых движений в мезо- и
термосфере.
При рассмотрении радиационных процессов в средней
атмосфере естественно выделяются два больших спектраль-
спектральных диапазона по типу источника излучения: диапазон сол-
солнечной радиации с длиной волны короче 4 мкм и теплового
излучения Земли (суши, океана, атмосферы) с длиной волны
свыше 4 мкм.
На рис. 14.1.1 приведены качественные спектры внеатмо-
внеатмосферной солнечной радиации, а также солнечной радиации на
уровне моря. Коротковолновая часть внеатмосферного спектра
262
показана на рис. 14.1.2 (о тепловом излучении см. п. 14.3.2).
Солнечное излучение с длиной волны короче 100 нм
почти полностью поглощается на высоте более 100 км мо-
молекулярным и атомарным кислородом и молекулярным азо-
Вт/(СМ2*ИКН)
Вне атмосферы
-Науровне моря
• Черное тело при 5900 К
Ofi
1,2 1,6 2,0
Длина волны
H2Q-CQZ
2,8 2,2 мкм
Рис. 14.1.1. Спектральная плотность энергетической освещен-
освещенности (СПЭО) прямой солнечной радиацией до и после ее
прохождения через атмосферу. Из [19].
0,2 Вт/(м2-мкм)
1О'[
0,1000
0,1500
С, 26ЮЗ
Длина волны
__l J L J J
0,2500 0,6000 мкм
Рис. 14.1.2. Внеатмосферная СПЭО солнечной радиацией в УФ
диапазоне. Для сравнения приведены кривые СПЭО излуче-
излучением АЧТ при различных температурах. Из [62].
том. Однако в среднюю атмосферу проникает рентгеновское
излучение с длин п\ волны короче 1 нм, интенсивность кото-
которого может изменяться на несколько порядков п зависимости
от активности Солнца. Рентгеновское излучение может приво-
приводить к ионизации или в конечном счете к дпесочиации таких
основных составляющих атмосферы, как N2 и О2, и вызывать
спорадические возмущения ионосферы.
Солнечная радиация ультрафиолетового диапазона с дли-
длиной волны свыше 100 нм м^жет фотодиссоциировать моле-
молекулы атмосферных газов. Линия атомарного водорода
в спектре солнечного излучения (Лайман-альфа или Lu)
с длиной волны 121,6 нм является весьма интенсивной (см.
рис. 14.1.2) и, кроме того, приходится на микроокно про-
прозрачности атмосферы, в котором поглощение излучения явля-
является относительно слабым. Поэтому излучение La может про-
проникать в верхнюю часть средней атмосфер},! и эффективно
диссоциировать водяной пар, диоксид углерода и метан,

а также фотоионизировать оксид азота, являясь, таким обра-
образом, основным источником иинизации /^-области ионосферы.
Далее, в солнечном спектре естественно выделить области,
в которых основными поглощающими компонентами являются
02 н О3 (табл. 14.1.2).
Таблица 14.1.2
Характеристика спектральных диапазонов поглощения О2
и О3 [4]
Длина волны,
нм
Характеристика поглощения
121,6 Солнечное излучение La. Поглощается в ме-
зосфере
¦ 100—175 Континуум Шумана—Рунге СЬ. Поглощается
в термосфере
175—200 Полосы Шумана—Рунге О2. Поглощается в
мезосфере и верхней стратосфере. Поглощение
Оз становится относительно существенным
в стратосфере
200—242 Континуум Герцберга О2. Поглощение О2 су-
существенно в стратосфере и менее существенно
в мезосфере. Важным также является погло-
поглощение в полосе Хартли О3
242—310 Полоса Хартли О3. Поглощение в стратосфере
приводит к образованию возбужденного ато-
атомарного кислорода O^D)
310—400 Полосы Хеггинса Оз. Поглощение в стратосфе-
стратосфере (и тропосфере) приводит к образованию
атомарного кислорода в основном состоянии
ОCР)
400—850 Полосы Шапюи О3. Поглощение приводит
к фотодиссоциации в тропосфере (выше мо-
можно пренебречь по сравнению с другими
каналами фотодиссоциации)
Солнечная радиация с длиной волны свыше приблизи-
приблизительно 290 нм может проникать к поверхности Земли, и, сле-
следовательно, в этом диапазоне существенными могут быть рас-
рассеяние в тропосфере, отражение облаками и подстилающей
поверхностью.
В последнее время заметно возрос интерес к солнечной
ультрафиолетовой радиации диапазона 280—320 нм в связи
с ее возможным медико-биологическим действием. Как отме-
отмечалось выше, формирование поля УФ-радиации связано
с озоновым слоем, основная часть которого сосредоточена
в стратосфере.
14.2. ОСНОВНЫЕ ФОТОМЕТРИЧЕСКИЕ ВЕЛИЧИНЫ
где О — угол между нормалью к площадке и направлением
распространения (падения) излучения.
В атмосфере разделяют СПЭО горизонтальной площадки,
которые обусловлены восходящей и нисходящей радиацией, и
в сферической системе координат с осью z, направленной
вертикально вверх, выражаются как
2я я/2
O \ ^0sln0/^ (Э, (D)cose A4.2.3a)
о о
2я
sln9| /^ (9, Ф) cose A4.2.36)
соответственно.
X
Рис. 14.2.1. Геометрическое представление диффе-
дифференциального телесного угла в сферической системе
координат. Показан узкий пучок излучения, распро-
распространяющегося через элементарную площадку в на-
направлениях, ограниченных телесным углом.
Для изотропной радиации /^ = const @, Ф)
Fx = nlh. A4.2.4)
В ряде задач актинометрии используются полусферные
актинические потоки энергии излучения, которые определя-
определяются как
2я я/2
A4.2.5а)
В фотометрии одной из основных вспомогательных вели-
величин является телесный угол, определяемый как отношение
площади некоторого элемента сферической поверхности, на
который «опирается» телесный угол, к квадрату радиуса сфе-
сферической поверхности. В сферической системе координат (см.
рис. 14.2.1) дифференциальный телесный угол выражается как
полный сферический телесный угол равен 4jt; полусферный
телесный угол равен 2я. Спектральная плотность энергетиче-
энергетической яркости (СПЭЯ) определяется как
cos G dQ dX dt dS
A4.2,1)
где /^ — СПЭЯ; dE^ — дифференциальное количество энергии
излучения в спектральном интервале (X, X+dX), падающей на
элементарную площадку dS за промежуток времени dT в пре-
пределах дифференчнального телесного угла dQ, ориентирован-
ориентированного под углом 0 к площадке.
Спектральная плотность энергетической освещенности
(СПЭО) — поток энергии излучения через единичную пло-
площадку по всем направлениям в пределах полусферы
['\- J/^eosG^, A4.2.2)
2я
1 Гф '
О О
Актинический поток, равный сумме F^ и
(н.2.56)
A4.2.6a)
ИЛИ
2я Я/2
\
—я/2
/2
\ б/е|sine|/^(е, ф): (н.2.66)
/2
имеет физический смысл потока энергии излучения, падаю-
падающего по всем направлениям на сферическую поверхность
«бесконечно малого» радиуса. Понятие актинического потока
используется, например, в п. 14.3.7 при учете влияния рас-
рассеянного излучения на скорость фотодиссоциации.
Энергетическая освещенность радиацией всех длин волн
получается интегрированием СПЭО по спектру
A4.2.7)
263

Полный поток энергии излучения получается интегриро-
интегрированием энергетической освещенности на исследуемой пло-
площадке S:
'^dS. A4.2.8)
Размерности и единицы измерения различных фотометри-
фотометрических величин приведены в табл. 14.2.1.
Таблица 14.2.1
Фотометрические величины
Символ
Величина *
Размерность *
Единица изме-
измерения, СИ
Е
Ps
F\\
I
Энергия
Поток
Освещенность
Яркость
ML2T~2
ML2T~3
мт-3
мт-3
Дж
Вт (Дж/с)
Вт/м2
Вт/(м2-ср)
* Спектральные плотности соответствующих единиц отно-
относятся к соответствующим единичным спектральным интерва-
интервалам, например размерность /^ может быть Вт/(м2-ср-нм),
если СПЭЯ относится к спектральному интервалу шириной
1 нм.
** М — единица массы, L — единица волны, Т — единица
времени.
14.3. ФИЗИКА РАДИАЦИОННЫХ ПРОЦЕССОВ
К основным «элементарным» радиационным процессам
относятся: излучение (испускание), поглощение и рассеяние
излучения. Кроме того, в атмосфере имеет место рефракция,
а также отражение излучения от облаков и подстилающей
поверхности. Все эти процессы зависят от вещества (химиче-
(химического состава и состояния), а также длины волны и состоя-
состояния поляризации излучения.
Излучение и поглощение радиации в атмосфере связано
с переходами между квантовыми состояниями в молекулах
и атомах. Спектры поглощения молекул в коротковолновой
области спектра могут иметь линейчато-полосовую структуру,
связанную с электронно-колебательно-вращательными перехо-
переходами (см. [4, 5]), как, например, полоса Шумана—Рунге мо-
молекулярного кислорода (см. п. 14.5.2), а также могут быть
непрерывными (в том случае, когда в конечном состоянии
молекула распадается — диссоциирует). Поглощение и излу-
излучение в ИК-диапазоне обусловлено колебательно-вращатель-
колебательно-вращательными переходами молекул (см. [4, 12]).
Рассеяние электромагнитного излучения происходит на
молекулах (рэлеевское рассеяние) и аэрозольных частицах
различного состава, размера и формы. Если аэрозольные ча-
частицы можно в некоторой степени рассматривать как сфериче-
сферические, то в этом случае можно воспользоваться строгой тео-
теорией Ми — теорией рассеяния на сферических частицах (рас-
(рассеяние Ми) (например, [2, 8]).
14.3.1. Уширение спектральных линий
Индивидуальные линии *, соответствующие определенным
квантовым переходам в молекулах или атомах, имеют конеч-
конечную спектральную ширину (и форму), а именно
/(v)=5O(v), A4.3.1)
где 5 — полная интенсивность при излучении 1 5 =
= J / (v) dv I или полное сечение при поглощении
— оо /
! S = J a (v) [dv j (часто употребляется термин «интенсивность
\ —оо /
линии» и для сечения поглощения, что обычно видно из кон-
* В общем случае линии могут перекрываться в резуль-
результате уширения.
текста); <D(v)—функция, описывающая спектральную форму
оо
линии, причем j Ф (v) dv = I. Полуширина линии у опреде-
—оо
ляется соотношением 0,5 O(v0) = O(v0 + v).
Интенсивность линии для перехода между верхним уров-
уровнем (индекс 2) и нижним (индекс 1) дает выражение [13,18]
A4-3-2)
где с — скорость света; gi, П[—соответственно статистический
вес и концентрация молекул в i-м состоянии; Ац— коэффи-
коэффициент Эйнштейна для спонтанного испускания при переходе
?->/; Вц — коэффициент Эйнштейна для поглощения при
Ei < Ej или индуцированного испускания при ?/ > ?/, где
Ei — энергия /-го состояния.
Если населенность состояний описывается распределением
Больцмана (локальное термодинамическое равновесие), то
Snvi Si
*v°
A4.3.3)
Наиболее важные механизмы уширения линий можно
квалифицировать следующим образом.
Естественное уширение, обусловленное конечным време-
временем жизни квантовых состояний, между которыми соверша-
совершается переход.
Столкновительное уширение, обусловленное упругими и
неупругими столкновениями излучающих (поглощающих) мо-
молекул.
В случае естественного и столкновительного уширения
(лоренцева форма линии)
я (v-voJ+BjtT)-2
A4.3.4)
где т — время жизни состояния в случае естественного уши-
уширения или обратная эффективная частота столкновений т =
= v^~ при столкновительном уширении (vc = N (ocv); N —
счетная плотность частиц, с которыми происходит столкнове-
столкновение; (ocv) — эффективная частота столкновений в расчете на
одну частицу, v — относительная скорость частиц; если соот-
соответствующее сечение столкновения лишь слабо зависит от
скорости, то можно записать, что (acv) = oc (8kT/n\xI!2, где
[х — приведенная масса); полуширина yL = Bлх)~К
Если столкновение происходит между одинаковыми ато-
атомами (или молекулами), то такое уширение называют уши-
рением Хольцмарка, если между неодинаковыми атомами
(молекулами) — уширением Ван-дер-Ваальса.
Цоплеровское уширение, обусловленное доплеровским
сдвигом частоты, связанным с тепловым движением излучаю-
излучающего (поглощающего) атома (или молекулы).
В случае максвелловского распределения атомов (моле-
(молекул) по скоростям с абсолютной температурой Т (доплеров-
ская форма линии)
(V-V0J
1
A4.3.5)
v / 2kT У/2
где Р=—— I J , v0 — частота центра линии, m — масса
атома (молекулы), полуширина линии уп = |3Vln2.
Комбинированная (фойгтовская) форма линии. Если
форма линии в системе координат излучающей (поглощаю-
(поглощающей) частицы является лоренцевой (из-за естественного или
столкновительного уширения), то с учетом теплового движе-
движения (доплеровского сдвига частоты) форма линии описыва-
описывается функцией (интегралом) Фойгта [18]:
где
V —Уо
Vln2. A4.3.7)
264

Справедливо следующее приближенное выражение [18]:
ТгПГ 1
Фу (V) =
¦A-6)ехр(-тJ1п2)
+^)[o,O66exp (-0,4л2) - 40-б,5Ла + Л4]'
где
Уь
v0
Yl и y-d — лоренцева и доплеровская полуширины соответ-
соответственно, vo — частота центра линии. Согласно [18], максималь-
максимальная ошибка аппроксимации при любых разумных ? не пре-
превышает 0,6 % в центре линии, 1 % ПРИ Л ^ 6 и 3 % — при
0<т] < 6.
Еще один тип спектрального искажения появляется при
взаимодействии излучения с веществом (например, атмо-
атмосферы), когда важным оказывается поглощение излучения
молекул другими такими же молекулами, т. е. самопоглоще-
самопоглощение [1].
Более полный обзор механизмов уширения и формы линий
содержится, например, в монографии [12].
14.3.2. Функция Планка.
Излучение абсолютно черного тела
Если тело (твердое, жидкое, газообразное) находится
в термодинамическом равновесии при абсолютной темпера-
температуре 7\ включая разновесие с излучением, то справедлив фун-
фундаментальный закон Планка для излучения абсолютно черного
тела (АЧТ), и спектральная плотность энергетической яркости
(СПЭЯ) теплового излучения описывается функцией Планка
BV(T) =
2hv3
(для единичного частотного интервала),
или
о /„,4 2/гс2
A4.3.9а)
A4.3.96)
(для единичного интервала длин волн). Здесь А ¦=
= F,626176±0,000036)-10-34 Дж-с — постоянная Планка; с =
= B,99793 ± 0,00001) -108 м/с —скорость света; k = 1,38062 X
X 10~21 Дж/К — постоянная Больцмана.
На рис. 14.3.1 приведена зависимость СПЭЯ теплового
излучения от длины волны для ряда высоких температур
(около 5000 К), а на рис. 14.3.2 — умеренных B60—300 К).
На рис. 14.3.2 показана одна из реализаций спектра излучения
системы Земля—атмосфера по наблюдениям со спутника.
Интегральная (по всему спектру) яркость излучения АЧТ
подчиняется закону Стефана—Больцмана
В (T) =
где о = 5,66961 • Ю-9 Дж/(м2-К4) — постоянная Стефана—
Больцмана.
В силу изотропности теплового излучения для плотности
потока лучистой энергии теплового излучения справедливо
F = nB (Т)=оТ*. A4.3.10)
Для теплового излучения справедлив также закон смеще-
смещения Вина, который можно переформулировать в виде соот-
соотношения
Ат = 0,2897/7\
где Хщ — длина волны излучения АЧТ, имеющего максималь-
максимальную интенсивность, см; Т — абсолютная температура АЧТ, К.
107Зт/(м2'Ср-мкм)
7 г- 7000 К
1,0 1,5
Длина волны
2,5 мкн
Рис. 14.3.1. Зависимость яркости излучения абсо-
абсолютно черного тела Вк (Т) от длины волны X и аб-
абсолютной температуры Т. Из [15].
МВт/(см2-мкн-ср)
Окно прозрачности
18 20 22 2U Хмкм
Рис. 14.3.2. Данные спутниковых измерений яркости
Земли в надир в ИК диапазоне. Из [19].
Другим важным законом теплового излучения, используе-
используемым в атмосферных приложениях, является закон Кирхгофа:
излучательная способность тела (объема среды) при термо-
термодинамическом равновесии равна его поглощательной способ-
способности (объемному коэффициенту поглощения). Излучательная
способность — это отношение яркости теплового излучения
тела (объема среды) к яркости АЧТ при той же температуре,
описываемой функцией Планка A4.3.9).
14.3.3. Поглощение
Поглощение монохроматической радиации определяется
двумя величинами: спектральным (монохроматическим) сече-
сечением поглощения о^ (см2) и концентрацией поглощающего
компонента ./V (см~3). Если поглощающих компонентов не-
несколько, то
«л=?«м=?алМ. A4.3.11)
i i
где i — номер поглощающего компонента, с^ — коэффициент
поглощения.
Мощность поглощающего объема dV излучения интенсив-
интенсивности /vdv, распространяющегося в телесном угле dQ, связана
с коэффициентом поглощения соотношением (см., напри-
мер, [9])
A4.3.12)
34 Заказ 46
265

14.3.3.1. Коротковолновая область
Солнечная радиация поглощается в атмосфере главным
образом О2, О3, N2, CO2, Н2О, О и N, в меньшей степени
NO, N20, CO и СН4. Спектры поглощения, связанные с элек-
электронными переходами в 02, О, N2, N, 03, лежат в основном
в УФ-области спектра, а колебательно-вращательные переходы
в трехатомных молекулах типа Н20, 03, С02 дают спектры по-
поглощения в ИК- области. В видимой области спектра также
Континуум
Шумана-Рунге
¦ I i I i t I L_l—I—I I I I I
50
100
200
250 нм
150
Длина волны
Рис. 14.3.3. Спектральный ход сечения поглощения мо-
молекулярного кислорода. Из [1].
см4
10
-2J
1
1
I
10
-25
200
210
220 230
Длина волны
240
250 ни
Рис. 14.3.4. Сечение поглощения молекулярного кис-
кислорода в континууме Герцберга по данным лабора-
лабораторных измерений различных авторов, а также по
прямым наблюдениям солнечного излучения. Из [1].
Для сравнения приведена кривая сечения молекулярного
рассеяния (штрих-пунктирная кривая).
имеется слабое поглощение солнечной радиации. Большая
часть спектра УФ-радиации поглощается в верхней атмосфере
кислородными и азотными составляющими. Поглощение УФ-
радиации молекулярным кислородом имеет место на длинах
в )лн короче 0,260 нм (рис. 14.3.3). Полосы Герцберга О2
(рис. 14.3.4)—200—260 нм — не столь важны для переноса
УФ-радиации, поскольку перекрываются более сильными по-
полосами поглощения О3 (см. ниже), однако они играют важ-
важную роль в формировании озонового слоя (см. п. 14.3.7 и
главу 15). Затем идут полоса и континуум Шумана—Рунге
(см. рис. 14.3.3) — 125—200 нм. Области континуумов Шу-
Шумана—Рунге и Герцберга заходят в область полосы Шумана —
Рунге. Имеется несколько полос между 100 и 125 нм. В этой
же области лежит и очень интенсивная линия атомарного
водорода в спектре излучения Солнца, которая приходится на
«окн )» слабог.) поглощения О2 (более подробно см.
табл. 14.5.3). В области длин волн короче 100 им лежат
очень сильные полосы О2 — полосы Хопфилда.
В видимой области О2 имеет слабые полосы поглоще-
поглощения А и В с центрами около 690 и 790 нм.
Спектр поглощения N2 лежит в области длин волн короче
145 нм. Полисы Лаймапа—Бирга—Хопфилда, состоящие из
узких интенсивных линий, занимают область 100—145 нм; по-
полосы Танаки—Уорлн — область 80—100 нм. Последние имеют
весьма сложную спектральную структуру. В области длин
266
волн короче 80 им лежит ионизационный континуум N2,
а в диапазоне 10—100 нм — ионизационные континуумы N
и О.
10'17 см'2
I
I
1
0,2
О
200
220
240 260
Длина волны
280 300 нм
Рис. 14.3.5. Полоса Хартли: сечение поглощения
О3 в интервале 200—300 нм. Из [1].
см*
I
1 ю-20
i-21
Z
1
1 г
f
\\ -Л
V
f
lcf
!
v
310
320 330
Длина волны
нм
Рис. 14.3.6. Полосы Хеггинса: сечение поглощения
О3 в интервале 310—370 нм. Из [1].
Верхняя кривая —291 К, нижняя — 198 К, прерывистая
линия — интерполяция.
10
500
600 700 800
Длина волны
Рис. 14.3.7. Полоса Шапюи: сечение поглощении
О3 в интервале 450—850 нм. Из [I].
В области длин волн 200—300 нм — п ,лоса Хартли
(рис. 14.3.5) — и 300—370 нм — полосы Хеггинса (рис. 14.3.6) —
и )глощение определяется молекулами О3. Слабые полосы по-
поглощения Оз (полосы Шапюи) также лежат в видимой и
ближней ИК-области спектра — 440—1180 им (рис. 14.3.7).
Сечения поглощения О2, N?, О, N и О:., измерялись мно-
многими авторами—на рис. И.3.8 приведен) качественное соот-
соотношение между ними.

При больших зенитных углах Солнца заметным стано-
становится поглощение NO2 в мягкой УФ- и видимой областях
спектра [46] (рис, 14.3.9).
см
10
-1&
10
-17
10'
-18
10
-22
Полосы Хопфилда
1полось\
'Хартли
jj Континуум и
\ полосы Шумана-
I Руиге
Полосы Лаимана- \
Бирджа-Хопфилда*
100
200
Длина билны
300 им
Рис. 14.3.8. Качественный ход сечений поглощения озона,
молекулярного кислорода и молекулярного азота в види-
видимом и УФ-диапазонах. Из [15].
20 мкм. Эта область содержит большое число линий погло-
поглощения [33]. Основная КВ-полоса v3 вместе с составной поло-
полосой vi + v3 —2v2 @2°0... Ю°1) образует полосу поглощения,
называемую в литературе полосой 4,3 мкм. Ее интенсивность
столь велика, что солнечное излучение полиостью поглоща-
поглощается в диапазоне приблизительно 4,2—4,4 мкм уже на высоте
около 10 км. Имеются также комплексные полосы поглоще-
поглощения с центрами 10,4; 9,4; 5,2; 4,8; 2,7; 2,0; 1,6; 1,4 мкм и ряд
более слабых в интервале 1,24—0,78 мкм. Ширина всех этих
полос составляет около 0,1 мкм [10].
Озон. Молекулы Оз имеют три основные КВ-полосы:
vi, v2 и v3. Полоса Vi (9,6 мкм) перекрывается с полосой
v3, в результате чего имеет место сильное взаимодействие
между соответствующими квантовыми состояниями. По ин-
интенсивности полоса Vi существенно слабее полосы v3. Полоса
v2 перекрывается с сильной полосой поглощения СО2 — около
15 мкм. Обертоны и составные частоты колебаний дают слож-
сложные полосы поглощения с центрами около 5,75; 4,75; 3,95;
3,36; 2,7 мкм. Ширина каждой из полос составляет 0,1 мкм.
Молекулы О3 имеют интенсивный чисто вращательный спектр
поглощения в микроволновой области спектра.
Диоксид азота. В табл. 14.3.1 приведены центры трех
основных КВ-полос поглощения для трех изотопов NO2.
В работе [62] даны значения вращательных постоянных
и положение обертонов и составных частот, лежащих в диа-
диапазоне 1,6—6,7 мкм для указанных в табл. 14.3.1 изотопов
молекулы NO2. Чисто вращательный спектр поглощения NO2
•1Q'1SCM2
230
270 310 350
Длина Волны
390 нм
Ш
Длина волны
4-55 нм
Рис. 14.3.9. Сечение поглощения NO2.
а-из [1], б —из [19].
Поглощение рядом других газовых составляющих атмо-
атмосферы не играет существенной роли в переносе коротковол-
коротковолновой солнечной радиации, однако играет существенную роль
в фотохимии (см. п. 14.3.5 и главу 15).
14.3.3.2. Длинноволновая область *
Колебательно-вращательные спектры молекул (ИК-об-
ласть) имеют сложную структуру. Ниже дана характеристика
полос поглощения ряда газов, имеющих значение в атмосфер-
атмосферных исследованиях и приложениях [12].
Водяной пар. Колебательно-вращательный спектр Н2О за-
занимает всю видимую и ИК-области до волновых чисел
1000 см-1. В видимом диапазоне лежат слабые поллсы состав-
составных частот, в близкой ИК-области — более сильные полосы
обертонов и составных частот. Наиболее сильное поглощение
Н2О наблюдается в широкой полисе v2 с центром около длины
волны 6,25 мкм. Следующая по интенсивности полоса v3 ле-
лежит около длины волны 2,66 мкм. Полосы vi B,74 мкм) и 2v2
C,17 мкм) вместе с полосой v3 обусловливают полное погло-
поглощение солнечного излучения в атмосфере средних широт
в диапазоне длин волн 2,6—3,3 мкм. Другие колебательно-
вращательные полосы водяного пара имеют центры около
длин волн 1,87; 1,38; 1,1; 0,94, 0,81 мкм и серию слабых полос
в видимой ;>блс<егп спектра. Водилой пар имеет интенсивный
вращательный спектр поглощения в области длин волн от
приблпзптельп ) 8 мкм до неск -лькпх сантиметров.
Углекислый rai. Основная колебательно-вращательная по-
полоса СО2 — полоса \2 с центром около 15 мкм вместе с 14 го-
горячими полосами перекрывает диапазон приблизительно 12—
лежит в далекой ИК-области.
Закись азота. Все три основных частоты колебаний ли-
линейной молекулы N2O: vi — 7,8 мкм A285,6 см); дважды
вырожденная v2—17,0 мкм E58,8 см) и v3 — 4,6 мкм
B223,5 см*1) — активны в ИК-спектрах поглощения. Кроме
основных частот колебаний молекула N2O имеет большое
число обертонов, составных и горячих частот поглощения.
Большинство этих полос имеет малую интенсивность.
Метан. Из девяти основных частот клебаний молекулы
СН4 одна является дважды вырожденной и дне трижды
вырожденными вследствие высокой степени симметрии мо-
молекулы; таким образом, имеется всего четыре основные ча-
частоты колебаний, две из них очен1- интенсивные: полоса
v3 —3,3 мкм C020,3 см-1) и v4 — 7,7 мкм A306,2 см-1),
и более слабая полоса v2, появляющаяся в результате коле-
колебательно-вращательного взаимодействия с полос ш v4.
Оксид углерода. Основная КВ-полоса молекулы 12C1GO
находится около 2143,2 см D,67 мкм). Основной обертон
имеет центр около 4260 см-1 B,35 мкм). Расчетные значения
центров полос погл лцения (см-1): 4260,0616 @—2); 4207,1664
A—3); 4154,4056 B—4); 4101,7820 C—5); 4049,2958 D—6);
3996,9466 E—7); 6350,4404 @—3); 8414,4708 @—4).
* В этот раздел включены м спектры поглощения в ко-
коротковолновой (короче 4 мкм) области, обусловленные ко-
колебательно-вращательными переходами.
Положение (мкм) центров основных полос пог
Полоса
Vi
v2
V3
По данным [591
1JNlflO2 (эксперимент)
7,5
13,35; 15,38
6,19; 11,74
чТ|6Ог (эксперимент)
7,65
13,51
6,33; 93,46
Таолиц
•¦N••0, (.
7,87;
13,85;
6,29;
а 14.3.1
i М02.
JСЧС'1 )
16,08
12,71
137,0
267

Чисто вращательный спектр молекулы СО расположен
в далекой ИК- и микроволновой областях.
Оксид азота. В молекуле N0 полосы поглощения основ-
основного колебательного перехода @—1) и первого обертона
(О—2) лежат около 5,3 и 2,76 мкм соответственно.
Обширная спектроскопическая информация собрана в так
называемые атласы спектральных линий [58] и [60] — общее
число затабулированных полос и линий поглощения 28 газов
(включая изотопы) составляет 1500 и 2-Ю5 соответственно.
Общая характеристика (состав, точностные параметры) архи-
архивов спектроскопических данных [58, 60] приведена, например,
в [12].
14.3.4. Рассеяние
Излучение в атмосфере может испытывать рассеяние на
молекулах атмосферных газов * (рэлеевское рассеяние) и
аэрозольных частицах (если частицы имеют сферическую
форму, то говорят о рассеянии Ми — см. ниже).
Интенсивность света Isdv, рассеянного элементарным
объемом под некоторым углом в (угол рассеяния) к направ-
направлению распространения падающего излучения интенсив-
интенсивностью /, выражается через коэффициент рассеяния as и ин-
индикатрису рассеяния Р (cos в) как
1
A4.3.13)
при этом для индикатрисы рассеяния выполняется условие
нормировки
1
4я
Jp(cosO)afQ- 1. A4.3.14)
4л
В сферической системе координат (см. рис. 14.2.1)
cos О = cos 0 cos 9' + sinOsinO' cos (Ф — Ф'), A4.3,15)
где О', Ф' — зенитный и азимутальный углы направления рас-
распространения падающего излучения, а О, Ф — рассеянного
излучения.
Коэффициент рассеяния связан с сечением рассеяния Os
и концентрацией рассеивающих частиц N соотношением
as = osN. A4.3.16)
С учетом анизотропии свойств рассеивающих молекул
сечение рэлеевского рассеяния можно описать выражением
oR(l) = -*?L (П2~^J ltfb"p , (Н.3.17)
где N — счетная концентрация молекул воздуха, п — показа-
показатель преломления воздуха, X — длина волны.
Степень деполяризации 6Р для ряда атмосферных газов
приведена в табл. 14.3.2.
Для числовых оценок полезно эмпирическое выраже-
выражение [54]
4 09 . Ю-28
^(М= Л ¦. у (см2) A4.3.18)
где
0,04;
0,09426
0,55 мкм < X < 1,0 мкм,
— 0,3228; 0,19 мкм<Я<0,55 мкм.
Индикатриса рэлеевского рассеяния (молекулярного или рас-
рассеяния на «малых» частицах) имеет следующий вид [15]:
pr® = -7- (I +cos2O), A4.3.19)
где 0 —угол рассеяния (см. уравнение A4.3.15)).
В случае аэрозольных частиц сечения и индикатрисы рас-
рассеяния имеют более сложные зависимости от параметров
задачи (см., например, [15]). Так, для однородных частиц
сферической формы радиусом г индикатриса определяется вы-
выражением (рассеяние Ми — см., например, [16])
* Точнее, на флуктуациях плотности газа, однако резуль-
результат обычно представляется в виде сечения рассеяния одной
молекулы, и в этом смысле можно говорить о рассеянии на
одной молекуле.
268
Таблица 14.3.2
Деполяризация при рассеянии света различными газами.
Из [19]
Газ
Химический
символ
Аргон
Метан
Азот
Кислород
Хлор
Воздух
Окись азота
Этан
Оксид углерода
Хлорид углерода
Бромид водорода
Диоксид углерода
Дисульфид углерода
Вода
Сульфид водорода
Диоксид серы
Аммиак
Аг
СН4
N2
о2
С1а
NO
С2Н6
СО
НС1
НВг
со2
cs2
Н2О
H2S
so2
NH3
0
0
0,036
0,065
0,041
0,042
0,027
0,005
0,013
0,007
0,008
0,097
0,115
0,02
0,003
0,031
0,01
* Согласно последним измерениям, 6Р для воздуха равно
0,035.
где
!,
, A4.3.21)
где Рп—присоединенные полиномы Лежандра; an, bn— ко-
коэффициенты, зависящие от показателя преломления вещества
аэрозольной частицы и так называемого размера а = 2яг/А;
S* — комплексно сопряженное значение S; as — коэффициент
рассеяния, определяемый выражением
2яг2
A4.3.23)
п=\
Число значимых членов в разложениях A4.3.21) — A4.3.23)
имеет порядок 2а 4- 3.
В случае полидисперсного ансамбля аэрозольных частиц
с функцией распределения частиц по размерам f(r) эффек-
эффективная индикатриса рассеяния выражается [8] как
$/>(г, в) as (r) f (r) dr
о
(r)dr
A4.3.24)
В теории многократного рассеяния (см. п. 14.3.5) инди-
индикатрису часто задают в виде разложения по полиномам Ле-
Лежандра Pn(cos 0):
= 2 апРп
A4.3.25)
где коэффициенты разложения определяются следующим об-
образом:
ап—
1
* \ Р (О) Pn (cos О) d (cos О); /i=l, 2, ....
-1
A4.3.26)
Чем сильнее вытянута вперед индикатриса (в большинстве
реальных ситуаций она сильно вытянута вперед относительно
направления распространения падающего излучения), тем
больше членов разложения A4.3.25) нужно использовать,
чтобы правильно передать ее форму.

При исследовании анизотропного рассеяния часто ис-
используется однопараметрическая формула Хеньи—Гринстейна
(см., например, [9, 65]):
Р(О)=
- 2g cos В)
(Н.3.27)
где О <; g ^ 1, и чем ближе g к единице, тем сильнее инди-
индикатриса вытянута вперед.
В настоящее время имеются работы по расчету индика-
индикатрис (матриц) рассения ледяных кристаллов [38, 66], других
несферических частиц [30] (см. также обзор в [11]). Оптике
атмосферного (в том числе и стратосферного) аэрозоля по-
посвящены монографии [11, 14], теоретическим вопросам аэро-
аэрозольного рассеяния — монографии [2, 8, 65], в частности
в [65] приведен значительный материал об аналитических
аппроксимациях индикатрис (матриц) рассеяния.
14.3.5. Уравнение переноса излучения
Вместе со спектроскопическими и микрофизическими дан-
данными об атмосферных компонентах теория переноса излучения
в планетных атмосферах составляет базис для понимания и
расчета атмосферных радиационных процессов. Основу теории
переноса излучения составляют собственно уравнение пере-
переноса излучения [20, 22]. Если в среде имеет-место поглоще-
поглощение рассеяние и испускание излучения, то изменение моно-
монохроматической интенсивности вдоль луча п описывается ин-
тегродифференциальным уравнением переноса [20] (см.
также [9]):
, n)
. as (R) f f /(RT n')P(n, n')dn' + B (R, n),
г 4я JJ
A4.3.28)
где n=) (9, Ф) единичный вектор в направлении распростра-
распространения рассеянного излучения, а п' = )(9', Ф')—падающего
излучения; ае = aa + as— (объемный) коэффициент ослабле-
ослабления (или экстинции), R — радиус-вектор положения рассмат-
рассматриваемой «точки» среды, B(R, n)—функция источников или
спектральная плотность мощности излучения единицы объема
среды в единичный телесный угол в направлении п. Аргумент
индикатрисы рассеяния в отличие от A4.3.13) введен не
в виде угла рассеяния, а в виде направлений п и п', между
которыми этот угол берется. Левая часть и первый член
правой части в уравнении A4.3.28) описывают в дифферен-
дифференциальной форме закон экспоненциального ослабления света
в среде — закон Веера—Ламберта—Бугера.
Уравнение A4.3.28) должно быть дополнено краевыми
условиями, которые формируются в зависимости от геометрии
задачи и условий освещения его границ (см. ниже).
В плоско стратифицированной атмосфере (все параметры
зависят только от вертикальной координаты) уравнение пере-
переноса A4.3.28) для монохроматической яркости удобнее пере-
переписать в виде
-Цт. у, Ф) - -^
'I X
X(r,
Ф;
где
видно, Т =
A4.3.29)
оо
(г) = j ае^ (z) dz —оптическая толщина (оче-
Z
т5; та, т5 —соответственно оптическая тол-
толщина для поглощения и рассеяния); со = сх5Да5 + аа) —аль-
—альбедо однократного рассеяния (или вероятность «выживания»
кванта); [i = cos 9; \if = cos 9'; / — яркость рассеянной (диф-
(диффузной) радиации; kFVq — монохроматический (и мононаправ-
мононаправленный) поток внеатмосферной солнечной радиации через пло-
площадку, перпендикулярную направлению распространения;
|is — косинус зенитного угла Солнца; Ф' = 0, поскольку ази-
азимутальный угол отсчитывается от азимута направления рас-
распространения прямой солнечной радиации; В (Т)—функция
Планка (см. A4.3.9 а, б)) в соответствующем представлении.
В уравнении A4.3.25) в последнем слагаемом в правой части
учтен закон Кирхгофа — множитель A—со). В соответствии
с нашими представлениями в уравнении A4.3.29) в случае
коротковолновой радиации обычно можно пренебречь послед-
последним слагаемым (тепловым излучением), а в случае теплового
излучения — рассеянием (со = 0; т = та).
Очевидно, что полное поле яркости является суммой
диффузной (уравнение A4.3.29)) и прямой составляющих:
A4.3.30)
6 (# — Хо) / (л:) dx = f (x
) I;
(оо
—о
6 (х) dx = 1,
/* — полная яркость.
Очевидно, что полная яркость в приближении мононаправлен-
мононаправленного источника (т. е. учета конечного углового размера
Солнца) является бесконечно большой (т. е. имеет особенность
в направлении распространения прямой солнечной радиации),
однако при расчете фотометрических величин (см. п. 14.2) бес-
бесконечности не возникают ввиду вышеприведенных свойств
дельта-функции.
В качестве примера краевых условий можно привести
условие на верхней границе атмосферы:
/(т = 0;|х, Ф)=0, |х<0, A4.3.31)
т. е. яркость рассеянной вниз (ji < 0) радиации на верхней
границе атмосферы равна нулю, поскольку выше этой гра-
границы нет рассеивающей среды, а также условие на ламбер-
товской (или ортотропной) подстилающей поверхности (ниж-
(нижняя граница):
/(т = ттах, |я <0, Ф) =
12Л
/12Л
=4A f
\о о
v
).
/
A4.3.32)
где А — альбедо подстилающей поверхности; ттах — оптиче-
оптическая толщина всего вертикального столба атмосферы. В ле-
левой части A4.3.32) стоит яркость восходящей радиации,
в правой — нисходящей, прямой солнечной и рассеянной.
Если требуется рассчитать радиационное нагревание
(см. п. 14.3.6) или частоты фотодиссоциации (см. п. 14.3.7),
то для этого достаточно знать азимутально осредненные зна-
значения яркости, для которых справедливо уравнение переноса
вида:
—1
A4.3.33)
где
2л
"т; ц) = -s— I / (т; ц, Ф) dG>; A4.3.34)
2л
P(\i, Ц') ="^j- \p(\l> Ф; И'. Ф')ЛФ'. A4.3.35)
Потоки излучения A4.2.3 а и б) при этом запишутся как
1
/¦"f (т) = J / (т, [i)\id\i,
о
-1
а A4.2.5 а и б) как
• + = /(т, ii)dii.
A4.3.36а)
A4.3.366)
A4.3.37а)
A4.3.376;
269

Для справки: азимутально осредненная индикатриса
рэлеепского рассеяния опи-ываетоя выражением [65]
PR(V, ^^^-^(З-^-Ц^+Зц2^2), (Н.3.38)
а осредненная по азимуту индикатриса Хеньи—Грин-
стейна [65]:
где а= 1 + ?2 — 2g\L\i'; р = 2g sin О sin О'; ?2 =
?(?2)—полный эллиптический интеграл [23].
Развитие методов решения уравнения переноса состав-
составляет одно из фундаментальных направлений современной ма-
математической физики и прикладной математики. В настоящее
время развиты «точные» и приближенные аналитические
(см., например, [9, 15, 20, 65]) и численные методы (см.,
напрамер, [3, 17, 65]). Кроме того, имеются таблицы полей
интенсивности рассеянной радиации в рэлеевской атмосфере
при различных условиях [31], которые можно использовать
для тестирования расчетных методов и программ для ЭВМ.
Проведены международные сравнения различных программ
для численного решения уравнения переноса [44].
14.3.6. Нагревание средней атмосферы
коротковолновой (солнечной) радиацией
Скорость нагревания элемента объема атмосферы корот-
коротковолновой радиацией можно рассчитать как
dt
где
2Л
: \dd
О -I
; ц, Ф) A4.3.41)
функция притока энергии излучения; Т — температура, р —
плотность воздуха; Ср — удельная теплоемкость воздуха при
постоянном давлении; g — ускорение свободного падения; р —
давление. В правой части уравнения A4.3.40) проводится ин-
интегрирование по спектральному параметру v.
С учетом уравнения переноса излучения A4.3.29) для
скорости нагревания имеем также
°Ц (Н.3.42)
где Fv—актинический поток A4.2.6); другие величины также
введены ранее; первое слагаемое описывает нагревание за счет
прямой солнечной радиации, второе — за счет рассеянной.
Основной источник нагревания в страто-мезосфере — по-
поглощение солнечной УФ-радиации озоном в полосах Хеггинса
и Хартли [1]. Скорость нагревания составляет 12 К/сут
вблизи стратопаузы, достигая максимума A8 К/сут) вблизи
летнего полюса. Поглощение в длинноволновой части полос
Хеггинса становится существенным в нижней стратосфере, где
скорость нагревания составляет около 1 К/сут. Скорость на-
нагревания, очевидно, зависит от концентрации озона на данном
уровне и его содержания в столбе воздуха выше рассматри-
рассматриваемого уровня, определяя и само положение страто- и мезо-
пауз.
На высоте более 75—80 км существенный вклад в нагре-
нагревание атмосферы вносит поглощение в полосах Шумана—
Рунге, становясь доминирующим источником нагревания
в нижней термосфере. На высоте 100 км скорость нагревания
составляет в среднем около 10 К/сут, испытывая большие
широтные и сезонные вариации в пределах порядка величины.
Поскольку поглощение УФ-радиации приводит к фотодиссо-
фотодиссоциации молекулярного кислорода, поглощенная энергия может
запасаться в форме химической энергии — на высоте более
80 км время жизни атомарного кислорода превышает сутки.
Химическая энергия переходит в тепловую при рекомбинации
атомарного кислорода, которая может происходить на значи-
значительном удалении от точки поглощения фотона. В результате
горизонтального и вертикального переноса значительная
энергия, запасенная в химической форме, выделяется в вы-
высоких широтах зимнего полушария.
Поглощение молекулярного кислорода в континууме Герц-
берга в стратосфере вносит лишь небольшой вклад в нагре-
нагревание по сравнению с поглощением радиации озоном. У моле-
молекулярного кислорода, как отмечалось выше, имеются полосы
поглощения в видимом области спектра.
В табл. 14.3.3 приведены параметризации скорости на-
нагревания атмосферы прямой солнечной радиацией в различ-
различных спектральных интервалах. Нагревание за счет поглоще-
поглощения в полосах СОг 2,7 и 4,7 мкм и поглощения УФ-радиации
водяным паром играет второстепенную роль. Однако погло-
поглощение в полосах НгО в видимом и ближнем ИК-диапазонах
необходимо учитывать в тропосфере, где содержание водяного
пара значительно выше, чем в средней атмосфере. Необхо-
Необходимо также учитывать поглощение солнечной радиации
диоксидом азота в полосе 300—600 им в нижней стратосфере.
Вклад NO2 в нагревание зависит от распределения концен-
концентрации NO2. При расчете необходимо учитывать эффекты
Рис. 14.3.10. Высотное распре-
распределение скоростей нагревания
за счет поглощения коротко-
коротковолнового солнечного излуче-
излучения молекулами Оз, О2, NO2,
Н2О, СО2. Из [1].
0 5 10 К/суш
Нагревание
многократного рассеяния и отражения от подстилающей по-
поверхности и облаков. На рис. 14.3.10 качественно показан
вклад различных компонентов в нагревание атмосферы.
При отсутствии атмосферных движений термическая
структура стратосферы и мезосферы определялась бы балан-
балансом между нагреванием за счет поглощения коротковолновой
Таблица 14.3.3
Параметризация скорости нагревания (К/сут) атмосферы
в полосах поглощения О2 и Ос. Из [1]
Спектральная полоса
Параметризация
Полосы Шапюи
Полосы Хеггинса
Полоса Хартли
Полосы Шумана-
Рунге
Континуум Шума-
на—Рунге
= l,05.10~15 exp (-2,85-
~ш-~к {4'66-шз'8-102ехрх
X (—1 ,77-10-1ЭуУ3) — 3,88-102 ехр X
X (— 4,22-10-I8N3)}
-щ- = 4,8-10-иехр (-8,8.10-'%)
Qsrb
[О2]
,V2> 1018 см,
1
VSRB
Тад"
= 2,43- Ю-19
Н<Г
^г- { 0,98 ехр (—2,9 У
X 10-I9A/2) —0,55 ехр (—1,7Х
X Ю-18Л>2) —0,43 ехр (—1,15- 10-17Л^2)}
Примечание. Здесь N2= $ [О2] dz/cosBs\ /V3 =
z
oo
==J [Оз] dz/cos05; [O2], [Оз] —концентрация кислорода и
z
озона соответственно; 0S — зенитный угол Солнца.
270

(солнечной) радиации и выхолаживанием за счет испускания
тепловой ИК-радиации (радиационное равновесие). В резуль-
результате циркуляции атмосферы ее термическая структура сильно
отличается от состояния радиационного равновесия и опреде-
определяется тремя упомянутыми выше факторами. Кроме того,
между динамическими и радиационными процессами суще-
существует тесная связь. Расчет радиационных характеристик
в ИК-диапазоне обладает спецификой по сравнению с корот-
коротковолновой областью спектра, поэтому этот вопрос выделен
в самостоятельный раздел (см. п. 14.4). Отметим, что один из
наиболее полных современных обзоров по радиационным при-
притокам тепла в средней атмосфере содержится в работе [21].
ции, решение уравнения переноса излучения* (см. п. 14.3.5)
для интенсивности восходящей и нисходящей монохроматиче-
монохроматической радиации в плоскопараллельной атмосфере имеет сле-
следующий вид (например, [22]) (в рассматриваемом случае
зависимость от азимутального угла Ф отсутствует):
/v(t, ^)=
L4.1a)
/v(t, -,i) =
14.3.7. Фотодиссоциация
Процессы фотодиссоциации играют важную роль в форми-
формировании состава средней атмосферы. Скорость фотодиссоциа-
фотодиссоциации молекулы А выражается через частоту фотодиссоциации
/а (см., например, [1]) как
A4.3.43)
Кроме того, если в процессе фотодиссоциации молекул
могут реализовываться различные каналы с образованием, на-
например, продуктов В и С т. е.
то
'AC
[A],
A4.3.44)
A4.3.45)
где
J
Vl
v2
Vi
v2
'AC
J °cv/
где Jav — спектральная плотность частоты фотодиссоциации;
d>?V, OCv — квантовые выходы продуктов В и С соответ-
соответственно при фотодиссоциации молекул Л, зависящие в общем
случае от спектрального параметра и температуры.
Частоты типа JАв выражаются как
A4.3.46)
V|
где a^v — сечение поглощения молекулы Л, а величины, стоя-
стоящие в фигурных скобках, введены в A4.3.42).
Кривые сечений поглощения и квантовых выходов для
ряда газов, играющих важную роль в формировании состава
средней атмосферы, приведены в [1].
Высотные профили скорости фотодиссоциации различных
компонентов рассчитаны в работе [64] для различных зенит-
зенитных углов Солнца (см. также [1]).
Числовые данные о сечениях поглощения и квантовых
выходах ряда реакций приведены в п. 14.5.1 и 14.5.2.
Для радиации на длинах волн, превышающих приблизи-
приблизительно 300 нм, начинают сказываться рассеяние в атмосфере
и отражение от подстилающей поверхности [1, 47].
14.4. МЕТОДЫ РАСЧЕТА
РАДИАЦИОННЫХ ПРОЦЕССОВ В ИК-ДИАПАЗОНЕ
A4'4Лб)
где ti — оптическая толщина атмосферы по вертикали (т = 0
на верхней границе атмосферы).
С достаточно хорошей точностью поверхность Земли
можно в ИК-области спектра считать АЧТ и, следовательно,
/v(ti,[i) = BV(TS), где Т9 — температура поверхности. Далее,
поскольку на верхней границе атмосферы (т = 0) отсутствует
нисходящая радиация, то /v@, —ji) = 0.
С учетом определения СПЭО (см. формулы A4.2.3а) и
A4.2.36) из A4.4.1а и б) следует
A4.4.2а)
', A4.4.26)
где
«интегральная экспоненциальная функция».
Восходящие и нисходящие потоки энергии ИК-излучения
в заданном спектральном интервале (v, v +Av) определяются
интегрированием выражений A4.4.2а и б) по спектру
v +Av
+
= J
v + Av
= 2 j «Bv(rs)?a(t,-Tv)rfv +
V
v + Av Ti
+ 2 J j nBv[TW)]E2{xv(z)-t')dx'dv\ A4.4.3a)
V Tv B)
v + Av
v
v + Av Tv<2)
= 2 j j *Bv[T{T')]E2(xvB)-T)dTdv. A4.4.36)
v о
Практическое использование полученных выражений,
формально являющихся решением задачи о потоках ИК-ра-
ИК-радиации, затруднено в атмосферных условиях по ряду причин.
Основная из них — сильная «изрезанность» колебательных и
вращательных спектров поглощения (т. е. сильная изменчи-
изменчивость коэффициентов поглощения по спектру). Для того чтобы
рассчитать потоки на заданном уровне г в A4.4.3 а и б) не-
необходимо проводить двойное интегрирование по более чем
тысяче линий поглощения. Хотя прямые «полинейные» ** рас-
*Уравнение переноса, в данном случае имеющее вид
В случае теплового ИК-излучения при наличии локаль-
локального термодинамического равновесия (ЛТР), что справедливо
до высот около 70 км и в пренебрежении рассеянием радиа-
радиаполучило название уравнение Шварцшильда [15].
** Выполняемые с учетом параметров каждой линии и
высоким спектральным разрешением.
271

четы в настоящее время являются наиболее точными, даже
на современных быстродействующих ЭВМ они занимают
много времени и поэтому используются в специальных слу-
случаях, например для разработки параметризаций, определении
параметров модельных функций пропускания и т. п. В инже-
инженерных расчетах используются функции пропускания для ко-
конечных узких или широких (в зависимости от постановки
задачи) спектральных интервалов. Функции пропускания, как
правило, зависят от параметров задачи более сложным об-
образом, чем это имело место в случае экспоненциального ослаб-
ослабления монохроматического излучения.
14.4.1. Расчет функций пропускания
Функция пропускания для интенсивности для спектраль-
спектрального интервала (v, v + Av) определяется как
v +Av
1 \ e~~%vdv,
Av
A4.4.4)
где монохроматическую оптическую толщину можно записать
как интеграл
по содержанию поглотителя излучения на трассе от верхней
границы атмосферы до уровня z, т. е.
р(г) —плотность поглотителя.
Поглощение в слое, для которого определена функция
пропускания, описывается функцией поглощения, если ее
ввести как
Av'
A4.4.5)
Для спектрального интервала (v, v 4- Av), достаточно уз-
узкого, для того чтобы на нем гладкую функцию Планка можно
было считать постоянной (Av < 50 см):
A4.4.6а)
для спектрального интервала 20 см представляется в сле-
следующем виде:
W
1.4.10)
где W — эффективное содержание газа в слое B:2, z\)\ p(z),
Г (г), р(г)—соответственно давление, температура и кон-
концентрация газа в точке z. Значения параметров определяются
путем сравнения с данными измерений или результатами «по-
линейных» расчетов для заданного вида функции.
Этот метод лежит в основе широко используемых пакетов
прикладных программ для расчета атмосферного пропускания
и некоторых радиационных характеристик в спектральном
диапазоне 0,25—28,5 мкм с шагом 5 см и шириной спек-
спектрального интервала 20 см [39, 40] и 5 см [56].
Для определения вида функции пропускания часто при-
применяются результаты аналитических расчетов с использова-
использованием одной из ниже приведенных моделей полос.
Модель регулярной полосы (Эльзассера) [15J. Коэффи-
Коэффициент поглощения задается в виде
«Л»
'= /La
sh|3
*'=«= — oo
(v-Й)*-
6 chp — cos/
A4.4.11)
где
Таким образом, модель полосы представляет собой регу-
регулярную «гребенку» линий поглощения одинаковой интенсив-
интенсивности S лоренцевой формы с полушириной у; расстояние
между центрами соседних линий постоянно и равно 6.
Функция пропускания для интервала (v — 6/2, v + 6/2)
дается выражением
(в приближении у < 6), где erf (х) =
v«
A4.4.12)
е dx — интеграл
ошибок, для значений которого имеются числовые таблицы.
При л/nSyulb <С 1
A4.4.13)
-du , A4.4.66)
где введена функция пропускания для потока диффузного
излучения:
1
dv
TfAv («О = 2 j TAV (и/ц) \х d\x = 2 j E3 (tv)
0 Av
Av
A4.4.7)
Если функция пропускания для интенсивности известна (опре-
(определена теоретически или эмпирически), то поток можно рас-
рассчитать по A4.4.7) численно.
Для многих практических применений можно прибли-
приближенно полагать
7^A,66*0,
A4.4.8)
где постоянная 1,66 называется фактором диффузности. Г^у
эквивалентна функции пропускания для интенсивности излу-
излучения при \х = 3/5. Зависимости функций пропускания от па-
параметров определяются либо эмпирически, либо полуэмпири-
полуэмпирически, когда вид зависимости установлен или подбором, или
с использованием какой-либо из моделей полос (см. ниже)
с последующей подгонкой параметров к эмпирическим дан-
данным или результатам точного «полинейного» расчета. Число
параметров обычно варьируется от одного до четырех [12].
В настоящее время широкое распространение получил
параметрический метод [12], в котором функция пропускания
272
Модель Эльзассера лучше всего описывает трехатомные моле-
молекулы, такие, как СО2 и NO2 [1].
Статистическая модель полосы (Гуди) [15]
A44J<)
где S — средняя интенсивность линии, 6 — среднее спектраль-
спектральное расстояние между линиями, V; — полуширина лоренцева
профиля. Выражение A4.4.14) получено в приближении того,
что на интервале Av = яб находится большое число линий п,
центры которых равновероятно распределены по интервалу,
а интенсивности описываются пуассоновским распределением
вероятности:
P(S)=S~le-s/s. A4.4.15)
Модель зависит от трех параметров: S/6, у/6, и. Значения
этих параметров для ряда важных компонентов и спектраль-
спектральных интервалов приведены в табл. 14.4.1. Модель Гуди можно
использовать для молекул НгО и СО2.
Статистическая модель полосы (Пласса) [12]. Отличие
от модели Гуди состоит в том, что интенсивности линий
считаются одинаковыми.
Статистическая модель (Малкмуса) [12]. В этой модели
задается плотность вероятности иметь интенсивность S для
линии вида S~l.
Для функции пропускания получается выражение
7-Av = '
A4.4.15а)

Таблица 14.4.1
Параметры статистических моделей полос из [15]
Полоса
Интервал, см~!
Н2О враща- 40—160
тельная 160—280
280—380
380—500
500—600
600—720
720—800
800—900
СО2 15 мкм 582—752
1000,0—1006,5
О3 9,6 мкм 1006,5—1013,0
1013,0—1019,5
1019,5—1026,0
1026,0—1032,5
1032,5—1039,0
1039,0—1045,5
1045,5—1052,0
1052,0—1058,5
1058,5—1065,0
1200—1350
Н2О 6,3 мкм 1350—1450
1450—1550
1550—1650
1650—1750
1750—1850
1850—1950
1950—2050
2050—2200
S/6 см2/г
7210,30
6024,80
1614,10
139,03
21,64
2,919
0,386
0,0715
718,7
6,99-102
1,40-102
2,79-103
4,66-103
5,11-Ю3
3,72-103
2,57-103
6,05-103
7,69-103
2,79-Ю3
12,65
134,4
632,9
331,2
434,1
136,0
35,65
9,015
1,529
v/б
0,182
0,094
0,081
0„080
0,068
0,060
0,059
0,067
0,448
5,0
5,0
5,0
5,5
5,8
8,0
6,1
8,4
8,3
6,7
0,089
0,230
0,320
0,296
0,452
0,359
0,165
0,104
0,116
Модель полосы типа «изолированной линии» [12]. Функ-
Функция пропускания (полосы шириной Av) рассчитывается как
для изолированной линии с некоторыми эффективными интен-
интенсивностью S, полушириной у и центром линии Vo. Поскольку
расположение индивидуальных линий в колебательно-враща-
колебательно-вращательных полосах, строго говоря, не является ни регулярным,
ни хаотическим, был предложен ряд комбинированных мо-
моделей.
Каждая отдельно взятая из совокупности регулярная по-
полоса может иметь свои интенсивность, полуширину линий и
расстояние между ними. Такая модель дает более адекватное
описание функции пропускания для полос, в которых можно
выбрать относительно узкие подынтервалы со сравнительно
постоянными значениями интенсивности линий.
Вышеприведенные модели были первоначально развиты
для линий лоренцевой формы, а затем обобщены на случаи
доплеровской и фойгтовской формы (см., например, [63]).
Методы «быстрого» расчета функции пропускания. Идея
метода (см., например, [12]) состоит в замене выражений
A4.4.4) [или A4.4.5)] модельными, причем значения пара-
параметров определяются так, чтобы асимптотики точных и мо-
модельных выражений совпадали в пределах слабого и сильного
поглощения неперекрывающихся линий [7, 10].
Функция поглощения для однородной трассы и лоренце-
ва профиля п линий, расположенных в спектральном интер-
интервале Av = v2 — V! имеет вид
dtt
A4.4.16)
где введены безразмерные обозначения:
m = 2л
" 2jtyi f
vot — v ,
Av
Av f
v — v0
* Av
a Si, Yi, v0<- — интенсивность, полуширина и центра i-й спек-
спектральной линии поглощения соответственно; v0 = (v2 + Vi)/2;
р — концентрация поглощающего компонента, проинтегриро-
проинтегрированная по трассе.
Для модели изолированной линии (SL):
=(
П
;=i
/
A4.4.18а)
A4.4.186)
A4.4.18b)
Выигрыш по времени расчета на ЭВМ по формулам A4.4.17,
14.4.18) по сравнению с A4.4.16) может достигать нескольких
порядков в зависимости от ширины спектрального интервала
и числа линий [12].
Для моделей Эльзассера (EL), Пласса (PL) и Гуди (G)
основные расчетные формулы имеют следующий вид:
1 Г Г ( *oPoshPo X)
AEL = — \ 1 — ехр I ^ x±r\\dt% A4.4.19)
я _гя L ^ chp — cos/ /J v '
APL=\-exp[-ASL(x0, Po)],
A4.4.20)
где xo = Sop/2ttv, Po = 2nyld0, So — среднее значение интенсив-
интенсивности линий, do — среднее спектральное расстояние между
линиями.
В работах [7, 10, 12] описаны приближенные методы
расчета поглощения ИК-излучения на неоднородных трассах.
Основная идея этих приближенных методов сводится к за-
замене неоднородной трассы на эквивалентную ей однородную.
Характеристики отдельной спектральной линии зависят от
давления Р и температуры Т [18]:
St-Soi (-тв"ехР (-1.4384',)[4 ТГ] ' A4-4.22)
где So/, yoi определены при стандартных температуре
ГоB73,16 К) и давлении ро( 1,01325-105 Па), Е^ —энергия
(в Кельвинах) нижнего уровня молекулярного перехода для
i-й линии; п = 1,5 для нелинейных молекул типа Н2О, О3 и
п = 1 для линейных молекул типа СО2, O2; m — параметр,
определяемый типом молекулы и примерно равный 0,5.
После введения осредненного параметра
k , k ч
ZX-/ ZS0i) A4.4.24)
и сбозначений *
Ь (Р. T)=(plPv)(T<JT)m,
для параметров xf p модели эквивалентной изолированной
линии получаются следующие выражения:
X
A4.4.25)
где р* =• S р(г) -ф8 [T(z)]dz — эквивалентная поглощающая
масса;
средневзвешенное давление;
Ро =
2я
Av
к \2 k
У Л/Soiyoi I / ^
35 Заказ 40
273

а в выражении для хо, р0 величина zi(yt), определяемая
в A4.4.18в), рассчитывается для аргумента yi = Yo »ФГ
Анализ методов расчета функции пропускания показывает
[12], что наибольшую точность обеспечивают методы прямого
полинейного счета. Однако в тех случаях, когда достаточно
иметь оценки пропускания в широком диапазоне длин волн
и невысоким спектральным разрешением, целесообразно ис-
использовать приближенные методы, дающие * погрешность
5—10 %¦ В монографии [12] в этом случае рекомендована,
например, модель отдельной линии.
В качестве источников информации о параметрах инди-
индивидуальных линий (так называемых атласов линий или про-
программных систем, включающих в себя такие атласы) можно
рекомендовать [16, 57, 59].
Метод Куртиса—Годсона учета неоднородности атмо-
атмосферы (см., например [7, 15]) состоит в том, что при расчете
функции пропускания неоднородного слоя можно воспользо-
воспользоваться выражениями для некоторого эффективного однород-
однородного слоя с осредненными (взвешенными) параметрами линий:
= \ S(T)du/u,
A4.4.26)
и и
y=\S(T)y(p, T)duj[S(T)du9 A4.4.27)
о о
где 5(Г), у(р,Т) даются выражениями A4.4.22), A4.4.23).
Приближение Куртиса—Годсона дает хорошие резуль-
результаты для таких компонентов, как СО2 и Н2О, концентрации
которых падают с высотой, но для полосы 9,6 мкм Оз его
применение приводит к большим ошибкам [7]. Для этой
полосы разработаны специальные методы приведения неод-
неоднородных условий к однородным [35, 42].
14.4.2. Нагревание/выхолаживание средней атмосферы
в ИК-Диапазоне
Скорость радиационного притока тепла в ИК-диапазоне
(в спектральном интервале шириной Av) описывается [24] как
A4.4.28)
где
\
Av
; AJV dzi
A4.4.29)
-г-нормированная производная от пропускания для диффуз-
диффузного потока излучения между уровнями zt и гу-, T^(zit 2y-).
При строгом решении уравнения переноса излучения
L(z
A4.4.30)
где Е2(х)—интегральная экспонента (см. A4.4.26)). Функ-
Функция L(Zi, Zj) имеет смысл вероятности того, чтоNфотон, испу-
испущенный на уровне Zit достигнет уровня Zj.
Члены правой части в A4.4.28) описывают обмен энер-
энергией с нижней (z0) и верхней (z^) границами — соответ-
соответственно первый и четвертый, и с ниже- и вышележащей средой
(внутренний теплообмен) — соответственно второй и третий.
Таким образом, при локальном термодинамическом равнове-
равновесии расчет радиационных притоков энергии сводится к опре-
определению функции L через A4.4.29) или A4.4.30) и интегри-
интегрированию по высоте в уравнении A4.4.29).
При нарушении локального термодинамического равнове-
равновесия (выше уровня 70 км [46]) яркость собственного излучения,
единицы объема уже не описывается функцией Планка Bv
вместо нее в уравнении переноса необходимо использовать
функцию источника, которая, например, для перехода
i-+- j(Ei> Е}) имеет следующий вид [13]:
Г Stn, (z) -l-i
L gint (z) l\ *
A4.4.31)
Уравнение переноса с функцией источника типа A4.4.31)
необходимо решать совместно с уравнениями для населенно-
Рис. 14.4.1. Вклад различ-
различных компонентов в длинно-
длинноволновое выхолаживание/
нагревание в зависимости от
высоты. Из [1].
К/сут 10 5
ВыхолаоюиВание
1 2 J К/сут
Выхолаживание
Рис. 14.4.2. Вклад различных полос СО2
в длинноволновое выхолаживание. Из [1].
/ — основная полоса, 2 — первая горячая полоса, 3 —
изотопическая полоса, 4 — вторая горячая полоса.
стей состояний молекулы, которые в конкретных атмосферных
приложениях иногда удается решить приближенно (см., на-
например, [21]). Поскольку выше 70 км выхолаживание опре-
определяется полосой 15 мкм СО2 [46], эффект нарушения локаль-
локального термодинамического равновесия необходимо рассматри-
рассматривать только в этой полосе.
Лучистое выхолаживание средней атмосферы определя-
определяется в основном переносом излучения в полосе 15 мкм СОг
[46]. Второй по значимости для выхолаживания является
полоса 9,6 мкм О3, на которую на уровне стратопаузы при-
приходится около 25 % скорости выхолаживания [46].
Слабый тепловой эффект (не более 5 % [46]) дают по-
полосы водяного пара — вращательная и 6,3 мкм.
На рис. 14.4.1 приведены типичньде высотные распределе-
распределения нагревания/выхолаживания в ИК-диапазоне. Показан
вклад СО2, Оз и Н2О.
С увеличением содержания в атмосфере ряда других ма-
малых газовых компонентов вклад последних в парниковый
эффект может существенно возрасти [1]. В табл. 14.4.2 пере-
перечислены компоненты, которые играют (или потенциально
могут играть) важную роль в радиационном балансе Земли.
274

Таблица 14.4.2
Важные для радиационного баланса Земли компоненты.
Из [1]
Таблица 14.5.1
Внеатмосферная спектральная плотность потока солнечной
радиации, сечения рэлеевского рассеяния и поглощения О2 и О3
Компонент
Полоса
Центр поло-
полосы, см—1
Интенсивность
полосы, см—2
атм-« B96 К)
со2
О3
Н2О
сн4
N2O
CFC13
CF2C12
v2 A5 мкм)
v3 D,3 мкм)
v3 (9,6 мкм)
Вращательная
v2 F,3 мкм)
v4 G,66 мкм)
vi G,78 мкм)
v2 A7 мкм)
v4 A1,8 мкм)
vi + 2v2
v8 A0,9 мкм)
Vi (9,13 мкм)
v6 (8,68 мкм)
667
2348
1041
0—1650
640—2800
1306
1285
589
846
1085, 2144
915
1095
1152
220
2440
312
1306
257
134
218
24
1813
679
1161
1141
777
При расчете скоростей выхолаживания за счет излучения
СО2 необходимо учитывать так называемые горячие полосы,
соответствующие переходам в возбужденные колебательные
состояния, а также полосы изотопов [32J. На рис. 14.4.2 по-
показан вклад этих полос в скорость выхолаживания средней
атмосферы.
Обзор методов расчета скоростей выхолаживания в ИК-
диапазоне приведен, например, в [1, 21]. Поскольку все срав-
сравнительно точные методы требуют решения уравнения пере-
переноса, во многих практических случаях можно рекомендовать
параметризации, развитые в работах [24, 34], а также [37]
для полос 15 мкм СОг и 9,6 мкм Оз.
Для оценки скорости радиационного выхолаживания во
вращательной полосе Н2О можно рекомендовать параметри-
параметризацию, предложенную в [6].
14.5. ДАННЫЕ ДЛЯ РАСЧЕТА
РАДИАЦИОННЫХ ПРОЦЕССОВ
14.5.1. Внеатмосферный спектр
и некоторые сопутствующие данные
Современный обзор данных о внеатмосферном спектре
солнечной радиации содержится в [26] и [21]. На основе
анализа данных рекомендованы значения, приведенные
в табл. 14.5.1. Приведены также значения рэлеевского рас-
рассеяния, поглощения Ог в полосах Герцберга, а также Оз при
Т = 203 и 273 К в соответствующих спектральных интерва-
интервалах [26].
Данные ракетных измерений внеатмосферного спектра
с высоким разрешением @,0028 нм) в диапазоне 225,2—
319,6 нм содержатся в работе [41].
На рис. 14.5.1 приведена временная эволюция интенсив-
интенсивности линии водорода La с центром 121,6 нм за период
п/п
X
s
5 s о
0.40»
Спект
терва
175,43
о
со"
ОНО
О
6
iBCK
S--
A S
Я ° о
Is!
к t
li-
life bs
<U N Л)
UOo
Сечение поглощения О8,
10~|в см2
Г =203 К
Т =273 К
1982
ЩЗ
1984
Рис. 14.5.1. Вариации потока фотонов в линии Лай-
ман-а A21,6 нм) по данным спутника SME. Из [26].
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
43
44
45
46
47
48
49
50
51
52
53
54
55
56
57
58
59
60
61
62
63
64
65
66
67
176,991
178,571
180,180
181,818
183,486
185,185
186,916
188,679
190,476
192,308
194,175
196,078
198,020
200,000
202,020
204,082
206,186
208,333
210,520
212,766
215,054
217,391
219,780
922,222
224,719
227,273
229,885
232,558
235,294
238,095
240,964
243,902
246,914
250,000
253,165
256,410
259,740
263,158
266,667
270,270
273,973
277,778
281,690
285,714
289,855
294,118
298,507
303,030
307,692
312,5
317,5
322,5
327,5
1,74
2,10
2,38
3,04
3,19
2,93
3,62
4,73
5,61
6,63
6,90
9,56
11,5
12,7
15,2
17,8
22,0
26,9
45,4
71,4
83,5
83,9
108
118 .
160
134
141
157
138
160
145
220
199
197
194
291
495
453
6,79
6,49
6,20
5,93
5,66
5,41
5,16
4,93
4,70
4,49
4,28
4,08
3,89
3,71
3,53
3,36
3,20
3,05
2,90
2,76
2,62
2,49
2,36
2,24
2,13
2,02
1,92
1,82
1,72
1,63
1,54
1,46
1,38
1,31
1,23
1,17
1,10
1,04
332
337
342
347
352
357
362,5
367,5
372,5
377,5
382,5
387,5
392,5
397,5
1 070
1200
1 100
1 040
824
1520
2 150
3 480
3 400
3 220
4 230
4 950
5 440
5 930
6 950
8 150
7 810
8 350
8 140
8 530
9 170
8 380
10 400
11000
9 790
11300
8 890
11400
9 170
4,61
5,03
5,46
5,88
6,29
6,68
7,04
7,36
7,64
7,87
8,04
8,14
8,17
8,13
8,01
7,84
7,63
7,33
6,99
6,45
5,81
5,23
4,71
4,26
,80
3,35
2,90
2,45
2,05
1,69
1,30
0,93
0,00
0,978
0,922
0,868
0,817
0,768
0,722
0,678
0,636
0,597
0,559
0,524
0,490
0,458
0,428
0,401
0,375
0,352
0,331
0,311
0,292
0,275
0,260
0,245
0,231
0,219
0,207
0,196
0,186
0,176
95
83
68
53
39
26
17
10
5
3
1
0
0
0
0
0
0
0
177
8,11
7,99
7,86
7,63
7,29
6,88
6,40
5,88
5,31
4,80
4,38
4,11
3,69
3,30
3,26
3,26
3,51
4,11
4,84
6,26
8,57
11,7
15,2
19,7
25,5
32,4
40,0
48,3
57,9
68,6
79,7
90,0
100
108
113
115
112
106
,9
л
,9
,5
,1
,7
,3
,4
,85
,16
,66
,867 .
,433
,209
,0937
,0471
,0198
,00777
96
83
69
54
40
27
17
10
6
3
1
0
0
0
0
0
0
0
(—5) 588
1
09
549
,5
,4
,2
',2
,7
,9
,9
,24
,43
,85
,980
,501
,249
,120
,0617
,0274
,0117
(-5)
i=3
(-5
35*
275

№
п/п
X
Sis
Спектр
тервал
175,439
о
'ОНОВ,
Поток
см~2-с-
Q
:*;
S CJ О
к ,
i!i
Сечение поглощения О3
10-»» см2
Г=203 К
Г = 273 К
68
69
70
71
72
73
74
75
76
77
78
79
80
81
82
83
84
85
86
87
88
89
90
91
92
93
94
95
96
97
98
99
100
101
102
103
104
105
106
107
108
109
ПО
111
112
113
114
115
116
117
118
119
120
121
122
123
124
125
126
127
128
129
130
131
132
133
134
135
136
137
138
139
402,5
407,5
412,5
417,5
422,5
427,5
432,5
437,5
442,5
447,5
452,5
457,5
462,5
467,5
472,5
477,5
482,5
487,5
492,5
497,5
502,5
507,5
512,5
517,5
522,5
527,5
532,5
537,5
542,5
547,5
552,5
557,5
562,5
567,5
572,5
577,5
582,5
587,5
¦592,5
597,5
602,5
607,5
612,5
617,5
622,5
627,5
632,5
637,5
642,5
647,5
652,5
657,5
662,5
667,5
672,5
677,5
682,5
687,5
692,5
697,5
702,5
707,5
712,5
717,5
722,5
727,5
732,5
737,5
742,5
747,5
752,5
757,5
16 900
17 000
18 400
18 700
19 500
18 100
16 700
19 800
20 200
21 800
23 600
23 100
23 900
23 800
23 900
24 400
25 100
23 000
23 900
24 800
24 000
24 600
24 900
23 200
23 900
24 200
25 500
25 100
24 900
25 500
25 300
25 400
25 000
25 700
25 800
26 700
27 000
26 200
26 900
26 300
26 800
26 600
25 900
26 900
26 100
26 200
26 200
26 200
26 300
26 000
25 500
24 800
25 700
26 100
26 100
26 200
26 200
25 700
25 200
26 000
25 800
25 200
25 100
24 800
24 500
24 800
24 500
24 400
23 900
24 000
24 100
24 000
0,167
0,159
0,151
0,144
0,137
0,130
0,124
0,118
0,113
0,108
0,103
0,0985
0,0942
0,0901
0,0863
0,0826
0,0792
0,0759
0,0728
0,0699
0,0671
0,0644
0,0619
0,0595
0,0572
0,0550
0,0530
0,0510
0,0491
0,0473
0,0456
0,0434
0,0418
0,0404
0,0390
0,0376
0,0363
0,0351
0,0339
0,0328
0,0317
0,0306
0,0296
0,0287
0,0277
0,0268
0,0260
0,0252
0,0244
0,0236
0,0229
0,0222
0,0215
0,0209
0,0203
0,0197
0,0191
0,0185
0,0180
0,0175
0,0170
0,0165
0,0160
0,0156
0,0152
0,0147
0,0143
0,0139
0,0136
0,0132
0,0129
0,0125
291 (—6)
314 (—6)
399 (—6)
654 (—6)
683 (—6)
866 (—6)
125 (—5)
149 (—5)
171 (-5)
212
357
368
-5)
-5)
-5)
406 (—5)
489 (—5)
711 (-5)
843 (—5)
828 (—5)
909 (—5)
122 (—4)
162 (—4)
158 (-4)
160 (—4)
178 (-4)
207 (—4)
255 (—4)
274 (-4)
288 (—4)
307 (-4)
317 (-4)
336 (—4)
388 (—4)
431 (—4)
467
-4)
475 (—4)
455 (—4)
435 (—4)
442 (—4)
461 (—4)
439 (—4)
484 (—4)
454 (—4)
424 (—4)
390
360
-4)
-4)
343 (—4)
317 (-4)
274 (—4)
261
-4)
242 (—4)
220 (—4)
202 (—4)
185 (—4)
167 (—4)
154 (—4)
142 ,(-4)
125 (—4)
112 (-4)
102 (—4)
920 (—5)
840 (—5)
770 (-5)
690 (—5)
630 (—5)
570
525
475
—5)
-5)
-5)
447 (—5)
420 (—5)
375 (—5)
325 (-5).
№
п/п
я
Ч Я
Спектр
тервал
175,439
О
11
Поток
10" см-
Hi
<и 5-
о5о1
=т
г погло!
а.
II
я ?
йог
Сечение поглощения Оз,
10~19 см2
Г=203 К
7=273 К
140
141
142
143
144
145
146
147
148
149
150
151
152
153
154
155
156
157
158
762,5
767,5
772,5
777,5
782,5
787,5
792,5
797,5
802,5
807,5
812,5
817,5
822,5
827,5
832,5
837,5
842,5
847,5
852,5
23 800
23 400
23 200
23 000
23 300
23 400
22 900
22 900
22 700
22 700
22 000
22 200
21 800
22 000
21400
21400
21 300
20 900
20 500
0,0122
0,0199
0,0116
0,0113
0,0110
0,0107
0,0104
0,0102
0,00990
0,00966
0,00942
0,00919
0,00896
0,00875
0,00853
0,00833
0,00813
0,00794
0,00775
1292
276
270
280
285
252
220
182
163
175
190
185
170
152 {
142 {
140 |
140 (
142 (
145 (
(-5)
(-5)
(-5)
[-5)
(-5)
(-5)
[-5)
[-5)
-5)
-5)
-5)
-5)
[-5)
г-5)
г-5)
г-5)
-5)
-*)
-5)
1982—1984 гг. по данным спутника SME [26]. Короткопериод-
ные вариации интенсивности линии обусловлены вращением
Солнца с периодом 27 сут, при этом квазихаотическая измен-
изменчивость связана с распределением активных зон по «поверх-
«поверхности» Солнца.
В зависимости от уровня солнечной активности (индекс
солнечной активности * Fwt7) интенсивность линии может из-
изменяться в два раза [43]. В табл. 14.5.2 приведены значения
потока фотонов в линии La с данными одновременных изме-
измерений индекса Fwj, а также в интервале 130—175 нм.
Таблица 14.5.2
Измеренные значения потока фотонов в линии La
A21,6 нм) и спектральном интервале 130—175 нм
Дата измерения
Поток фотонов
в линии
10" см-2-с-«
130—175 нм
1012 см~2-с-1
Ю,7
Источник
5 VI 1979
15 VII 1980
12 V 1982
17 V 1982
12 I 1983
25 VI 1983
5,0
5,5
3,3
3,0
2,7
1,5
1,3
—
0,80
—
0,72
230,2
218,4
142,2
142,2
135,7
136,7
В работе [26] для спокойного Солнца рекомендовано
значение потока фотонов в линии La 2,25-10й см^
(±15%).
ДЛЯ СВЯЗИ Между ПОТОКОМ фОТОНОВ В ЛИНИИ La И Гю,7
предложено следующее соотношение [28] (погрешность
±20%):
<7La = 2,25- 10й + 0,014- 10" (F107 —65).
В табл. 14.5.3 приведены данные о сечении поглощения
молекулярного кислорода вблизи линии La.
* Поток энергии радиоизлучения Солнца на длине волны
10,7 см.
276

Таблица 14.5.3
Данные измерений сечений поглощения О2 A0~21 см2)
вблизи линии La [58]
Длина
волны,
нм
Температура, К
298
[55]
294
195
82
[29]
288
203
84
[45]
121,46
121,47
121,48
121,49
121,50
121,51
121,52
121,53
121,54
121,55
121,56
121,563
121,57
121,572
121,58
121,59
121,60
121,61
121,62
121,63
121,64
121,65
121,66
121,67
121,68
121,69
121,70
37,2
26,2
20,2
15,2
31,9 32,7
24,9 26,0
19,6 20,8
15,0 14,2
12,2 12,5
1,13 10,52 .
1,03
9,45
9,63
10,1
11,8
13,8
16,7
Г9,52
9,33 7,8
8,77 6,6
9,00 6,8
9,29 7,9
10,2 7,77
12,8 9,6
14,6 10,8
32,3
25,3
18,2
13,5
10,6
7,3
6,7
5,6
5,3
6,0
6,7
8,2
36,3
32,3
28,7
24,6
21.8
19,4
16,9
15,1
12,8
11,6
10,4
9,1
9,1
8,3
8,3
8,1
8,2
8,4
8,8
9,4
10,0
10,0
12,0
13,2
14,2
38,1
33,6
30,2
25,9
23,1
19,9
17,7
15,4
13,1
11,3
9,7
40
35
31
27
23
20,
17,
14,
12,
11,
10,3
8,3 8,4
8,2
7,6
6,6
6,6
6,4
6,6
6,6
7,4
7,9
8,6
9,1
10,3
11,6
7,7
7,0
6,3
5,8
5,2
5,3
5,3
5,7
6,0
6,7
7,1
8,0
9,3
14.5.2. Спектроскопические данные
для расчета фотодиссоциации
В табл. 14.5.4 приведен список реакций фотодиссоциации,
представляющих повышенный интерес для химии средней ат-
атмосферы с указанием номеров спектральных интервалов (см.
табл. 14.5.1), в которых сечение поглощения указанного ком-
компонента имеет значимую величину, а также номер каналов *
фотодиссоциации.
В табл. 14.5.5 приведены средние для различных спек-
спектральных каналов значения сечений поглощения и квантовых
выходов для процессов, указанных в табл. 14.5.4.
Параметризация сечений поглощения О2 и NO в полосах
Шумана—Рунге. Сечение поглощения О2 в полосах Шумана—
Рунге имеет тонкую колебательную структуру, и расчет функ-
функции пропускания в конечных спектральных интервалах в по-
полосах Шумана—Рунге встречается с трудностями, аналогич-
аналогичными описанным в п. 14.4.
В работе [25] на основе имеющихся спектроскопических
данных высокого разрешения рассчитаны эффективные сече-
сечения поглощения в спектральных интервалах № 1—17 (см.
табл. 14.5.1) и предложена их параметризация для высот
ниже 120 км в следующем виде (z— высота, Qs — зенитный
угол Солнца):
где
\gai (z, 0) = ? aij
I
>/-i
\gCi (z) = ? btj [\gN (z)]
j~
A4.5.1)
A4.5.2)
A4.5.3)
* Фотодиес миация в общем случае может проходить
с образованием различных продуктов (по различным «кана-
Таблица 14.5.4
Список некоторых процессов фотодиссоциации [25]
Процесс
Кванто-
Квантовый выход
(канал)
Номера спек-
спектральных ин-
интервалов
02 + hv —
03 + hv —
Н2О2 + hv —
СО2 + hv ->
СН3О2Н + hv —
CH2O + /zv —
СН2О + hv —
N2O + hv -
О CP) + О CР)
О CР) + O2
О(*Д)+О2
OH + OH
co + o
CH3O + OH
H2 + CO
H + CHO
O2 + v
HNO3 + hv -
N2O5 + hv -
CH3CI + hv -
Ch + h
h +
CCI4 + hv -
CCU + hv-
CFCI3 + hv -
CFCh + hv-
CF2C\2
CF2C\2 +
HC1 + hv
HOC\ + hv
C\O + hv
C\ONO2 + hv
HO2NO2 + hv
*NO + O
.^О + О(!Д)
* HO + NO2
* NO2 + NO3
>CH3 + C1
>C1 + C1
-CCI3 + CI
>CC12 + 2C1
>CFC12 + C1
>CFC1 + 2C1 *
>CF2C1 + C1
>CF2 + 2C1
>H + Cl
>CI + HO
>C1 + O
> Cl + NO3
> HO2 + NO2
Ф,
Ф2
Фз
Ф6
Фу
Фэ
Фю
Фп
Ф12
Ф!3
Фи
Ф15
Ф!6
Ф17
Ф18
Ф19
Ф20
Ф21
Ф22
Ф23
Ф24
Ф25
Ф26
1—32
51—158
1—50
20—58
1—17
24—58
32—60
32—60
1—51
7—70
7—70
4—52
18—64
1—23
30—78
1—30
1—30
1—30
1—30
1—26
1—26
1—24
15—72
39—48
10—68
10—54
i — номер спектрального интервала, N (z) = ( [O2 (z)] dz.
z
Физический смысл параметра Xi и значения постоянных ко-
коэффициентов формулы A4.5.2) приведены в табл. 14.5.6, а ко-
коэффициенты формулы A4.5.3)—в табл. 14.5.7.
Максимальные погрешности, приведенные в табл. 14.5.6
и 14.5.7, фактически имеют место тогда, когда значение функ-
функции пропускания в заданном спектральном интервале прене-
пренебрежимо мало (почти полное поглощение). В более умерен-
умеренных ситуациях (не слишком большие оптические толщины)
погрешность параметризации не превышает нескольких про-
процентов (см. [25]) для заданного высотного профиля темпе-
температуры.
С использованием формул A4.5.1) — A4.5.3) функция
пропускания в i-м спектральном интервале рассчитывается
как
» = expj — $о-;(г'>
<)¦
а частота фотодиссоциации О2 (вклад поглощения в z-м ин-
интервале):
A4.5.4)
z-м ин-
ин/,(*, es) = a,(z, Bs)Ti(z, 6s)Ft, A4.5.5)
где Ft — внеатмосферный поток фотонов в i-м спектральном
интервале (см. табл. 14.5.1).
Параметризация A4.5.1) — A4.5.3) учитывает поглощение
в полосах и континууме Шумана—Рунге, но не учитывает
вклад континуума Герцберга.
В работе [25] предложена также параметризация эффек-
эффективных сечений поглощения в предиссоционных полосах
6@—0) и 6A — 0) молекулы NO. Полоса 6@—0) NO прихо-
приходится на спектральные интервалы 9 и 10, а 6A—0)—4 и 5,
перенос излучения в которых определяется соответствующими
полосами Шумана—Рунге О2, а также О3 (в нижней страто-
стратосфере). Частота диссоциации дается выражением
, A4.5.6)
где т = 9, п = 10 для полосы 6@—0) и т = 4, п = 5 для
6A—0), Tm,v даются формулой A4.5.4). Эффективное сече-
сечение Ono(z, Qs) рассчитывается по формулам A4.5.1)—A4.5.3),
277

Таблица 14.5.5
Сечение поглощения и квантовые выходы для ряда
фотодиссоционных процессов [26]
Номе^р участ-
участка спектра
Сечение пог-
поглощения, см2
Номер участка
спектра
Сечение пог-
поглощения, см2
-24) 1
-24) 1
-24)
-24)
-24)
-24)
-24)
-24)
-24)
-24)
-24)
-24)
-24)
-24)
-24) 1
-24) 1
—24) 1
* Значения сечений поглощения в полосах Шумана—Рунге
приведены приближенно для оценки; более точные параметри-
параметризации [25] приведены в подразделе «Сечения поглощения О2
в полосах Шумана—Рунге» в п. 14.4.1.
См. табл. 14.5.1
Ф2 = Фз = 0 /—1,14
ф2 = 0; Ф3=- 1 i= 15,49
Ф2= 1; ф3 = 0 / = 50,158
Н2.О2
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
1,50
1,19
6,47
5,20
3,02
1,40
7,57
3,48
1,44
6,04
5,72
1,87
5,40
1,83
1,54
(-19)
(-19)
(-20)
(-20)
(-20)
(-20)
(-21)
(-21)
(-21)
(-22)
(-22)
(-22)
(-23)
(-23)
(-23)
1 16
1 17
1 18
1 19
1 20
1 21
1 22
1 23
1 24
1 25
1 26
1 27
1 28
1 29
1 30
31
32
7,50 (
7,25 (
6,94 (
6,58 (
6,16 (
5,71 (
5,24 (
4,73 (
4,24 (
3,75 (
3,27 (
2,81 (
2,38 (
1,99 (
1,65 (
1,33 (
1,07 (
Номер участ-
участка спектра
Сечение пог-
поглощения, см2
Номер участ-
участка спектра
Сечение пог-
поглощения, см2
Ф4
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
3,55 (—
2,37
2,10
1,90
1,71
1,58
1,44
1,34
1,19
1,05
9,60
8,45
7,35
6,25
5,30
4,40
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(—20)
(-20)
(-20)
(-20)
(-20)
(-20)
40
41
42
43
44
45
46
47
48
49
50
51
52
53
54
55
56
57
58
1,06
8,55
6,80
3,75 (—20)
3,10 (—20)
2,60 (—20)
2,12 (—20)
2,63 (—20)
1,32 (—20)
(-20)
(-21)
(-21)
5,18 (—21)
4,20 (—21)
3,00 (—21)
2,40 (—21)
1,90 (—21)
1,50 (—21)
1,17 (-21)
9,00 (—22)
6,75 (—22)
5,00 (—22)
СО2
Номер участ-
участка спектра
Сечение пог-
поглощения, см2
Номер участ-
участка спектра
Сечение пог-
поглощения, см2
1
2
3
4
5
6
7
8
4,25 (—21)
2,82 (—21)
1,54 (—21 )
1,15 (-21)
7,12 (—22)
4,40 (-2 2)
3,09 (—2 2)
1,4? (—2 2)
9
10
11
12
13
14
15
16
7,73 (—23)
4,65 (—23)
2,64 (—23)
1,85 ( -23)
6,87 (—24)
3,33 (—24)
1,53 (—24)
9,01 (—25)
СН3О2Н
Номер участ-
участка спектра
Сечение пог-
поглощения, см2
Номер участ-
участка спектра
Сечение пог-
поглощения, см2
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
2,10 (—19)
" (-19)
1,81 (-
1,62 (—19)
1,47 (—19)
1,28
-19)
(-19)
1,14 (—19)
1,02 (—19
8,90 (—20
8,20 (—20
7,20 (—20)
6,35 (—20)
(-20)
/ i
20)
4,12 (—20)
3,60 (—20)
3,15 (—20)
2,70 (—20)
2,28 (—20)
42
43
&\
45
46
47
48
49
50
51
52
53
54
55
56
57
58
1,83 (
1,50 (
1,26 (
1,01 (
8,40 (
7,00 (
5,60 (
4,22 (
3,40 (
2,50 (
1,90
1,45 (
1,10 (
8,40 (
6,00
5,00
•20)
20)
20)
20)
21)
21)
21)
21)
21)
21) 1
21) 1
¦21) 1
21)
22
22
-22
CH2O
Сечение пог-
поглощения, см2
Сечение пог-
поглощения, см2
*7
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
43
44
45
46
5,00
8,50
1,20
1,80
2,60
3,80
5,20
6,40
7,80
1,00
1,34
2,37
2,75
3,06
3,24
(—22)
(—22)
(-21)
(-21)
(-21)
(-21)
(-21)
(-21)
(-21)
(-20
(-20)
(-20)
(-20)
(-20)
(-20)
0,50
0,51
0,51
0,51
0,51
0,51
0,51
0,50
0,49
0,47
0,43
0,40
0,34
0,30
0,26
0,21
0,23
0,25
0,27
0,29
0,31
0,34
0,38
0,42
0,47
0,53
0,60
0,65
0,70
0,74
47
48
49
50
51
52
53
54
55
56
57
58
59
60
3,27 (—20)
3,29 (—20)
,23 (—20)
3
3
2,
2
2
2
2,24
2,00
1,57 (—20)
8,00 (—21)
4,25 (—21)
2,00 (—21)
(-20)
(-20)
(-20)
40 (—20)
0,23
0,21
0,20
0,21
0,27
0,35
0,54
0,61
()
(-20)
(-2 ¦
/ (
—21) 1
1
1
1
4,00 (-22) 1
0,77
0,79
0,80
0,79
0,73
0,64
0,46
0,31
0
0
0
0
О
0
то са
СХ*
il
в
ф9
N2O
А
*
за
SB
1 Номе
j ка сп
В
Ф9
А
1 1,35
2 1,43
3 1,48
1,51
1,50
1,47
1,40
8 1,30
9 1,17
1,04
11 9,00
12 7,42
13 6,03
14 4,75
4
5
6
7
10
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-20)
(-20)
(-20)
(-20)
1 0,6892
1 0,7475
1 0,8153
1 0,8936
1 0,9872
1 0,1099
1 0,1228
1 9,1382
1 0,1566
1 0,1779
1 0,2033
1 0,2335
1 0,2683
1 0,3095
1=3
(-3)
(-3)
(-з)
(-2)
(-2)
(-2)
(-2)
(-2)
(-2)
(-2)
(-2)
(-2)
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
2,53
1,38
7,46
4,02
2,17
1,17
1,41
1,02
7,55
5,80
5,05
4,70
4,65
4,80
(-22)
(-22)
(-23)
(-23)
(-23)
(-23)
(-23)
(-23)
(-24)
(-24)
(-24)
(-24)
(-24)
(-24)
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
0,1414 (—1)
0,1494 (—1)
0,1542 (-1)
0,1550 (-1)
0,1509 (—1)
0,1416 (—1)
0
0
0
0
0
0
0
0
278

тттттттттттт
Номер участ-
участка спектра
Номер участ-
участка спектра
СЛ О ^1 CO >— >-» tO 4* О> >— •— tO СО О О5 ^1 00 н
^-co^o^olo-vicfttocotocftcooiooo^^oc
слслоослооослслсоьэооо^
СЛСЛ4^4^4^4*4^4ь>4^4*4^4*СОСОСОСОСОСОСОСО
— pcooo^iaioi^coto»-*осооо^спсл^сою
СОСОЬО
*—осо
ОООООСЛСЛОСПСЛСЛСООб^ОбЮ4^СЛОООЮОЮСЛ
тттттттттттттттттттттттт
.88888888888888
Номер участ-
участка спектра
О ft)
я»
Номер участ-
участка спектра
Q
S
со
,4^00»— ЮСОСЛСО»-*^— ЮСО
00Ю^1»-*СЛОС04^ЬЭ00С0
ттттттттттт
tototototototototototo
to to — — — — — о о о q
^—^—i—СООО|*>1СЛСЛ4^4^СО
00~ОСЛ4^СОСОСЛСО^СЛ
>—со^^слслслслсислслсл
оЬ"^ со о о tob о Ь со о
оослоооослослсло
Номер участ-
участка спектра
Номер участ-
участка спектра
— с
Z> CO 00 ^1 CD СЛ 4=
>. 0
о to»-
CDCO>- — ЮСО4^СЛСГ>^1СО
СЛ00СО00СЛ1ОЮ4*^1001О
слоозслочслслооо
о с
1111II11
DCOCOCOCOCOCOCOCOO
D
to to ь
со to^-
-ОС000^1СЪСЛ4^СОЬ
СО4^СО»-*ЮСОСЛ00^—ЮСО4
>— СЛ010Ю05СПСОСО«— >— С
ОСЛОСЛ^1СЛСЛОСЛООС
to to t
to to t
о to to to to to t
it
ik
0
^>
7)
D
2
Номер участ-
участка спектра
or?
If
if
Номер участ-
участка спектра
Сечение пог-
поглощения, см2
О
о
С! *
tot=|
g
s
а
Е
X
?.
|
я
о
ратура
СП
4*.
Q
О
||
II
,54
о
1
О
X
-а
;D728,
сососоьоюьэююююьэюю — >—
to — осооо^слсл^сою—осооо
СЛСЛСП-ЧОО»— н-н-
1 1
1 1 1
1 1
1 1 1
>-*
СО
о
1
ю юсо ^ слеп
СО CO^l O5 4^ •—
О 00 IS3O СЛ СЛ
1 1 II 1 1
cococococooooooooooooooooooo оо
Номер участ-
участка спектра
о а>
Номер участ-
участка спектра
is
II
'— >— tON3COCOC045*.4^CO
I I
о о о о о^о^о о *<оч& со со со со со со со со
о о о о о »¦
СЛСЛ05СЛСЛСЛСЛСЛ45*.СЛС04*.СОСОСОСОЮ10
J1—» 4^ tO •—' СО СЛ
l COCO4 — >й>
II
IIIIIIIITIIIIII
СОСОСОСОСОСОСОСОСОСОСОСОСОСОСОСОСОСО
Номер участ-
участка спектра
Номер участ-
участка спектра

to
oo
О
^-и-^и-юЮЮ Ю.Ю CO CO CO
"^ со ел oo^- "^ Ь ооЪ о о'-
— СОСОО^^СООСЛlO^^
оооооооооооооооооооооооо
CD
_ _} о^ о^ о^ о^
00 CD 4* tO —' О СО *^1 CD СЛ 4^ СО
tototototocococococococo
Ю 4^ CD 00 СО О — СО ч^ СЛ CD ->1
00— tO СО СЛ ^J — — ЬО СО 4*- СЛ -v] CO
OtOO — О СГ> — CD CO CO СЛ -^J CO О
ooooococnoococotocooco
I I I I I I II I I I I I I
to to to to to ю
OOOOCOCOCOCOCOCOCOCO
ooococococococooooooooooo
О00ЧСЛ^ЮО000)ЬЭО
) О О — — — — tO
> 00 CO О tO CD 00 О
Номер участ-
участка спектра
s
s
о
Сечени
a
о
¦-j
Номер участ-
участка спектра
СЛСЛ
— О
4444444444С
СООО-^СУ>СЛ4^СОЬЭ-ОСО
tOtOtO- — — — ObObCOtOtOOOOOUltOtO — — — — 000000
тттттттттттттттттттттттт
J-vJ^-vJOiCDCD
00-NjCDCn4^COtO— О CO 00 -4
CO 4^ СЛ CD -nJ 00 — — — — tOCO 4^ 4^ CD 00 — — — >—Ю Ю CO tO
4*. CO CO CO CO O^ - — CO CX> CO О CO — COCJ>COOCOCT>00 — СО4^СЛ
TTTTTTTTTTTTTTTTTTTTTTTTT
tototototototototototototototototo — — — — — — »-» —
)OOOOOOCOCOCOCOCOCOCOCO
Номер участ-
участка спектра
Номер участ-
участка спектра
оо^—
осл»—
cocococooooooooooooooooooo^i
) О О О О О О О О О
со— <
4 tocotoo^ojV— со4^оо — со
^эослслоьэооооюсослслослоо
I I
>ООООСОСОСОСОСОСОСОСОСОСОСО
> о с
> ОС
) О О О О О
? — — tototococo
Номер участ-
участка спектра
Номер участ-
участка спектра
12
4^ СЛ ОЪ *^1 СО
О СЛ О СЛ О
тип
со со со со со
>— tO СО 4^ О
О СЛ 00 О О
[ I
to to to to to
о о о о о
Номер учгст-
ка спектра
Номер участ-
участка спектра
О ГО
в*
cocococococococococototototototototototo
CO00jO^CH4^COtO ОСООО1СТ>СЛ4^СОГО О
tot
00 — — •-» — — tOtOlOtOtO — >— — >— >—>— 00-^СГ>СГ)СЛСЛСЛСЛ
— О "tO 4^ CD 00 О— ~tO — O^CO^laiLo — OCDO^QJOCD^Colo'
оосослсг>оооосо — сооослсг>оооооослслослслслсл
IIIII1II1111111I11I1IIIIX
ососососососососососососососососооооооооо
О — tO 4*. С
О О tO CD С
) ?» С
> О С
I СО 4^ СО СЛ СОС
> too оо о о с
1 н- СО 00 — " . .
Ю -^ сл СЛ
totototototototototototohotototot
totototototo- — — — — — — ооос
I I
)totototototototototototototototo
5ОООООООООООООООО
Номер участ-
участка спектра
О п>
Е л
Номер участ-
участка спектра
|2
Ъо
С0
1
<ососососооооооооооооооо
tocococococococococococo
CO1— СО4^СЛО^О^О5100СОСО
tototototototo
О>СЛ4^СОЮ — O
СЛСЛСЛСО — tOCnOO— tO4^CD — и-
Ь Ь Q Ol v] *CO ^ Ъ СЛ СЛ W 00 Ь
W 00 О Ь
MINIMI
totototototototototototo — —
Номер участ-
участка спектра
Номер участ-
участка спектра

HC1
HO2NO2
Номер
ка спе
Сечение
лощения
пог-
, см2
Ф22
ст-
э* о.
Номер
ка спер
Сечение
лощения
пог-
, см*
Ф22
6
7
8
9
10
11
3,40
2,70
2,05
1,53
1,19
9,00
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-20)
1 17
1 18
1 19
1 20
21
1 22
23
24
9,40
6,55
4,55
2,85
1,70
1,02
6,35
4,40
(-21) 1
(-21) 1
(-21) 1
(-21) 1
(-21) 1
(-21) 1
(—21) ]
(—21) 1
участ-
ктра
Номер
ка спе
Сечение
лощения
пог-
, см2
СЮ
Ф24
Номер участ-
участка спрктра
Сечение
лощения
пог-
, см2
39
40
41
42
43
2.81
3,88
5.01
6.44
5,80
(-18)
(-18) 1
(-18)
(-18) 1
(-18) 1
1 44
1 45
[ 46
1 47
1 48
5.05
3,78
3.44
1,99
1,55
(-18)
(-18)
(-18)
-18)
(-18)
1
1
1
1
1
Q.V
S о
о
Сечение пог-
поглощения, см2
1|
а с
S а
о
х S
Сечение пог-
поглощения, см2
Ф26
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
9,65
8,90
8,02
7,10
6,10
5,20
4,35
3,60
3,08
2,60
2,12
1,78
1,5а
1,34
1,15
1,01
9,25
8,50
7,85
7,20
6,60
6,05
5,45
4,90
4,35
(-18
)
(-18)
(—18)
(-18)
(-18)
(-18)
(-18
(-18
(-18
(-18
(-18
(-18
(-18
(-18
(-18
(-18
(-19
(-19
(-19
(-19
(-19
(-19
(-19
(-19]
1
1 35
1 36
1 37
1 38
1 39
1 40
1 41
1 42
1 43
1 44
1 45
1 46
1 47
1 48
1 49
1 50
1 51
[ 52
1 53
54
3,95
3,58
3,10
2,60
2,25
1,92
1,60
1,26
9,50
6,95
4,95
3,42
2,29
1,51
1,08
7,00
4,00
3,00
2,00
1,00
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-19)
(-20)
(-20)
(-20)
(-20)
(-20)
(-20)
(-20)
(-21)
(-21)
(-21)
(-21)
(-21)
значения параметров которых приведены в табл. 14.5.8 и
14.5.9; кроме того, в A4.5.2) для oNO Xt(z) = \gP(z).
C1ONO2
Ц
а*
Сечение пог-
поглощения, см2
Фаз
1СТ-
&1
S о
is
Сечение пог-
поглощения, см2
*25
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
36
4,95 |
4,11
3,57
3,26
3,00
2,93
2,93
2,94
3,10
3,20
3,42
3,58
3,60
3,58
3,38
3,03
2,70
2,28
1,90
1,57
1,23
1.Q1
7,90
7,00
5,62
4,75
4,00
3,39
2,90
2,33
1,98
1,65
Заказ 46
-18,
[-18,
[-18,
[-18
-18
—18
-18
-18
(-18
(—18
-18
(-18
(-18
(-18
(-18
(-18
(-18
—18
—18
—18
(-18
[-18
[-19
[-19
[-19
(-19
[-19
[-19
[-19
[-19
[-19
(-19,
1 1
1 1
1 1
1
1
1
) 1
) 1
) 1
• 1
1 1
) 1
) 1
) 1
) 1
) 1
) 1
) 1
) 1
) 1
) 1
) 1
) 1
) 1
) 1
} 1
) 1
1 1
) 1
) 1
) 1
42
43
44 1
45 (
46
47 [
48 «
49
50
51 1
52 (
53
54 J
55 i
56 i
57 \
58
59
60
61
62
63
64
65 <
66 <
67 (
68
1,32
1,06
3,20
5,30
*,85
5,40
2,38
1,76
1,28
3,92
3,30
1,63
5,53
2,83
2,46
2,14
1,98
1,82
1,70
1,55
1,42
1,28
1,13
Э,80
},00
5,90
5,60
(-19
| 1
(-19) 1
(-20) 1
(-20) 1
(—20) 1
(—20) 1
(—20) 1
(-20) 1
(-20) 1
(-21) 1
(-21) 1
(-21) 1
(-21) 1
(-21
(-21
(-21
]
(-21) 1
(—21) 1
(-21) 1
-21) 1
—21
-21) 1
-21
(-22) 1
(-22) 1
(-22) 1
(-22) 1
14.5.3. Параметризация потока УФ-радиации в атмосфере
в диапазоне длин волн 280—380 нм
В работе [61] для расчета СПЭО УФ-радиацией в диа-
диапазоне длин волн 280—380 нм, зенитных углов Солнца 0—86°,
высот 0—5 км и ненулевых альбедо подстилающей поверхно-
поверхности рекомендована нижеприведенная аналитическая парамет-
параметризация.
Поток прямой солнечной УФ-радиации параметризуется
в виде
es, z) =
2
A4.5.7)
где
Я
= Нь (X) /1 + ? А{ ехр [- (X - Х(J/2в*] V A4.5.8)
Я* (Л) = 0,582
ехр (9,102) —1
(Вт/м2 • нм),
A4.5.9)
параметры Аи Я,/, Oi см. табл. 14.5.10; M,i@s) = [(cos2Os +
+ ^/)/A + U)] Ч*—обратные оптические массы для воздуха
(i — 1), аэрозоля (i = 2, 4) и озона (i == 3); U — поправки на
сферичность атмосферы (см. табл. 14.5.11); %i(X) —
= Wi@)ki(X)—оптическая толщина атмосферы по i-му ком-
компоненту для вертикальной трассы (tfs = 0); ДО/@)—общее
содержание рассеивающего (или поглощающего) компонента
на уровне моря по вертикальной трассе; ki(X)—коэффициент
рассеяния (или поглощения) г-го компонента (i = 1—воздух,
рассеяние; 2 — аэрозоль, рассеяние; 3 — озон, поглощение;
4 — аэрозоль, поглощение); Ni(z)—функция распределения
оптической толщины по высоте, т. е. произведение XfNi(z)
281

Значения параметров формулы A4.5.2) из [64]
Таблица 14.5.6
ata.l0
«,,.10»
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
Т(г)
Т\г)
—19,73602
—20,52518
—20,81294
—21,01413
—21,29869
—21,53128
—21,58311
—21,84813
—22,00507
—22,05527
—22,05261
—22,28000
—22,56145
—22,75072
—24,83327
—22,92537
—22,91902
—8,092231
—8,193594
—1,974461
—3,395648
—4,063352
—4,147369
—4,164652
—4,753880
—4,628729
—4,400648
—5,707936
—3,960759
—2,054719
—5,823677
3,411511
1,177283
pi
(-0
(-0
(-3)
—48,39265
—28,09525
—14,63684
—4,150888
5,974212
7,763767
5,268362
4,519945
—5,022541
—5,687308
—3,330207
-2,995798
—1,094205
—1,007612
—2,191960
(-1)
—10,41207
—28,25028
—3,650741
51,251500
1,51479
1,905438
1,655877
3,228313
2,545036
3,712279
5,959032
4,918104
2,079595
2,404666
6,129866 (—5)
• 103
"и*
10*
• 10*
Максимальная пог-
погрешность параметри-
параметризации
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16,
17
393,9418
78,45485
59,25869
40,81477.
51,51479
3,079373
57,91406
6,025527
15,10540
9,26908
3,769638
47,61876
—6,227325 (—7)
298,4836
155,9252
23,23992
9,151056
—2,401913
11,79966
1,000376
—1,173411
4,169606
915,9857
640,6164
22,60529
—6,115106
—83,43585
—82,96877
—2,599386
—7,126663
133,3257
110,7629
—1,984326
—19,560584
—32,38368
—22,63652
7,600642
7,059213
— 1,390370
—3,069686
—1,971653
1
7
11
9
8
16
22
14
9
11
8
5
6
8
1
1
1
%/100км
%/50км
%/50км
%/40км
%/50км
%/50км
%/50км
%/55км
%/50км
%/50км
%/25км
%/110км
%/115км
%/115км
%/2.0 км
%/115км
%/120км
Т(г)—абсолютная температура на высоте г, К; р(?) — давление на высоте г, гПа.
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
bi\
—2507,818
—2451,485
—700,8892
— 1943,757
—1986,572
—2711,900
—2431,640
—37,01955
—1086,239
—1213,108
—83,34575
—213,9117
—328,1301
3033,416
—2,535815
—4,474937
—2,996639
Значения параметров
bf2
biz
543,5242 —44,34785
517,4617 —40,96948
133,4594 —9,549089
391,8616 —29,66512
405,8984 —31,12428
536,9941 —39,88965
472,9722 —34,52121
3,523290 —8,929223 (-2)
198,1847 —13,59057
227,7459 —16,12207
7,944254 —1,898894 (—1)
26,12729 —1,036749
43,07004 —1,870019
—597,8911 43,70384
формулы A4.5.3)
bu
1,613607
1,441835
3,048766 (—1)
9,995864 (—1)
1,061508
1,317533
1,120677
4,155845 (—1)
5,101389 (—1)
1,317695 (—2)
2,674331 (—2)
—1,406715
—22,08047
—19,03091
—3,675314
—12,65243
—13,58757
—16,32895
—13,65618
—4,788462
—6,090518
16,83967
Таблица 14.5.7
Максимальная пог-
погрешность парамет-
параметризации при 65=86°
12 %/75км
20 %/60км
12 %/100км
13 %/50км
9 %/100 км
19 %/40км
22 %/35км
25 %/40км
14 %/65км
9 %/80км
15 %/75км
9 %/70км
8 %/55км
1 %/35км
1 %/85км
1 %/85км
2 %/35км
282

Таблица 14.5.8
Значения параметров формулы A4.5.2) для N0
Полоса
аА•102
аб-10»
».10*
Максималь-
Максимальная погреш-
погрешность пара-
параметризации
6 @—0) —1,790868 —1,924701 —7,217717 5,648282 4,569175 8,353572 2 %/40км
5A—0) —1,654245 5,836899 34,49436 17,00653 —3,324717 —49,52424 1,579306 1,835462 3,368125 3 %/40 км
Таблица 14.5.9
Значения параметров формулы A4.5.3) для NO
Полоса
Ь2
Максимальная погрешность
параметризации при 0^=85°
6 @—0)
6 A-0)
7 836,832
12 975,81
-1549,880
-2582,981
114,8342
192,7709
-3,777754
—6,393008
4,655696
7,949835
11 %/40км
36 %/55км
Таблица 14.5.10
Параметры* аналитической аппроксимации внеатмосферной
СПЭО солнечной радиацией в диапазоне длин волн
280—380 нм [36]
279,5
286,1
300,4
333,2
358,5
368,0
—0,738
—0,485
—0,243
0,192
—0,167
0,097
2,96
1,57
1,80
4,26
2,01
2,43
¦ В вышеприведенной параметризации, очевидно, можно
вместо формулы A4.5.8) использовать другие имеющиеся
данные о СПЭО вне атмосферы.
Таблица 14.5.11
Параметры высотных распределений компонентов [61]
Параметр
Средняя аэро-
аэрозольная наг-
нагрузка
Большая аэро
зольная наг-
нагрузка
i=2
и
щ
hi
Zi
Xi
ti
1,000
0,437
6,350
—
—
1,8-Ю-3
0,960
—0,145
0,952
16,330
3,090
3-ю-4
0,956
—0,448
1,003
19,378
1,106
з-io-4
0,039
2,350
2,660
22,510
4,920
7,4-Ю-3
дает значение оптической толщины слоя атмосферы, располо-
расположенного выше уровня z;
1 v "' l+exp((z-2i)A<) '
где zi — высота максимума концентрации 1-го компонента;
hiy Xt — параметры пространственных масштабов; a;, fi — под-
подгоночные параметры (все параметры высотного распределения,
вообще говоря, зависят от принятой модели [361;
табл. 14.5.11).
В табл. 14.5.12 приведена модель оптических параметров
модельных расчетов [61].
Для СПЭО с учетом многократного рассеяния и отраже-
отражения от ламбертовскои подстилающей поверхности предложены
36*
Таблица 14.5.12
Зависимость оптических параметров модели от длины
волны [61]
К нм
Н {%)
мВт/(сма-мкм)
fes (Я)
(атм-см)-1
297,5
302,5
307,5
312,5
317,5
322,5
330,0
340,0
350,0
360,0
375,0
54,90
55,85
64,60
72,65
79,70
90,25
105,90
107,40.
109,30
106,80
115,70
1,2652
1,1779
1,0980
1,0248
0,9577
0,8960
0,8123
0,7164
0,6341
0,5634
0,4751
13,58
6,76
3,50
1,73
0,890
0,460
0,1730
0,0515
0,0086
0,0014
0,0000
0,08012
0,08052
0,08091
0,08129
0,08166
0,08203
0,08256
0,08324
0,08390
0,08452
0,08539
0,01369
0,01355
0,01342
0,01328
0,01315
0,01302
0,01282
0,01257
0,01233
0,01209
0,01175
следующие несколько громоздкие, но несложно реализуемые
параметризации (и — восходящая радиация; d — нисходящая):
Gd(Xt 05, z, A) = D(X% 05, z) + Sd(l, G5, z, A)
A4.5.10)
— полная СПЭО;
Sa = Sa(X, 05, 2, 0) + 5Ла(Я, 0S, г, А) A4.5.11)
— СПЭО рассеянной радиацией (а = и или d)\ Sau — по-
поправка на отражение от подстилающей поверхности;
Еа(х, z)=sAa(x, es. 2, A)/sAa(i, es, о. А) (н.5.12)
— вспомогательная функция; А — альбедо; 9s — зенитный угол
Солнца; z — высота над уровнем моря.
Для функций A4.5.10) — A4.5.12) предложены следующие
параметризации:
Gd(Xt 9o, 0, 0)
Gd(l, G5, 0, А)= 7-г(\)Л ' A4'5ЛЗ)
(X, 0S, 0, Л), A4.5.14)
SAd(Xt
U(X, 9S, 0, A) =
z, A)= хГ^{к
t 05, 2, А)= x_f
A4.5.15)
5, 0, 0)Еи(Х, г),
A4.5.16)
Г(Х):
1
{%. z)=JV,exp(- J^ttd4{l-N
EU(X, z)=exp|- ? tiutt A - Ni)\ A4.5.
A4.5.17)
A4.5.18)
19)
283

Далее
La (X, 9S, z)
Xexp {-
, es, z)^sa(K, es, z, о) =
, 6S, z)Ma(\, z)D(X, 0, 0), A4.5.20)
+ A - F
X
( A4.5.21)
где
, z)+f2a(K, Z)]g3a(X, Z)f>ia(\, Z),
A4.5.22)
где
~Nx(z, Р,<*)=
2) =
(fid
ale + (ald — alu)Nl;
e^
e2— 1 + exp (p^z/6,35)
, z)
где
flu(X, z)=
f2u (I, z) = Л12в
- ЛГ,)Э
gsa (Я, г) = -
Рекомендованные в работе [25] значения параметров
вышеприведенных формул сведены в табл. 14.5.13.
Таблица 14.5.13
Значения параметров формул A4.5.13)—A4.5.22) [25]
m
Am
0
a
\d
,8041
1
,1032
-1
1,437
12u
2,027
0
2u
,4373
1
,154
Pa
6
,20
a
r
0,3747
0,2248
0,3133
1,2230
1,1181
1,0132
т
\r
2r
Am 0,4424
am 0,5626
m
Id
\u
2d
0,1000
0,88 0,
2u
3d
3r
B404
3u
Ar
3,70
A.0)
Ad
Аи
d
a
84,37
28,80
0,6776
1,325
0,0266
0,0112
14.5.4. Некоторые полезные постоянные
Скорость света
Постоянная Планка
Постоянная Больимана
Постоянная Стефана—Больц-
мана
Солнечная п-остоянная
Средний радиус Земли
Средний радиус Солнца
(видимый диск)
Среднее расстояние между
Землей и Солнцем
Угловая скорость вращения
Земли
Стандартная температура
Стандартное давление
Плотность воздуха при стан-
стандартных давлении и темпера-
температуре
Ускорение свободного падения
(на уровне моря на широте 45°)
Молекулярная масса сухого
воздуха
Теплоемкость единицы массы
сухого воздуха при постоянном
давлении
Теплоемкость единицы массы
сухого воздуха при постоянном
объеме
Газовая постоянная для еди-
единицы массы сухого воздуха
Газовая постоянная для еди-
единицы массы водяного пара
Теплоемкость единицы массы
водяного пара при постоянном
давлении
Универсальная газовая посто-
постоянная
Число Авогадро
Число Лошмидта
с = 2,9979250-108 м/с
h = 6,62620-Ю-34 Дж-с
k= 1,38062- Ю-23 Дж/К
a-5,66961108 Вт/(м2-К4)
So = 1353,21 Вт/м2
а3 = 6,37120- Юб м
ас -6,96000-108 м
dcp = 1,49598-10й м
Q = 7,29221-Ю-5 рад/с
Го = 273,16 К
Ро= 1013,25 гПа
р= 1,273 Ю-3 кг/м3
?- 9,80616 м/с2
М = 28,97-Ю-3 кг/моль
СР = 1,004 Дж/(г-К)
Cv = 0,717 Дж/(г-К)
R = 0,28704 Дж/(г-К)
/?„ = 0,46191 Дж/(г-К)
Cvp= 4,1855 Дж/(г-К)
R* - 8,31432 Дж/(моль-К)
N а =6,02297-1023 моль-1
nL - 2,68719-1025 м-3
ат 1,389 1,735 1,12 1,12 0,7555 0,7555 0,88 0,88 Ц
Рш 0,921 0,921 0,564 0,564 1 + 1,7-т31,0 0,490 0,356
Ут 0,53460,64400,60770,1020 1,000 1,000 — — 12
6т 0,3475 0,0795 0,3445 2,0 2,392 0,0 — —
гт — 0,4909 0,4638 0,5658 3,502 2,417 0,4638 0,5658
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Брасье Г., Соломон С. Аэрономия средней атмо-
атмосферы. Химия и физика стратосферы и мезосферы. — Л.:
Гидрометеоиздат, 1987.
2. Ван де Хюлст Г. Рассеяние света малыми части-
частицами.— М.: Изд-во иностр. лит-ры, 1961. — 536 с.
3. Гермогенова Т. А. Развитие численных методов ре-
решения уравнения переноса излучения. — В кн.: Распро-
Распространение света в дисперсной среде. — М.: Наука и тех-
техника, 1982, с. 105—118.
4. Герцберг Г. Колебательные и вращательные спектры
многоатомных молекул. — М., 1949.
5. Герцберг Г. Спектры и строение двухатомных моле-
молекул. — М., 1949.
6. Герцберг Г. Электронные спектры и строение много-
многоатомных молекул. — М.: Мир, 1969.
7. Горд иец В. Ф., Марков М. Н. Охлаждение газа
ИК-излученттем во вращательных полосах молекул.-—
Труды "ФИАН СССР, 1982, вып. 130, с. 48—52.
8. Гуди Р. Атмосферная радиация. — М.: Мир, 1966.—
417 с.
9. Дейрменджан Д. Рассеяние электромагнитного излу-
излучения сферическими полидисперсными частицами. — М.:
Мир, 1971.—165 с.
10. Зеге Э. П., Иванов А. П., Кацев И. Л. Перенос
изображения в рассеивающей среде. — М.: Наука и тех-
техника, 1985.— 327 с.
Зуев В. Е. Распространение видимых и инфракрасных
волн в атмосфере. — М.: Советское радио, 1970. — 496 с.
Зуев В. Р., Кабанов М. В. Оптика атмосферного
аэрозоля. — Серия: Современные проблемы атмосферной
оптики. Т. 4. Л.: Гидрометеоиздат, 1987. — 256 с.
284

13. Зуев В. Е., Макушкин Ю. С, Пономарев Ю. Н.
Спектроскопия атмосферы. — Серия: Современные про-
проблемы атмосферной оптики. Т. 3. — Л.: Гидрометеоиздат,
1987. — 248 с.
14. Иванов В. В. Перенос излучения и спектры небесных
тел. — М.: Наука, 1981.— 472 с.
15. Креков Г. М., Рахимов Р. Ф. Оптико-локационная
модель континентального аэрозоля. — Новосибирск: Наука,
1982.— 198 с.
16. Лиоу К.-Н. Основы радиационных процессов в атмо-
атмосфере.— Л.: Гидрометеоиздат, 1984. — 376 с.
17. Макушкин Ю. С. и др. Автоматизированная система
для расчета характеристик поглощения атмосферы. — Изв.
вузов. Физика, 1984, № П. —Деп. ВИНИТИ. Часть I,
per. № 3685—84, 38 с; Часть II, per. № 3686—84, 55 с.
18. Марчук Г. И. и др. Метод Монте-Карло в атмосфер-
атмосферной оптике. — Новосибирск: Наука, 1976. — 280 с.
19. Матвеев В. С. Приближенные представления коэффи-
коэффициента поглощения и эквивалентных ширин линий с фойг-
товским контуром. — Журнал прикладной спектроскопии,
1972, т. 16, вып. 2, с. 228—233.
20. Me ж ер и с Р. Лазерное дистанционное зондирование.—
М.: Мир, 1987. —550 с.
21. Соболев В. В. Рассеяние света в атмосферах планет.—
М.: Наука, 1972. —335 с.
22. Ф о м и ч е в В. И. Распределение полного лучистого при-
притока тепла в средней атмосфере Земли. Дисс. на соиска-
соискание учен. степ. канд. физ.-мат. наук. — Л.: ЛГУ, 1985.—
247 с.
23. Ч а н д р асе к а р С. Перенос лучистой энергии. — М.,
1953. —435 с.
24. Я н к е Е., Эмде Ф., Леш Ф. Специальные функции. —
М.: Наука, 1977.
25. A k m a e v R. A., S h v e d G. M. Parameterization of the
radiative flux divergence in the 15 m CO2 band in the
30—75 km layer. —J. Atmos. Terr. Phys., 1982, v. 44, N 11,
p. 993—1004.
26. A 11 e n M., Frederick J. E. Effective photodissociation
cross sections for molecular oxygen and nitric oxide in the
Schuman—Runge Bands.— J. Atm. Sci, 1982, v. 39. N 9,
p. 2066—2075.
27. Atmospheric ozone 1985. Assessment of our understanding
of the processes controlling its present distribution and
change.—WMO, GORMP Report No 16, 1986, v. 1.
28. В a u 1 с h D. L. et al. Evaluated kinetic and photochemical
data for atmospheric chemistry. Supplement l.-^J. Phys.
Chem. Ref. Data, 1982, v. 91, N 2, p. 327—496.
29. Bossy L., Nicolet M. On the variability of Lyman
alpha with solar activity. — Planet. Space Sci., 1981, v. 29,
p. 907-914.
30. Carver J. H., Gies H. P., Hobbs T. I., McCoy D. G.
Temperature dependence of the molecular oxygen photo-
absorption cross section near the H Lyman-a line.—J. Geo-
phys. Res., 1977, v. 82.
31. Chylek P., Grams G .W, Pinnik R. G. Light scat-
scattering by irregular randomly oriented particles. — Science,
1976, v. 193, p. 480—483.
32. Coulson K. L., Dave J. V., Sekera Z. Tables related
to radiation emerging Irorri a planetary atmosphere with
Rayleigh scattering.— Berkeley: Univ. California Press,
1960.
33. Dickinson R. E. Method of parametrization for infra-
infrared cooling between the altitudes of 30 and 70 km.— J. Geo-
Geophys. Res, 1973, v. 78, p. 4451.
Atmospheric transmission in the CO2
m and 18 m. — Appl. Opt, 1966, v. 5,
v.
R.
12
34. Dray son S.
bands between
p. 385—392.
35. Fomichev V. I, Shved G. M. Parameterization of the
radiative flux divergence in the 9.6 m O3 band. — J. Atmos.
Terr. Phys, 1985, v. 47, N 11, p. 1037—1049.
36. Goody R. M. The transmission of radiation through an
inhomogeneous atmosphere.— J. Atmos. Sci. 1964 v 21
N 6, p. 575—581.
37. Green A. E. S, Gross K. R., Smith L. A. Improved
analytic characterization of ultraviolet skylight. — Photo-
chem. Photobiol, 1980, v. 31, p. 59—65.
38. H a r d w i с к J. С, Brand J. C. D. Anharmonic potential
and the large amplitude bending vibration in nitrogen
dioxide.— Can. J. Phys, 1976, v. 54, N 1, p. 80—91.
39. J а с о b о w i t z H. A method for computing the transfer
of solar radiation through clouds of hexagonal ice cry-
crystals.—J. Quant. Spectrosc. Radiat. Transfer, 1971 v 11
p. 691—695.
40. К n e i z у s F. X. et al. Atmospheric transmittance/radiance:
Computer code LOWTRAN 5. — AFGRL-RT-80-0067, Envi-
Environ. Res. Pap., 1980, N 697.
41 Kneizys F X. et al. Atmospheric transmittance/radiance:
'Computer code LOWTRAN 6. - AFGRL-TR-83-0187, 1983.
42. Kohl J. L.. Parkinson W. H, Kurucz R. L. Center
and limb spectrum in high spectral resolution 222,2 nm to
319,6 nm. — Cambridge, Harvard—Smithsonian Centre for
Astrophysics, 1978.
43. Kuriyan J. C, Ship pony Z, Mitra S. K. Transmis-
Transmission function for infrared radiative transfer in an inhomo-
inhomogeneous atmosphere. — Quart. J. Roy. Met. Soc, 1977. v. 103,
N 437, p. 511—517.
44. Lean J. L.^ Skumanich A. Variability of the Lyman
alpha flux with solar activity. —J. Geophys. Res, 1983,
v. 88, p. 5751—5759.
45. L e n о b 1 e J. Standard procedures to compute atmospheric
radiative transfer in a scattering atmosphere. — IAMAP,
Boulder, Co, National Centre for Atmospheric Research,
1977.
46. Lewis B. R, Vardavas I. M, Cerver J. H. The
aeronomic dissociation of water vapour by solar H Lyman
alpha radiation. —J. Geophys. Res, 1983, v. 88.
47. London J. Radiative sources and sinks in the strato-
stratosphere and mesosphere. — In: Proc. NATO Adv. Study Inst.
on Atmospheric ozone: Its Variation and Human Influences.
Report No FAA-EE-80-20, 1980, p. 703—721.
48. Luther F. M, Gelinas R. J. Effect of molecular mul-
multiple scattering and surface albedo on atmospheric photo-
dissociation rates.— J. Geophys. Res, 1976, v. 81, N 6,
p. 1125—1132.
49. Middle Atmosphere Program. Handbook for MAP. V. 8.—
Ed. Sechrist C. F, Jr. —July 1983, V+76 p.
50. M о u n t G. H, R о t h m a n G. J. The solar spectral irra-
diance 1200—3184 A near solar maximum: 15 July 1980.—
J. Geophys. Res, 1981, v. 86. p. 9193—9198.
51. Mount G H, Rothman G. J. The solar absolute spec-
spectral irradiance 1150—3173 A: May 17, 1982. —J. Geophys.
Res, 1983, v. 88, p. 5403—5410.
52. M о u n t G. H, Rothman G. J. The solar absolute spec-
spectral irradiance at 1216 A and 1800—3173 A: January 12,
1983. —J. Geophys. Res, 1983, v. 88, p 6807—6811.
53. Mount G. E, R о t h m a n G. J. The solar absolute
spectral irradiance 118—300 nm: July 25, 1983. —J. Geo-
Geophys. Res, 1985, v. 90, p. 13031—13036.
54. M о u n t G. H., R о t h m n a G. J, Timothy J. G. The
solar spectral irradiance 1200—2550 A at solar maximum.—
J. Geophys. Res, 1980, v. 85, p. 4271—4274.
55. Nicolet M. On the molecular scattering in the terrestrial
atmosphere: An empirical formula for its calculation in the
homosphere. — Planet. Space Sci, 1984, v. 32, p. 1467—
1468.
56. О g a w a M Absorption coefficients of O2 at the Lyman
alpha line and its vicinity.— J. Geophys. Res, 1968, v. 73.
57. Robertson D. С et al. 5 cm-1 band model option to
LOWTRAN 5. —Appl. Optics, 1981, v. 20, N 18, p. 3218—
3226.
58. Rothman L. S. AFGRL atmospheric absorption line pa-
parameters sompilation: 1980 version. — Appl. Optics, 1981,
v. 20, N 5, p. 791—795.
59. Rothman L. S. et al. AFGRL
line parameters compilation: 1982
1983, v. 22, N 15, p. 2247—2256.
60. Rothman L. S. et al. AFGL
1980 version.— Appl. Optics, 1981
1328.
61. Rothman L. S. et al. AFGL
1982 version.—Appl. Optics, 1983,
1627.
62. S с h i p p n i с к Р. F, Green A.
cterization of spectral actinic flux
in the middle ultraviolet. — Photochem.
v. 35, p. 89—101.
63. T h e к а е к а г а М. P. Extraterrestrial solar spectrum,
3000—6100 A at 1 A intervals.—Appl. Optics, 1974, v. 13,
p. 518—522.
64. Tiwari S. N. Models for infrared atmospheric radiation. —
Adv. Geophys, 1978, v. 20.
65. Turco R. P. Photodissociation rates in the atmosphere
bellow 100 km.— Geophys. Surveys, 1975, N 2, p. 153—192.
66. V a n D e H u 1 s t H. C. Multiple light scattering. Tables,
formulas, and applications. V. 1, 2. — New York: Academic
Press, 1980.
67. Wendling P., Wendling R., Weickraann H. K.
Scattering of solar radiation by hexagonal ice crystals. —
Appl. Optics, 1979, v. 18, p. 2663—2671.
atmospheric absorption
edition. — Appl. Optics,
trace gas
, v. 20, N
compilation:
S, p. 1323—
trace gas compilation:
v. 22, N 11, p. 1616—
E. S. Analytical chara-
and spectral irradiance
Photobiol, 1982,
285

Глава 15. СОСТАВ И ХИМИЯ СРЕДНЕЙ АТМОСФЕРЫ
15.1. ВВЕДЕНИЕ
Состав атмосферы вблизи земной поверхности известен
достаточно хорошо благодаря многочисленным измерениям
концентраций большинства атмосферных газов и их изменчи-
изменчивости. - Изменчивость связана как с естественными динамиче-
динамическими и радиационными процессами, так и с антропогенными
воздействиями. Содержание многих газов меняется на поря-
порядок и более в атмосфере промышленных центров по сравне-
сравнению с местами, удаленными от источников выбросов.
Сведения о составе атмосферы в тропосфере и страто-
стратосфере носят менее определенный характер. Структура и состав
средней атмосферы определяются сложным взаимодействием
между химическим, радиационным и динамическим процес-
процессами. Источники атмосферных компонентов, расположенные
на поверхности Земли, обусловлены биологической и микро-
микробиологической активностью, вулканическими извержениями,
человеческой деятельностью и фотохимическими процессами.
Некоторая часть образовавшихся соединений подвергается
разрушению уже в тропосфере, за счет физических и химиче-
химических процессов, другая часть переносится вверх, достигая
стратосферы, и уже там подвергается фотохимическому изме-
изменению. Часть составляющих образуется в результате фото-
фотохимических реакций на большой высоте. Высота, на которой
происходят процессы образования веществ, зависит от глу-
глубины проникновения солнечной радиации. При этом образу-
образуются как активные, коротко живущие, соединения, так и пас-
пассивные соединения — «резервуары», глобальное и вертикаль-
вертикальное распределение которых зависит от динамических процес-
процессов. Большая часть химических циклов, существенных ¦ для
средней атмосферы, включает в себя реакции свободных
радикалов. Возможность протекания той или иной реакции
определяется термодинамическими свойствами компонентов.
Наблюдаемые концентрации большинства компонентов в ат-
атмосфере зависят от баланса между скоростями фотохимиче-
фотохимического образования и разрушения, а также от скорости атмо-
атмосферного переноса. Реакции, при которых происходит распад
одной частицы, называются реакциями первого порядка, или
мономолекулярными. Реакции, протекающие с участием двух
частиц, называются реакциями второго порядка, или бимоле-
бимолекулярными. Реакции с участием трех частиц — это процессы
третьего порядка, или трехмолекулярные. Выражение для
скорости бимолекулярной реакции имеет следующий вид:
где А — первое приближение к константе скорости реакции,
см3/(мол-с); ?акт — энергия активации, необходимая для пре-
преодоления барьера, связанного с образованием промежуточных
частиц; R — газовая постоянная; Т — температура. Скорость
реакции с участием трех частиц определяется выражением
для низкого давления и
для высокого давления. Современные значения констант реак-
реакций приведены в приложении к Главе 15 [55].
15.1.1. Кислородные составляющие
Доминирующими газами в атмосфере являются кислород
и азот. Молекулярный азот N2 в нижней и средней атмосфере
практически стабилен, так как не фотодиссоциирует ниже
высот 80, 90 км. Молекулярный кислород фотодиссоциирует
на высоте примерно 20 км и соответственно на этой высоте
появляются атомарный кислород и озон. Атомарный кислород
в основном ОCР) и в возбужденном O('D) состоянии обычно
объединяют в понятие семейства «нечетного» кислорода. Хи-
Химические реакции, которые являются основой простой теории
стратосферного озона в чисто кислородной среде предложены
Чепменом [70]. Фотодиссоциация молекулярного кислорода
286
ультрафиолетовым излучением с длиной волны менее 242,4 нм
образует атомарный кислород
O2 + Av — О + О.
Эти атомы рекомбинируют в верхней атмосфере в реакции
трех тел
О + О + М —О2 + М
или реагируют с молекулярным кислородом, образуя озон:
О + О2 + М —О3 + М.
Озон также рекомбинирует с атомарным кислородом по
реакции
О + Оз — 2О2.
W1
10'
Рис. 15.1.1. Зависимость концентрации
(см~3) атомов О ('D) от высоты при раз-
различных зенитных углах Солнца % [117].
Фотодиссоциация озона приводит к образованию кислородных
атомов либо в основном состоянии
О3 + Av (Я > 310 нм) — О2 C2~) + О CР),
либо в первом возбужденном состоянии
О3 + Av (X < 310 нм) -* О2 ('Ag) + О ('D).
В верхней части средней атмосферы атомы О ('D) могут
также образовываться в результате фотолиза молекулярного
кислорода:
O2 + Av(X< 175,9 нм) — О ('D) +OCP).
Если молекулярный кислород находится в возбужденном со-
состоянии, он может быть деактивирован при столкновении с мо-
молекулой кислорода в основном состоянии
или может радиативно релаксировать, излучив фотон с X =
= 1,27 мнм. Данные наблюдений за этой красной эмиссией
используют для определения концентраций ОгСД^) и Оз.
Атомы O('D) могут быть деактивированы при столкновении
с О2 и N2:
O('D)+O2-OCP)+O2('2^).
Скорости всех этих реакций высоки и за доли секунды уста-
устанавливается фотохимическое равновесие между концентра-
концентрациями озона, кислорода и атомарного кислорода в основном
и возбужденном состоянии. Поскольку O('D) образуется почти
исключительно в результате реакции фотолиза молекулярного
кислорода, концентрация этих атомов сильно зависит от ло-
локальных условий освещенности. На рис. 15.1.1 показано вер-
вертикальное распределение Концентрации O('D) при различных
зенитных углах Солнца [117].
По мере изучения важных реакций между кислородом,
водородом, азотом, хлором и их составляющими простая тео-
теория Чепмена существенно модифицировалась. Выше уровня
40 км идет очень быстрый процесс гибели нечетного кисло-

рода, который представляет собой каталитический цикл, вклю-
включающий свободные радикалы водорода:
— н + о2,
— НО2 + М,
но2 + о — он + о2
или
он + о —н + о2,
Н + Оз —ОН + О2.
Эти реакции включаются в уравнение фотохимического рав-
равновесия озона для высот 50—80 км.
В районе тропопаузы доминирующим процессом является
взаимодействие нечетного кислорода с водородными ради-
радикалами по следующей схеме:
ОН+Оз — НО2 + О2,
НО2 + О3-*ОН+2О2.
Это наиболее эффективный каталитический цикл разрушения
озона, поскольку из всех реактивных компонентов нечетного
кислорода включает только озон. Большинство других цик-
циклов— НО*, NO*, C1O — требуют наличия атомарного кисло-
кислорода, который на малых высотах присутствует в атмосфере
лишь в очень небольшом количестве. В средней и верхней
стратосфере существенны такие реакции:
ОН + Оз — НО2 + О2,
но2 + о — он + о2,
— н + о2,
а также
НО2 + О3 — ОН + 2О2.
Азотные составляющие выступают катализаторами при раз-
разрушении нечетного кислорода по следующей схеме:
NO + O3-*O2 + O2,
NOa + O,—O + O2.
Этот цикл дополняется другим, который не влияет на нечет-
нечетный кислород:
0 + 0,
Таким образом, эффективность каталитического цикла разру-
разрушения нечетного кислорода за счет N0* зависит от относи-
относительной эффективности двух процессов с участием N02: фо-
фотолиза и реакции с атомарным кислородом.
В верхней атмосфере очень эффективен цикл разрушения
нечетного кислорода соединениями хлора:
С1 + 02.
Ниже уровня 30 км и концентрации С1 и СЮ сильно умень-
уменьшаются за счет образования других составляющих, таких, как
НОС1 и СЮЫОг (соединения «резервуары»), поэтому эффект
разрушения нечетного кислорода за счет реакций с хлором
сильно снижается. Аналогичные реакции можно записать для
Вг и ВгО. Полное уравнение неразрывности для нечетного
кислорода при учете всех процессов принимает очень сложный
вид. На рис. 15.1.2 показан вклад различных реакций в ба-
баланс нечетного кислорода с учетом кислородных, водородных,
азотных и хлорных составляющих [64]. Поскольку вклад
каждой реакции в общую скорость гибели нечетного кисло-
кислорода на данной высоте довольно существен, полное уравнение
неразрывности можно упростить, отбросив менее существен-
существенные члены. В табл. 15.1.1 показан пример вертикального
распределения кислородных компонентов, полученного по мо-
модели из [64] с учетом реакций с соединениями водорода,
азота и хлора.
Фотохимическое время жизни является важной характе-
характеристикой любой составляющей атмосферы, а сравнение ее
с постоянными времени хп, тд и т^ для зонального, меридио-
меридионального и вертикального переноса позволяет определить роль,
которую играют динамические процессы в установлении гло-
глобального и вертикального распределения этого компонента
в атмосфере.
На рис. 15.1.3 показано вертикальное распределение фото-
фотохимического времени жизни атомарного кислорода О, озона
Оз и всего семейства нечетного кислорода Ох$ вычисленное
с учетом реакций кислородных, водородных, азотных и хлор-
хлорных составляющих. На этом и других рисунках этой главы
показаны также постоянные времени зонального (тй), мери-
меридионального (хд) и вертикального (т^) переноса в средних
широтах в предположении, что характерные масштабы равны
1000, 100 и 5 км соответственно. Использование таких мас-
масштабов означает, что указанные значения должны рассмат-
рассматриваться как верхний предел, что справедливо в присутствии
планетарных волн и для компонентов с относительно высоким
меридиональным градиентом.
ОН+0
3 \
I I IT til t f 1 I Hifl PVf I 11 nil Лч. i I 11 iiil
Скорость разложения
Рис. 15.1.2. Вклад различных реакций в баланс не-
нечетного кислорода в атмосфере с учетом кислород-
кислородных, водородных, азотных и хлорных составляю-
составляющих [64].
В верхней стратосфере и нижней мезосфере нечетный кис-
кислород является короткоживущей составляющей и находится
в состоянии фотохимического равновесия. Ниже уровня 30 км
фотохимическое время жизни Ох становится значительно
больше и начинает превышать постоянную времени, связан-
связанную с переносом, поэтому в нижней стратосфере распределе-
распределение нечетного кислорода контролируется динамическими про-
процессами. В верхней части мезосферы и в термосфере озон
является короткоживущим компонентом из-за быстро возра-
Вертикальное
Высота,
км
10
15
20
25
35
40
45
50
55
60
65
70
75
80
85
90
95
100
1
8
3
1
3
1
8
4
2
1
8
4
2
9
3
1
4
1
распределение
,7
Л
,6
,6
,5
,7
,9
,8
,6
,5
,2
,2
,0
,0
,7
,2
,7
,9
в средней
A8
A7
A7
A7
1,0
Ы
2,9
3,2
A6) 2,0
A6) 1,0
A5) 3,2
A5) 1,0
A5) 3,2
A5) 1,0
A4) 3,2
A4) 1,0
A4) 3,2
A3) 1,4
A3) 1,0
A3) 1,1
A2) 1,3
A2)
1,7
кислородных
атмосфере [5"
О3
A2)
A2)
12)
12)
12)
12)
И)
(И)
(Ю)
(9)
(9)
(9)
(8)
(8)
(8)
(8)
G)
F)
О
1,3
5,5
9,4
6,7
2,4
1,2
3,7
6,5
8,4
6,5
5,0
4,0
3,8
1,4
3,0
3,0
3,3
3,2
Таблица
компонентов I
(•Р)
D
8
F
(8
(9
(9)
(9)
(9)
(9)
(9)
(9)
(9)
(Ю)
(Ю)
(П)
00
00
О(
0,9
5,0
1,0
3,3
6,0
6,1
4,4
2,6
1,5
9,6
6,7 (
7,0 (
15.1.1
(см-')
•D)
B)
B)
2
2)
2)
2)
2)
1)
О
0
1.2 B)
4,2 B)
4,9 B)
1,2 C)
287

стающей с высотой скорости фотолиза О3 и находится в фото-
фотохимическом равновесии с атомарным кислородом, время
жизни которого становится все больше с увеличением высоты.
В средней и нижней стратосфере время жизни озона превы-
превышает сутки и влияние динамических процессов для этого
1мес 1год
1064c
Рис. 15.1.3. Фотохимическое время жиз-
жизни атомарного кислорода (то), озона
(то3) и семейства нечетного кислорода
(то*) и постоянные времени зонального
(тп), меридионального (Тд), вертикаль-
вертикального (тп») переноса и одномерной диф-
диффузии xd [5].
10
10к
Рис. 15.1.4. Вертикальное распределение атомар-
атомарного кислорода О и озона О3.
/ — расчет по теории Чепмена; 2 — расчет с учетом фо-
фотохимических реакций, включая НОЖ, ЫОЖ и СЮХ,
3 — расчет с учетом динамических эффектов; 4, 5 — дан-
данные наблюдений.
компонента становится все более заметным с уменьшением
высоты.
Фотохимическое время жизни для атомарного кислорода
составляет 4 ч на высоте 70 км, 1 сут на высоте 80 км и
1 неделю на высоте 100 км. Следовательно, распределение
атомарного кислорода выше мезопаузы зависит от динами-
динамических процессов и не испытывает заметных суточных вариа-
вариаций на высоте более 85 км. На меньших высотах, наоборот,
после восхода Солнца атомарный кислород быстро гибнет,
образуя озон в результате реакций рекомбинаций. На рис. 15.1.4
показано наблюдаемое и расчетное вертикальное распределе-
распределение озона и атомарного кислорода на высоте 40—100 км. Как
следует из рисунка, в мезосфере концентрация О сравнима
с концентрацией Оз и даже превышает ее, поэтому реакции
рекомбинаций ведут к увеличению количества озона в мезо-
мезосфере в начале ночи и к уменьшению с восходом Солнца. Ре-
Результаты измерений суточных вариаций озона в мезосфере и
стратосфере можно найти в работе [103]. В средней и ниж-
нижней стратосфере концентрация атомарного кислорода мала
по сравнению с концентрацией озона и время жизни озона
превышает сутки. Следовательно, можно ожидать лишь сла-
слабых суточных вариаций озона в стратосфере.
Молекулярный кислород всегда присутствует в средней
атмосфере и имеет постоянное отношение смеси (см.
табл. 15.1.1).
15.1.2. Озон О3
Большая часть общего количества озона в столбе атмо-
атмосферы находится на высоте менее 35 км. Основные простран-
пространственные и временные характеристики его распределения
ЮЖ.
I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII
Рис. 15.1.5. Вариации общего содержания озона
(Д. Е.) в зависимости от широты и времени года.
По [5].
изучены очень хорошо. Известно, что количество озона имеет
широтные и сезонные вариации. Во все сезоны озона больше
в высоких широтах. Этот рост с широтой наиболее ярко вы-
выражен зимой и весной, когда количество озона максимально.
Сезонные вариации становятся достаточно большими лишь
к северу от 30° с. ш. На 80° с. ш., например, относительное
изменение содержания озона в течение шести месяцев со-
составляет 50 %. Глобальное распределение содержания озона
в зависимости от широты, и времени года, полученное на
основании наблюдений на сети наземных станций на разных
широтах, приведено на рис. 15.1.5. Максимум, наблюдаемый
в южном полушарии, меньше, он расположен в более низких
широтах и наблюдается более ранней весной, чем максимум
северного полушария. Поскольку в нижней стратосфере сред-
среднее время жизни нечетного кислорода велико по сравнению
с постоянной времени, обусловленной меридиональной цирку-
циркуляцией, этот перенос играет заметную роль в установлении
распределения содержания озона. Асимметрия в распределе-
распределении общего содержания озона между полушариями обычно
приписывается различию в стратосферной динамике двух по-
полушарий. Для того чтобы выявить области, ответственные
за вариации общего количества озона в столбе атмосферы,
следует рассмотреть высотный профиль. Большая часть изме-
изменения общего количества озона обусловлена вариациями, на-
наблюдаемыми на высоте менее 20 км (рис. 15.1.6). Эти вариа-
вариации связаны с переносом озона циклонами и антициклонами,
которые достигают нижней стратосферы. В пользу этой гипо-
гипотезы свидетельствует полученная экспериментально тесная
корреляция между высоким содержанием озона и системами
низкого давления.
Очень важным является вопрос о долговременных трен-
трендах в поведении озона. Отмечено существование осциллирую-
осциллирующего компонента в общем содержании озона в тропиках, кор-
коррелирующего с поведением зональных ветров и температуры
в нижней стратосфере. Вариации скорости и направления
зонального ветра составляют 24—33 месяца и наиболее за-
заметно проявляются в слое 16—24 км. Более долгопериодные
колебания общего содержания озона могут быть связаны
с 11-летним циклом солнечной активности, однако во взгля-
288

дах на этот вопрос имеются значительные противоречия. Бо-
Более подробное описание пространственной и временной измен-
изменчивости озона дано в главе 16.
10
5 П К
Концентрация
5 CM"
Рис. 15.1.6. Среднее, вертикальное распре-
распределение озона по данным наблюдений на
различных широтах северного полушария.
/ — ракетные данные, 2 — данные озонозонда
для различных широт, ? — содержание озона
в столбе атмосферы [5].
метана соответствует вертикальному потоку, равному
2,5-Юп см~2-с-\ и среднему времени жизни 4—Ю лет. Эти
данные дают основание оценить общее количество метана
в атмосфере в 4600 Мт.
Поглотителями метана являются, как правило, сухие
почвы. Скорость поглощения в сухих субтропических лесах
выше, чем в более влажных умеренных и тропических. Основ-
Основным стоком метана в атмосфере является реакция с гидро-
ксилом ОН, оставшаяся часть идет на накопление в атмо-
атмосфере. Общий уровень стока и накопления метана в атмо-
атмосфере, согласно [96], составляет 495 ±145 Мт/год. Из этой
суммы атмосферный сток в реакциях с ОН составляет 425 ±
± 125 Мт/год, Поглощение в почве оценивается только
в 10 ± 5 Мт/ год, что значительно ниже годового накопления
метана в атмосфере, составляющего 60 ± 15 Мт/год.
млрд
1700т-
1680 -
1Б60 -
1640-
1620 vLl-Lj т г i i I i i i i
1979 1980 1981
[ I I i m i f I I i t i_J
1982 19& 1984
Рис. 15.2.1. Изменение концентрации метана
(млрд.-1) в атмосфере в различные годы в Кейп-
Майерс, 45° с. ш. [96].
Уменьшение концентрации метана в 1982 г. связано с извер-
извержением вулкана Эль-Ниньо.
15.2. УГЛЕРОДНЫЕ КОМПОНЕНТЫ
15.2.1. Метан СН4
Метан — углеродсодержащий компонент, который обра-
образуется у поверхности Земли и постепенно переносится вверх
до тех высот, где он окисляется и является таким образом
источником оксида углерода и формальдегида в атмосфере.
Химическим путем метан в атмосфере не образуется, по-
поскольку представляет собой сложную молекулу, для
образования которой требуется большое количество энергии.
Источниками метана являются биосфера и литосфера. Значи-
Значительный вклад в биологическое образование метана вносит
деятельность анаэробных бактерий. Они существуют в щелоч-
щелочной среде при достаточно высоких температурах и обилии
органических веществ. Большое количество метана образуется
в болотах, прудах, на рисовых плантациях. В табл. 15.2.1
приведены оценки количества метана, образуемого ежегодно
различными источниками. Общее количество образовавшегося
Таблица 15.2.1
Источники образования метана в атмосфере [5]
Источник
Количество
метана, Мт/год
Естественные влажные зоны (болота, пруды 200—300
и т. д.)
Рисовые плантации 140—280
Ферментация животными 100—200
Тундра, берега озер и океанов 3—50
Биологические источники в целом 443—850
Промышленные выбросы 16—50
Сжигание топлива х 0—160
Антропогенные источники в целом 16—210
Все источники ' 460—1110
Регулярные измерения концентрации метана в призем-
приземном слое методом газовой хроматографии, ведущиеся
с 1965 г., позволили достоверно установить, что концентрация
метана в атмосфере растет. На рис. 15.2.1 даны результаты
измерений, выполненных на станции Кейп-Майерс, штат Оре-
Орегон (США), 45° с. ш. в период 1978—1984 гг. [96]. Анализ
этих данных дает рост метана на 1,8 % /год. Анализ же всех
имеющихся на сегодня данных показывает рост СН4 в атмо-
атмосфере со скоростью 1,1 %/год за последние 30 лет. Средняя
концентрация метана в Европе в 1951 г. составляла
1,14 млн.-1, а в 1981 г.— 1,58 млн.-1. Отмеченные на разных
широтах сезонные циклы дают самые низкие концентрации
метана в конце лета, а наиболее высокие зимой и весной.
В высоких широтах северного полушария резкое увеличение
концентрации метана осенью связано с ростом выбросов из
насыщенных водой болотистых почв, которые обычно нахо-
находятся в промерзшем состоянии.
Амплитуда сезонного колебания возрастает от экватора
к полюсам, достигая максимума в Арктике. Другие особен-
особенности сезонных циклов в целом соответствуют расчетным
циклам ОН. На рис. 15.2.2 представлена зависимость средне-
среднегодовой концентрации метана от широты. В северном полу-
полушарии заметно увеличение средней концентрации к полюсу
и вообще изменчивости. Данные получены на 19 станциях
наблюдения, расположенных от 76° с. ш. до 90° ю. ш. [135].
Фотохимия метана впервые была рассмотрена Бейтсом
и Николе. Основное разрушение СН4 происходит в результате
окисления радикалом ОН
сн4 + он — сн3 + он
или по реакции с возбужденным кислородом О ('D)
СН4 + О ('D) — СН2О + Н2,
CH4 + O('D) — CH3 + OH,
причем первая реакция с образованием формальдегида СН2О
в 10 раз более вероятна, чем вторая. В стратосфере возможна
также реакция с хлором
СН4 + С1 —СНз + HCl.
Выше стратопаузы следует учитывать фотолиз СН4 излуче-
излучением в линии Лайман-а с образованием молекулярного водо-
водорода
CH4 + /*v — СН2 + Н2,
37 Заказ 46
289

Однако в связи с небольшим количеством СН4 в верхней
атмосфере, этим процессом можно пренебречь в глобальном
балансе Н2.
ченйя в тропической нижней и средней стратосфере отражают"
быстрый перенос СН4 вверх из тропосферы на восходящей
ветви циркуляционной ячейки Хэдли.
млрд"
1760
1720
1680
1640
1600
1560
J0
0,2 0,4 О/ ~0,8 1,0 sin <p
I I I I I I I I I I I—LJ
0 J0 90°сж
Рис. 15.2.2. Широтное распределение среднегодовой
концентрации СН4 (млрд.-1) на 19 станциях наблюде-
наблюдения от 78° с. ш. до 90° ю. ш. [135].
Вертикальное распределение метана определяется равно-
равновесием между его разрушением в указанных реакциях и пе-
переносом вверх от поверхности. На рис. 15.2.3 дано фотохими-
фотохимическое время жизни СН4 в зависимости от высоты, а также
постоянные переноса. В средней атмосфере характерное время
жизни метана имеет одинаковый порядок с временем пере-
км
1сут 1мес 1год 10лет Шлет
си
100
80
60
40
20
/
1
-\
\
\
- у
W .
\
<У
1
\ \
¦С
\
1
i
\
\
1
к 1
Ч
X \
1 1 1
ю* ю5
10е 107 108 109 %с
Рис. 15.2.3. Фотохимическое время жиз-
жизни СН4 (теш) и постоянные времени
зонального (тй), меридионального (ти),
вертикального (iw) переноса и одномер-
одномерной диффузии xd [5].
носа средними меридиональными ветрами и вертикальной
турбулентной диффузией. Поэтому СН4 является прекрасным
трассером процессов переноса.
В свободной атмосфере впервые метан был обнаружен
спектроскопическим методом, однако большая часть измере-
измерений выполнена методом отбора проб с последующим газо-
хроматографическим анализом. Пробоотборники устанавлива-
устанавливались на самолетах, шарах-зондах и ракетах. Данные показы-
показывают, что метан хорошо перемешан в тропосфере, его отно-
отношение смеси составляет 1,6-10~6, выше тропопаузы его кон-
концентрация быстро падает. На рис. 15.2.4 показаны результаты
измерений, выполненных за последние годы.
Большой объем данных о глобальном распределении ме-
метана получен с помощью прибора SAMS, установленного на
спутнике «Нимбус-7». Глобальное распределение метана
в январе и августе показано на рис. 15.2.5 [5]. Высокие зна-
КМ
70
ВО
50
40
J0
20
10
0,5 1,0 1,5 млн'1
Объемное отношение смеси
Рис. 15.2.4. Объемное отношение
смеси для метана, измеренное при
криогенном отборе проб на ракетах
(/) и аэростатах B, 3).
50сюж Ю 10 30 50°с.ш. 5СГ/0.Ш. Ю 10 30
Рис. 15.2.5. Распределение отношения смеси СН4
(млн.-1) в январе (а) и августе (б) по спутниковым
данным [5].
15.2.2. Формальдегид СН2О
Независимо от способа окисления метана атом углерода
из молекулы метана попадает в молекулу формальдегида.
В результате окисления СН4 гидроксильным радикалом ОН
образуется метил СНз, быстро реагирующий с молекулярным
кислородом:
СНз + О2 + М'-> СН3О2 + М,
образуя радикал метилпериоксид, который разрушается
в реакциях с N0, с самим собой или с НО2. Два первых про-
процесса ведут к образованию метоксила:
СН3О2 + NO — СН3О + NO2,
СН3О2 + СН3О2 -* 2СН3О + О2.
Отметим, что за реакцией образования NO2 в первом про-
процессе следует далее фотолиз NO2
NO2 + /iv~^NO + O
и суммарный эффект состоит в образовании не только СНзО,
по и нечетного кислорода. Эта реакция — важный источник
290

образовании озона в нижней стратосфере и верхней тропо-
тропосфере. Метоксил СНзО затем разрушается в реакции с моле-
молекулярным кислородом, образуя формальдегид:
сн3о + о2 - сн2о + но2.
Другими механизмами образования формальдегида являются:
СНз + Оа — СН2О + ОН,
СН3О2 + NO2f-> СН2О + HNO3,
но эти процессы мало существенны. В мезосфере и нижней
термосфере может также играть роль реакция с атомарным
кислородом:
СНз + О —СН2О + Н.
км
40
30
20
10
10
109 см
Рис. 15.2.6. Вертикальное распределе-
распределение концентрации (см~3) формальде-
формальдегида [5].
/ — результаты наблюдений, 2 — расчета.
Впервые формальдегид наблюдался в стратосфере мето-
методом инфракрасной спектроскопии. В соответствии с этими
экспериментами общее количество СН2О в столбе оценива-
оценивается в 5-Ю15 см~2 с точностью до фактора 2. На рис. 15.2.6
наблюдаемое распределение сравнивается с расчетным, полу-
полученным из условия равновесия между механизмом образова-
образования формальдегида и его разрушением в реакциях с гидро-
ксилом, атомарным кислородом, хлором или путем диссоциа-
диссоциации по следующим реакциям:
СН2О + ОН -* СНО + Н2О,
СН2О + О — СНО + ОН,
СН2О + С1 —СНО + НС,
СНО + Н,
CO + H2.
Образующиеся в этих процессах радикалы СНО подверга-
подвергаются дальнейшему преобразованию по реакциям:
СНО +/*v — СО + Н,
сно + о2 —со + но2.
Эти процессы ведут к образованию долгоживущего компо-
компонента СО, водорода и водородных радикалов Н, ОН, НО2,
которые затем рекомбинируют, образуя молекулы воды. Та-
Таким образом, разрушение метана по длинной цепочке приво-
приводит к образованию в стратосфере и мезосфере воды, оксида
углерода и водорода.
15.2.3. Оксид углерода СО
Оксид углерода — один из конечных продуктов окисления
метана. Влияние СО на химию тропосферы и стратосферы
хотя и является косвенным, но очень важно. Повышение со-
содержания СО ведет к снижению содержания ОН, что в свою
очередь способствует повышению содержания большого
класса веществ, для которых стоком являются реакции с ОН.
Окисление метана в результате описанных выше химических
процессов ведет к образованию около 800 Мт оксида углерода
в год, что зависит от средней концентрации ОН и составляет
около 30 % общей скорости образования СО. В табл. 15.2.2
приведен общий баланс оксида углерода.
37*
Разрушается оксид углерода в основном в тропосфере,
часть молекул может быть перенесена в стратосферу. Един-
Единственным существенным стоком СО является реакция с ОН:
СО + ОН —СО2 + Н.
Картина глобального распределения СО по данным до 1980 г.
показана на рис. 15.2.7, отдельно представлены данные изме-
измерении в приземном слое и в средней тропосфере. В южном
полушарии среднее отношение смеси СО и воздуха у поверх-
Hocni Земли составляет примерно 70 млрд-1 (по объему),
в северном полушарии на широте 60° оно приближается
к 200 млрд-1 (по объему), т. е. в три раза больше. Для ниж-
нижней и средней тропосферы этот градиент значительно меньше.
млрд'1 (по объему)
J00
200-
100-
60 СЖ.
- a)
•
к» mm татттЫ
_!_ !
.А тк ААЛ
к
+
°ooo0°
1
60 ЮЖ 40
60
80"сж.
Рис. 15.2.7. Широтное распределение содержания (млрд.",
по объему) СО в атмосфере [105].
а — приземный слой, б — средняя тропосфера; сплошные линии —
средние по широтным зонам значения.
Глобальная картина распределения СО также была получена
со спутника.
Сезонный ход концентрации СО в приземном слое атмо-
атмосферы в средних широтах южного полушария C4° ю. ш.) дан
Таблица 15.2.2
Общий баланс СО (Мт/год) [5]
Составляющая баланса
Источники
Сжигание топлива в двигате-
двигателях
Окисление углеводородов ант-
антропогенного происхождения
Сжигание дерева для отопле-
отопления
Расчистка полей
Выжигание саванны
Лесные пожары
Океан
Выделение растениями
Окисление изопренов и терпе-
терпенов
Окисление метана
Сумма
Стоки
Захват почвой
Фотохимия
Сумма
Общее ко-
количество
400—1000
0—190
17—150
80—1200
50—60
8—75
120—80
21—210
190—1700
780—350
1500—6000
250
2000—4000
2250—4250
Среднее
о а
севе
пол>
рие
425
85
33
260
100
22
13
50
380
400
1770
210
1850
2060
<и *°
южн
полу
рие
25
5
17
120
100
3
27
20
180
380
8S0
40
1250
1290
291

ш* (па объему)
8ОГ
70
60
50
t it ii i
/ // /// IV V VI VII VIII IX X XI XII I
Рис. 15.2.8. Сезонные вариации содержания СО
(млрд.^1, по объему) в приземном слое атмо-
атмосферы в Южной Африке, 34° ю. ш. [55].
км
1сут 1мес 1год 100лет ЮООлет
i i i i t » i i
10ю 101Чс
Рис. 15.2.9. Фотохимическое время жиз-
жизни СО (тсо) и постоянные времени зо-
зонального (тй), меридионального (т^),
вертикального (тй) переноса и одномер-
одномерной диффузии xd [5].
Объемное отношение
смеси
Рис. 15.2.10. Вертикальное распре-
распределение отношения смеси для СО
в стратосфере по данным разных
авторов [5].
на рис. 15.2.8. Амплитуда сезонного цикла максимальна в вы-
высоких и средних широтах и минимальна у экватора.
Профиль фотохимического времени жизни СО, а также
постоянные времени для меридионального (тй), зонального
(тд) и вертикального (т^) переноса и вертикальной турбу-
турбулентной диффузии xd даны на рис. 15.2.9. Время жизни СО
велико, и его распределение в средней атмосфере зависит от
вертикального и меридионального переноса. На рис. 15.2.10
показано распределение отношения смеси СО в тропосфере и
стратосфере. Выше тропопаузы, как правило, концентрация
СО быстро уменьшается. Наличие большого градиента за-
заставляет предположить, что вертикальный перенос из тропо-
тропосферы в стратосферу мал. Относительная концентрация СО
в слое 22—36 км постоянна и имеет порядок 10~~8. В то же
время данные наблюдений [153] свидетельствуют об увеличе-
увеличении количества СО в верхней стратосфере, как это и пред-
предсказывалось моделями. В мезосфере профили СО измерялись
дистанционными микроволновыми методами с Земли.
На основании имеющихся данных можно предположить,
что общее количество СО в глобальном масштабе возрастает.
Однако скорость возрастания определить трудно вследствие
больших пространственных и временных колебаний. Данные
за 1979—1982 гг. показывают, что количество СО в призем-
приземном слое увеличилось на 5 % [96]. Данные спектроскопиче-
спектроскопических измерений концентрации СО над территорией СССР за
1970—1982 гг. [9] дают увеличение на 1—2%.
Над Швейцарией за 1951 —1981 гг. содержание СО уве-
увеличилось на 2 %• Нет таких данных, которые могли бы уста-
установить динамику изменения содержания СО в глобальных
масштабах за более длительный срок, и, следовательно,
трудно определить степень повышения содержания СО, свя-
связанного с деятельностью человека.
15.2.4. Диоксид углерода СО2
Диоксид углерода — второй конечный продукт длинной
цепи окисления метана. Этот пассивный компонент не играет
заметной роли в химии средней атмосферы, но оказывает
млн'
350
345
340
335
330
325
320
А А Р '
/Л)
I \ / / У а/
1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983
Рис. 15.2.11. Среднемесячные концентрации СО2 по дан-
данным непрерывных измерений на базовых станциях
НУОА, США [19].
/—Барроу, Аляска; 2 — Мауна-Jloa, Гавайи; 3 — Самоа, Океа-
Океания; 4 — Южный полюс, Антарктида.
определяющее влияние на тепловой баланс атмосферы. Дио-
Диоксид углерода образуется на уровне подстилающей поверх-
поверхности растениями и океанами. Сжигание топлива представ-
представляет собой важный антропогенный источник СО2. Общепри-
Общепринято, что относительная концентрация СО2 почти неизменна
с высотой по всей гомосфере, несмотря на небольшой эффект
фотодиссоциации в нижней термосфере. Существуют длитель-
длительные, очень точные и детально исследованные временные ряды
данных по атмосферному СО2 на различных широтах. По
таким данным можно получить представление об истории
эволюции атмосферно-биосферного обмена, что в свою очередь
может облегчить интерпретацию данных о циклических пре-
превращениях взаимосвязанных следовых газов углеродного
цикла, таких, как СН4 и СО, механизм изменения которых
изучен в меньшей степени. Изменения концентраций СОг во
времени за период 1973—1983 гг. по данным непрерывных
292

измерений на четырех базовых обсерваториях НУОА (США)
представлены на рис. 15.2.11. Точки соответствуют среднеме-
среднемесячным значениям концентраций. Наблюдаемые сезонные ко-
колебания определяются периодом вегетации растений и поч-
почвами. Зависимость амплитуды сезонных колебаний содержа-
содержания СО2 от широты показана на рис. 15.2.12.
1 I I I I I I l-J-J-i-X-L.L-J
90°юж 50 30 10 10 30 50 7Q 90°сж
Рис. 15.2.12. Амплитуда сезонных колеба-
колебаний содержания СО2 в зависимости от ши-
широты по данным океанических (/) и ма-
материковых B) станций, расположенных на
уровне моря [55].
В табл. 15.2.3 суммированы данные о средней глобальной
концентрации на 1984 г. для трех основных составляющих
углеродного цикла СО, СО2 и СН4. Здесь же даны годовые
тренды средних величин и сезонных колебаний, осредненные
по двум десятилетиям.
Таблица 15.2.3
Средние глобальные концентрации и годовые тренды
основных составляющих углеродного цикла в 1984 г. [55]
Газ
Средняя
глобальная
концентрация,
млн-1
Увеличение средне-
среднего уровня, %
1965—1975 гг.
1975—1985 гг.
Увеличение сезонной
амплитуды колебаний, %
1965—1975 гг.
1975—1985 гг.
со2
сн4
со
343
1,
0,
,8+0
67±0
09±0
,2
,1
,2
3
5
4
10—15
5—50
10—20
15.2.5. Углеводороды
Хотя метан является преобладающим углеводородом
в атмосфере планеты, другие более реакционно способные
углеводороды, особенно изопрены, терпены и С2—Cs — алкены,
тоже оказывают сильное воздействие на фотохимические про-
процессы тропосферы и глобальное распределение гидроксила
ОН, озона и оксида углерода. Распространенность этих не-
неметановых углеводородов еще не очень хорошо изучена, хотя
некоторые современные количественные данные об этих соеди-
соединениях на уровне земной поверхности имеются. Из табл. 15.2.4,
в которой приведены концентрации легких углеводородов
в атмосферном воздухе, измеренные в различных точках зем-
земного шара, следует, что содержание этих газов в северном
полушарии в два, три раза выше, чем в южном, а некоторых
и в десять раз.
Распределение этих веществ в тропосфере и стратосфере
еще менее изучено. По данным работы [129], содержание
этана (СгНб) в стратосфере уменьшается от 1 млрд на
уровне 10 км до 0,01 млрд на высоте 30 км; пропана
(СзНв) — уменьшается от 0,2 млрд на высоте 10 км до
0,015 млрд на высоте 30 км и ацетилена (С2Н2)—от
0,3 млрд-1 на высоте 10 км до 0,02 млрд-1 на высоте 30 км.
Измерения содержания этана С2Нб и пропана С3Н8 использо-
использовались для определения концентрации в атмосфере атомов^
хлора [129].
Таблица 15.2.4
Содержание легких углеводородов в приземном слое
атмосферы, осредненное для северного (СП) и южного (ЮП)
полушария за 1979—1982 гг. [55]
Газ
с2н5
С3Нв
С3Н8
Концен-
Концентрация,
млрд-1
2,78
0,19
1,8
0,78
6,9
1,16
0,82
0,15
4,28
0,28
Широта
СП
10—25°
СП
ЮП
СП
ЮП
СП
ЮП
СП
ЮП
Газ
СДо
сбн8
СбН12
с7н8
СвН10
Концен-
Концентрация,
млрд-»
2,8
0,26
2,27±2
1,03
0,53
3,00±1,8
0,14±0,13
3,00±1,5
0,14
Широта
СП
ЮП
40° ю.
СП
ЮП
40° ю.
40° ю.
СП
40° с.
15.3. ВОДОРОДНЫЕ СОЕДИНЕНИЯ
15.3.1. Водяной пар Н2О
Водяной пар Н2О — важнейшая составляющая атмо-
атмосферы, определяющая ее радиационный, тепловой и динамиче-
динамический режим. Источники и стоки Н2О в тропосфере определяются
целиком ч испарением и осадками. Роль фотохимических реак-
реакций в тропосферном балансе Н2О ничтожно мала. Непре-
Непрерывно действующим источником атмосферного водяного пара
является поверхность .океана и материков, с которой еже-
ежегодно испаряется 5,05-108 и 0,72-108 Мт воды соответственно
[32]. По этой причине количество водяного пара очень ве-
велико в низких широтах. Большая часть Н2О в атмосфере
существует в виде пара. Облака содержат только несколько
процентов жидкой воды, хотя они покрывают примерно по-
половину поверхности земного шара. Относительная концен-
концентрация паров Н2О на уровне земной поверхности непосто-
непостоянна и изменяется от, например, 10~2 до 10~4 в пустынных
районах.
Тропосферный влагооборот изучен достаточно подробно.
Итоги исследования отражены в монографии «Мировой вод-
водный баланс» [21]. Значительно менее изучен водяной пар
в верхней тропосфере, стратосфере и мезосфере. Лишь в по-
последние десятилетия измерена концентрация водяного пара
на разных уровнях и широтах в стратосфере и накоплен
1мес 1год 10лет Шлет
1010%с
Рис. 15.3.1. Фотохимическое время
жизни Н2О(тН2о) и Н2(тНг) и посто-
постоянные времени зонального (тй), ме-
меридионального (т^), вертикального
(т^,) переноса и одномерной диффузии
Тр [5].
293

объем данных и дистанционных измерений, в том числе
спутниковых. Результаты обобщены в ряде обзоров [14, 75].
Фотохимическое время жизни НоО и Нг, рассчитанное по
модели из [36], и постоянные времени переноса представ-
представлены на рис. 15.3.1. Расчет показывает, что большое время
жизни этих составляющих обусловливает вариации их, свя-
связанные с атмосферным переносом. Многочисленные иссле-
исследования вертикальных профилей абсолютной влажности, вы-
выполненные как контактными, так и оптическими методами
с аэростатов, самолетов и спутников, показывают уменьше-
уменьшение влажности в тропосфере и значительное уменьшение
в нижней стратосфере в слое, близком к тропопаузе, даже
по сравнению с влажностью в верхней стратосфере. Этот
минимум абсолютной влажности, отмечаемый на всех без
исключения профилях, называют гигропаузой. Среднее зна-
значение отношения смеси НгО для тропической гигропаузы
равно 3,4 ± 0,24 млн-1. Гигропауза расположена на не-
несколько километров выше тропопаузы. На рис. 15.3.2 пока-
показаны профили НгО, полученные различными методами одно-
одновременно. Данные наблюдений свидетельствуют о значи-
значительной изменчивости содержания водяного пара, а при-
приборы с высо'ким пространственным разрешением показывают,
что вертикальный профиль крайне изрезан и представляет
собой чередование слоев, характерная толщина которых
порядка 1000 м.
км
42
40
38
36
34
32
30
28
26
24
22
20
18
16
12
10
6 млн~1 [пообъему)
Рис. 15.3.2. Вертикальное распределение
водяного пара (млн.-1, по объему) при
одновременном измерении различными ме-
методами, США, октябрь 1983 г. [55].
1 — гигрометр Лайман-а, 2 — гигрометр по «точке
замерзания», 3 — масс-спектрометрические измере-
измерения, 4 — зональный профиль для 32° с. ш. по
спутниковым данным за октябрь 1978 г.
30
90°СЖ
90°ЮЖ 60
Рис. 15.3.3. Распределение Н2О (млн.-1)
поданным спутника «Нимбус-7» в 1979 г,
[130].
Зонально усредненные данные приведены на рис. 15.3.3.
[130].
Образование водяного пара в верхней стратосфере и
мезосфере происходит в результате окисления метана. Сток
НоО осуществляется через фотодиссоциацию молекул при
поглощении излучения в линии Лайман-а с X < 200 нм:
HjO-f/zv-H + OH,
а также в результате взаимодействия с атомарным кисло-
кислородом О(Т>):
H2O + O('D)->20H.
Водяной пар образует в мезосфере гидратные ионы-связки
Н+(Н2О)П, которые наблюдаются в этой области масс-спек-
масс-спектрометрами.
Содержание водяного пара в верхней стратосфере и
мезосфере измерялось с помощью микроволновой техники
(вращательная эмиссия Н2О на 22,2 Гц) как с поверхности
Земли [57], так и с самолета [146]. Результаты измерений
приведены на рис. 15.3.4. Отношение смеси водяного пара
Май
Июнь
60-
55-
50
2 4 6 млн'
Отношение смеси
Рис. 15.3.4. Усредненные за месяц
профили отношения смеси для во-
водяного пара в мезосфере, измерен-
измеренного с помощью микроволновой
спектроскопии в 1984 г. в Кали-
Калифорнии C4° с. ш.), США [55J.
50
10
Отношение смеси.
млн'
Рис. 15.3.5. Вертикальное распределение
отношения смеси для водяного пара
в мезосфере и нижней термосфере [5].
/~6 — данные измерений различных авторов;
7, 8 ¦— результаты модельных расчетов при
минимуме G) и максимуме {8) солнечной
активности»
294

в этой области растет, достигая максимума на высоте 55—
65 км, заметны сезонные колебания водяного пара на вы-
высоте более 65 км. На рис. 15.3.5 [5] показано распределе-
распределение Н2О в мезосфере по данным измерений различных
авторов (кривые /—6) и по модельным расчетам (кривые
7 и 8). Расчет выполнен по одномерной модели для двух
уровней солнечной активности.
15.3.2. Молекулярный водород Н2
Молекулярный водород — стабильная молекула с боль-
большим фотохимическим временем жизни (см. рис. 15.3.1),
вследствие чего он достаточно равномерно распределен
в тропосфере и нижней стратосфере. Общее количество во-
водорода в атмосфере составляет примерно 200 Мт A70 Мт
в тропосфере и 30 Мт выше тропопаузы). Время глобаль-
глобального цикла 3 ± 2 года. Химическое образование Н2 проис-
происходит при фотолизе формальдегида, возникшего за счет
окисления метана в нижней стратосфере. Этот механизм
ежегодно дает 13 ± 3 Мт. Окисление изопрена и терпенов
приводит к дополнительному образованию водорода со ско-
скоростью 10—35 Мт/год. Источником молекулярного водорода
являются также океаны, которые перенасыщены водородом,
и вулканы. Данные наблюдений показывают, что водород
образуется при сжигании лесов и саванны в сельскохозяй-
сельскохозяйственных целях и при неполном сгорании топлива в авто-
автомобилях. Молекулярный водород возникает также при ре-
рекомбинации радикалов Н и НОг, которые сами образуются
в результате фотолиза водяного пара. Этот механизм играет
второстепенную роль в тропосфере, но может обусловливать
высокие концентрации Н2 в мезосфере и нижней термо-
термосфере. Разрушение молекулярного водорода происходит при
реакциях с атомарным кислородом, в результате которых
образуются свободные радикалы Н и ОН:
H2 + O('D) — H + OH.
Гибель молекулярного водорода может происходить и при
реакциях с гидроксилом
которая играет важную роль на высоте более 50 км.
Общий глобальный баланс молекулярного водорода
с учетом упомянутых источников и стоков дан в табл. 15.3.1.
Таблица 15.3.1
Глобальный баланс молекулярного водорода (Мт/год) [5]
Составляющие баланса
Мощность
источника,
Мт/год
Полушарие
северное
Источники
Океаны, вулканы
Окисление метана
Окисление терпена, изо-
изопрена
Автотранспорт
Сгорание биомассы
Общее образование Н2
Стоки
Фотохимия
стратосфера
тропосфера
Разрушение на поверх-
поверхности
Общие потери
Среднее отношение сме-
смеси, млн-1
Глобальное содержание,
Мт
2,0—5,0
10,8—16,0
10,0—35,0
1,2—3,0 0,8—2,0
5,4-8,0 5,4—8,0
6,0—20,0 4,0—15,0
11,5—57,1 9,8—48,5 1,7—8,0
9,0—21,0 4,5—10,5 4,5—10,5
43,3—134,1 26,9—90,0 16,4—44,1
0,6—1,6
10,0—23,7
19,9—107,4
0,3—0,8 0,3—0,8
5,0—11,8 5,0—11,8
12,9—69,6 7,0—37,8
30,5—132,7 18,2—82,2 12,3—50,5
0,560 0,575 . 0,550
* а
170,7 87,2 83,5
Содержание молекулярного водорода слабо меняется с вы-
высотой. Отношение смеси Н2 примерно равно 5,6-107 в тро-
тропосфере, нижней и средней стратосфере [74]. Измерения
велись в основном методом отбора проб с аэростатов с по-
последующим газохроматографическим анализом (рис, 15.3.6).
Рис. 15.3.6. Наблюдаемая отно- км
сительная концентрация моле- ™
кулярного водорода (млн.-1, г
по объему). По [74].
Кривая — результаты расчета но
одномерной модели. 40
20
10
Тропопауза
0,4 0,5 0,6 0,7 млн'1
15.3.3. Водородные радикалы
Атомарный водород Н, гидроксил ОН, гидропероксид
НОа относят к семейству нечетного водорода. К этой же
группе водородных соединений примыкает Н2О2. Высокая
реактивность этих составляющих, особенно ОН, делает их
весьма существенными для химических процессов в атмо-
атмосфере. Время жизни водородных радикалов существенно
зависит от высоты (рис. 15.3.7). Для всех компонентов се-
1год Шлет
тп 1с 1мин 1ч 1сут 1нес Юлет
120%—
Рис. 15.3.7.
жизни НОх
н°2 (тн2о)>
ные времени
дионального
переноса и
TD [5].
1Q8 1O1OfZC
Фотохимическое время
хНОх), Н(тн), ОН(топ),
Н2О2(тН2о2) и постоян-
зонального (тй), мери-
(у), вертикального (т,^)
одномерной диффузии
мейства время жизни меньше постоянных времени переноса,
поэтому концентрация водородных радикалов определяется
фотохимическими, а не динамическими процессами. Опреде-
Определение содержания в атмосфере короткоживущих водородных
радикалов — задача сложная вследствие их высокой хими-
химической активности и низкой концентрации. Кроме того, со-
содержание этих компонентов в сильной степени зависит от
потока солнечного излучения (и соответственно от времени
дня и года), поскольку основным источником их образова-
образования является фотодиссоциация долгоживущих водородных
составляющих. На рис. 15.3.8 показано вертикальное рас-
распределение концентрации водородных радикалов, вычислен-
вычисленное па модели из [64] для полудня в марте.
.295

10е см'3
Рис. 15.3.8. Вертикальное распределение
концентрации (см~3) водородных радика-
радикалов, вычисленное по модели из [64] для
полудня в марте.
15.3.4. Атомарный водород Н
Ниже уровня 75 км концентрация атомарного водорода
намного меньше концентрации других водородных состав-
составляющих, тогда как в термосфере он становится доминиру-
доминирующим компонентом всего семейства. В стратосфере и ме-
зосфере сток атомарного водорода идет по реакции трех тел
с образованием гидропероксила:
но на больших высотах из-за малой плотности воздуха эта
реакция становится мало эффективной. В стратосфере и
мезосфере атомарный водород реагирует с озоном, образуя
возбужденный гидроксил:
Переходя в обычное состояние, гидроксил излучает
в ИК-области спектра. По этому свечению и исследуется его
содержание на высоте менее 70—75 км. Двумерное распре-
распределение концентраций атомарного водорода в мезосфере для
зимы и лета по расчетам, сделанным в [61], представлено
на рис. 15.3.9.
Рис. 15.3.9. Распределение концентрации
(см~3) атомарного водорода в мезо-
мезосфере по расчетам, проведенным в ра-
работе [61].
15.3.5. Гидроксил ОН
Гидроксил ОН следует рассматривать как самый важ-
важный член семейства водородных радикалов и как ключевое
соединение для химических процессов в атмосфере. Непо-
Непосредственное участие гидроксила в разрушении озона обна-
обнаружено в верхних слоях стратосферы и в мезосфере. На
более низких высотах непосредственно на концентрацию
озона влияют составляющие азотного NOX и хлорного СЮ*
семейств. Однако гидроксил тесно связан с этими семей-
семействами и влияет на их каталитическую активность.
Содержание гидроксила в атмосфере определялось
в основном оптическими методами или вычислялось по дан-
данным оптических измерений других компонентов. Распреде-
Распределение общего содержания ОН в вертикальном столбе в за-
296
висимости от угла Солнца показано на рис. 15.3.10 [67].
Наблюдения велись спектрометром, измеряющим поглощение
солнечного излучения в линии 308,2 нм. Данные осреднены
по 1000 заходам для каждого секанса угла Солнца. Зави-
Зависимость содержания ОН от угла Солнца соответствует фо-
фотохимической теории. Среднее содержание ОН в столбе для
угла 6 = 30° составляло 6,6-'1О13 см-2 за 1977—1979 гг. и
9,4-1013 см~2 за 1981—1984 гг., таким образом намечена
тенденция возрастания общего содержания ОН в атмосфер-
атмосферном столбе. По этим же данным рассчитан сезонный ход
изменения содержания гидроксила, равный 27 % при макси-
максимуме весной и минимуме осенью (рис. 15.3.11). Вертикальное
Kb
12
10
8
6
0
с
f
-
-
I'"
f
До
J
полудня
i i
2
/
/
i (
Высота
Ф ••••
Я^7СУ75 полудня
f I I !
2 J
Солнца
К.
sec X
Рис. 15.3.10. Общее содержание ОН (см~2) в вер-
вертикальном столбе атмосферы по данным обсервато-
обсерватории Фрица Пика в Колорадо D0° с. ш., 105° з. д.),
США [67].
As •* 1981-1584гг.
Ц 1978-1980 гг.
I 11 III IV V VI VII VIII IX
xi xii
Рис. 15.3.11. Сезонные изменения общего содержа-
содержания ОН в столбе атмосферы по данным обсервато-
обсерватории Фрица Пика D0° с. ш., 105° з. д.), США [67].
Стратопауза
108 сн'5
10* 10
Рис. 15.3.12. Концентрация радикала ОН
(см~3) по данным измерений различных
авторов [5].

распределение ОН по данным различных авторов представлено
на рис. 15.3.12. Очень мало данных в интересной области ме-
между тропопаузой и высотой 30 км. Это в максимуме озонного
слоя, где так велика роль ОН в фотохимии озона и других
компонентов. Результаты измерений согласуются с модель-
модельными расчетами (см. рис. 15.3.8), показывая рост концен-
концентрации в диапазоне высот 30—50 км с дальнейшим убыва-
убыванием в мезосфере. Новые сведения о вертикальных профи-
профилях ОН были получены с помощью лидара, установленного
на аэростате [87]. На рис. 15.3.13 эти данные обозначены
крестиками, вертикальные черточки которых означают одно
стандартное отклонение (ошибка 1а): на высоте 35 км оно
составляет всего 5 °/о, на высоте 28 км уже 100 %. Данные
прямых измерений приведены на рис. 15.3.13 со средней
28 L-
'10
101 1Q2
Объемное отношение смеси
1 О3 трлн'1
Рис. 15.3.13. Вертикальный профиль объемного отношения
смеси для ОН в слое 28—40 км [55].
/, 2 — усредненный профиль по [121] и по данным из [96] соответ-
соответственно; 3 — расчет по данным измерения отношения HNO3/N2O со
спутника [74]; 4 — лидарные на аэростате [87]; 5, 6 — прямые измере-
измерения [55].
ошибкой около 30%. Общий разброс данных превышает
порядок величины. Кривые У, 2 на рис. 15.3.13 вычислены
по двумерной модели данных спутниковых измерений при-
приборами LIMS и SAMS составляющих О3, Н2О, HNO3, NO2,
СН4 и температуры на 32° с. ш. зимой. Вертикальный про-
профиль содержания ОН в атмосфере по слоям в диапазоне
высот 16—90 км, вычисленный по модели Соломона и
Гарсиа, представлен на рис. 15.3.14. Согласно модели, со-
ПО'7 2 мол/см2
Рис. 15.3.14. Вертикальный профиль содержания ОН
(мол/см2) в слое 16—90 км, вычисленный по модели
Гарсиа и Соломон для 37° с. ш. летом [82].
держание гидроксила в столбе атмосферы на высоте более
90 км менее 1 % общего количества. В тропосфере ниже
высоты 16 км содержится не более 9 %, основная масса
D2,5 %) находится в слое 30—50 км [82].
15.3.6. Гидропероксил НО2
Гидропероксил образуется в средней и нижней страто-
стратосфере и тропосфере в реакциях гидроксила с озоном:
ОН + Оз —НО2 + О2.
В мезосфере и верхней стратосфере идет реакция
Разрушается гидропероксил в средней и нижней страто-
стратосфере и тропосфере в реакциях с озоном и оксидом, азота:
НО2 + О3 —ОН + 2О2,
О-*О2
а в верхней стратосфере в реакциях с атомарным кислоро-
кислородом и гидроксилом
HO2 + O('D) — O2 + OH,
но2 + он—н2о + о2.
Измерение содержания гидропероксила — сложная задача
из-за чрезвычайно низких концентраций этой составляющей.
При прямых измерениях НО2 в свободной атмосфере исполь-
использовалась криогенная методика отбора пробы. Пробоотбор-
Пробоотборник, охлаждаемый жидким азотом, поднимался на аэростате.
Пробы затем исследовались в лаборатории с помощью спи-
ноэлектронной резонансной спектроскопии [88]. В целом
ошибка оценивается в 40 %. Результаты измерений пока-
показаны на рис. 15.3.15. Здесь же даны расчетные кривые со-
соJ5
J0
25
20
15-
10
-13
10
-12
10
-11
10
-10
10
-9
Объемное отношение смеси
Рис. 15.3.15. Сравнение экспериментальных данных
0 вертикальном распределении НО2 с данными расчета
по различным моделям.
1 — данные эксперимента [881; 2 — одномерная модель для ус-
условий середины дня; 3 — двумерная модель, в которой учиты-
учитываются сезонные изменения зима—лето [55].
держания НО2 [55]. Рисунок демонстрирует трудности в со-
сопоставлении данных теории и эксперимента. Эксперимен-
Экспериментальные данные превышают расчетные более чем в два
раза на высоте 35 км, более чем в 10 раз на высоте 25 км
и 100 раз на высоте 20 км. Такие высокие концентрации
НО2 с учетом имеющихся коэффициентов скоростей реакций
должны привести к очень высоким значениям Н2О2 и НО4,
значительно превышающим наблюдаемые максимальные зна-
значения концентраций составляющих. Данные наземных наблю-
наблюдений за эмиссией в миллиметровом диапазоне по враща-
вращательной линии излучения НО2 позволили авторам работы
[151] оценить содержание НО2 в столбе атмосферы. Три-
плетный переход вблизи 265,7 ГГц, шириной около 40 МГц,
наблюдался с помощью охлаждаемого гетеродинного при-
приемника. Авторы полагают, что их метод мало чувствителен
на высоте менее 35 км из-за низких концентраций НО2, а на
больших высотах их данные соответствуют расчетным. На
38 Заказ № 46
297

рис. 15.3.16 показаны вероятные профили НО2, которые
могут быть приведены в соответствие с данными наземных
измерений микроволновой техникой и данными прямых из-
измерений в точке. Профиль а — типичная кривая для одно-
одномерных и двумерных моделей, кривая б — те же модели, но
скорость реакции О + НО2 уменьшена, кривая в — произ-
0,1 0,2 ОД 0,4 0,5 Qf6 0J 0,8 0,9 1,0 1,1
Рис. 15.3.16. Сравнение экспериментальных данных (/—
3) о вертикальном распределении НО2 с расчетными
вероятными профилями, приведенными в соответствие
с данными наземных измерений общего содержания НОг
микроволновой техникой (а—в).
вольный профиль, который может удовлетворительно свя-
связать экспериментальные данные на низких частотах с тео-
теоретическими данными для мезосферы. Все три профиля выше
уровня 35 км могут быть приведены в соответствие с экспе-
экспериментом в пределах ошибки, равной 18% (=Ь 1сг) [55].
15.3.7. Перекись водорода Н2О2
Перекись водорода играет важную роль в цикле кисло-
кислородно-водородных реакций. Она образуется из молекул
гидропероксила НО2 в реакции:
НО2 + НО2 — Н2О2 + О2.
Разрушение перекиси происходит днем в результате фото-
фотолиза
Н2О2 + hv — 2ОН
и в меньшей степени в реакциях с гидроксилом
Н2О2 + ОН -> Н2О + НО2.
км
60
50
20
i_ I L- ' ' i
1_ j |_ | [__
Объемное отношение смеси
Рис. 15.3.17. Отношение смеси Ы2О2 в воздухе по оцен-
оценкам различных авторов [55].
1 — оценка максимальных значений при измерении вращатель-
вращательной линии вблизи 270 Гц; 2, 3 — расчет дневных B) и ноч-
ночных C) профилей Н2О2 с помощью двумерной модели; 4 — сред-
средний за сутки профиль и область изменений содержания Н2О2
при вариации содержания О3, NO2 и Н2О (расчет по одномер-
одномерной модели); 5 — экспериментальное определение содержания
Н2О2 микроволновой спектроскопией с аэростата; 6 — оценка
максимального содержания Н2О2 по данным измерений дистан-
дистанционной ИК-спектроскопией с аэростата.
максимальных значений концентраций Н2О2. До сих пор нет
точных знаний о содержании Н2О2 в стратосфере.
Завершая обсуждение водородных соединений, следует
отметить, что существуют значительные трудности в приве-
приведении в соответствие данных измерений содержания НО2 и
содержания ОН. Соотношение этих двух компонентов за-
зависит главным образом от реакций НО2 с N0 и О3 и от
реакции ОН с Оз. Если для оценки соотношения принять
данные о содержании ОН2 из [88], а данные о концентра-
концентрации ОН из [87], то мы получим такое большое значение
отношения Н02/0Н, которое потребует существенных изме-
изменений принятого химического подхода. В самом деле даже
превращение всего ОН в НО2 не приводит к образованию
достаточного количества НО2, соответствующего данным
измерений. Уменьшение скорости рекомбинации ОН и Н02
для объяснения больших экспериментальных значений Н02
приводит к увеличению предсказываемых значений концентра-
концентрации ОН и влечет за собой дальнейшее возрастание расхожде-
расхождения с измеренными значениями ОН из [87]. Знание химического
поведения водородных радикалов представляется весьма
важным, так как реакции с НО* объясняют 50 % потерь
озона на высоте менее 25 км, радикалы ОН и НО2 влияют
также на химическое поведение азота и хлора. На
рис. 15.3.18 представлена схема основных составляющих
водородного цикла.
В верхней стратосфере и мезосфере Н2О2 находится в фото-
фотохимическом равновесии. В нижней стратосфере время жизни
Н2О2 становится достаточно большим (см. рис. 15.3.7) и
необходимо учитывать перенос. В тропосфере следует при-
принимать во внимание гетерогенный вынос в облаках. Исполь-
Используемые в настоящее время двумерные теоретические модели
показывают, что на высотах 30—35 км максимальное зна-
значение концентрации Н2О2 достигает 0,35 млрд летом и
опускается до минимального значения 0,15 млрд зимой.
Суточные колебания, согласно модели, не превышают 10 %
с максимумом ночью. Общее содержание и вертикальное
распределение этого компонента очень чувствительно к ко-
колебаниям долгоживущих составляющих Оз, Н2О и NO*.
Диапазон изменения относительной концентрации Н2О2 в за-
зависимости от изменения долгоживущих составляющих для
высот 15—35 км рассчитан в работе [71] по одномерной
модели. Показано, что малые изменения концентраций Оз,
О2 и Н2О приводят к существенным изменениям концентра-
концентрации Н2О2. Результаты расчета представлены на рис. 15.3.17
в виде заштрихованной области. Экспериментальная оценка
максимально возможных значений Н2О2 получена в работе
[151] при использовании наземного миллиметрового спек-
спектрометра при регистрации вращательной линии вблизи
270 ГГц (кривая / рис. 15.3.17), она ограничивает область
Рис. 15.3.18. Схема основных составляющих водородного
цикла,
298

15.4. АЗОТНЫЕ СОСТАВЛЯЮЩИЕ
Активные соединения азота, содержащиеся в атмосфере,
вступают друг с другом в фотохимическое взаимодействие
с характерным временем жизни, составляющим неделю и
менее. Сумму активных соединений азота NO + NO2 +
+ N03 + 2N2O5 + CIONO2 + HNO3 + HNO4 определяют как
«нечетный азот» NOX. В этой группе присутствуют как
долгоживущие компоненты подобно N2O5, C10N02, HNO3 и
HNO4, так и коротко живущие и активные. Соединение N2Os
играет особенно важную роль в явлениях суточного и го-
годового хода N0 и NO2. Ночью происходит образование N2O5
в ходе реакций:
1ч
Icym 1м ее 1год
N03
2 + O3— NO3 + O2,
N02 + М — N2O5 + М.
Эти реакции идут ночью, потому что в освещенной атмо-
атмосфере N0.* быстро разлагается фотолизом. Образовавшись
ночью, N2O5 разлагается на свету в течение нескольких часов
или суток в зависимости от высоты и температуры
N2O5 + hv — N02 + N03 -> N2O2 + О
и, таким образом, играет существенную роль в суточных ко-
колебаниях концентраций N0 и N02. Подобную, однако менее
важную роль играют соединения CIONO2 и HNO4.
Азотная кислота образуется в реакциях с гидроксилом
ОН + N02 + М — HNO3 + М
и разрушается фотолизом и в реакциях с ОН:
HNO3 + ОН — Н20 + N03.
Время разложения более нескольких дней (недель). Обмен
между основными соединениями азота N0 и N02 в осве-
освещенной атмосфере протекает с временным масштабом по-
порядка минут и приводит к каталитической потере озона
NO + O3-*NO2 + O2.
Эта реакция господствует среди процессов, управляющих
озоном, поэтому точные измерения отношения NO2/NO за-
занимают центральное место в озонном цикле. Важно знать
пространственно-временные вариации этих компонентов от
сотен метров в секунду до глобальных и сезонных.
На рис. 15.4.1 схематично представлены основные аэро-
номические реакции азотных составляющих, а на рис. 15.4.2
108%с
Рис. 15.4.2. Фотохимическое время жизни
составляющих нечетного азота N0*
и постоянные времени зонального (тй), ме-
меридионального (тб), вертикального (тш)
переноса и одномерной диффузии То [5].
фотохимическое время их жизни, а также временные кон-
константы процессов переноса. Существует несколько источни-
источников образования семейства N0* в средней атмосфере, од-
однако первейшим является реакция закиси азота с возбу-
возбужденным атомом кислорода:
N2O + O('D)-*2NO.
Вертикальное распределение азотных компонентов показано
на рис. 15.4.3.
Рис. 15.4.1. Схема основных аэрономических реак-
реакций азотных составляющих.
Объемное отношение смеси
Рис. 15.4.3. Модельное вертикальное рас-
распределение объемного отношения смеси
N0, [5].
15.4.1. Закись азота N20
Закись азота присутствует во всей тропосфере и даже
проникает в нижнюю стратосферу. Отношение смеси N2O со-
составляет примерно 3-10~7. Образуется N20 в основном
в результате сложных процессов с участием бактерий при
нитрификации и денитрификации почв, т. е. биосфера — ве-
ведущий источник образования N20. Глобальный баланс изу-
изучен пока недостаточно. По оценкам, скорость образования
колеблется от 10 до 50 Мт/год, что соответствует времени
жизни N20 в тропосфере и стратосфере порядка 100 лет,
причем скорость образования компенсируется скоростью
фотодиссоциации в атмосфере, соответствующей современ-
современным оценкам. Разрушение N2O в стратосфере происходит
в основном в результате фотолиза
N2O + /*v-+ N2 +О ('D),
а также при взаимодействии с возбужденным атомом кис-
кислорода
N2O + O('D) — 2N0.
38*
299

Возможны и другие продукты этой реакции
O('D)-*N2
Содержание N2O определялось методом отбора проб с по-
последующим газохроматографическим анализом, а также
методом дифференциального поглощения в ИК-области
спектра. На рис. 15.4.4 приведены данные о содержании
км
5дт-
40
J0
20
10
45° еж
Тропики
43° еж.
I I I I I I 1 I 1 1 II I I I i п!
10* Of 1Q3 млрд'
Объемное отношение смеси
Рис. 15.4.4. Вертикальное распределение объемного
отношения смеси для N2O по данным различных ав-
авторов в тропиках и средних широтах [55].
N2O в тропиках и средних широтах [55]. Выше тропопаузы
уменьшение относительной концентрации в районе экватора
происходит медленнее, чем в высоких широтах, предположи-
предположительно из-за высокой скорости переноса воздушных масс
вверх, связанной с ветвью подъема ячейки Хэдли. На
рис. 15.4.5 представлены месячные зонально усредненные
50°юж. 10 10 JO 50°еж. 50°ю.ш.
Ю 20 50° еж
Рис. 15.4.5. Среднемесячные зональные распределения
N2O (млрд., по объему) по данным наблюдения со
спутника в январе (а) и августе (б).
распределения отношения смеси для N2O для января и
августа, полученные по данным наблюдений со спутника
«Нимбус-7» [5].
15.4.2. Оксид азота N0
Образование N0 в стратосфере происходит главным
образом за счет диссоциации N20 и в реакциях с возбужден-
возбужденным атомом кислорода 0(Т)). Скорость образования зави-
зависит от уровня потока радиации (зенитного угла Солнца) и
от коэффициента вертикальной турбулентной диффузии. Ско-
Скорость максимальна в средней атмосфере B5—30 км) и оце-
оценивается в 100 см3/с Неопределенность скорости образова-
образования N0 на больших высотах связана с динамикой атмо-
атмосферы, а в районе тропопаузы с неопределенностью содер-
содержания O('D). Гибель N0 происходит главным образом
в реакциях с озоном, с радикалами Н02, СН3О2 и СЮ:
NO + Оз — NO2 + O2,
NO + HO2-*NO2 + QH,
NO + СН3О2 — NO2 + СН3О,
NO + СЮ — NO2 + CI.
Днем молекулы NO быстро восстанавливаются в реакциях
NO2 с атомным кислородом
NO2 + О — NO + О2
либо путем фотолиза NO2
-* NO + OCp).
Весь оксид азота после захода Солнца снова превращается
в NO2. Фотохимическое время жизни N0 дано на рис. 15.4.2,
а расчетное по модели высотное распределение концентра-
концентрации— на рис. 15.4.3. Основные методы наблюдения N0
в атмосфере — хемилюминисцентные и спектральные. На
рис. 15.4.6 показано вертикальное распределение N0 по
ОТ1
10° 101
Объемное отношение смеси
1Q2
Рис. 15.4.6. Вертикальное распределение объемного
отношения смеси для N0 по данным аэростатных,
самолетных и ракетных наблюдений на 32—40° с. ш.
[55].
многочисленным данным в зоне 32—40° с. ш. Данные ракет-
ракетных измерений обычно занижены по сравнению с аэростат-
аэростатными данными. Относительная концентрация N0 возрастает
почти в 100 раз в слое 20—35 км и в максимуме достигает
100 млрд-1. Выше уровня 40 км оксид азота является
практически единственным азотсодержащим соединением.
Измерения концентрации N0, выполненные на различных
широтах, не показывают каких-либо ее существенных изме-
изменений с широтой и дают симметричную картину распреде-
распределения между двумя полушариями. Зимой в высоких широтах
содержание N0 на высоте менее 28 км уменьшается и соот-
соответственно уменьшается содержание N0 в столбе атмо-
атмосферы. Амплитуда сезонных колебаний показана на
рис. 15.4.7. Сопоставление общего содержания N0 в столбе,
измеренных утром и вечером, показывает, что к вечеру ко-
количество N0 увеличивается вдвое.
300

ни
32-
30-
28-
26-
24-
22
29\
18
161
14
10'
Зина
Лето
10° 101
Объемное отношение смеси
I \ \ Mill}
10 2 млрд"
Рис. 15.4.7. Сезонные колебания объемного отно-
отношения смеси N0 в зоне 50—51° с. ш.
км
40
30
20
ft) L. ~± I J 1JJLU. I L -±_ J. ±1 L±±X~ L J
10'' 10° 1Q1
Отношение смеси
102млрд'7
Рис. 15.4.8. Вертикальное распределение отношения
смеси для NO2, полученное абсорбционными прибо-
приборами в видимом (I, 2, 4) и ИК-диапазоне C, 5, 6).
7 — обобщенный ВМО профиль за 1981 г. [55].
15.4.3. Диоксид азота NO2
Диоксид азота относится к активным соединениям азота,
время жизни которых в атмосфере мало (см. рис. 15.4.2),
а концентрация определяется как фотохимическими, так и
динамическими процессами. Образование NO2 происходит
днем при разложении азотного ангидрида N2O5 в процессах
столкновительной диссоциации и фотодиссоциации:
N2O5 + М — NO2 + NO3 + М,
— NO2 + NO3,
а также при взаимодействии оксида азота N0 в реакциях
с озоном 03, радикалами Н02, СН3О2 и при фотолизе N03.
Процесс образования N02 идет также при фотодиссоциации
таких долгоживущих компонентов, как HNO3, HNO4, C10N02
(см. рис. 15.4.1). Гибель N02 происходит'в реакциях с озо-
озоном и радикалами с образованием «резервуарных соедине-
соединений». При отсутствии радиации процесс гибели N02 интен-
интенсивнее процесса образования и общее содержание N02 в ат-
атмосфере уменьшается.
Многочисленные наблюдения с поверхности Земли,
самолета, аэростата и спутника позволили установить не-
некоторые особенности сезонной, географической и суточной
изменчивости содержания диоксида азота в атмосфере [551.
Общее содержание N02 в столбе атмосферы увеличивается
с широтой таким образом, что летом в высоких широтах
N02 в три раза больше, чем на экваторе. Зимой картина
другая. Небольшое увеличение с широтой содержания N02
в столбе сменяется резким уменьшением в высоких широтах
и становится там в два-три раза меньше, чем летом. Суточ-
Суточный ход содержания N02 таков, что вся кривая вертикаль-
вертикального распределения N02 и весь запас в столбе воздуха на
рассвете в 1,5—2 раза меньше, чем на закате. Переход
между днем и ночью изучен не достаточно хорошо. Кроме
того, есть сведения, что крупномасштабные движения воз-
воздуха за несколько дней могут изменить общее содержание
N02 вдвое. Рассчитанное по модели вертикальное распреде-
распределение N02 (см. рис. 15.4.3) характеризуется максимумом на
высоте 35—40 км. Обобщенный вертикальный профиль по
данным аэростатных измерений, выполненных на закате
разными методами, показан на рис. 15.4.8.
Зональное распределение содержания NO2 на различных
высотах, усредненное за три зимних и три летних месяца,
показано на рис. 15.4.9.
65° СЖ
5° ели.
Рис. 15.4.9. Зональное распределение содержа-
содержания NO2 (млрд., по объему), осредненное за
три месяца, по данным спутника.
а — лето, б — зима.
15.4.4. Триоксид азота NO3
Образование триоксида азота NO3 происходит ночью
в реакции NO2 с озоном
NO2 + O3 — NO3
однако днем идет быстрый фотолиз
который обусловливает резкое уменьшение концентрации
этого компонента, несмотря на возможность дополнитель-
301

ного образования его из резервных соединений НгТОз и
C1ONO2:
HNO3 + OH -NO3
CIONO2 + Av-* CI + NO3.
Рассчитанное по модели фотохимическое время жизни при-
приведено на рис. 15.4.2. Общее содержание NO3 ночью с на-
наземной станции D0° с. ш.) измерялось в течение пяти лет
методом абсорбционной спектроскопии. Для 40° с. ш. общее
содержание NO3 в столбе равно 7-Ю13 см~2, для 60° с. ш.—
3-Ю13 см~2. Эти оценки сделаны для X = 600 нм и о =
= 1,7-10~17 см2. Максимум содержания наблюдался в ап-
апреле—мае, в остальное время года содержание было меньше
порога чувствительности. Вертикальное распределение
(рис. 15.4.10) получено для 44° с. ш. при подъеме спектраль-
спектральной аппаратуры на аэростате.
10
-12
яг" ю-10
Отношение смеси
1982
1980
1981
x 1983
» м ml I LI I I I I
10
-9
Рис. 15.4.10. Вертикальное распределение отно-
отношения смеси для NO3 по данным наблюдений
различных авторов на 32° с. ш. [55].
15.4.5. Азотный ангидрид N2O5
Азотный ангидрид образуется в реакции с участием NO2
и NO3 почти исключительно ночью
NO3 + NO2 + М- N2O5 + М.
Днем разрушается за счет столкновительной диссоциации и
фотодиссоциации с образованием тех же веществ NO2 и
NO3. Это соединение изучено пока слабо. Разовое измере-
измерение дало отношение смеси A,2 ± 0,5) • 10~9 на высоте 32 км.
Общее содержание можно оценить по изменению содержа-
содержания NO и NO2 от восхода до заката. Расчетное время жизни
показано на рис. 15.4.2.
15.4.6. Азотная кислота HNO3
Азотная кислота входит в группу так называемых ре-
зервуарных компонентов. Она осуществляет взаимодействие
между азотными и водородными составляющими и обра-
образуется в трехтельных реакциях:
NO2 + ОН + М -> HNO3 + М.
Потому и реакция с ОН приводит к гибели НЖ)з
' HNO3 + Av — OH + NO2,
HNO3 + OH—NO3 + H2O.
Кроме того, азотная кислота проникает в капли дождя,
и этот процесс приводит к вымыванию азотных составляю-
составляющих. Фотохимическое время жизни и высотное распределение
по модельным оценкам представлено на рис. 15.4.2 и 15.4.3
соответственно.
Вертикальный профиль HNO3 измерялся многими авто-
авторамп различными оптическими и химическими методами.
Профиль содержания HNO3 по данным наблюдений различ-
различных авторов на 32° с. ш. показан на рис. 15.4.11. Йа вы-
высотах, близких к 25 км, виден нерезкий максимум. Значение
концентрации HNOj в максимуме растет с ростом широты,
согласно данным наблюдений на 32, 45 и 64° с. ш. Общее
содержание также увеличивается с широтой. Зимой оно
выше, чем летом. Сведений о наличии суточного хода со-
содержания HNO3 нет.
КМ
30
20
10
• Июнь 1988&'
А Май 1978г.
+ Июнь1982г.
Весна 1981 г.
о Апрель 1979г.
Средний
профиль
} t г »ini
0,1 0,3 1 3 5 7 млрд'1{поовьещ)
Рис. 15.4.П. Вертикальный профиль HNOs на ши-
широте 32° с. ш. по данным различных авторов.
Азотная кислота измерялась с помощью приборов LIMS
и SME, установленных на спутнике [122]. Вертикальное
распределение зонально осредненных значений содержания
азотной кислоты на пяти широтах за октябрь, январь,
апрель и май показано на рис. 15.4.12.
8 млрд"
Рис. 15.4.12. Вертикальное распределение зонально осред-
немного содержания HNO3 на пяти широтах в октябре G),
январе B), апреле C) и мае D).
15.4.7. Перекисноазотная кислота HNO4
Эта молекула образуется в реакции
NO2 + НО2 + М — HO2NO2 + М,
а разрушается в результате столкновительной диссоциации
на малых высотах, а также фотолиза и реакции с ОН на
больших:
HO2NO2 + Av -> NO2 + НО2,
HO2NO2 + ОН -* Н2О + О2 + NO2.
Эта молекула важна для химического поведения как азота,
так и водорода.
302

Фотохимическое время жизни и высотное распределе-
распределение, вычисленное по модели из [64], приведено на рис. 15.4.2
и 15.4.3, хотя непосредственных измерений содержания этого
соединения в атмосфере почти нет, его отношение смеси на
высоте 28 км оценивается в 0,5 • 10~9.
15.5. СОЕДИНЕНИЯ ХЛОРА
Из многочисленного ряда соединений хлора, присут-
присутствующих в атмосфере, единственными активными состав-
составляющими являются С1 и СЮ. Атом хлора, образующийся
в атмосфере, реагирует с озоном, давая оксид хлора:
С1+О3-СЮ + О2.
Оксид хлора участвует в двух основных реакциях в страто-
стратосфере. Реакция с атомарным кислородом разрушает нечет-
нечетный кислород и восстанавливает хлор
-*С1
Реакция с оксидом азота дает диоксид азота и вновь атом
хлора
C1O + NO — G1 + NO2.
Реакция между СЮ и N0 осуществляет взаимодействие
между хлорными и азотными циклами, а первые две реак-
реакции представляют собой важный каталитический цикл раз-
разрушения нечетного кислорода. Помимо этих быстрых про-
процессов происходят более медленные, которые приводят к об-
образованию НС1. Соляная кислота образует химически инерт-
инертный резервуар, в котором накапливаются фотохимически
активные компоненты и который влияет на скорость их ка-
каталитической реакции с нечетным кислородом:
С1 + СН4-*СН3
С1 + НО2->О2
С1 + Н2О2 —НО2 + НС1,
С1 + ШОз — NO3 + HCi,
С1 + СН2О-*НСО + НС1.
Наиболее важной является реакция хлора с метаном,
а в верхней стратосфере реакция хлора с гидропероксилом
НОг- Разрушается соляная кислота в реакциях с ОН и О
в результате чего вновь образуется атом хлора:
НС1+ОН-,Н2О + С1,
Кроме того, под воздействием излучения с К 220 км про-
происходит фотодиссоциация НС1
HCl+/zv —H+C1.
Соляная кислота растворима в воде и вымывается из тропо-
тропосферы осадками. С участием С1 и СЮ в атмосфере образу-
образуются и другие составляющие типа СЮО, ОСЮ, С1О3г
C1ONO2, HOCl. В настоящее время считается, что два по-
последних соединения играют существенную роль в химиче-
химических процессах в озоносфере. Нитрат хлора образуется по
реакции СЮ и NO2
СЮ + NO2 + М - C1ONO2 + М,
а молекула НОС1 по реакции
Разрушаются эти две составляющие за счет фотодиссоциа-
фотодиссоциации, а также в реакциях с ОН и О. На рис. 15.5.1 представ-
представлен хлорный цикл в атмосфере. Источником атомарного
хлора, кроме упомянутых реакций, является фотодиссоциа-
фотодиссоциация галогенуглеводородов антропогенного происхождения и
их реакции с гидроксилом. На рис. 15.5.2 приведены вычис-
вычисленные значения времени жизни основных хлорных состав-
составляющих [5], а также характерные значения времени пере-
переноса для средней атмосферы. В большей части средней
атмосферы условие фотохимического равновесия справед-
справедливо для СЮ и С1 и несправедливо для НС1 и С1Х. Под
fvct2) \ Hoci Г
Рис. 15.5.1. Хлорный цикл в атмосфере.
, 1год ЮОлет
1с 1мин 1ч 1сут 1мес Юлет
10° 102 104 106 108 1010%с
Рис. 15.5.2. Фотохимическое время
жизни основных хлорных составляю-
составляющих и постоянные времени процессов
переноса [5].
«нечетным» хлором Cl* обычно понимают сумму составляю-
составляющих Cl Н- СЮ + HOCl. Существует еще понятие «реактив-
«реактивного хлора» Cly, включающее еще два соединения, а именно:
С\у = Cl + СЮ + HCl + ClONO2 + HOCl.
На рис. 15.5.3 представлены вертикальные распределения
хлорсодержащих компонентов, вычисленные по одномерной
модели из [5].
км
80
70
60
50
40
J0
20
10
Iv Ч
Xhocl X
X. X
I /^Г !
1О'п 103 10~12 10'
1
CL
/
/ HCL
<Г ¦ I
11 10-ю i0-s
' 10
Объемное отношение смеси
Рис. 15.5.3. Вертикальное распределе-
распределение объемного отношения смеси для
хлорных компонентов, вычисленное
по одномерной модели [5].
303

15.5.1. Атомарный хлор С1
Фотохимическое время жизни атомарного хлора на высоте
менее 40 км ничтожно мало, возрастает с высотой,
и к уровню 100 км достигает 1 сут. Рассчитанное по одно-
одномерной модели из [5] вертикальное распределение показы-
показывает, что относительная концентрация атомарного хлора на
высоте менее 30 км менее 0,1 % A0~13), но быстро растет
с высотой. Известны только два случая непосредственного
измерения их концентрации методом резонансной флуо-
флуоресценции атомов хлора в стратосфере на высотах 35 и
42 км в 1976 г. [36, 37]. Крайне низкое содержание ато-
атомов хлора затрудняет наблюдения. Согласно данным этих
наблюдений, концентрация составляет 105—106 см~3. Модель
Ко и Ше [98] предсказывает содержание атомов хлора, от-
отличающееся от наблюдаемого только в два раза. Это хо-
хорошее совпадение. Косвенные сведения о вертикальном рас-
распределении атомарного хлора ниже уровня 35 км можно по-
получить из данных наблюдений за этаном (СбНб), поскольку
основным стоком этого углеводорода в стратосфере является
реакция с атомарным хлором.
15.5.2. Оксид хлора СЮ
Оксид хлора образуется в атмосфере в результате раз-
разрушения озона атомарным хлором. Гибнет это соединение при
реакциях с атомарным кислородом и оксидом азота, вос-
восстанавливая атомарный хлор. Гибель оксида хлора идет также
через фотодиссоциацию. Как показывает расчет (см.
рис. 15.5.2), фотохимическое время жизни оксида хлора
чрезвычайно мало. Расчеты вертикального профиля оксида
хлора (см. рис. 15.5.3) дают максимум распределения на
высоте 38—40 км [98]. Первые измерения концентрации
оксида хлора выполнены методом резонансной флуоресценции
при наблюдении приборами, спускающимися на парашюте
с высотного аэростата [37]. В дальнейшем измерения об-
общего содержания СЮ в столбе атмосферы проводились
дистанционными методами с помощью спектрометров милли-
миллиметрового [118] и инфракрасного диапазонов. Измерения
выполнялись с поверхности Земли, с самолета и аэростата.
На рис. 15.5.4 показано вертикальное распределение оксида
хлора в слое 20—45 км.
км
45т-
40
35
30
25
20
.J I I Mllll I I I I I I I I I
10'
ю-10 ю-
Отношение смеси
I I I
10'
Рис. 15.5.4. Вертикальное распределение отношения
смеси для СЮ.
1,2 — метод резонансной флуоресценции [147] и [66] соот-
соответственно; 3 — спектрометр миллиметрового диапазона,
установленный на аэростате [147]; 4 — ИК-спектрометр, уста-
установленный на аэростате [111]; 5, 6 — модель для 30° с. ш.
для зимы E) и лета F) [98]; 7 — дистанционные измере-
измерения с земной поверхности [118].
По результатам измерений изменчивость содержания
СЮ оценивается в 30—60%. На рис. 15.5.4 даны также два
модельных профиля для зимы и лета на 30° с. ш. Для зимы
заметен сдвиг профиля вверх и увеличение концентрации
в максимуме.
Как модели, так и эксперимент свидетельствуют о на-
наличии суточного хода содержания СЮ. В табл. 15.5.1 при-
приведены дневные и ночные значения общего содержания СЮ
Таблица 15.5.1
Содержание (см~2) СЮ в столбе атмосферы
Время
суток
Содержание СЮ, 1013 см~2
9-16 XII 1982 A34]
Модель 198f
День
Ночь
День
Ночь
На высоте более 30 км
7,5±1 12
13,0±0,3 1,5
На высоте более 40 км
2,0±0,6 2,1
1,0+0,3 1,1
в столбе атмосферы на высоте более 30 и 40 км, измерен-
измеренные с поверхности Земли спектрометром, работающим
в миллиметровом диапазоне на частоте 276,63 ГГц. Здесь
же даны оценки содержания СЮ в столбе по модели из
[98]. Суточные изменения содержания СЮ позволяют про-
проверить теоретические предсказания о взаимодействии хими-
химических циклов хлора, азота и водорода в стратосфере.
По результатам измерений [134] построен суточный ход
изменения содержания СЮ в столбе атмосферы. Область из-
измеренных значений показана на рис. 15.5.5. Здесь же пред-
отн. ед.
Рис. 15.5.5. Суточный ход изменения содержания
СЮ в столбе атмосферы.
1,2 — модель; 3 — область измеренных значений по [134],
нормализованных к высоте 30 км по плотности СЮ.
ставлен результат модельных расчетов. Суточный ход содер-
содержания СЮ в стратосфере может быть объяснен взаимными
переходами между СЮ и C1ONO2, происходящими днем и
ночью. Днем нитрат хлора фотодиссоциирует на свету, об-
образуя СЮ, ночью СЮ реагирует с диоксидом азота. Однако
двукратное изменение содержания СЮ в столбе атмосферы
выше уровня 40 км ото дня к ночи не может быть объяс-
объяснено только одним химическим поведением CIONO2. Образо-
Образование НОС1 при рекомбинации СЮ и НО2 ночью и фотолиз
НОС1 днем влияют на суточный ход СЮ [98]. Этот про-
процесс учтен в модели, результаты расчета по которой пока-
показаны в табл. 15.5.1. В модели Соломон и Гарсиа [ 133]
просчитана возможная широтная и сезонная изменчивость
содержания СЮ. Показано, что в зависимости от широты
в слое максимума около высоты 38 км следует ожидать
20%-ное колебание содержания СЮ. По этой же модели
на 40° с. ш. на высоте максимума летом количество СЮ
будет на 50 % меньше, чем зимой, а на 20° с. ш. это умень-
уменьшение составит только 25 %. Модель предсказывает, что
за счет роста выбросов промышленных хлоруглеводородов
возможно увеличение содержания СЮ на 5 %.
К настоящему моменту достигнуто определенное согла-
согласие между теорией и экспериментом как в распределении
содержания СЮ с высотой, так и в его суточном ходе. Од-
Однако экспериментального материала недостаточно для ана-
анализа годового хода и распределения в зависимости от гео-
географической широты.
304

15.5.3. Нитрат хлора C1ONO2
Нитрат хлора является ключевой молекулой, соединяю-
соединяющей стратосферные циклы азота и хлора. Его образует ре-
рекомбинация СЮ с NO2, а в светлое время он фотодиссо-
циирует. Таким образом, нитрат хлора следует считать глав-
главным временным резервуаром хлора в средней атмосфере
B5—35 км). Измерения содержания C1ONO2 крайне важны
не только для создания общего представления о химии стра-
стратосферы, но и для реального предвидения воздействия хлора
на озон. Высотное распределение, рассчитанное по одномер-
одномерной модели из [5], и фотохимическое время жизни представ-
представлено на рис. 15.5.3 и 15.5.2 соответственно. Первое опреде-
определение содержания C1ONO2 было основано на измерении
полосы поглощения на частоте 1292 см [111]. Однако
в этой спектральной области имеется ряд близко располо-
расположенных и сильных линий других газовых составляющих, что
затрудняет оценку содержания нитрата хлора. Позднее из-
измерения в области 780,2 см дали более надежные резуль-
результаты, хотя и эта область маскируется слабыми линиями
поглощения О3, СО2. На рис. 15.5.6 представлены данные
наблюдений и расчетов.
и 0,5 1ft 1,5 МЛрд'1
Отношение смеси
Рис. 15.5.6. Вертикальное распре-
распределение отношения смеси для
ClONO2 в стратосфере.
/, 2 — расчет по [98] для полудня (/)
и заката B); 3, 4 — измерения на
33° с. ш. [111].
15.5.4. Хлористый водород НС1
Хлористый водород является основным хлорсодержащим
компонентом стратосферы. На долю НС1 приходится от 83
до 98 % общего содержания хлора в слое 10—25 км. Источ-
Источники НС1 есть в тропосфере и стратосфере. Основной тропо-
тропосферный источник — взаимодействие SO4, NO3 и NaCl, по-
поступающей в атмосферу вместе с брызгами океанической
воды. Некоторая часть НС1 образуется при сжигании пласт-
пластмасс и в ряде производственных процессов. Стратосферные
источники по преимуществу антропогенного происхожде-
происхождения — это фотолиз галогенуглеводородов. Небольшая доля
НС1 образуется при взаимодействии ОН с метилхлоридом
СНзС1, источником которого служит также океан и сгорание
растительности. Хлористый водород поступает в атмосферу
и при извержении вулканов. В атмосферу может быть вы-
выброшено 40—180 тыс. т НС1 при крупном извержении. Фото-
Фотохимическое время жизни НС1 составляет несколько суток
(см. рис. 15.5.2). Вследствие того что источники НС1 рас-
расположены в нижней тропосфере и верхней стратосфере, вер-
вертикальный профиль НС1 должен иметь характерную струк-
структуру с минимумом в верхней тропосфере и нижней страто-
стратосфере. Модельный расчет подтверждает это предположение
(см. рис. 15.5.3). Почти все измерения концентрации НС1
выполнены дистанционными спектральными методами по
поглощению солнечного излучения в ИК-области спектра,
39 Заказ № 46
Основной массив данных получен при наблюдениях в Ко-
Колебательно-вращательной полосе 1—0 в области 3000 см"
C мкм). В последнее время добавились измерения в диапа-
диапазоне 40—160 см-1. Измерения ИК-спектрометрами велись
с поверхности Земли [81], с самолетов [83], аэростатов
[55] и спутников. Тропосферная часть содержания НС1 на-
намного меньше стратосферной и подвержена наибольшей из-
изменчивости. Результаты контактных измерений отношения
смеси НС1 в тропосфере показаны на рис. 15.5.7 [140].
ЛМ
7J- ¦ А
а 2
A J
+ *
х 5
Да х
х
хх
0,1 0,2 0,3 0}k 0,5 млрд'1
Объемное отношение смеси
Рис. 15.5.7. Результаты контактных измере-
измерений отношения смеси для НС1 в тропосфере
по данным [140].
1—3 — Норвегия, 4 — Средиземноморье, 5 — Испа-
Испания.
Среднее значение отношения смеси НС1 в слое 3—7 км соот-
соответствует значениям 50—100 трлн*1 (по объему). В воздуш-
воздушных массах, неподверженных влиянию континентальных
источников, ниже уровня 3 км изменчивость самая большая,
причем максимальные значения доходят до 500 трлн-1 (по
объему). Содержание НС1 в тропосфере находится в обрат-
км
50г
40
35
30
25
20
15
1 «
11
J LJ
10
8
см[
Рис. 15.5.8. Сравнительный эксперимент по одно-
одновременному измерению концентрации НС1 различ-
различными приборами, установленными на аэростате
[55].
/, 2 — дифракционные спектрометры; 3—5 — интерферо-
метрические приборы.
305

ной зависимости от высоты тропопаузы. Так как HCl имеет
очень большое значение для понимания химических процес-
процессов в стратосфере, был предпринят специальный сравнитель-
сравнительный эксперимент при подъеме на аэростате аппаратуры не-
нескольких видов [55]. На рис. 15.5.8 представлены результаты
измерений пятью видами приборов в трех подъемах аэроста-
аэростатов. Здесь же приведена также возможная ошибка для каж-
каждого измерения. Максимальная погрешность среднего про-
профиля, вычисленного по данным всех измерений, не превосхо-
превосходит 15 %. Средний по измерениям профиль НС1, но
пересчитанный в единицах объемного отношения смеси,
представлен на рис. 15.5.9. Здесь же даны модельные кривые
км
Mr-
45
40
35
30
25
20
15
10'
10~*
Объемное отношение смеси
Рис. 15.5.9. Вертикальный профиль
НС1.
/ — средняя кривая сравнительного экс-
эксперимента [55], 2 — модель из [98] для
НС1, 3 — модель из [98] для НС1 +
+ C1ONO-, 4 — средний профиль по дан-
данным В МО.
[98] для НС1 и HCl + C1ONO2. Измерения сделаны на
32° с. ш., расчет выполнен для 30° с. ш. Вычисленные значе-
значения содержания НС1 на высоте 30 км в два раза меньше,
чем экспериментальные. Эксперимент ближе к вычислениям
для общего содержания НС1 и C1ONO2. Для определения
баланса хл >ра в стратосфере необходимы одновременные
исследования трех веществ: HCl, CIONO2 и СЮ.
Зависимость содержания НС1 в столбе атмосферы от
географической широты представлена на рис. 15.5.10. Дан-
Данные относятся к столбу воздуха на высоте более 11,5 км.
10'
W
i
J
10 20 JO
50 60 70 80 90° еж
Рис. 15.5.10. Зависимость содержания НС1 (см~2)
в столбе атмосферы от географической широты.
1,2 — данные измерений с самолета [106], 3 — средняя кри
вая, 4 — модель из [133], 5— модель из [99].
Полученная зависимость может быть представлена эмпири-
эмпирическим выражением
НС1 = C,41 — 2,77 cos ср) • 1015 см,
где ф — широта северного полушария [106]. Сведения о се-
сезонной и годовой изменчивости содержания НС1 по имею-
имеющимся данным пока получить трудно. Судя по результатам
моделирования, запасы НС1 в высоких широтах должны
быть летом меньше вследствие увеличения содержания ОН
летом. В низких широтах сезонная изменчивость меньше и
не должна превышать 40 % от изменений в высоких ши-
широтах. Большой интерес вызывают долгопериодные измене-
изменения содержания НС1. Однако данных наблюдений для до-
достоверного определения таких изменений недостаточно. Мо-
Модели предсказывают увеличение содержания НС1 в страто-
стратосфере со скоростью 3—5 %/год. Оценки, выполненные в ра-
работе [106] по данным наблюдений, дают 5 %/год, в работе
[55] — 1 % год.
15.6. СОЕДИНЕНИЯ БРОМА
Как и другие атомы галогенов, атомы брома образуются
при фотодиссоциации галогенуглеводородов типа СхНуВг2.
Бромный цикл весьма сходен с хлорным циклом, следова-
следовательно, реакции с участием Вг существенно влияют на ба-
баланс озона. Атом брома, образующийся после фотодиссоциа-
фотодиссоциации сложных бромсодержащих молекул, вступает в реакцию
с озоном
Вг + Оз — ВЮ + Оз,
за которой следует серия реакций с участием оксида брома:
ВЮ + О — Вг + О2,
BrO + NO — Br + NO2,
ВгО + СЮ — Вг + ОСЮ — Вг + С1 + О2,
ВгО + ВгО — 2Вг + О2.
Таким образом, бром не просто участвует в каталитическом
разрушении озона, но может также влиять на хлорный цикл
через реакцию с СЮ. В результате влияние обоих галогенов
на молекулы озона зависит от этого взаимодействия между
циклами, при котором оба цикла становятся более интен-
интенсивными. Оксид брома легко распадается под действием
солнечного излучения и может соединяться также с NO2
и НО2:
ВгО + NO2 + М — BrONO2 + М,
ВгО + НО2 — НОВг + О2,
образуя молекулы BrONO2 и НОВг, которые быстро фото-
диссоциируют. Атомный Вг вступает также в реакцию
с НО2 и Н2О2 с образованием кислоты НВг:
— НВг + О2,
Вг + Н2О2
Последняя реакция протекает медленно при температурах
средней атмосферы. Кислота НВг быстро реагирует с гидро-
ксилом
НВг + ОН -.Вг + НоО.
Реакция с атомарным кислородом
НВг + О—Вг + ОН
протекает медленно и не играет существенной роли в хи-
химических реакциях с участием НВг. Схема химических реак-
реакций с участием брома представлена на рис. 15.6.1.
Рассчитанное по модели из работы [150] вертикальное
распределение ряда бромсодержащих компонентов представ-
представлено на рис. 15.6.2. Измерения общего содержания брома
в нижней стратосфере [56] показывают, что отношение
смеси составляет 7—40 трлн-1 (по объему) и может сильно
изменяться. Поскольку бром является высокоэффективным
катализатором рекомбинации озона, то даже низкие кон-
концентрации бромсодержащих органических соединений (около
100 трлн-1 (по объему)) необходимо учитывать в химиче-
химических процессах в стратосфере. По данным [148], мощ-
мощность источников бромидов оценивается приблизительно
306

ни
Рис. 15.6.1. Схема бромного цикла.
10
10*
ВтО
107 см'1
Рис. 15.G.2. Вертикальное распре-
распределение концентрации бромсодер-
жащих компонентов (см~3) атмо-
атмосферы. Из [5].
в 1,1 Мт/год. Из них 80% приходится на долю морского
аэрозоля и 20 % на промышленность и транспорт. Есте-
Естественный источник брома — океан, который производит
наряду с хлористым и бромистый метил СН3Вг. В последние
годы долгоживущие бромуглероды — галон 1301 (CF3Br) и
галон 1211 (CBrClF2) —нашли широкое применение в каче-
качестве огнетушителей, а также в авиации и военной промыш-
промышленности. Значит, следует ожидать, что концентрация этих
веществ в атмосфере будет возрастать. Количество четырех
бромсодержащих соединений — СНоВгг, СНВггС1, СНгВгС1 и
С2Н4ВГ2, — присутствующих в атмосфере, составляет 1 —
4 трлн (по объему).
15.6.1. Метилбромид СН3Вг
По данным [132], фоновое содержание этого вещества
составляет 5 трлн~1 (по объему) или менее, над морем —
окол ) 20 трлн (по объему). Метилбромич хорошо переме-
перемешан в тропосфере, и при измерении вертикального профиля
до высоты 7 км на 70° с. ш. авторы работы [124] получили
среднее отношение смеси, равное 10 ± 2 трлн-1 (по объему).
Измерения в стратосфере показали, что над тропопаузой
содержание СН3Вг резко убывает. По данным работы [79],
на высоте 14,4 км отношение смеси становится равным
1,2 трлн-1 (по объему), а на высоте 20 км— за порогом
чувствительности приборов.
15.6.2. Галон 1301 CBrF3
Этот бромсодержащий галон применяется при тушении
пожаров. В 1979 г. впервые было измерено содержание этого
вещества в тропосфере [119], оно оказалось равным
0,7 трлн-1 (по объему). Вертикальное распределение пока-
показано на рис. 15.6.3. Профиль получен отбором проб с по-
последующим анализом методами газовой хроматографии и
масс-спектрометрии (точность метода ±15%, предел чув-
чувствительности 0,05 трлн (по объему), калибровка ±10%).
39*
20
10
0
к
-
-
-
-
-
-
i
•
о
о
А
+
Л
? t
•
к
1
2
J
5
6
t 1 111
•
•о •
° \
о
• 9 оА
9 А
1 I 1 t 1 1 11 1 Д
0,01
0,1
Рис. 15.6.3. Вертикальное распределение содер-
содержания CBrF3 (I) и CBrClF2 B—6) в тропо-
тропосфере и нижней стратосфере в средних широ-
широтах северного полушария.
/ — по данным [79], 2—5 — по данным [102], 6 — по
данным [124].
15.6.3. Галон 1211 CBrClF2
Этот галогенуглеводород также применяется при
огнетушении. Его содержание в тропосфере составило
A,1 ± 0,1).10-» трлн-1 (по объему) [124]. Вертикальный
профиль приведен на рис. 15.6.3. Пробы, последовательно
отобранные в 1982, 1983 и 1984 гг., показали увеличение
содержания CBrClF2 в нижней стратосфере на 20%. Пробы
отбирались криогенным пробоотборником с самолета и ана-
анализировались на газовом хроматографе с электронно-захват-
электронно-захватным детектором. Точность анализа ±5%, минимальное об-
обнаружение 0,03 трлн-1 (по объему), абсолютная калибровка
путем двуступенчатого разбавления 10%.
15.7. СОЕДИНЕНИЯ ФТОРА
Как и другие атомы галогенов, атомы фтора появляются
в атмосфере в результате фотодиссоциации хлорфторугле-
водородов и других компонентов, таких, как SF6. Атомы
фтора быстро реагируют с озоном
образуя оксид фтора, который подобно оксиду хлора реаги-
реагирует или с атомарным кислородом
или с оксидом азота
FO + NO—F + O2.
Как и атом хлора, атом фтора может образовывать кис-
кислоту HF:
^HF+СНз,
•H2-*HF + H,
> HF + OH.
Однако в отличие от НС1 молекула HF не реагирует эффек-
эффективно с ОН, так что атомы фтора после реакции с СН4, Н2
и Н2О эффективно стабилизируется в виде HF. Поскольку
источники НС1 и HF более или менее одинаковы, а скорости
гибели сильно различаются благодаря реакции с ОН, отно-
отношение HC1/HF может служить индикатором количества ра-
радикалов ОН.
Вследствие стабильности HF концентрации F и FO
в атмосфере очень малы и влияние фтора на нечетный кис-
кислород несущественно. Возможна реакция HF с атомарным
307

кислородом 6'(D), но из-за малой концентрации O('D) ею
обычно пренебрегают. Фтористый водород, отличаясь устой-
устойчивостью, постепенно дифундирует в тропосферу, откуда
выносится вместе с осадками. Соединение HF имеет силь-
сильный инфракрасный спектр как чисто вращательный, так и
колебательно-вращательный, близкий к 4000 см-1. Обе эти
полосы использовались для определения содержания HF
с аэростатов: полоса ближнего ИК-Диапазона для опреде-
определения HF по поглощению солнечного света, полоса
дальней ИК-области — по собственному излучению. Из-
Измерения с поверхности Земли и самолета дают зна-
значения концентрации HF во всем столбе атмосферы. Од-
Однако поскольку концентрация HF в тропосфере мала, дан-
данные измерений соответствуют запасам HF в стратосфере. На
рис. 15.7.1 обобщены результаты наблюдений, выполненных
КМ
45\-
40
35
30
25
20
15
1 1 f Ж f f
10
-11
10~w
Объемное отношение смеси
10"
Рис. 15.7.1. Содержание HF в страто-
стратосфере по данным различных авторов [5].
до 1982 г. Вертикальный профиль HF в нижней и средней
стратосфере, полученный с помощью спектрального комп-
комплекса аппаратуры, установленного на аэростате, показан на
рис. 15.7.2. Здесь же приведен профиль HF, вычисленный
км
50
45
40
35
30
25
20
15
Ю7 10 е см
Рис. 15.7.2. Вертикальное распреде-
распределение концентрации HF (см~°) в стра-
стратосфере по данным одновременного
измерения различными спектральны-
спектральными приборами.
/—дифракционный спектрометр; 2, 3 —
интерферометры; 4 — модель из [98].
по модели из [98], с учетом новейших данных о кинетике.
Теоретическая кривая на рисунке показывает максимум кон-
концентрации HF на высоте около 20 км. По измерениям, вы-
выполненным ранее, максимум отношения смеси определен на
уровне 27 км. Общее содержание HF в столбе атмосферы
на высоте более I км растет от экватора к полюсу [106].
Результаты измерений в южном полушарии существенно не
отличаются от таковых в северном. На рис. 15.7.3 показан^
результаты эксперимента и модельных расчетов для север-
северного полушария.
см2
10'
1Q1
10 20 30 40 SO 60 70 80 90*СЖ
Рис. 15.7.3. Зависимость содержания HF (см~2)
в столбе атмосферы от широты.
/, 2 — данные измерений с самолета [106]; 3 — средняя кри-
кривая; 4 — модель из [133]; 5— модель из [99].
Самая большая изменчивость содержания HF наблю-
наблюдается весной при вторжении полярного воздуха страто-
стратосферы. Данные долговременных наблюдений свидетельствуют
о накоплении HF в атмосфере. По данным обсерватории
Юнгфрауех [152], линейный рост содержания HF соответ-
соответствует 10 %/год. Наблюдения с самолета [106] за период
1978—1982 гг. показали, что накопление составляет 12 %/год.
Одновременные измерения содержания НС1 и HF позво-
позволяют оценить содержание в атмосфере гидроксила, а также
определить соотношение между естественными и антропоген-
антропогенными источниками стратосферного хлора. На основании дан-
данных за 1978—1982 гг. в работе [106] получено значение от-
отношения HF/HC1 = 0,2 ± 0,08, которое не зависит от ши-
широты и относится ко всей стратосфере выше уровня 12 км.
Наземные измерения дают больший разброс в оценке отно-
отношения (табл. 15.7.1). По данным [98] HF/HC1 = 0,18.
Таблица 15.7.1
Отношения общего содержания HF/HCI
Место наблюдения
Отношение HF/HC1
Обсерватория Юнгфрау-
Юнгфрауех
Верхний Прованс,
Франция
Обсерватория Китт-Пик,
Аризона, США
1977—1978
1982—1984
1979—1981
1977—1979
0,15±0,03
0,22±0,03
0,29+0,05
0,15±0,04
15.8. ГАЛОГЕНУГЛЕВОДОРОДЫ
Гал >генуглеводороды — представители органического
класса веществ углеводородов, в которых атомы водорода
чамсщены на атомы галогенов. Типичными галогенсодержа-
щими органическими соединениями, присутствие которых
замети j d атмосфере, ясляются хлорфторуглеводороды
(ХФУ) : .-реди них фреон-11 (CFC13), фреон-12 (CF2Cl3)t
фреон-'i? (rHF2Cl), фреон-113 (C2F3C13) и др. В атмосфере
обнаружено значительное количество и хлоруглеводородов,
таких, как хлористый метил (СН3С1), хлороформ (СНС1з),
тетрахлорметан (СС14), 1,1,1-трихлорэтан (СН3СС13), тетра-
хлорэтилен (С2С14) и др. Интерес к распространению этих
веществ в атмосфере вызван главным образом их фотохими-
фотохимическими свойствами и негативным влиянием на слой озона
в стратосфере [128]. Кроме того, эти вещества активно по-
поглощают в ИК-области спектра и могут оказать влияние на
процессы радиационного переноса. ХФУ практически не уча-
участвуют в реакциях с радикалами, присутствующими в воз-
воздухе, и очень медленно разлагаются светом в ближней
308

УФ-области вследствие высокой энергии диссоциации связи
С—С1, которая равна, например, для CFC13 318 кДж/моль,
а для CF2CI2 337 кДж/моль. Поэтому среднее время их
пребывания в тропосфере соответствует десятилетиям. Инерт-
Инертные в тропосфере, ХФУ диффундируют в стратосферу, где
происходит их фотолиз УФ-р ад нацией с длиной волны 147—
213 нм по следующей схеме (на примере фтортрихлор-
метана):
CFC13 + hv — CFCI2 + Cl,
CFC1 + 2CI.
Суммарный квантовый выход обеих реакций во всем указан-
указанном интервале длин волн близок к единице.
Описание каталитического цикла разрушения озона под
действием генерируемых ХФУ атомов хлора включает около
80 реакций [31, 55].
Глобальные измерения содержания галогенуглеводородов
на фоновом уровне ведутся с 1978 г. [120]. В результате
этого исследования были получены: описания глобального
распределения, тенденция к изменению, вертикальные рас-
распределения и оценка времени жизни для основных соедине-
соединений. Существует два способа оценки времени жизни соеди-
соединений в атмосфере: один основан на знании общего содер-
содержания вещества в атмосфере и мощности источников, дру-
другой — на знании изменения общего содержания (тренд) и
изменения мощности источников. Наибольшая неопределен-
неопределенность заключается в оценке мощности или изменения мощ-
мощности выброса. Отклонение значений этих величин на 2 %
может привести к изменению оценки времени жизни в два
раза [76]. В табл. 15.8.1 и 15.8.2, составленных по данным
из [55], приведены сведения о галогенуглеводородах и ряде
бромсодержащих веществ, присутствующих в атмосфере.
Таблица 15.8.1
Концентрация и время жизни галогенуглеводородов и SF6
Вещество
Концен-
Концентрация,
трлн-1
Год
Географи-
Географическая
широ-
широта,... °
Средняя
северное
полуша-
полушарие
концентрация, трлн—1
южное
полуша-
полушарие
глобаль-
глобальная
Время
жизни
в атмо-
атмосфере,
годы
Рост
%/год
трлн-1/год
Объем
промышлен-
промышленного
производства,
Мт/год
ссц
СНС13
СН2С12
СНзС!
СН3СС1з
С2НС13
С2С1<
СН2С12СН2СС1
CF4 (ХФУ-14)
C2Fe (ХФУ-116)
SFe
CCI2F2 (ХФУ-12)
CC13F (ХФУ-11)
CCIFs (ХФУ-13)
CHC1F2 (ХФУ-22)
C2C12F3 (ХФУ-113)
C2C!2F4 (ХФУ-114)
C2C1F6 (ХФУ-115)
150±3
146±1
32+4
21±3
630
589+43
617±9
170+9
123±0,6
16+15
60+7
9±1
72+2
4
0,9
321 + 1
186+1
205+2
3,4
71+4
58+0,6
21+0,5
17+1
32
1981
1980
1981
1981
1981
1981
1981
1981
1981
1981
1981
1981
1978
1981
1981
1981
1978
1984
1979
1979
1981
1981
1981
1982
1979
1980
1981
1981
1981
1981
20
30—42
20
30—42
40—32
71
30—42
70
30—42
70
20
30—42
90
30—42
30—42
70
70
30—42
20
30—42
121
135
21
26
29+77
30
38
156
117+4
12
29
56+11
37
4
0,9
305
186
3,2
42+1
19+0,4
23
115
146
128
11
29+4
19
21
116
90+4
3
5
9+1
14+3
14
3,5
0,8
282
172
3,6
36+1
17+11
21
118
29
25
35
70+7
4+9
3,4
52
0,33
0,5
0,9
1,5
9
6,5
0,6
0,6
20
104
500
100
60
78
400
20
90
14
160
1,8
2
6
830 A983 г.)
500 A984 г.)
8,7
13,3+3
8,6
6
5,7
11,7
10
4,1
1979
1,3+0,6
26,0+5444
A982 г.)
15+3 310 A982 г.)
9,6
206 A984 г.)
138—141
A984 г.)
13—14
A984 г.)
309

Таблица 15.8.2
Концентрация и время жизни ряда бромсодержащих
веществ и СН31
Вещество
Концен-
Концентрация,
трлн-1
Год
Географи-
Географическая
широта, ... '
Время
жизни,
годы
СН3Вг
СНВгз
СН2Вг2
СН2ВгС1
СНВг2С1
С2Н4Вг
CF3Br
CBrClF2
Вг
общий
органический
СН31
10,9+0,9
7,5
2—46
7,5
4,7—5,6
3—60
2,5+3
2,5
0,70
1,0—1,9
1—37
1,0
2,0
1,49
1,10
30
7,6
2,4
1,3
1981
1984
1983
1984
1983
1983
1981
1984
1981
1983
1983
1984
1985
1983
1984
1981
1982
1981
1981
72 с.
90 ю.
60—80 с.
90 ю.
72 с.
60—80 ю.
72 с.
90 ю.
90
72 с.
60—80 ю.
90
44 с.
72
90 ю.
72 с.
72
42 ю.
60 с.
2,3
—
^ 1
ПО
25
Концентрация многих газов в атмосфере увеличивается
в среднем на 2—12 %/год. Содержание всех газов в север-
северном полушарии выше, чем в южном. Это отражает преоб-
преобладающую роль выбросов в северном полушарии. Однако
скорость роста концентраций в южной части земного шара
выше, чем в северной. Это систематическое уменьшение
асимметрии происходит из-за уменьшения количества выбро-
выбросов в северном полушарии с середины 70-х годов и увели-
увеличения выбросов в южном. Соединения с большим временем
жизни, концентрация которых в настоящее время низкая,
потенциально опасны и могут вызвать значительное увели-
увеличение содержания атомарных С1 и Вг в стратосфере, если
интенсивность их выбросов будет возрастать. В этом смысле
особый интерес вызывают соединения ХФУ-113 (C2CI2F3) и
ХФУ-22 (CHF2CI), поскольку для них характерно большое
время жизни и возрастание объема промышленного произ-
производства. Из числа производимых промышленностью галоген-
галогенуглеводородов, рассмотренных здесь, только метилгалоге-
ниды типа СН3С1, СН3Вг, СН31, СН2Вг и др. имеют природ-
природные источники [131]. Хлористый метил (СНзС1), а также
хлороформ (СНС13) выделяются некоторыми наземными
растениями (кипарис, ореховые). Океаническая вода содер-
содержит в своем составе и выделяет в атмосферу бромистый и
хлористый метил. Эмиссия СН3С1 океанами оценивается
в 4,9 Тг/год. Содержание других галогенорганических со-
соединений в морской воде в 5—20 раз меньше. Изучение со-
состава воздуха сульфатных полей трех действующих вулка-
вулканов о. Кунашир показало присутствие в них галогенуглево-
галогенуглеводородов CF2C12, CHCI3, CFCI3, С2С14 в количествах, значи-
значительно превосходящих фоновые концентрации этих веществ
[11]. Качественным подтверждением существования природ-
природных источников могут служить результаты исследования
воздуха газовых пузырьков во льдах Антарктиды. В пробах
льда содержание CFC13 составило 4—17 трлн-1 (по объему).
Уровень содержания галогенуглеводородов в атмосфере горо-
городов подвержен сильным колебаниям и намного превосходит
фоновый (табл. 15.8.3).
Таблица 15.8.3
Концентрация галогенуглеводородов в атмофере городов
Вертикальные профили содержат ценную информацию
о скорости фотолиза этих веществ, о возможных стоках и
о имениях переноса, а также позволяют определить сум-
суммарное содержание этих веществ в атмосфере .и оценить
относительный вклад каждого галогенуглеводорода в общее
содержание хлора, фтора и брома в стратосфере. Большая
часть сведений о вертикальных профилях получена в ре-
результате анализа проб воздуха, отобранных с самолетов и
шаров-зондов. Пробы анализировались методами газовой
хроматографии и масс-спектпометрии. Обзор методов содер-
содержится в работе [119]. Пробы отбирались вакуумным и крио-
криогенным способом. Другими методами, в том числе ИК-спек-
троскопией, сделано пока очень мало измерений.
15.8.1. Четыреххлористый углерод СС14 (ХФУ-10)
До 1980 г. исследования ССЦ были отрывочны. Первый
вертикальный профиль был получен в 1982 г. [59] при крио-
криогенном отборе пробы и анализе методом газовой хромато-
хроматографии. Точность анализа 10 %, или 0,1 трлн-1 (по объему),
в зависимости от того, что больше. Абсолютная калибровка
путем двуступенчатого разбавления проводится с точностью
лучше, чем 10 %. В тропосфере стабильные концентрации
(около 100 трлн-1) сохраняются неизменными до высот
10—12 км. Затем происходит быстрое уменьшение концен-
концентраций почти на три порядка и к уровню 30 км концентра1
ция ССЦ становится меньше 0,1 трлн-1. Результаты измере-
измерений приведены на рис. 15.8.1. Здесь же дана кривая рас-
70=2 -яг OF 101
Объемное отношение смеси
трлн
Вещество
СН3С1
СНС13
ссц
С2С14
Концентрация,
трлн-1
480—7700
13—225
95—1400
53—3700
Вещество
сн3сс1
CFC13
CF2CI2
Концентрация,
трлн~1
140—10 100
130—6000
270—2400
Рис. 15.8.1. Вертикальное распределение объемного
отношения смеси для ССЦ в средних широтах север-
северного полушария по данным разных авторов.
/ — модельный расчет по [99].
пределения, вычисленная по двумерной модели для 47° с,:ш.
[99]. Расхождение между результатами расчета по модели
и данными наблюдений является очень незначительным.
15.8.2. Метилхлорид СН3С1
Это самый распространенный из естественных галоген-
галогенуглеводородов. В тропосфере среднее отношение смеси слабо
меняется с высотой и равно 600 трлн-1 [190]. Уменьшение
концентрации начинается с высоты 15—20 км и на высоте
30 км становится равным 10 трлн-1 (по объему). Точность
анализа по данным [79] и [97] составила 15 %, пороговая
чувствительность 1 —10 трлн-1 (по объему), калибровка точ-
точнее 5 %. Данные о вертикальном распределении приведены
на рис. 15.8.2. Разброс данных может быт;, объяснен круп-
крупномасштабной адвекцией или связан с загрязнением образ-
образцов и их изменением в связи с отбором пробы в присутствии
озона. Уменьшение концентрации в стратосфере происходит
с меньшим градиентом, чем для ССЦ. В отличие от своего
полностью галогенизированного аналога метилхлорид уда-
удаляется из атмосферы главным образом в ходе реакции, с ОН.
Приведенный на рис. 15.8.2 вертикальный профиль, вычис-
вычисленный по модели из [99], превышает наблюдаемые значе-
значения. Расхождение может быть объяснено либо цо-
310

Объемное отношение смеси
Рис. 15.8.2. Вертикальное распределение объ-
объемного отношения смеси для СНзС1 в средних
широтах северного полушария по данным раз-
разных авторов.
/ — расчет по данным из [99].
грешностями в определении коэффициентов переноса, либо
наличием большего количества ОН в нижней стратосфере,
чем заложено в модель. Для понимания расхождений тре-
требуется большее количество наблюдений и лучшего качества.
15.8.3. Метилхлороформ СН3СС1«
Метилхлороформ — одно из важных соединений, уча-
участвующих в химических процессах в стратосфере. Первый
полный профиль для 44° с. ш. получен в работе [59]. Пробы,
отобранные криогенным пробоотборником, анализировались
средствами газовой хроматографии, точность метода 10 %¦
или 2 трлн-1 (по объему), смотря по тому что больше; ка-
калибровка точнее 5%. На рис. J5.8.3 приведены данные из-
20
10
10'
-J L.
to"
да'
Объемное отношение смеси
10 трлн
Рис. 15.8.3. Вертикальное распределение отноше-
отношения смеси для CH3CCI3 в средних широтах север-
северного полушария по данным разных авторов.
/ — расчет по данным из [99].
мерений за 1982—1986 гг. и распределение, вычисленное по
модели из [99]. Их сходство представляется вполне удовле-
удовлетворительным. Согласно [126], среднее значение отношения
смеси в тропосфере равно 175 ± 2 трлн-1 для 70° с. ш. На-
Начиная с высот примерно 10—15 км концентрация СН3СС13
уменьшается и на высоте 28 км становится равной 1—
2 трлн-1, что соответствует порогу обнаружения используе-
используемого метода.
15.8.4. Фреоны
CCl3F(X<J>y-ll), CCI2F2 (ХФУ-12), Данные об этих пол-
полностью замещенных углеводородах приведены на рис. 15.8.4.
Все авторы, результаты которых представлены на рисунке,
CC12F2
20-
10-
10'
10 трлн'
Рис. 15.8.4. Вертикальное распределение CC13F
(ХФУ-11) и CC12F2 (ХФУ-12) в средних широтах
северного полушария.
/-по [59], 2 -по [79], 3-5 - [97], 6 -[125], 7 - расчет
по данным из [99].
использовали, криогенный отбор проб с последующим хро-
матографическим или масс-спектрометрическим анализом.
Чувствительность для всех профилей по ХФУ-11 не хуже
0,1 трлн-1 (по объему), а по ХФУ-12 —0,2 трлн-1 (по
объему), точность калибровки для данных A—3) — 10%,
для данных D—5) — 5 % для общих веществ. Для CC13F
среднее значение отношения смеси в тропосфере равно
205 ± 2 трлн-1 для 70° с. ш. [125]. Это значение практи-
практически сохраняется до высоты 15—18 км. Затем идет быстрое
уменьшение концентраций и на высоте 30 км она достигает
6,1 трлн (по объему).
Для CC12F2 отношение смеси в тропосфере равно 353 ±
± 3 трлн-1 (по объему), характер изменения с высотой
тот же. Так как для этих веществ хорошо известны их
стратосферные стоки, то расчет вертикального профиля по
модели из [99] с учетом новых сечений поглощения О2
в континууме Герцберга дал хорошее совпадение с экспери-
экспериментальными результатами.
CC1F3 (ХФУ-13). Количество выбросов в атмосферу этого
галогенуглеводорода не определено. Впервые его содержание
было измерено в чистой атмосфере Антарктиды в 1979 г. и
составило 3,6 ± 0,7 и 3,2 ± 0,5 трлн-1 (по объему). В 1981 г.
Пенкетт [119] определил для обоих полушарий значение
отношения смеси равное 3 трлн-1 (по объему). Вертикаль-
Вертикальный профиль, измеренный Фабианом с коллегами [79], пред-
представлен на рис. 15.8.5. Точность анализа ±15%, чувствитель-
чувствительность метода 0,5 трлн-1 (по объему), абсолютная кали-
калибровка ±10%. Метод исследования — криогенный отбор
проб с последующим газохроматографическим анализом. Мо-
Модельный профиль не рассчитывался.
CF4 (ХФУ-14). Этот галогенуглеводород, по предполо-
предположению, имеет антропогенное происхождение. Выбрасывается
в атмосферу при производстве алюминия. Содержание в ат-
атмосферном воздухе впервые измерено в 1979 г. и равно
67 ± 10 трлн-* [119, 126]. В 1979 г. на высоте 25 км (стра-
(стратосфера) содержание CF4 составило 75 трлн-1 (по объему).
Полный профиль измерен в 1980 г. Фабианом [85] путем
отбора проб с последующим газохроматографическим ана-
анализом. Точность измерений, равная ±15%, недостаточна,
чтобы судить, имеет ли место понижение концентрации от
72 трлн-1 на высоте 10 км до 60 трлн на высоте 30 км.
Для ответа на этот вопрос нужны дополнительные измере-
измерения. Вертикальный профиль показан на рис. 15.8.6.
3:11

KM
40
кн
30
20
10
о •
о •
о •
U о «
т /
¦ 2
• J
о 4
о 5
J
10°
0° 101 трлн'1
Объемное отношение смеси
Рис. 15.8.5. Вертикальное распре-
распределение CF3C1 A—3) и CC1F2CF3
D, 5) в средних широтах север-
северного полушария по данным раз-
различных авторов.
км
40
30
20
10
C2Fe
•х
I [HH
" '
1° 101
Объемное отношение смеси
102 трлн'1
Рис. 15.8.6. Вертикальное распределение
CF4 и C2F6 в средних широтах север-
северного полушария по данным различных
авторов.
30
20
10
т о
09
•О
+ о*
#
Ч
ФО
©о в
tttf_.
t_t.t.t f.tУ
10°
f0T
трлн
»**.•
Рис. 15.8.7. Вертикальное распределение CC12F2--CC1F2
в средних широтах северного полушария по данным
различных авторов.
[125], значения 23 трлн-1 ближе стыкуются с первым про-
профилем [79].
CC1F2CC1F2 (ХФУ-114). Применяется как наполнитель
аэрозольных баллонов и охладитель. В атмосферу выбра-
выбрасывается сейчас около 18-Ю3 т/год [149]. Его содержание
в атмосфере впервые измерил Сингх [132] в 1975 г. Оно
составило 12 ± 1,9 и 10 ± 1,3 трлн в северном и южном
полушарии соответственно. Профиль, измеренный в 1980 г.
Фабианом [79], представлен на рис. 15.8.8. Точность изме-
км
40 г
20
10
i{0
жтрпн'1
CC12FCC1F2 (ХФУ-113). ХФУ-113 применяется в основном пк^^ яти J,LTJ1 „
п^тпппчтрпк пб-крлл пппИЧ«пягт«я оыпз т/т* ruoi Объемное отношение смеси
() р
как растворитель, объем производства 9Ы03 т/год [149].
В атмосфере впервые измерил Сингх в 1975 г. [132]. По
данным этих измерений содержание ХФУ-113 составило
19 ± 3,5 трлн*1 в северном полушарии до 60° с. ш. и 12 ±
± 1,9 трлн-1 в южном полушарии до 40° ю. ш. Вертикаль-
Вертикальный профиль, определенный с помощью криогенных отборов
проб с последующим газохроматографическим и масс-спек-
трометрическим анализом [79], представлен на рис. 15.8.7.
Профиль / измерен с точностью ±15%, или 0,1 трлн-1.
Профили 2, 3, полученные в более поздние годы, дают зна-
значения, превышающие первый в среднем на 30%. Однако по
данным измерений в тропосфере, выполненным в 1983 г,
312
Рис. 15.8.8. Вертикальное распре-
распределение CC1F2CC1F2 в средних ши-
широтах северного полушария [79].
рения определяется большей из величин ±15%, или
0,5 трлн-1; точность калибровки 10 %. Использовался метод
отбора пробы с последующим газохроматографическим
анализом.
CC1F2CF3 (ХФУ-115). Применяется как наполнитель пище-
пищевых аэрозольных упаковок и как охладитель в смеси
с ХФУ-22 (CHC1F2). Ежегодно в атмосферу выбрасывается
4,5-103 т [149]. Впервые его содержание измерено в атмо-
атмосфере в 1979 г. и составило 4,1 трлн-1 [114]. Вертикальный
профиль получен методом отбора пробы с последующим

газохроматографическим и масс-спектрометрическим анали-
анализом в 1980 г. [79]. Точность анализа 15%, порог чувстви-
чувствительности 0,5 трлн-1, точность калибровки 10 %. Профиль
показан на рис. 15.8.5.
CF3CF3 (ХФУ-116). Этот галогенуглеводород может по-
попадать в атмосферу при производстве алюминия, как и
Ср4(ХФУ-14). Содержание в атмосфере колеблется от 3 до
5 трлн, различий по полушариям не обнаружено [119,
127]. Первый вертикальный профиль получен в 1980 г. [79].
Отмечено незначительпие уменьшение содержания с высо-
высотой. На уровне 10 км оно составило 4 трлн, на высоте
33 км — 2,5 трлн-1. Метод отбора проб с последующим
газохроматографическим и масс-спектромегрическим анали-
анализом дает точность 15 %, чувствительность метода 0,5 трлн,
точность калибровки 10 %. Вертикальный профиль показан
на рис. 15.8.6.
CHCIF2 (ХФУ-22). Этот галогенуглеводород используется
как охладитель и пенообразователь. Впервые его содержание
в стратосфере измерено в 1981 г. [104]. На уровне тропо-
тропопаузы содержание ХФУ-22 составляло 55 трлн-1, а на вы-
высоте 19 км — 35 трлн. В работе [119] методом инфракрас-
инфракрасной спектроскопии определено содержание ХФУ-22 на вы-
высоте 15 км в 100 трлн-1. Результаты более поздних
измерений [125, 178] методом криогенного отбора проб
с последующим газохроматографическим и масс-спектромет-
масс-спектрометрическим анализом представлен на рис. 15.8.9. Точность
КМ
30 -
20
10
\"
••
Рис. 15.8.9. Вертикальное
распределение CHCIF2 в
средних широтах северного
полушария по данным раз-
различных авторов.
101 102 трлн
Объемное отношение смеси
анализа составляла 5—10 %, чувствительность 3 трлн-1, точ-
точность калибровки 10%. Полученные данные дают основание
утверждать, что ХФУ-22 разлагается в тропосфере в реак-
реакциях с ОН. В нижней стратосфере под действием радиации
этот галогенуглеводород фотодиссоциирует, но его концен-
концентрация уменьшается только в три раза, тогда как его пол-
полностью галогенизированный аналог CC12F2 (ХФУ-12) убы-
убывает в 30 раз на этих же высотах.
15.9. ИОННЫЙ СОСТАВ СРЕДНЕЙ АТМОСФЕРЫ
Атмосферные ионы оказывают влияние не только на
электрические свойства атмосферы, но и на процессы с уча-
участием малых составляющих и аэрозоля [45, 51, 53], что
позволило в последние годы использовать данные определе-
определения их состава для обнаружения нейтральных малых со-
составляющих [41, 49]. Первые сведения об атмосферных
ионах были получены при ракетном зондировании верхней
атмосферы (области D и выше). Впоследствии широкое раз-
развитие получили исследования на автоматических стратоста-
стратостатах (нижняя стратосфера).
40 Заказ № 46
15.9.1. Ионный состав стратосферы
Положительные ионы. Наиболее распространенными по-
положительными ионами в стратосфере являются кластерные
ионы Н+(Н2О)я и H+(CH3CN)r (H2O)m. Первые из них
преобладают выше уровня 35 км, вторые — ниже [47]. Соот-
Соотношение между ними показано на рис. 15.9.1 [42].
1Q
Относительное содержание
Рис. 15.9.1. Относительное содержание по-
положительных ионов семейства H+(CH3CN)/
[67].
Кроме этих главных ионов обнаружено много малых
ионных составляющих. Сводка всех обнаруженных в стра-
стратосфере положительных ионов дана в табл. 15.9.1. Обнару-
Таблица 15.9.1
Положительные ионные составляющие, обнаруженные
в стратосфере масс-спектрометрами на стратостатах [46]
Ион
Масса,
а.е.м.
Ион
Масса,
а.е.м.
Н3О+ 19
Na+ 23±1
H+HCN 29±2
Н+ (Н2ОJ 37
Н+ (CH3CN) 42
H+HCN • Н2О 45±1
Н+СНзОН • Н2О 49+1
Н+ (Н2ОK 55
Na+(H2OJ 58±1
H+CH3CN • Н2О 60
H+HCN(H2OJ 63±1
Н+СН3ОН (Н2ОJ 67±1
Н+ (Н2ОL 73
H+CH3CN (H2OJ 78
H+HCN(H2OK 81±1
Н+ (CH3CNJ 83
Н+СНзОН (Н2ОK 86+1
Н+ (Н2ОM 91
Н+ (CH3CN) (H2OK 96
Н+ (CH3CNJH2O 101
H+CH3CN (H2OJ
Н+ (Н2ОN
Н+СН3ОН (Н2ОJ
H+CH3CN (H2OL
H+(CH3CNJ(H2OJ
Н+Н2О (CH3CNK
104+1
109
110+1
114+1
117+1
119
121 + 1
125+1
128+1
134+2
139+2
142+1
151+2
158+3
168+3
179+3
182+3
186+3
190+3
202+3
313

жены и более тяжелые ионы (с массовыми числами до
320 ат jMiibix единиц массы), но и они также пеидентифици-
рованы, как и наиболее тяжелые ионы (см. табл. 15.9.1).
Относительное содержание положительных ионов приведено
в табл. 15.9.2 [60].
Таблица 15.9.2
Наблюдаемые положительные ионы на высоте 38 км [60]
Масса
иона,
а.е.м.
55
73
78
91
96
101
114
119+1
136+1
141 + 1
Идентификация
Н+ (Н2О)з
Н+ (Н2ОL
Н+Х (Н2ОJ
Н+ (Н2ОM
Н+Х(Н2ОK
и+х2н2о
Н+Х (Н2ОL
Н+Х2 (Н2ОJ
Н+Х2 (Н2ОK
Н+Х3 Н2О
Масса иона
при
а.е.м.
55
73
78
91
96
101
114
119
137
142
Измеренное содержание,
1
150] |
3,4
26,8B1,3) *
7,2
8,9 A7,8)
19,6
10,7
—
16,1
4,4
2,9
141]
5,5
29,6
8,4
2,8
44,4
3,5
0,9
4,9
—
—
* Значения в скобках поправлены на диссоциацию.
одна из главных малых составляющих, а именно Н2О, моле-
молекулы которой обладают большим сродством к протону и
прочной связью с ионом гидрония Н+(Н2О), вступает
в реакции сО^ и NO+, прив.<дящие к образованию кла-
кластерных ионов Н+(Н2О)П. Благодаря относительно высокой
концентрации Н?О быстро устанавливается квазиравновесное
распределение с максимумом при п = 4 или п — 5 в средней
стратосфере. Характерное время этих процессов порядка
10~3 с. На третьем этапе малые нейтральные газовые со-
составляющие (преимущественно ацетонитрил CH3CN и СНзОН)
вступают в реакции с Н+(Н2О)п, что приводит к сложным
тяжелым ионам типа H+(B)h- (CH3CN)r (H2O)m. Характерное
время таких процессов велико (порядка времени рекомби-
рекомбинации ионов 102—104 с или даже больше). Обычно в усло-
условиях стратосферы 1 = 2 или 3.
Схемы реакций положительных ионов в стратосфере
представлены на рис. 15.9.2 [68]. Данные о константах ско-
скоростей реакций положительных ионов на I и II этапах из-
известны достаточно хорошо, однако сведения о константах
скоростей реакций III этапа очень скудны. В табл. 15.9.3
приводятся константы скоростей реакций с участием поло-
положительных ионов (здесь и ниже константы скоростей бинар-
бинарных реакций даны в см3/с, реакций с участием трех тел
D СМ6/С).
Подробности измерений содержания положительных
ионов в стратосфере имеются в работах [41, 43, 47, 50, 52].
Некоторые сведения о константах скоростей реакций
III этапа можно найти в [38, 65, 90].
Отрицательные ионы. Наиболее распространенными отри-
отрицательными ионами в стратосфере являются ионы семейств
ткп
Н+Н2О [ |N0+H2Q
Н2О+М
Мптт
м н2о+м
| NQ*(H2O);
Н20+М
м н2о+м
Н,0
Н20+М I ,М
У I
Источником ионизации в статосфере являются галакти-
галактические космические лучи. В результате ионизации появля-
появляются первичные ионы Ng", O2", О+, N+и свободные элек-
электроны (последние быстро прилипают к молекулам О2, давая
простые первичные отрицательные ионы СХГ).
Химическая эволюция положительных ионов в страто-
стратосфере протекает в три этапа. На первом этапе происходят
реакции первичных ионов N^, O^~, O+, N+ с основными
нейтральными составляющими N2, O2, приводящие к появ-
появлению ионов О4Ь и NO+. Относительные скорости образова-
образования этих ионов составляют примерно 90 и 10 %. Характер-
Характерное время этих процессов порядка 10~5 с. На втором этапе
314
CHjOH
Рис. 15.9.2. Схема реакций положительных ионов
в стратосфере [92].
а ~\ и II этапы, б — III этан. ГКЛ — галактические кос-
космические лучи.
Ж)^(Н1\Ю3)„и HSOr-CHaSO^HNOg)^ причем последние
преобладают на высоте более 25—30 км (рис. 15.9.3)
[66]. Кроме этих семейств обнаружены и другие ионы,
встречающиеся в меньшем количестве. Как правило, это
кластерные ионы, имеющие в качестве отрицательного ядра
25-
Относительное содержание
Рис. 15.9.3. Относитель-
Относительное содержание главных
отрицательных кластер-
кластерных ионов семейств с яд-
ядрами N0^" и HSOJ"
[139].

Таблиц,
Реакции и константы скоростей реакций положительных ионов [17]
Реакция
Константа скорости
о+ + о2—o2f +о
0+ + N2 -+ N0+ + N
0} + NO — NO f + 02
N+ + О -> N0+ + N
ol + н2о - o2+ . н2о + o2
O+ + O-O+ + O3
O^ + H20 + M->O^ • H20 + M
0+ + H20 + 02 ('A^) + O2+ + H20 + 02
o2+ . н2о + н2о - h+ . н2о + он + o2
O^ • H20 + H20 — H+ (H20) OH + 02
H+ (H20) OH + H2O -> H+ (H2OJ + OH
H+ (H20) + H20 + M — H+ (H2OJ + M
H+ . H2O + N2 + M - H+ (H20) N2 + M
H+ . H20 . N2 + H20 — H+ (H2OJ + N2
H+ (H2OJ + H20 + M - H+ (H2OK + M
H+ (H2OK + H2O + M^:H+ (H2OL + M
H+ (H2OL + H20 + M r: H+ (H2OM + M
H+ (H2OM + H20 + M - H+ (H2ON + M
N0+ + N2 + M Z2 N0+ . N2 + M
N0+ + CO2 + M ^ N0+ • C02 + M
N0+ . N2 + C02¦— N0+ • C02 + N2
N0+ • N2 + H20 — N0+ • H20 + N2
N0+ • C02 + H20 -> N0+ • H20 + C02
N0+ • H20 + H20 + M — NO (H2OJ + M
N0+ (H2OJ + H20
+ (H2OK + M
N0+ (H2OK + H20 — H+ (H2OK + HNO3
N0+ • H2O + H — H+ (H20) + NO
9,0
1,0-
1,0-
6,3-
4,7 •
1,4 •
1,0-
2.4 •
2,2 •
3,0 •
1,0-
2,6 •
1,0 •
3,0 •
1,9-
3,2-
3.5 •
1,4-
1,0 •
2,3
1,9
2,3
1,3
9,0
6,0
9,0
2,0
2,0
1,0
2,4
3,0
1,0
1,0
1,0
1,1
1,5
1,3
1,5
7,0
7,0
• 10-12
. 10-17
, 10-ю
. ю-11 (зоо/Г)
. 10-10
. 10-11
• ю-30 (зоо/ГK
. 10-9
. 10-10
• 10-9
• 10-28C00/ГK
¦ ю-10
. 10-10
• 10-9
• 10-9
• ю-27 (зоо/ГK
• ю-30 (зоо/гK
. 10-9
• ю-27 (зоо/ГL
. 10пГ-5ехр(—11 000/7") *
. 10-27C00/ГL
. 10пГ-5ехр(—8400/Г)*
• Ю-28 C00/ГL
. 10пГ-5ехр(—7700/Г) *
. Ю-28 C00/ГL
. 10иГ-5ехр(— 6600/Г)*
- 10~31 C00/ГL'4
¦ 10~8 C00/ГL'4 ехр B130/Г) *
• Ю-29 C00/ГK
104Г-4ехр(-- 4600/Г)*
ю-9
ю-9
ю-9
¦ ю-27 (зоо/гK
ю-17*
¦ Ю-27 C00/ГK
10-1б*
ю-11
ю-12
* Константа обратной реакции.

молекулы CN и СОз, или ионы с присоединенными молеку-
молекулами кислот типа НС1, НОС1, HNO3, HSO3 или воды. Встре-
Встречающиеся в стратосфере отрицательные ионы приведены
в табл. 15.9.4 [46]. Обычно ионы HNO^ (HNO^ содержат
Таблица 15.9.5
Таблица 15.9.4
Отрицательные ионы, обнаруженные в стратосфере
с помощью масс-спектрометров на стратостатах [46]
Ион
CN-
CN-.
cor,
cor-
N0,"
HSO4"
HSOJ"
N0,-
HSO~
H20
NO3-
H20, N
. HNO2
- HNO3
(H2OJ
•HC1
. HNO3 •
¦. Hoci
H2O
HSOi". HNO3
N03" • HNO3 • HNO2
hsoj-(h2so4)
NO^(HNO3J.H2O
hsoj-(hno3J
hsoj-(hno3)h2o
HSOJ". H2SO4 . HNO3
HSOi-(HNO3JHOCl
HSOJ" . H2SO4 • HSO3
HSO^(HNO3K
^ (H2SO4J HSO3
hso4-(h2so4K
hsoj" (h2so4K h2o
HSOi"(H2SO4K(H2OJ
HSO^(H2SO4KHNO3
HSO7 (H2SO4K HSO3
" (H2SO4K HSO3 • H2O
Масса,
а .е.м.
26+2
43+2
61 + 1
80+2
97+1
109+2
125
133+1
143+1
148+2
160
174+1
188
195
206+1
223+1
241 + 1
251 + 1
258+1
274±1
286+1
293+1
374+1
391 + 1
409+1
427+1
454+1
472±1
489+1
1, 2 или 3 молекулы HNO3. Ионы HSO^ (И^оД (HNO3)m
могут содержать до трех молекул H2SO4. Соотношение
между ионами NO^ • HNO3 и NO<f • 2HNO3 и между
Массовые числа, предварительная идентификация
и относительное содержание отрицательных ионов
на высоте 36,5 км [48]
Масса, а.е.м.
Ион
Содержание,
125+2
161+2
188+2
197+3
224+3
260+3
294+3
HNO3
^ • HNO3
Nor • (hno3J
HSOJ" • H2SO4
HSO^ • (HNO3J
hsoj" . h2so4 . hno3
• (h2so4J
2,6
5,3
65,6
6,6
14,2
3,1
2,6
ионами
на
HSO^f • HNO3 и HSOr * 2HNO3 приведено
рис. 15.9.4 [141]. В табл. 15.9.5 дано относительное содер
жание ионов в одном из экспериментов [48].
Iff
10
Отношение числа ионоб
Рис. 15.9.4. Отношение плотностей числа
ионов с массовыми числами 125 и 188
[NOi" • HNO3]/[NOi" • (HNO3J] (/) и
с массовыми числами 160 и 223
[HSO^.HNO3]/[HSOi-.(HNO3J] B)
[143].
В эксперименте, описанном в [44], обнаружены ионы
с ядром С1Оз~, а именно СЮ?" • HNO3 и СЮз~ • HNO3 • НС1
и ионы с ядром Cl: C1" • Н2О, СП . SO2 и др.
Подробности измерений состава отрицательных ионов
в стратосфере имеются в работах [39, 40, 42, 44, 48, 107,
141, 144].
Химическую эволюцию отрицательных ионов в страто-
стратосфере также можно считать протекающей в три этапа.
Этап I включает реакции с участием электронов и одной
из основных составляющих атмосферы О2, которые ведут
к образованию О^~ (характерный масштаб времени 10~3 с).
Этап II включает реакции с участием главных из малых
316

составляющих, а именно СО2, О3 и Н2О, которые приводят В других реакциях III этапа участвуют серосодержащие
в основном к образованию ионов СС^ и их гидратов (ха- газы- в оеновном H2SO4 и HSO3, что приводит к ионам
рактерное время =^:10~3 с). Эти ноны в свою очередь с ядром в виде HSO^ .'HSO^ (H2SO4)/(HNO3)m. Для />2
вступают в реакции с другими малыми составляющими,
в частности семейства NO* (NO, N02, HNO3, N2O5). Это эти и°ны заметно гидратированы.
кт _ / к ч Схемы реакций отрицательных ионов в стратосфере
III этап реакций, приводящий к образованию N03 (HNO3)n. представлены на рис. 15.9.5 [68].
Таблица 15.9.6
Скорости реакций
Реакция
,+ O2+N2^Or+N2
е + О2 + О2 — Of + О2
* + о3-о- + о2
е + HNO3 ~* NOf + ОН
О" + М — е + нейтралы
О" + Н2 — е + Н2О
O- + NO — *+NO2
о- + со-** + со2
О~ + N2O — Of + N2
о- + н2 — он- + н
о- + н2о — он- + он
О" + СН4 — ОН- + СНз
О" + СО2 + М — COf + М
O~+NO2— NOf+ 0
О- + НС1 — CI- + OH
O- + HCN —CN- + OH
О~ + H2SO4 — HSOf + ОН
NO- + CO — г + CO + NO
NO" + СО2 — е + СО2 + N0
N0" + N0 —>е + 2N0
N0- + N20 — е + N0 + N20
NO- + O2-^O2- + NO
NO" + N02 — NOf + NO
N0- + HC1 —C1- + HN0
ог + о2 + м-ог + м
Of + C02 + M -> COf + M
Of + O3-^Of + O2
2 ' 2 2 ' 2
r~\ I м гл y NC~) 1 NO
LJ2 -f- riL.1 —* L.I -f- ow2
Of + C02 — COf + 02
Of + NO — NOf + 02
Of + CO-COf+ 02
отрицательных ионов,
приводящие к образованию NO3~, HSO4~ и СО3~ [95]
Константа скорости
1,0- Ю-31
4,0 exp (-193/Г) •
9,1 • 10~12 (Г/300)
5,0 • Ю-8
1,0 • Ю-12
5,8- Ю-10
2,1 • Ю-10
5,5. 10-10
2,2 • IO-10
6,0 • 10-"
6,0 • IO-13
8,0 • 10-"
3,1 • IO-28
1,0.10-9
2,0- IO-9
3,7 • IO-9
4,2- IO-9
5,0 • IO-13
8,3 • IO-12
5,0- IO-12
5,1 • 10-'2*
5,0- IO-10
7,4- IO-10
1,6 • IO-9
3,4 • IO-31
4,7. io-29
6,0- IO-10
7,0 • 10-'°
2,0 • 10-14
1,6 • IO-9
4,3 • 10"'°
2,5 • IO-10
2,0 • 10-"
4,8 • 10-"
ш-зо
1,46
COf+ О3-(
NOf + О3— I
NOf + NO->
NOf + HCl ->
NOf + H2SO,
он- + о3-^<
OH~ + NO2-
он- + сн4-^
OH- + CO2-f
OH- + HCN-
Of + N2O — e
Of+NO2-*
Of + CO2 - (
COf + N2O —
COf + NO2 —
CO3 + N2O5 -
CO3 + O2-*C
COf + NO —
NO2- + O3-^
NOf + NOg-
NOf + N2O -
NOf + N2O5-
NOf+ HNO3
N0^ + HCl -
СГ + HNO3-
СГ+ N2O5-
СГ + NO2 -
Реакция
)f + CO2 + 02
^JOf + 2O2
NOf + NO2
Cr + HNO3
^HSOf+ HNO3
3f + OH
. NOf + OH
>CHf+ H2O
-м-нсог + м
-CN- + H2O
' + N2 + 2O2
NOf + O2
:of + o2
- COf + N2
^NOf+ CO2
- NOf + CO2 + NO3
>f + CO2
NOf + CO2
NOf + O2
- NOf + NO
- NOf + N2
-NOf + 2NO2
- NOf + HNO2
-СГ+ HNO2
- NOf + HCl
> NOf + C1NO2
NO^ + CI
СГ + Og —C1O~ + O2
cr + H2so4-
сг + н-^н
сю- + о3-+
C1O~+NO2-
C1O~ + NO-
сю~ + о3 —
-HSOf+ HC1
-HCl
Of + CIO
- НОз" + Cl
> NOf + CIO
Cl~ + 2O2
Константа скорости
1,3. ю-10
1,0 • Ю-13
1,0 • Ю-'2
1,0. ю-12
•2,6. Ю-9
9,0 • Ю-10
1,1 • Ю-9
1,0 • Ю-12
7,6 • Ю-28
4,1 • Ю-9
2,0 • Ю-14
2,8 • Ю-10
г С . 1П-10
О , О 1 U
5,0 • Ю-13
2,0 • Ю-10
2,8 • Ю-10
6,0- Ю-15
1,1 • 10-"
19.1 П-Ю
1 , ? IU
2,0 • 10-':<
1,0 • Ю-12
7,0* Ю-10
1,6 • Ю-9
1,4 • Ю-9
1,6 • Ю-9
9,4 • 10-'°
6,0 • Ю-12
5 • 10"'3
2,7 • Ю-9
9,6 • 10-'°
1,0 • 10-"
2,9 • 10-"
3,2 • Ю-10
6,0 • 10-"
317

Скорости реакций отрицательных ионов, связанные с эволюцией кластерных ионов с ядр
IMO3-, HSO4- и СО,- [95]
H2SO4
H2O4
HNO3
¦M - N
+ м-
»4~ + HNO3
iOi" • Н20 +
NOJ" • HNO
Реакция
м
Константа ск
N0
N03
NO3
NO3
NO3
NO3-
NO3-
USO~
HSO4~
CO3
Н2О + М — NOg" + Н2О + М
Н2О + HNO3 -> NO3" • HNO3 + Н2О
HNO3 + М --* N0^ + HNO3 + М
HNO3 + Н2О - NOg" • Н2О + HNO3
HNO3 + HNO3 + M — NO3- • 2HNO3 + M
HNO3 + H2SO4 — HSO^ • HNO3 + HNO3
HNO3 + H2O + M — NO3- • HNO3 • H2O + M
2HNO3 + M -> NO3" • HNO3 + HNO3 + M
2HNO3 + HNO3 + M -> NO3- • 3HNO3 + M
2HNO3 + H2SO4 - HSO^ • 2HNO3 + HNO3
2HNO3 + H2O — NO3" • HNO3 • H2O + HNO3
HNO3 • H2O + M — N03" • HNO3 + H2O + M
HNO3 • HoO + HNOg — NO3" • 2HNO3 + H2O
3HNO3 + M - NO3- • 2HNO3 + HNO3 + M
+ HNO3 + M — HSO^ • HNOg + M
. HNO3 + M — HSO^ + HNO3 + M
. HNO3 + HNO3 + M — HSO4- . 2HNO3 + M
+ H2SO4 + M — HSOJ- . H2SO4 + M
. HNO3 + H2SO4 -> HSO^ . HoSO4 + HNOg
. H2SO4 + M - HSO^ + H2SO4 + M
• H2SO4 + H2SO4 + M — HSO4~ • 2H2SO4 + M
. 2HNO3 + M -> HSO4~ • HNOg + HNOg + M
• 2HSO4 + M -¦* HSO^ • H2SO4 + H2SO4 + M
. 2H2SO4 + H2SO4 + M -> HSO^ • 3H2SO4 + M
. 3H2SO4 + M - HSO4- . 2H2SO4 + H2SO4 + M
H2O + O2 — CO3- . H2O + 02
HoO + O2 — CO3- + H2O + 02
H2O
H2O + CO2
H2O + N2O5 -> NOg" . H2O + NO3 + CO2
HoO + HNOg --* NO3- . H2O + OH + CO2
2,6 . Ю-9
1,6 • 10-28
1,0 • io-26
3,6 • 10-14
3,0 • 10-9
1,8Гехр (—13 130/Г)
5,0 • 10-15
1,0 • 10~2G
2,3 • IO-9
3,0 • 108
5,15 • T~{ exp (—9240/71)
1.0 • 10-26
1.1 • Ю-9
5,0 • 105
6,0 • 105
1,0 • 10-9
1,6 • 102Г-1ехр(-7070/Т)
2,0 • lO6
1,0 • 10-21
1,0 • 10~2C
3,0 • 10-26
5,0 • 10-10
1,0 • 10-21
1,0 • 10-26
5,0 • 108
3,0 • Ш0
1,0 • 10-26
7,0 • 10-21
1,0 • 10-28
3,3 • 10-14
1,5 • 10-10
1,0 • 10-9
1,0 • IO-9
318

Рис. 15.9.5. Схема реакций отрицательных ионов
в стратосфере [92].
а—I и II этапы, о — III этап. ГКЛ — галактические
космические лучи.
/
НА
N2O5 ^
N02
HNOr
HNO
HNOr
HNOj
KNOt
HS0.T
H20
Константы скоростей реакций известны для I и II эта-
этапов, для некоторых реакций III этапа принимаются пред-
предполагаемые значения. В табл. 15.9.6 и 15.9.7 приводятся
константы скоростей реакций отрицательных ионов.
на борту ракеты [113], представлены на рис. 15.9.6. Харак-
Характерным является наличие ионов с массовыми числами 19 и
37, идентифицированных как комплексные ионы — гидраты
Н+(Н2О)„ с п ^ 1 и п = 2. В слое 65—70 км концентрация
15.9.2. Ионный состав области D
Область D является наиболее сложной по составу об-
областью ионосферы. Тому способствует несколько причин [18]:
1) многообразие малых составляющих (NO, O2('hg),
СО2, Н2О и др.) с достаточно высокими концентрациями для
образования сложных цепей реакций между первичными и
вторичными ионами;
2) достаточно высокое давление, чтобы эффективно шли
процессы тройных соударений;
3) возможность образования значительных концентраций
отрицательных ионов;
4) наличие ионов металлов.
Как уже упоминалось ранее, в нижней ионосфере элек-
электроны и ионы образуются тг-д действием прямого солнеч-
солнечного УФ- и рентгеновской* излучения (в частности под дей-
действием излучения Ln 1216 Л) на нейтральные невозбуждеп-
ные и возбужденные C^CAg") составляющие, под действием
рентгеновского излучения космических источников и галак-
галактических космических лучей, а также в результате особых
процессов типа высыпаний релятивистских электронов или
бомбардировки атмосферы протонами в период явлений
поглощения в полярной шапке. В спокойных условиях сол-
солнечное излучение /,а дает наибольший вклад в скорость
ионизации в слое 70—90 км. На менмиих высотах иониза-
ионизация определяется космическими лучами.
Ионизация La рассчитывается по заданным интенсивно-
интенсивности излучения C ± 1)-10п см^-с-1, плотности ионизируемого
компонента и е;ч> сечению поглощения (о~мо = 2-10~18 см~2)
и сечению поглощена О_< в одном из микроокон прозрач-
прозрачности aa - 1,0-10~20 см~2":
KM
I (NO)
P(NO+)=I (NO; . [NO],
F+ 2) • 10-7exp[ — 10-°°N (O2, <-, X)],
N(Oo, z, X)-—интегральное содержание кислорода вдоль луча
зрения [15].
Удобная параметризация скорости образования ионных
пар космическими лучами как функция шпроты, высоты и
солнечной активности предложена в [86]. Модель т'ронзво-
днмон в средней атмосфере ионизации космическими лучами
имеется в работе [73].
Положительные ионы. Исследования состава положитель-
положительных иолов на высотах области D были начаты в 1963 г.
Пр >фили положительных ионов в области Д полученные
в эксперименте с масс-спектрометром с криогенной откачкой
85
80
75
70
65
ЯП
-
- 28+
i i i
V
/>
/
32+
1 ( Mil
\
18
f Г
ft Illl
V
\
^37
I ' >
=>'
/
/
I Г11Г I | ( I f 1 f ll|
1OU W 10l 10J
Плотность ионоб
см
-j
Рис 15.9.6. Результаты первых масс-спектрометри
ческих измерений состава положительных ионов
на высоте 65—90 км.
иона несколько больше концентрации иона Н+(Н2О). Выше
нон Н'1 (Н2ОJ становится преобладающим до высоты при-
примерно 82 км, где доминирующая роль переходит к ионам
NO+ (массовое число 30) и О2Ь C2). В этом же экспери-
эксперименте был обнаружен тонкий слой металлических ионов
с массами 23+, 24+, 25+, 26+ (Mg+), 40+ (Са+) с макси-
максимумом на высоте 95 км, причем их концентрация здесь пре-
превышала концентрацию основных ионов О^ и NO+. Был об-
обнаружен также ил Н+(Н2О)з с массовым числом 55.
В экспериментах по исследованию изменений ионного
состава во время солнечного затмения [116] в нормальных
условиях за несколько дней до его наступления получена
картина распределения ионов (рис. 15.9.7), в основном
сходная с распределением, приведенным на рис. 15.9.6.
Кроме ранее описанных ионов обнаружен ион с массой 55,
идентифицированный как Н+(Н2ОK. Слой ионов с массами
24 (Mg) и 56 (Fe) присутствует примерно на высоте 93 км,
однако концентрации ионов в этом слое невелики.
Особенности гиведенпя ионного состава в условиях, от-
отличающихся от спокойных, можно найти в [115] (в ходе
солнечного затмения), 1100] (высокоширотная ионосфера),
[116] (во время явления ППШ), [93] (в холодной летней
319

сти D, и представление о наличии и точности данных реак-
реакций положительных ионов в средней атмосфере. Реакции и
константы заимствованы из сводных таблиц, приведенных
в работах [15, 62].
крайний
10
10
102 105 10ч
Плотность ионов
105 см~5
Рис. 15.9.7. Плотности * числа положительных
ионов в нормальных невозмущенных условиях.
мезопаузе высоких широт), [154] (в период метеорного по-
потока Геминид). В области очень холодной летней мезопаузы
высоких широт наблюдались, в частности, очень тяжелые
ионы Н+(Н20Jо, которые, возможно, играют существенную
роль при образовании серебристых облаков [58].
Ионы в области D находятся в условиях фотохимиче-
фотохимического равновесия. Концентрация как ионов, так и электро-
электронов достаточно высока для того, чтобы днем для большин-
большинства ионов химические времена жизни были малы по
сравнению с характерными временами процессов переноса (при-
(примерно 105 — 5-Ю6 с на высоте 80 км [5]). Даже для долго-
живущего иона Н+(Н2ОJ химическое время жизни по от-
отношению к реакции диссоциативной рекомбинации состав-
составляет лишь около 500 с на высоте 82 км.
Фотохимические реакции положительных ионов начина-
начинаются с реакций первичных ионов О^ и N0+ и отчасти
совпадают с реакциями гидратации ионов О^ и NO+ в стра-
стратосфере (рис. 15.9.2), однако непременными участниками
этих реакций в области D являются СО2 и N2, ускоряющими
эти процессы (рис. 15.9.8) [5].
Таблица 15.9.8 дает характеристики реакций положи-
положительных ионов применительно к реакциям, идущим в обла-
Рис. 15.9.8. Схема реакций положительных ионов в об-
области D [5].
Таблица 15.9.8
Реакции положительных ионов с нейтральными частицами в области D
Реакция
Константа скорости
IN 2
2 "~
ho2
f-NC
— NO+-t
)->N0+-
+ M—0,
-NO
f N2
N-*NO+
ot + н2о - о^. н2о + о2
О^ + Н2О + Аг — 0+ . Н2О + Аг
О2+ • Н2О + Н2О — Н+(Н2О) • ОН + О2
О2+ • Н2О + Н2 -> Н+(Н2О) + Н + 02
Н+(Н2О) + Н2О + М->Н+(Н2ОJ + М
Н+(Н2ОJ + М-^Н+(Н2О) + Н2О + М
Н+(Н2ОJ + Н2О + AW Н+(Н2ОK + М
320
2 • 1(Г14
4,8 • 10~10
2,6 • 10~30 C00/Т^K'2
4.4 • 1(Г10
1.2- 100
3,0 • 100
1.5 • 10"9
3.5 • 108
1,0- 10~9
2,0 • 10"п
3,4 • Ю~~27 C00/ГL>0
9.6 • 10пГ-5 ехр
2.3- 10~27C00/ГL'0

Реакция
Константа скорости
Н+ (Н2О) з + М -*• Н+ (Н2О) 2 + Н2О + М
Н+(Н2ОK + Н20 + М + Н+(Н2ОL + М
Н+(Н2ОL + М-^Н+(Н2О)з + Н20 + М
Н+ (Н20) • ОН + Н2О -> Н+ (Н2О) 2 + ОН
Н+(Н2О) + О2 + 02->Н+(Н20H2 + О2
Н+ (Н2О) О2 + Н2О ->- Н+ (Н2О) 2 + О2
Н+(Н2О) • ОН + О2 + 02->Н+(Н20HН . О2 + О2
Н+ - ОН + H2O->H+(H2O) + ОН
Н+ • ОН + О2-^ 0<f + Н2О
N0+ + Н20 + M-v N0+ • Н20 + М
N0+ 4- С02 + М -* N0+ • С02 + М
N0+ • N2-f M + N0+ + N2 + M
N0+ • CO2 + M-^NO+ + С02 + М
N0+ • С02 + Н20 -* N0+ • Н20 + С02
N0+ 4- N2 + М -* N0+ • N2 + М
N0^ • N2 + CO2-^NO+ • С02 + N2
N0+ • Н20 + Н20 + M-+NO+(H2OJ + М
N0+ • Н20 + С02 + М-+ N0+ • Н20 • С02 + М
N0+ • Н20 + N2 + М — N0+ • Н20 • N2 + М
N0+ (Н2ОJ + Н20 + M-N0+ (Н2ОK + М
N0+ (Н2ОJ + С02 + М — N0+ (Н2ОJ • С02 + М
N0+ (Н2ОJ + N2 + М -> N0+ (Н2ОJ • N2 + М
N0+ (Н2ОK + Н2О - Н+ (Н2О)з + HNO
N0+ • Н20 • С02 + М — N0+ • Н20 + С02 + М
N0+ • Н20 • С02 + Н20 — N0+ <Н2ОJ + С02
N0+ • Н2О • N2 + M- N0+ • Н2О + N2 + M
N2
N0+ (Н2ОJ - С02 + М — N0+ (Н2ОJ + С02 + М
N0+ (Н2ОJ • С02 + Н20 - N0+ (Н2ОK + С02
N0+ • Н20 • N2 + СО* -> N0+ • Н20 • СО2 + N2
N0+ (H2OJ • N2 + М — N0 (Н2ОJ + N2 + М
N0+ (Н2ОJ • N, + С02 — N0+ (Н2ОJ • С02
N0+ • 02 + Н20— NO+ • Н2О + О2
N0+ + NO + NO — N0+ • NO + NO
N0+ • NO + H20 — N0+ • H20 + NO
N0+rf-H20 + NO — N0+ • H20 + NO
N0+ + 02 + He — N0+ • 02 + He
1,
2,
1,
1,
1,
1,
10
8,
2,
1,
7,
2,
3,
1,
1,
1,
1,
7,
2,
1
7
2
7
3
1
1
3
•5
9
1
1
95*
4-
36-
4-
0 •
0 •
Г29
5*
0 •
8 •
О-
0 •
,1 •
о.
,5 •
,0 •
О •
,0 •
,0 •
,0 •
,0 •
,0-
,0-
,1 •
,0 •
,5-
,1 •
,0-
,0-
,5-
,0-
,0-
,0-
',0 .
,6.
,0 ¦
- шпг-б(—пооо/Г)
10~27C00/ГL
, ЮлГ-б(—8360/Г)
ю-9
Ю-зо
,0-ю
10-ю
10-ю
10~28C08/ГL'7
3030 C00/ГK'0
10~31 C00/ГL'4
104Г ехр(—4590/Г)
10"9
106 Т~ъл ехр(—2450/Г)
10"9
107C08/ГL'7
10-30C00/ГK'0
10~31 C00/ГL'4
10~27 C08/ГL'7
10~30C00/ГK'0
101 C00/ГL'4
101
104Г-4ехр(—4025/Г)
10"9
106Г-5'4ехр(-2150/П
Ю4Г C335/Г)
10"9
10~9
106Г-5'4ехр(— 1800/Г)
1(Г*
10"'
Ю-зо
, ю-»»
• 108
- 109
Большое влияние на распределение положительных
ионов в средней атмосфере оказывают реакции диссоциатив-
диссоциативной рекомбинации с электронами и рекомбинации с отрица-
отрицательными ионами. В табл. 15.9.9 [15] приводятся коэффи-
коэффициенты рекомбинации положительных ионов.
В настоящее время скорости реакций положительных
ионов с отрицательными измерены не для всех компонентов,
присутствующих в атмосфере. В качестве средней константы
скорости можно принять значение 6-10~8 см3/с [5]. Суще-
Существует приближенная формула для скорости а взаимной
нейтрализации ионов Х+ + Y+-+X* + У, описывающая боль-
41 Зака» № 46
шой интервал значений скоростей для различных ионов
с погрешностью около ±30% [89]:
1/а = 4,38 • 104 (Г/300H'5 m°'5S0'4
(а — в см3/с, пг = 2/и^/ПуДт^ + пгу) —приведенная масса
в атомных единицах массы, S — электронное средство в эВ).
Таблицы сродства к электрону атомов, двухатомных и мно-
многоатомных молекул имеются в монографии [28].
Отрицательные ионы. Экспериментальных данных о со-
составе отрицательных ионов меньше, чем о составе положи-
321

тельных ионов. На рис. 15.9.9 приводится пример высотного
распределения отрицательных ионов в области D, получен-
полученного на подъеме ракеты 23 марта 1970 г. на полигоне
Андойя [54]. Измерения проводились ночью B3 ч 58 мин
по местному времени). В этом эксперименте были зареги-
зарегистрированы ионы32(О;г), 35(СГ), 37(СГ), 60(СО^), 61Х
X(HCO;f), 62(NOi"), 68(О^-2Н2О), 76(COJ"), 78(CO^X
ХН2О), 93 ± 1 (N07 ' HN02 или С04~ ' Н2°)> HI ± 1 X
X (NOo" • HNO2 или COJ" • Н2ОJ и 125+1 (NO<T • HNO3).
Общая картина такова, что ниже уровня 80 км преоблада-
преобладают ионы СО^~ и NO^T, выше — доминирующими становятся
W иг W3 см'3
Плотность ионов
Рис. 15.9.9. Распределение отрица-
отрицательных ионов по данным ракет-
ракетного пуска на полигоне Андойя
[58].
/ — сумма отрицательных ионов, // —
сумма положительных ионов.
более легкие ионы О2 и О~. Общая концентрация отрица-
отрицательных ионов быстро уменьшается около высоты 90 км.
Подробности измерений состава отрицательных ионов имеются
в [54, 112, 114].
Таблица 15.9.9
Коэффициенты скорости диссоциативной рекомбинации
Реакция
Коэффициент, см3/с
2,2- 10C00/Г)
4,1 • 10~7 (ЗОО/ТI'5
3,0 • 10C00/Г)
О+ • Н2О + *
1,0 •
1,0'
1,0-
1,0«
10
ю-6
10~6
10
NO+(H2OJ + *
NO+ (H2OK + е
NO+ (Н2О) • О2 + е
Н+ (Н2О) + е
Н+ (Н2ОJ + е
Н+ (Н2О) • ОН + е
322
1,0- 10
1,0- 10
1,0* 10
1,3 • 10 C00/ГH'5
3,1 • 1<Г6 C00/ГH'5
5,1 • 10 C00/ГH'5
1,0- 10"в
Отрицательные ионы образуются в процессах прилипа-
прилипания электронов и преобразуются в последующих реакциях.
Первичный отрицательный ион О^ трансформируется через
цепочку реакций, еще не вполне понятых, в стабильные
hohhNO^", СО^~ или НСО^~. Соотношение между ионами
NO^~ и СО^~ зависит от содержания NO и поэтому сильно
изменчиво, поскольку содержание NO само сильно зависит
Рекомбинация сХ+
СО2+И
Рис. 15.9.10. Схема реакций отрицатель-
отрицательных ионов в области D [5].
от динамических условий. Отношение NO3, к СО3 должно
значительно убывать ночью, когда NO превращается в NO2.
На содержание тех или иных ионов оказывают влияние
процессы фотоотлипания электронов, фотодиссоциации, ре-
рекомбинации с положительными ионами. На рис. 15.9.10 при-
приводится схема реакций отрицательных ионов в области D.
Для скорости взаимной нейтрализации положительных и
отрицательных ионов была указана приближенная формула.
В табл. 15.9.10 даны скорости процессов фотоотлипания и
Таблица 15.9.10
Скорости процессов фотоотлипания и фотодиссоциации [138]
Процесс
Скорость, с—!
О^ + hv — e
ОН" + hv — i
N07 + hv -> е + NOo
Oi- + /iv-O- + O2
0^" + /iv — 0^ + О2
СО^" + hv — О~ + СО2
СО^ + /iv — О?" + СО2
1,4
0,38
4,7 • 10
1,1
2,2 • 10
8,0 • 10
5,2 • 10
0,47
0,24
0,15
6,2- 10

Таблица 15.9.11
Константы скоростей отрицательных ионов в области D
Реакция
трии
[62,
138]
Реакция
Константа скорости
е + О3 — О" + О2
О" + Н2 — * + Н2О
О" + О — е + О2
О" + Н2О — ОН" + ОН
NO2 — NO2 + О
о~ + со2 + м — сОд~ + м
O- + CH4-OH- + CH3
О2 + О - е + Оз
0^" + 02 + М — О^ + М
0^ + С02 + М-* COJ- + М
Оз" + Н — е + Н02
0^ + Н20 + М— О^ • Н20 + М
о^. н2о + со2 - coj- + н2о
0^ . Н20 + N0 - NO3- + Н20
о^- + н-^он- + о2
Of + О - е + 2О2
о3 - ^ + зо2
+ N0
+ О
N02 - NOg" + 02
+ NO - 07 • NO + 02
OH" + H — * + H20
OH" + O— * + H02
OH" + 03 - O3- + OH
OH~ + NO2-*NO^ + OH
OH" + C02 + M -> HCOg" + M
COf + H — OH- + CO2
41*
1,0- 1(T31
4,0- 100 exp (—193/71)
1,0- 101
5,8- 10-10
1,9. 1(Г10
6,0- 103
3,0- 1(Г10
8,0 • 100
1,0- 10~9
2,0 • 100
2,0 • 10~28
1,0 • 10~10
1,5- 10~10
1,5. io~10
2,0- 10~10
6,0 • 10~10
7,0- 10~10
3,4. 101
4,7 • 109
1,4 • 10"9
2,2 • 108
5,8- 100
2,0- 100
8.4 • 100
1,0- 100
2,5- 100
1,0- 100
5.5 • 100
2.6 • 102
2,8* 100
4,0- 100
4.3. 100
2,5- 100
1,0- 100
1.4. Ю-9
2,0* 10"i0
9.0 • 100
1.1 • 10"9
7,6 • 108
1,7- 100
Константа скорости
CO3- + О — O^" + CO2
СОз~ + O2 — OJ + CO2
CO3- + NO - N0^" + CO2
COJ" + H — СОз~ + OH
cor + о - co^- + o2
COJ- + NO — 07 . NO + CO2
coj- + н2о — 07 • н2о + co2
NO^ + H —OH~ + NO
N0^ + O3 — NO3- + O2
NO^ + NO2—NO^ + NO
NOf + О — N0^ + 2O2
NO3- + O3 - NO^ + OH
O". NO + H—NO^ + OH
O- . NO + CO2 -> CO^ + NO2
О" . NO + NO -> N0^ + NO2
1,0 • 10-10
6.0- 106
1.1- 10"n
2,0- lO0
2,2 • 100
1,4.10-10
1,3.10-10
4,8 - 10~n
2,5. ю-10
3,0- 100
1,2- 100
2,0- 103
<10"n
1,0- 10-13
7,2- 100
1,0 • 10-"
1,5 • 10"u
фотодиссоциации. В табл. 15.9.11 приводятся константы
скоростей реакций отрицательных ионов в области D. Не-
Некоторые из реакций протекают в стратосфере и уже приво-
приводились в табл. 15.9.6. Здесь они повторены, чтобы схема
реакций в области D была полной. На основе имеющихся
данных о реакциях положительных и отрицательных ионов
в стратосфере и области D возможно построение теоретиче-
теоретических моделей распределения ионов. Принцип построения
моделей тот же, что и для нейтральных малых составляю-
составляющих. Строится система уравнений баланса для каждой ион-
ионной составляющей с учетом всех реакций источников и
стоков для нее. Поскольку характерные времена процессов
малы по сравнению с характерными временами переноса,
ионы, как правило, считаются находящимися в фотохимиче-
фотохимическом равновесии и перенос за счет диффузии и циркуляции
не учитывается. Примерами одних из последних моделей
состава ионов в стратосфере и области D могут служить
работы [62, 63, 94, 138]. Рассчитанные распределения
обычно удовлетворительно согласуются с эксперименталь-
экспериментальными данными. Однако химия ионов в области D и особенно
в стратосфере понята не до конца. В частности, для неко-
некоторых констант скоростей в стратосфере взяты предполагае-
предполагаемые значения.
15.10. СВОБОДНЫЕ ЭЛЕКТРОНЫ
В МЕЗОСФЕРЕ (ОБЛАСТЬ D)
Концентрация электронного компонента в мезосфере
значительна A01—104 см3) на высоте более 50 км, образуя
область D ионосферы. Хотя эти концентрации малы по срав-
сравнению с таковыми в вышележащих атмосферных областях
Е и F, область D оказывает влияние на распространение
радиоволн в широком диапазоне частот. За счет • высокой
плотности нейтральной среды на этих высотах велика ча-
частота соударений электронов с нейтралами, определяющая
поглощение в KB- и СВ-диапазонах. Для радиоволн ДВ- и
СДВ-диапазонов область D является отражающей, и про-
пространственно-временное распределение концентрации элек-
электронов определяет сложные амплитудные и фазовые эф-
эффекты при их распространении. Таким образом, необходи-
необходимость правильного описания пространственно-временного
323

распределения электронов в мезосфере определяется потреб-
потребностями радиосвязи, радионавигации. Кроме того, законо-
закономерности изменчивости электронной концентрации в значи-
значительной степени, а в отдельных условиях и в определяющей,
зависят от параметров нейтральной атмосферы (термиче-
(термического и динамического режимов, концентраций малых со-
составляющих О, О3, N0, Н20). С учетом дефицита информа-
информации об этих малых компонентах данные об электронной
концентрации могут использоваться для косвенной оценки
их распределений и изменчивости.
о iggr
Рис. 15.10.1. Составляющие функ-
функции ионообразования в области D
[138].
в высоких широтах в периоды аврорального поглощения,
поглощения в полярной шапке, вторжений релятивистских
частиц. Ответственными за ионизацию на высотах области/)
частицами являются протоны с энергией в десятки МэВ и
электроны с энергией десятки — сотни кэВ.
В ночной среднеширотной области D действует поток
?а, рассеянный геокороной совместно с электронами с энер-
энергией более 40 кэВ. Ночью в высоких широтах определяю-
определяющим всегда является источник q$.
Расчеты q связаны с определенными допущениями от-
относительно концентраций ионизируемых компонентов и
потоков ионизирующих излучений и их зависимости от
солнечной и геомагнитной активности. Особенно велика по-
погрешность определения q{ из-за ограниченных данных о /zno
и ее сильной изменчивости, а в определении q5 — в случае
отсутствия измерений энергетического спектра частиц и q$
из-за необходимости учета эффектов вторичной ионизации
образующимися фотоэлектронами и распределения энергии
жесткого рентгеновского излучения по спектру.
Процессы потерь свободных электронов определяются
ионным и нейтральным составом атмосферы. С этой точки
зрения принято отдельно рассматривать верхнюю и нижнюю
часть области D, условно разделяемые высотой, где X ~ 1.
В верхней части X < 1 и выражение A5.10.3) прини-
принимает вид
а*. A5.10.4)
Основные ионные компоненты верхней области D — это
первичные ионы NO+ и О$ (первичный ион N^* быстро
преобразуется в два указанные) и так называемые ионы-
связки СЬ+, образующиеся путем преобразования и гидра-
гидратации на основе первичных ионов:
Источниками свободных электронов в области D явля-
являются процессы ионизации коротковолновым солнечным из-
излучением (ультрафиолетовым и рентгеновским) и энергич-
энергичными корпускулами; стоками являются процессы реком-
рекомбинации с положительными ионами (с первичными или
образовавшимися из первичных путем ионно-молекулярных
реакций) и процесс прилипания электронов к нейтральным
частицам с образованием отрицательных электронов.
Уравнение баланса ионизации для области D записы-
записывается в виде
A5.10.1)
где
скорость ионизации,
= nl,
A5.10.2)
«эфф — эффективный коэффициент рекомбинации,
аэфф=A+А.) (а*+Яавз). A5.10.3)
Здееь nt — концентрация электронов, п — концентрация иони-
ионизируемых нейтральных частиц, / — коэффициент ионизации,
а* — константа скорости диссоциативной рекомбинации элек-
электронов и положительных ионов, dB3 — константа скорости
взаимной нейтрализации положительных и отрицательных
ионов, X = tii/ne—отношение концентраций отрицательных
ионов и электронов; а* и авз усредняются по всем типам
участвующих в реакциях ионов.
Функция ионообразования q имеет несколько составляю-
составляющих соответствующих различным источникам ионизации:
q\ — ионизация молекул оксида азота N0 прямым солнечным
излучением в линии La A21,6 нм);
q2 — ионизация возбужденных молекул O2(/Ag) излучением
в диапазоне 102,7—111,8 нм;
<7з — ионизация молекул N2 и О2 солнечным рентгеновским
излучением (<10 нм);
q4 — ионизация N2 и О2 галактическими космическими лу-
лучами;
qs — ионизация N2 и О2 энергичными корпускулами.
Вид высотных профилей q\ — q* в дневной области D
в отсутствие возмущений приведен на рис. 15.10.1 [137].
Видно, что днем в спокойных условиях на высоте 65—85 км
преобладает источник q\\ ниже уровня 65 км преобладаю-
преобладающим становится q^. Ситуация меняется во время солнечных
вспышек: qs возрастает на 1—2 порядка величины, становясь
основным источником ионизации.
На рис. 15.10.1 не показана составляющая q5, поскольку
ее высотный профиль в каждом конкретном случае зависит
от энергетического спектра частиц и меняется в широких
пределах. В дневной среднеширотной ионосфере этот источ-
источник относительно мал, но имеет определяющее значений
NO+ — NO+(H2O)rt. A5.10.5)
Первичные ионы и связки имеют сильно различающиеся
коэффициенты рекомбинации:
10-7 см3/с,
a* (NO+) —4,5
а*(°2*)~2'2# 10~7 см3/с»
а* (СЬ+) -2- 10-6~10-6 см3/с
A5.10.6)
в зависимости от типа СЬ+.
Для определения аЭфф необходимо знать состав и кон-
концентрацию всех участвующих в рекомбинации ионов. С этой
целью могут быть использованы детальные схемы фотохи- .
мических преобразований, когда делается попытка числен-
численного воспроизведения обоих каналов образования ионов-
связок. Этот путь труден тем, что цепочки преобразований
включают в себя многочисленные реакции с участием малых
составляющих атмосферы. Детальные схемы преобразования
положительных ионов включают в себя около 50 реакций,
эффективность большинства которых плохо известна [15].
Альтернативой детальным схемам являются упрощенные
схемы, концепция использования которых развита в работах
[7, 8, ПО]. Здесь вводятся понятия обобщающих парамет-
параметров ионного состава:
A5.10.7)
/+=="
A5.10.8)
Выражение для а* при этом имеет вид
_^_ а* (N0+, О
A5.10.9)
1 т i
где d* (NO+, Og") —средний коэффициент рекомбина-
рекомбинации первичных ионов, определяемый как
a (NO+, О2+) =
T +
A5.10.10)
а*(СЬ+)—средний коэффициент рекомбинации ионов-связок.
Он определяется на базе предположения о существовании
двух типов связок Cbi1" и ^°t» пРичем Cb/" образуются не-
324

посредственно из NO4" и О^,
от CbJ1"
а*(СЬ+)=-
" являются производными
A5.10.11)
В нижней части области D в значительном количестве
присутствуют отрицательные ионы (%>\) и выражение для
Иэфф справедливо в полном виде A5.11.3). Основные ва-
вариации аЭфф определяются именно изменениями %. Деталь-
50
эсрср
смус
Рис. 15.10.2. Вертикальный профиль
эффективного коэффициента реком-
рекомбинации в области D.
ная схема преобразований отрицательных ионов содержит
более 70 реакций, определенных значительно хуже, чем
в случае положительных ионов [15]. Упрощенная схема
процессов в нижней части области D включает две основные
Рис. 15.10.3. Зависимость эффективного
коэффициента рекомбинации на высоте
30 км от электронной концентрации пе
и сезона.
ступени. Первая из них — образование путем прилипания
иона О^", затем последовательно ионов О^", СОз~ и быстрое
отлипание электронов от указанных ионов в реакциях
с атомарным кислородом О. Цепочка этих реакций имеет
замкнутую кольцеобразную структуру, входящие в нее ионы
называются «ионами кольца» и находятся в равновесии
с электронами. Одновременно из СО^~ могут образовываться,
с участием NO и О3, стабильные ионы NOif и NOjf, имею-
имеющие большое время жизни и определяющие значение пара-
параметра X. Таким образом, скорость перекачки первичных
ионов OJT в стабильные ионы зависит от соотношений между
концентрациями О, Оз, NO.
Имеются экспериментальные свидетельства существова-
существования в нижней части области D гидратных отрицательных
ионов-связок, однако информация о них очень ограничена.
Параметр /+ имеет сезонный ход с максимумом летом
и минимумом зимой. Он также имеет обратную зависимость
от интенсивности ионизации (от q и Пе). Характерная вы-
высота, на которой f+ = 1, летом в высоких и средних широтах
составляет 87 и 82 км соответственно и уменьшается до
примерно 75 км в периоды зимней аномалии и до примерно
73 км во время ППШ. На рис. 15.10.2 приведен вертикаль-
вертикальный профиль аЭфф, а на рис. 15.10.3 — его зависимость от
пе и сезона.
Надежных данных о высоте уровня, где X = 1, не
имеется. Наиболее вероятно, что днем он располагается на
высоте 60—70 км, а ночью еще выше.
Пример упрощенной фотохимической схемы преобразо*
ваний положительных и отрицательных ионов, численно реа-
реализованный в работе [29], приведен на рис. 15.10.4. При-
Примеры реализации детальных схем можно найти в работах
[15, 69, 139].
Представляет интерес оценить способность указанных
схем и созданных на их основе численных моделей к вос-
воспроизведению реальных условий (экспериментально изме-
НО*
ч
—
—
0
\
ч
\
сон
/
Рис. 15.10.4. Упрощенная схема процессов в области D
с участием положительных и отрицательных ионов.
ренных профилей ne(h)). Большинство имеющихся моделей
не подвергалось проверке на сколько-нибудь значительном
массиве экспериментальных данных. Исключением является
работа [29], в которой осуществлен анализ статистического
параметра
A5.10.12)
где riei э — экспериментальное значение пе\ nei м — расчетное
пе для условий, в которых получено riei э', k — число случаев
(изменялось от 100 на высоте 60 км до 450 на высоте 80 км).
Рис. 15.10.5. К статистиче-
статистической оценке воспроизводи-
воспроизводимости численной моделью
из [8] реальных профилей
электронной концентрации.
Результаты расчетов представлены на рис. 15.10.5 в виде
заштрихованной зоны. Положение ее относительно оси
абсцисс отражает соответствие в среднем расчетных данных
экспериментальным; ширина зоны отражает неопределен-
неопределенность самого расчета за счет допустимых вариаций отдель-
отдельных параметров фотохимической схемы (например, выбор
концентраций NO, H2O с учетом существующих представ-
представлений об их высотном распределении, неопределенность в за-
задании температуры и т. д.).
Из рисунка видно, что модель описывает эксперимен-
экспериментальные данные с точностью не лучше фактора 2—3. По-ви-
По-видимому, это характерно для любой численной модели, по-
поскольку в их основу закладываются одни и те же принципы
и исходные данные.
325

Кроме численных (теоретических) моделей ne(h) создан
ряд эмпирических моделей, основанных на систематизации
и классификации имеющихся экспериментальных данных и
выведении закономерностей изменений пе от ряда факторов.
Наиболее полными эмпирическими моделями являются мо-
модели, приведенные в работах [3, 30, 91, 108].
Качество эмпирических моделей зависит от положенной
в их основу информационной базы данных об ne(h). Наи-
Наиболее полными базами данных являются [108]—около
700 профилей ne(h) и [13]. Однако эти базы включают
в себя разнородные массивы данных, полученные различ-
различными методами: ракетными (зонды различных типов, ме-
методы фарадеевского вращения и дифференциального погло-
поглощения)— около 30%; методом частичного отражения ра-
радиоволн — около 40 %; методом кросс-модуляции — около
20 %, СДВ-методом — около 10 %.
Систематизация данных в модели Макнамары [108] про-
проведена в предположении, что пе на всех высотах области D
может быть представлена в виде линейной функции зенит-
зенитного угла Солнца, широты, солнечной активности, сезона,
геомагнитной активности. Найдены коэффициенты разложе-
разложения указанной функции путем минимизации стандартного
отклонения всего набора данных [108].
Модель IRI-79 [91] использует только ракетные данные
в невозмущенных условиях. Профиль ne(h) представляется
полиномом 3-й степени, центрированным в точке перегиба
км
SO
70
fin
1
—
))j
i/
У
v\_
0.5
Рис. 15.10.6. К статистиче-
статистической оценке воспроизводи-
воспроизводимости эмпирическими моде-
моделями реальных профилей
электронной концентрации
A-3).
профиля, NMDy высота которой изменяется от 81 км днем
до 88 км ночью
пе = NMDexp [FPtX + FP2x2 + FP3*3], A5.10.13)
где NMD — концентрация в точке перегиба,
FP\—FPz найдены из экспериментальных профилей.
Некоторое развитие модель из [91] получила в модели
ИЭМ [30], в которую введена корректировка для зимы.
Модель НИРФИ [3] построена для спокойной средне-
широтной дневной ионосферы. Входными параметрами яв-
являются зенитный угол Солнца, уровень солнечной активности
и сезон. Явление зимней аномалии в модели не учитывается.
Профили ne(h) представляются в виде
x[l+feWcos( ^591 -Збо)]/"<»>*, A5.10.14)
где R — относительное число солнечных пятен, / — номер дня
в году, пео — табулированные значения пе при % = 0,
m, k, a(h)—функции, учитывающие влияние х, /, R соот-
соответственно.
Модель из [1] постро!на только по данным СДВ-изме-
рений. Ее отличительной особенностью является описание
нижней части области D E0—60 км).
Методическая разнородность используемых при эмпири-
эмпирическом моделировании данных определяет большие различия
модельных профилей и данных индивидуальных измерений.
Это показано на рис. 15.10.6, на котором приведены рассчи-
рассчитанные в [29] значения параметра D A5.10.12) для моделей
из работ [3, 91, 108] при воспроизведении ими эксперимен-
экспериментальных профилей спокойной среднеширотной ионосферы.
Рассогласование данных составляет фактор 2—3 и более.
326
В связи с этим в последние годы предпринимаются
усилия по созданию новой информационной базы данных.
Измерения проводятся с помощью аппаратуры единого типа
при регулярном ракетном зондировании атмосферы [22—26].
К настоящему времени получены результаты около 900 из-
измерений ne(h) в экваториальных средних и высоких широ-
широтах. Хотя формальная модель nc(h) на основе этих данных
еще не создана, результаты частных обобщений будут
использованы в дальнейшем изложении. Существенно отве-
ответить, что эта информационная база кроме данных об пе
включает одновременно полученные данные о температуре,
давлении, плотности атмосферы и ветра примерно до вы-
высоты 75—80 км, что открывает принципиально новые воз-
возможности исследования метеорологического контроля обла-
области D.
Рассмотрим некоторые закономерности структуры и
изменчивости пс в области D. Типичный летний среднеши-
ротный профиль ne(h) при % = 78° приведен на кривой 1
77еСМ ¦
Рис. 15.10.7. Типичные вертикальные распределения
электронной концентрации в области D [1].
/ — средний широты, лето,- 5С—78е; 2 — низкие широты, х^7^0;
3 — средние и низкие широты, ночь; 4 — высокие широты, АП;
5 — высокие широты, ППШ.
рис. 15.10.7 [1]. Электронная концентрация возрастает с вы-
высотой немонотонно: на профиле имеются характерные точки
перегибов I, II, III. Закономерности изменчивости высоты
этих точек и электронной концентрации в них исследованы
в работе [26].
В низких широтах профиль на высоте более 70 км по-
подобен среднеширотному, однако в нижней части области D
пе меньше примерно в 2 раза за счет зависимости источника
<74 от геомагнитной широты (кривая 2 на рис. 15.10.7).
В ночное время в спокойных условиях пс присутствует
в заметных количествах в средних и низких широтах только
на высоте более 85—87 км (кривая 3 на рис. 15.10.7).
В высоких широтах даже в спокойных условиях пс, как
правило, систематически больше на всех высотах, чем
в среднеширотных профилях. Индивидуальные особенности
высокоширотных профилей разнообразны и зависят от рас-
распределения энергии источника q$ по спектру и от зоны,
в которой производятся измерения (полярная шапка, при-
приполюсная диффузная зона, авроральный овал, субаврораль*
ная область). В периоды аврорального поглощения пе сильно
возрастает преимущественно на высоте 70—80 км как днем,
так и ночью (кривая 4 на рис. 15.10.7). Особенностью ППШ
(кривая 5) является резкий рост пс на малых высотах E0—
65 км) [10].
С увеличением солнечной активности, достаточными кри-
критериями которой служат относительное число солнечных
пятен R или поток радиоизлучения Солнца с длиной волны
10,7 см, пе в средних широтах возрастает выше уровня
65 км и уменьшается на более низких уровнях, что связано
с увеличением <7i и уменьшением q4. Модель из [3] включает
эту вариацию экспоненциальным сомножителем в выраже-
выражении A5.10.14), причем
Геомагнитные возмущения проявляются заметно в сред-
средних широтах — пе на высоте 80—90 км может возрастать
примерно в 2 раза [22]. Критериями геомагнитной актив-

ности при этом могут служить планетарные индексы Ар или
3-часовой индекс КР. В высоких широтах влияние геомаг-
геомагнитной возмущенности очень сильно и меняется в зависи-
зависимости от характеристик источника q$. Индексами возмущен-
возмущенности должны служить 15-минутный Q или 3-минутный АЕ.
Обязательна идентификация принадлежности точки измере-
измерений пе к той или иной характерной зоне полярной области.
В средних широтах наблюдается также эффект последей-
последействия геомагнитных бурь, когда пе на высоте 80—85 км
может возрастать на 4-е — 5-е сутки после окончания гео-
геомагнитного возмущения.
5000
2000
1000
80км * *
1000
500
п
/^—<;
JL
ч ^п
! -
75км
/У*
//,'¦
Ао4
I
О
Т^ I
400
200
О
20 Q
100
о
100
50
70 КМ
S0KM
V VI VII VIII IX X XI XII I II III IV
Рис. 15.10.8. Сезонный ход электронной концентрации
среднеширотной области D на фиксированных высотах.
Суточная вариация пс учитывается моделью из [3] при-
приближением cos m(/l)x, где
(яп и \
131 2 • 360] .
Особенностью суточного хода в дневных условиях (х<80°)
является асимметрия относительно местного полудня — пре-
превышение послеполуденных значений пе над дополуденными,
соответствующее сдвигу кривой пе(%) в сторону запаздыва-
запаздывания примерно на 30 мин. Другой особенностью является
восходный эффект, когда утром при % ~ 84° пс примерно
на высоте 60 км кратковременно возрастает до полуденных
значений с последующим уменьшением.
Вопрос правильного описания сезонного хода пе и
внутрисезонных, особенно зимних, вариаций непосред-
ственно связан с проблемой метеорологического контроля
области D и с формированием не до конца исследованного
явления зимней аномалии (ЗА). Явление ЗА представляет
собой систематическое превышение (примерно в 3—4 раза)
зимних значений пе над летними в слое 80—90 км и появ-
появление в отдельные дни очень высоких (на 1,5 порядка)
значений пе (соответственно регулярный и эксцессивный
компоненты зимней аномалии) [19]. Причинами возникно-
возникновения зимней аномалии считаются перестройки динамиче-
динамического и термического режимов атмосферы, приводящие
к изменению состава:
— увеличение концентрации NO за счет повышенной
зимой турбулентности, преимущественно нисходящих верти-
вертикальных потоков и выноса NO из авроральной зоны,
— уменьшение скорости образования ионов-связок
из NO+ за счет ее обратной температурной зависимо-
зависимости (Т~п).
101
10
Рис. 15.10.9. Средн^широтные вертикальные распределения
электронной концентрации.
1 — лето, 2 — осень, 3 — весна, 4 — зима.
Возможно также влияние вариаций Н2О на концентра-
концентрацию СЬ+, однако этот вопрос исследован плохо. Указанные
факторы сочетаются в различных комбинациях, определяя
многообразие явления.
Моделью [108] предлагается увеличение пе зимой на
высоте 80—90 км примерно в 2 раза; ниже уровня 80 км
сезонные различия незначительны. В модели из [93] зимняя
аномалия учитывается искусственно, путем увеличения NMD
в 10 раз. Моделью из [3] сезонная вариация ниже уровня
85 км учитывается годовым гармоническим колебанием
с максимумом летом и минимумом зимой без учета зимней
аномалии. В работе [24] показано, что сезонный ход пе
в средних широтах может быть описан комбинацией годовой
и полугодовой гармоники, причем фазы их различны на
разных высотах (рис. 15.10.8). Наглядное представление
о сезонной трансформации формы профилей пе дает
рис. 15.10.9.
Явление зимней аномалии регистрируется также и
в ночной области D. При этом пе на высоте 80 км в сред-
среднем равно 3-Ю1 см~3, возрастая в отдельные дни до
1,5-102 см~3. Максимум ночной зимней аномалии, так же
как и дневной, наступает в декабре—январе; как правило,
зимние аномалии наступают в одни и те же сутки [25].
Вопрос о причинно-следственных связях между измене-
изменениями пе и метеопараметров в настоящее время исследован
слабо. Еще не пройден этап поисков достоверных корреля-
корреляционных связей между ними.
А. И. Репнев признателен Г. М. Мартынкевичу, любезно
предоставившему собранные им материалы по составу и
химии ионов в средней атмосфере.
327

ПРИЛОЖЕНИЕ
Константы скорости реакций с участием двух частиц [55]
Таблица 1
Реакция
Л-фактор
E/R ± AE/R
k B98 К)
Фактор
неопреде-
неопределенности
м
О + О2 — О3
О + О3 — О2 + О2
— NO + NO
O('D)+H2O-*OH + OH
O('D)+CH4-*OH + CH3
-* H2 + CH2O
O('D)+H2-OH + H
O('D)+N2--O + N2
M
O('D)+N2-*N2O
O('D)+O2-O + O2
O('D)+O3->O2 + O2
- O2 + О + О
О (D')+HC1 — продукты
О (D') + ССЦ — продукты
О (D') + CFC13 — продукты
О (D') + CF2C12 — продукты
O(D') + CF4-CF4 + O
О (D') СС12О — продукты
О (D') + CFC1O — продукты
О ('D) + CF2O — продукты
О ('D) + NH3 — ОН + NH2
O('D)+CO2-O + CO2
O('D)+HF-*OH + F
М
н + о3 — он + о2
Н + НО2 -* продукты
О + ОН — О2 + Н
о + но2 — он + о2
О + Н2О2 - ОН + НО2
ОН + НО2 — Н2О + 02
м
— Н2О + О2
он + о3 — но2 + о2
ОН + ОН - Н2О + О
м
ОН + Н2О2 — Н2О + НО2
ОН + Н2 - Н2О + Н
НО2 + НО2 — Н2О2 + 02
м
— Н2О2 + 02
НО2 + О3 -> ОН + 2О2
328
О^-реакции
(см. табл. 2)
8,0 • 102
О ('О)-реакции
4,9- 10"**
6,7- 10-**
2,2- 10-*°
1,4- 10-*°
1,4- 10-**
1,0- 10"*°
1,8 • 10"**
(см. табл. 2)
3,2- 10*
1,2- 10"*°
1,2- 10"*°
1,5 • 10-*°
3,3- 10-*°
2,3 • 10"*°
1,4- 10"*°
1,8- 10""
3,6 • 10"*°
1,9- 10"*°
7,4- 10"**
2,5- 10"*°
7,4- 10"**
1,4- 10-*°
НОд-реакции
(см. табл. 2}
1,4- 10"*°
8,1 • Ю-*1
2,2- 1Q-*1
з,о- ю-**
1,4- 10"*2
4,6 • 10"**
3,0- Ю-31 (М)
1,6- 10"*2
4,2- 10~12
(см. табл. 2)
3,1 • Ю-*2
6,1 • 102
2,3- 103
1,7- Ю-33 (М)
1,1- КГ'4
2060 ± 250
0 + 100
о±юо
о±юо
0±100
0+ 100
0 ± 100
— A07 ± 100)
— F7 + 100)
0 + 100
0 + 100
0±100
0± 100
0± 100
0 + 100
0 + 100
0 + 100
0 ± 100
0± 100
0 + 100
— A17+100)
0+ 100
470 + 200
0 + 200
— A17+ 100)
— B00 + 200)
2000 ± 1000
— B30 + 200)
— E00 + 500)
940 + 300
242 ± 242
187±Го
2030 + 400
— E90 + 200)
— A000 + 400)
8
4
6
2
1
1
1
2
4
1
1
1
3
2
1
1
3
1
7
2
1
1
2,
8
3,
5,
1,
1,
1,6-
6,
1,
1,
6,
1,
4,9-
2,
,0 • Ю-*6
,9- 10-**
,7- 10-**
,2- 10-*°
,4 • Ю-10
,4- 10"**
,0 • 10"*°
,6- 10"**
,0 • 10"**
,2 • 10"*°
,2 • 10-*°
,5 • 10-*°
,3 • Ю-10
,3- 10"*°
,4 • 10""
,8- Ю-13
,6 • Ю-*3
,9 • 10"*°
,4 • 10-*1
,5- 100
,1 • 10-*°
,4 • 10"*°
,9- 10-**
Л • 10"'*
,з. ю-**
,9. 10-**
J- 105
,о- ю-'*
• Ю-30 (М)
,8 • 104
,9 • Ю-*2
7- Ю-12 .
7 • Ю-*5
7 • 10"*2
Ю-32 (М)
0 • КГ15
1,15
1,3
1,3
1,2
1,2
1,2
1,2
1,2
1,2
1,3
1,3
1,2
1,2
1,2
1,3
2,0
2,0
2,0
2,0
1,3
1,2
2,0
1,25
1,3
1,2
1,2
2,0
1,3
2,0
1,3
1,4
1,3
1,2
1,3
1,3
1,3

Реакция
Л-фактор
E/R ± ДЕ/Д
k B98 К)
Фактор
неопреде-
неопределенности
2 — NO + O
N + Оз — N0 + 02
N + NO — N2 + O
N + N02 — N20 + О
М
М
N02 -NO3
О + N2OS — продукты
О + HO2NO2 ¦— продукты
O3+NO-NO2
NO + N03 - 2NO2
M
OH + NO-HONO
M
OH+NO2-HNO3
OH + HO2NO2 -*¦ продукты
M
H02 + N02 — HO2NO2
N02 - N03 + 02
O2 + HNO3
M
,N206 + H20
OH + NH3
NH2 + H02
NH2 + NO —
NH2 + NO2
NH2 + 02 —
NH2 + Оз —
-> 2HNOS
H2O +
— продукты
продукты
— продукты
продукты
продукты
OH + CO - C02 + H
OH + CH4 - СНз + H20
ОН + C2H4 — продукты
ОН + С2Н2 — продукты
ОН + Н2СО - Н20 + НСО
ОН + СНзООН — продукты
ОН + HCN -* продукты
ОН + CH3CN — продукты
О + С2Н2 —* продукты
О + Н2СО •— продукты
О + СНз — продукты
СНз + 02 — продукты
М
СНз + 02 — СНзО2
СН2ОН + 02 — СН2О +
НО*
NO^-реакции
4,4- Ю-'2
—
3,4- 10""
—
(см. табл. 2)
6,5- 102
(см. табл. 2)
1,0- 10-"
—
7,0- 10""
1,8. Ю-12
3,7-Ю-'2
1,7- 10""
(см. табл. 2)
(см. табл. 2)
1,3- Ю-'2
(см. табл. 2)
1,2- 10""
—
(см. табл. 2)
—
3,5- Ю-12
—
3,8- 102
2,1 - Ю-'2
—
4,8 • Ю-'2
Углеводородные реакции
1,5- 10-"
A +0,6Р атм)
2,4. 10"'2
1,1 • 10""
1,6- 10""
(см. табл. 2)
(см. табл. 2)
1,0- 10""
1,0- 10-"
1,2- Ю-'3
4,5- Ю-'3
—
2,9- 10""
3,0- 10""
1,1 . 10"'°
—
(см. табл. 2)
9,6 • Ю-'2
3220 ± 340
—
0± 100
—
— A20± 120)
0±150
.—
—
3370 ± 750
1370 ±200
— B40 ± 80)
— A50 ±100)
-C8О±§7о°о)
2450 ± 140
—
925 ± 200
—
— D50 ± 150)
— F50 ± 250)
—
930 ± 500
0±300
1710 ±200
1090 ± 250
800 ± 250
0±200
0 ± 200
400 ± 150
900 ± 400
—
1600 ± 300
1550 ± 250
0±250
—
0±500
8,9- 10-'7
1,0- 10в
3,4- 10-"
з,о- ю-'2
9,7- Ю-'2
1,0- 10""
з,о- ю-"
3,0- Ю-'7
8,6- 10в
1,8- Ю-'4
8,3- Ю-'2
3,0- 10""
4,6 • Ю-'2
3,2- 10"'7
5,0* Ю-'9
2 • 101
1,6- 10-"
3,4- 10-"
1,7- 10""
1,9- 10""
3 • 10""
2,1 • 108
1,5- 10-"
A+0,бР атм)
7,7 • Ю-'6
2,8- 10"|а
1,1 • Ю-'2
1,0- 10""
1,0- 10-"
3,1 • 10"'4
2,2- 10-'4
4,5 • Ю-'4
1,4- Ю-'3
1,6- Ю-'3
1,1 • КГ10
<з. ю-1*
9,6 • Ю-'2
1,25
—
1,3
3
1,1
1,5
—
_
3,0
1,2
1,2
1,3
1,5
1,15
—
—
1,4
2
2
3
3
1,3
1,2
1,25
1,5
1,25
2,0
3,0
2,0
10,0
1,3
1,25
1,3
—
1,3
42 Зак<» № 46
329

Реакция
Л-фактор
E/R ± &E/R
k B98 К)
Фактор
неопреде-
неопределенности
СНзО + 02 — СН2О + НО2
нсо + о2 — со + но2
СНз + Оз —> продукты
СН3О2 + Оз — продукты
СН3О2 + СН3О2 — продукты
СНзОг + N0 — СНзО + N02
М
СН3О2 + N02 — CH3O2NO2
СНзО2 + Н02 — СНзООН + 02
N03 + СО — продукты
NO3 + СН2О —- продукты
С1 + Н2
СЮ + 02
НС1 + Н
С1
Cl
С1 + С2Н2 — продукты
ci + снзон — сн2он + на
С1 + СНзС1 — СН2С1+НС1
С1 + СН3СС1з - СН2СС13 + НС1
С1 + Н2СО — НС1 + НСО
а + н2о2 — Hci + но2
С1 + Н0С1 — продукты
Cl + HNO3 —' продукты
НС1 + 02
— он + сю
С120 —С12 + СЮ
0СЮ —СЮ + С10
C10N02 — продукты
м
Cl + NO — NOC1
М
Cl + N02 — ClONO (C1NO2)
C1 + C1N0 — NO + C12
м
а + о2 - сюо
С1 + С100 —С12 + О2
— сю + сю
С10 + 0 —С1 + О2
CJO + NO —NO2 + C1
м
— C10N02
НО2-*НОС1 + О2
СЮ + Н2СО -> продукты
СЮ + ОН — продукты
СЮ + СН4 -* продукты
СЮ + Н2 —¦ продукты
СЮ + СО -* продукты
СЮ + N20 -* продукты
СЮ + СЮ — продукты
СЮ + Оз — СЮ0 + 02
3,9 • 10~14
3,5- Ю-12
5,4- Ю-12
—
1,9- 10~13
4,2 • 10~12
(см. табл. 2)
7,7- 104
—
—
ClOjr-реакции
2,8- 10""
3,7.10""
9,6 • 10~12
7,7 • 10""
1,4- 10~10
—
5,7- 10""
3,4- 10-"
—
8,2- 10""
1,1 • 105
з,о- ю-12
—
1,8- 10""
4,1 • 10-"
9,8- 10""
5,9- 10""
6,8- 102
(см. табл. 2)
(см. табл. 2)
6,0- 10""
(см. табл. 2)
1,4- Ю-10
8,0- 102
3,0- 10-"
6,2- 102
(см. табл. 2)
4,6- Ю-13
-1,0- Ю-12
1,1 • 10-"
~1,0 • 102
—1,0- 10~12
-1,0- Ю-12
-1,0- Ю-12
8,0 • Ю-13
1,0- 10~12
1,0-102
900 + 300
— A40 ±140)
220 ± 150
—
— B20 ± 220)
— A80 ±180)
— (l3OO±fg§o)
—
—
257 ± 100
2300 ± 200
1350 ±150
90 ±90
— D0 ± 250)
—
0 + 250
1260 ± 200
—
34 ± 100
980 ± 500
130 ±250
—
— A70 ±200)
450 ± 200
0±250
0±250
— A60 ±200)
П+500
и—250
0 + 250
0±250
— G0 ± 70)
— B94 ± 100)
— G1О±7оо)
>2060
— A20 ± 150)
>3700
>4800
>3700
>4260
1250 ±500
>4000
>4000
1,9- Ю5
5,5- 102
2,6- 102
<3 • Ю7
4,0 • 103
7,6 • 102
6,0- 102
<4 • 10В
6 • 10в
1,2- 10""
1,6- 104
1,0- 1(Г18
5,7- 10-"
1,6 • 100
1 • 102
5,7- 10""
4,9- Ю~|а
4 • 10"4
7,3- 10^"
4,1 • 10-13
1,9- Ю-12
1,7- 104
3,2- 10-"
9,1 • Ю-12
9,8. 10""
5,9- 10-"
1,2- 10-"
6,0- 10""
1,4- Ю0
8,0- 102
3,8-10-" •
1,7- 10""
5,0- Ю-'2
<1,0- 105
1,7 • 10""
<4,0- 108
<1,0 • 108
<4,0- Ю-18
<6,0- Ю-19
1,2- Ю-14
<1,0- Ю-18
<1,0- 108
1,5
1,3
2
—
1,5
1,2
3,0
—
1,5
1,15
1,25
1,1
1,1
1,5
10
1,5
1,2
—
1,15
1,5
2,0
—
1,5
2,0
1,2
1,25
1,3
2,0
3,0
3,0
1,2
1,15
1,4
—
1,5
—
—
—
2,0
—
330

Реакция
OH + HOCI —Н2О + СЮ
ОН + СН3С1 — СН2С1 + Н2О
ОН + СН2С12 — СНС12 + Н2О
ОН + СНС13 — СС13 + Н2О
ОН + CHFC12 — CFC12 + Н2О
ОН + CHF2C1 — CF2C1 + Н2О
ОН + CH2C1F-* CHC1F + Н2О
ОН + СН3СС1з — СН2СС13 + Н2О
ОН + С2С14 —- продукты
ОН + С2НС13 -+ продукты
ОН + CFC13 — продукты
ОН + CF2C12 — продукты
ОН + C1ONO2 — продукты
О + НС1 —ОН + С1
О + НОС1 —ОН + СЮ
О + C1ONO2 — продукты
О + С12О-С1О + СЮ
0 + ОС1О —СЮ + О2
NO + OC1O — NO2 + C1O
Cl + CH3CN — продукты
CI + NO3-CIO + NO2
Cl + NO3 -* продукты
0Н + С12-Н0С1 + С1
HCl + CIONO2 — продукты
HCl + HO2NO2 — продукты
Вг + Оз —ВгО + О2
Вг + Н2О2 — НВг + Н02
Вг + Н2СО — НВг + НСО
Вг + Н02 — НВг + 02
ВгО + О — Вг + 02
ВгО + СЮ-Вг + ОСЮ
— Вг + С1 + 02
BrO + NO — NO2 + Br
М
ВЮ + N02 — BrONO2
ВгО + ВгО — 2Вг + 02
— Вг2 + 02
ВгО + Оз - Вг + 2О2
ВгО + Н02 — продукты
ВгО + ОН -* продукты
ОН + НВг —Н2О + Вг
ОН + СНзВг - СН2Вг + Н20
О + НВг — ОН + Вг
Вг2-* НОВг + Вг
Ha-HF +
М
F+O2-FO2
42*
Л-фактор
2,6 •
3,0-
1,8-
4,5-
3,3-
8,9-
7,8-
2,0-
5,4-
9,4-
5,0-
~l,0-
~l,0-
1,2.
1,0-
1,0-
3,0 •
2,9-
2,5-
2,5-
102
102
Ю-12
ю-'2
10-i2
103
ю-13
10~12
102
ю-12
ю-13
ю-12
102
Ш-12
ю-п
10"п
Ю-12
ю-"
ю-"
ю-12
Br Ojr-реакции
1,7-
1,0-
1,7-
1,5-
3,0-
6,7-
6,7-
8,7-
ю-п
ю-"
ю-"
ю-11
ю-"
10~i2
10-12
10-12
(см. табл. 2)
1,4-
6,0-
-1 •
—
—
1,1 •
6,1 •
6,6 •
4,2-
10-12
ю-14
Ю-12
ю-11
ю-13
Ю-12
ю-11
FO^-реакции
2,8-
1,6-
3,0-
4,2-
101
Ю-ю
10-ю
10"п
(см. табл. 2)
E/R ± AE/R
350 + 100
500 + 500
1112 + 200
1032 + 200
1034 + 200
1013 + 200
1530 + 200
1134+ 150
1820 + 200
1200 + 200
— D45 + 200)
>3650
>3560
333 + 200
3340 + 350
2200 + 1000
808 + 200
630 + 200
1160 + 300
600 + 300
—
—
—
—
—
—
800 + 200
3000
800 + 200
600 + 600
0 + 250
0 + 250
0 + 250
— B65 ± 130)
— A50 + 150)
— F00 + 600)
>1600
—
—
0 + 250
825 + 200
1540 ±200
+600
226 + 200
525 + 250
400 + 300
400 + 200
к B98 К)
8,0-
5,0-
4,3-
1,4-
1,0 •
3,0.
4,6-
4,4-
1,2-
1,7-
2,2-
<5,0-
<6,5-
3,9-
1,4-
6,0-
2,0-
3,5-
5,0-
3,4-
<2,0-
7,6-
4,0-
6,5-
<1,0-
<1 •
1,2-
5,0-
1,1 •
2,0-
3,0-
6,7-
6,7-
2,1 •
2,3-
4,4-
<5,0 •
5,0-
1,0-
1,1 •
.3,8-
3,7-
4,2-
1,3-
2,7-
8,0-
1,1 •
ю-13
10-12
Ю-14
103
103
Ю-14
ю-15
Ю-14
Ю-14
ю-13
102
ю-"
ю-"
ю-13
10в
ю-"
103
ю-"
103
103
105
ю-11
103
104
10-20
10-20
102
ю-16
ю-12
102
ю-"
ю-12
Ю-12
Ю1
Ю-12
ю-13
Ю-15
ю-12
ю-"
101
Ю-14
104
ю-11
10"п
ю-"
10"п
Фактор
неопреде
ленности
1,2
3,0
1,2
1,2
1,2
1,3
1,2
1,2
1,3
1,25
1,25
—
—
1,5
2,0
10
1,5
1,4
1,5
1,5
—
2,0
2,0
1,2
—
—
1,2
1,3
2,0
3,0
2,0
2,0
1,15
1,25
1,25
—
3,0
5,0
1,3
1,25
1,3
1,3
2,0
1,3
1,5
3,0
331

Реакция
Л-фактор
E/R ±
k B98 К)
Фактор
неопреде-
неопределенности
м
F + NO —FNO
М
F + NO2 — FNO2(FONO)
NO + FO-NO2 + F
— 2F + O2
—F + 2O,
М
— FONO2
O + FO-F+O2
O + FO2HFO + O2
CF3O2 + NO — CF3O + NO2
CF2C1O2 + NO — CF2CIO + NO2
CFCI2O2 + NO — CFCI2O + NO2
CCI3O2 + NO — [CCI3O + NO2
OH + H2S — SH + H2O
ОН + OCS —.продукты
ОН + CS2 — продукты
М
OH + SO2 —HOSO2
O + H2S — OH + SH
О + OCS —СО + SO
O + CS2 — CS + SO
O + SH —H + SO
S + O2—SO + O
S + Оз—SO + O2
S + OH—SO + H
SO + O2—SO2 + O
SO + Оз - SO2 + O2
— SO2 + H
2—SO2 + NO
SO + C1O —SO2 + CI
SO + OC1O — SO2 + CIO
SO + ВгО — SO2 + Br
SO2 + HO2 — продукты
CH3O2 + SO2 — продукты
Cl + OCS —SC1 + CO
CIO + OCS — продукты
HSO + Оз
SH + NO2
SH + NO
SH + H2O2 — продукты
HSO + O2
— продукты
-*HSO + NO
HSNO
2 —HO2 + SO3
— продукты
— продукты
SO3 + 02
OCS + O
OCS + Оз
— OCS + NO
502 + NO2
503 + NO2
SO2 + Оз —
CS + O2-
CS + Оз —
CS + NO2
(cm.
(cm.
2,6
1,5
табл. 2)
табл. 2)
• 10""
• 10""
0 + 250
0 + 250
2
1
,6-
,5-
10""
10""
2
3
,0
,0
(см. табл. 2)
5,0- 10""
5,0- 10""
3,9 • ИГ12
3,1 • Ю-*2
3,5- 102
5,7- 102
SOjr-реакции
5,9- Ю-12
1,1 • Ю-*3
(см. табл. 2)
1,0- 10"*'
2,1 • 10"**
3,2- 10""
—
2,3 • Ю-12
—
—
2,4- 103
3,6 • 10"*2
—
—
2,8- Ю-*1
—
—
—
—
—
5,7- 10""
—
—
—
—
9,7- 102
(см. табл. 2)
1,3. Ю-*2
—
—
3,0- 10~12
0 + 250
0 + 250
— D00 + 200)
— E00 + 200)
— D30 + 200)
— C30 ± 200)
65 + 65
1200 + 500
1810 + 550
2200 + 150
650 ± 150
—
0±200
—
—
2370 + 500
1100 + 200
—
—
+50
—
—
—
—
+50
—
—
—
—
280 + 200
—
330 + 200
—
—
>7000
—
5,0- 10""
5,0- Ю-*1
1,5- 10""
1,6- 10""
1,5- 10""
1,7- 10""
4,7- 102
1,9- Ю-*5
2,2. 10"*4
1,3- Ю-*4
3,6 • 102
1,6- 10~10
2,3 • 102
1,2- 10""
6,6- 10""
8,4- 10"*7
9,0- 104
8,6 • 10""
1,4. 10""
2,8- Ю-*1
1,9- 102
>5,7- 10"**
<1,0 • 10"*8
5,0 • 10"*7
<4,0 • 10"*9
5,7- 10"**
1,1 • 10"*6
2,4- 10"*в
4,0 • 10""
5 • 10"*6
3,8- Ю-*2
1 • 10"*3
3,2- 10"**
4,4- 103
<2 • 106
1,0 • 10"*9
<2 • 102
2,9- 10"*9
з,о- ю-*6
7,6- 107
3,0
5,0
1,3
1,3
1,3
1,3
1,2
2,0
1,7
1,2
1,2
5,0
1,2
2,0
3,0
2,0
1,2
2,0
1,3
1,3
3,0
1,4
—
—
1,3
—
—
—
—
1,3
5,0
1,5
1,2
—
10
—
2,0
3,0
3,0
332

Реакция
Л-фактор
E/R ± AE/R
к B93 К)
Фактор
неопреде-
неопределенности
Na + О3 - NaO + О2
— NaO2 + О
М
NaO + HCl — продукты
NaOH + HCl — NaCl + H2O
Реакции с металлами
5 • 100
3. io~n
(см. табл. 2)
2,8- 100
2,8 • 100
0+400
0+400
0+400
0+400
5 • 100
3. ю-'1
2,8. 100
2,8- 100
1,5
3,0
3,0
Таблица 2
Константы скорости реакций с участием
Реакции
трех частиц [55]
Низкое давление
К0(Г)=/^00 G7300)-"
я
Высокое давление
^оо (П =*^ G7300)~т
„300
т
м
— О3
м
O('D)+N2-*N2O
М
Н + О2 — НО2
М
ОН + ОН—Н2О2
М
О + NO-NO2
М
О + NO2 — NO3
М
OH + NO — HONO
М
ОН + NO2 - HNO3
М
НО2 + NO2 — HO2NO2
м
NO2 + NO3 -* N2O5
М
Cl + NO —C1NO
М
Cl + NOa — C1ONO
М
— C1NO2
М
—СЮО
М
s-* CIONO2
м
ВгО + NO2 — BrONO2
М
F + O2 — FO2
М
F'+ NO — FNO
М
М
М
СНз + О2 — СН3О2
М
СНзО2 + NO2 — CH3O2NO2
М
ОН + SO2 — HOSO2
F,0+0,5)
C,5±3,0)
E.7±0,5)
F,9+3,0)
(9,0±2,0)
(9,0±1,0)
G,0±2,0)
B,6±0,3)
A,8+0,3)
B,2+0,5)
(9,0±2,0)
A,3+0,2)
A,8±0,3)
B,0±1,0)
A,8±0,3)
E,0±2,0)
A,6±0,8)
E,9±3,0)
A,1±0,6)
B,6±2,0)
D,5+1,5)
A,5±0,8)
C,0±1,0)
(-34)
(-37)
(-32)
(-31)
(-32)
(-32)
(-31)
(-30)
(-31)
(-30)
(-32)
(-30)
(-31)
(-33)
(-31)
(-31)
(-32)
(-32)
(-30)
(-31)
(-31)
(-30)
(-31)
2,3±0,5
О.6±о2.6
1,6±0,5
П Я+2'0
°>°-0,8
1,5±0,3
2,0±1,0
2,6±1,0
3,2±0,7
3,2±0,4
4,3±1,3
1,6±0.5
2,0±1,0
2,0±1,0
1,4±1,4
3,4±1,0
2,0±1,0
1,4+1,0
1,7±1,7
2,0±2,0
1.3±1,3
2,0±1,0
4,0+2,0
3,3±1,5
—
G,5±4,0)
A,0+0,5)
C,0±1,0)
B,2±0,3)
A,5±1,0)
B,4+1,2)
D,7+1,0)
A,5±0,8)
A,0+0,5)
A,0±0,5)
—
A,5±0,7)
A,0±0,5)
—
—
C,0+2,0)
B,0+1,0)
A,8±0,2)
F,5+3,2)
A,5+0,5)
—
—
(-и)
(-id
(-id
(-и)
(-и)
(-и)
(-12)
(-12)
—
(-10)
(-10)
—
(-Н)
(-11)
—
—
(-11)
(-11)
(-12)
(-12)
(-12)
0±1
1,0±1,0
0+1
0±1
0,5±0,5
1,3±1,3
1,4±1,4
0,5±0,5
—
1,0±1,0
1,0±1,0
—
1,9±1,9
1,0±1,0
—
1,0±1,0
1,5+1,5
1,7+1,7
2,0±2,0
oil
333

Реакции
Низкое давление
Ко (Т) = к1°° (Т/300)~~п
„300
п
Высокое давление
ч К^ (Г)=^°(Г/300)-т
,800
т
ОН + С2Н4 — НОСН2СН2
м
он + с2н2 — носнсн
м
CF3 + О2 — CF3O2
м
CFC12O2
м
CFC12O2
СС13О2
М
2 — CFCI2O2NO2
м
NO — HSNO
м
(l,5±0,6)
E,5+2,0)
D,5+1,0)
E,0+0,8)
(ЬО+0,7)
C,5+0,5)
B,4+0,4)
(-28)
(-30)
(-29)
(-30)
(-30)
(-29)
(-31)
(Ь9±1) (—30)
0,8+2
0,0±0
2+2
2+2
2+2
4+2
3±1
ы±о
,0
,2
,5
(8,8+0,9) (—12)
(8,3+1,0) (—13)
(8±6) (-12)
F,0+1,0) (-12)
B,5+2) (-12)
F,0+1,0) (-12)
B,7+0,5) (—11)
B,0+1,8) (-10)
о±1
1 + 1
1±1
1 + 1
2+2
nf0
0+1
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Аз ар нин Г. В., Коле ан о в В. А., Орлов А. Б.
О возможной структуре глобальной модели нижней
ионосферы для прогнозирования СДВ. — В кн.: Распре-
Распределение радиоволн над земной поверхностью. Л., 1987,
112—130.
2. Атмосферный озон и изменение глобального климата/
Э. А. Александров, И. Л. Кароль, Л. Р. Ракипова
и др.— Л.: Гидрометеоиздат, 1982.—168 с.
3. Беликович В. В., Бенедиктов Е. А., В я к и-
р е в В. Д., Г р и ш к е в и ч И. В. Каталог профилей
электронной концентрации D-области ионосферы сред-
средних широт. Горький, 1983. — 51 с.
4. Борисов А. И., Кихтенко В. Н., Пахом о в С. В.
Предварительные результаты исследований заряженной
компоненты верхней атмосферы. — Труды ЦАО, 1981,
вып. 144.
5. Брасье Г., Соломон С. Аэрономия средней атмо-
атмосферы.— Л.: Гидрометеоиздат, 1987. — 413 с.
6. Бурова Г. Т., Иванов Е. В., Ч а я н о в а Э. А.
Вертикальные распределения некоторых галогеноугле-
водородов в атмосфере. — Метеорология и гидрология,
1988, № 4.
7. Д а н и л о в А. Д., Симонов А. Г. Состав положи-
положительных ионов в области D. — Геомагнетизм и аэроно-
аэрономия, 1975, т. 15, № 4, 643—650.
8. Д а н и л о в А. Д., Симонов А. Г. Вариации коэф-
коэффициента рекомбинации и фотохимия области D. —
Ионосферные исследования, 1981, № 34, с. 54—72.
9. Дворишина У. В., Дианов-Клоков В. И.,
Юрганов Л. Н. Вариации общего содержания окиси
углерода в столбе атмосферы за 1970—1988 гг.— Изв.
АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1984, т. 20,
42—47.
10. Ионосферно-магнитные возмущения в высоких широ-
широтах.—Л.: Гидрометеоиздат, 1986. — 256 с.
П.Исидоров В. А., Иоффе Б. В. Неантропогенные
источники галогеноуглеводородов земной атмосферы. —
ДАН СССР, 1988, № 1, с. 86—90.
12. Кароль И. Л., Розанов В. В., Тимофеев Ю. М.
Газовые примеси в атмосфере. — Л.: Гидрометеоиздат,
1983.—192 с.
13. Каталог профилей электронной концентрации области D
ионосферы. — Новосибирск, 1985.— 211 с.
14. Киселева М. С. Современные данные о содержании
поглощающих газовых компонент в тропо- и страто-
стратосфере. — Труды ИЭМ, 1978, вып. 8(81), с. 79—98.
15. Коен М. А., Лессинг А. А., Р я з ано в а Л. Д.,
Хазанов Г. В. Малые нейтральные составляющие и
их роль в кинетике ионосферной плазмы. — Иркутск,
1987.
334
16. К ост ко О. К., Порт асов В. С, Хаттатов В. У.,
Чаянова Э. А. Применение лазеров для определения
состава атмосферы. — Л.: Гидрометеоиздат, 1983.
17. Кош ел ев В. В., Климов Н. Н., Сутырин Н. А.
Аэрономия мезосферы и нижней термосферы. — М.:
Наука, 1983.— 183 с.
18. Мак-Ивен М., Филлипс Л. Химия атмосферы.—
М.: Мир, 1978. —375 с.
19. Метеорологические эффекты в ионосфере. — Л.: Гидро-
Гидрометеоиздат, 1987. — 269 с.
20. Метеорология верхней атмосферы Земли. — Л.: Гидро-
Гидрометеоиздат, 1981.
21. Мировой водный баланс — водные ресурсы Земли.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1974. — 638 с.
22. П а х о м о в С. В. Одновременные ракетные измерения
электронной концентрации области D ионосферы поляр-
полярных, средних и экваториальных широт. — Геомагнетизм
и аэрономия, Ш81, т. 21, № 5.
23. Пах ом о в С. В., Горбунов А. И. Профили ne(h)
области D экваториальной зоны, измеренные в период
максимума солнечной активности. — Геомагнетизм и
аэрономия, 1983, т. 23, № 1, с. 134—136.
24. П а х о м о в С. В., Князев А. К. О сезонном ходе
электронной концентрации среднеширотной области D
ионосферы. — Геомагнетизм и аэрономия, 1985, т. 25,
№ 5, с. 750—754.
25. П а х о м о в С. В., Князев А. К., Ю ш к о в В. А.,
Раппопорт 3. Ц. Зимняя нижняя ионосфера в ноч-
ночное время в январе — феврале 1982 г. — Геомагнетизм
и аэрономия, 1985, т. 25, № 2, с. 304—307.
26. Пахом о в С. В., Кор нее в а Л. В. Характерные
точки профилей ne(h) среднеширотной области D и их
сезонная изменчивость. — Геомагнетизм и аэрономия,
1988, т. 28, № 5.
27. П е р о в С. П., X р г и а н А. X. Современные проблемы
атмосферного озона.— Л.: Гидрометеоиздат, 1980.—
287 с.
28. С м и р н о в Б. М. Отрицательные ионы. — М.: Атом-
издат, 1978.
29. Смирнов Н. Ф., Ог л об лин а О. Ф., Вла-
Власов В. А. Модели электронной концентрации D области
ионосферы. — Апатиты, 1984.
30. Справочная модель распределения концентрации, тем-
температуры и эффективной частоты соударений электро-
электронов в ионосфере на высотах ниже 200 км. —Обнинск,
1983.—132 с.
Тальрозе В. Л., Поройкова А. И., Ларин И. К.
и др. Химико-кинетические критерии воздействия на
озоносферу веществ естественного и антропогенного
происхождения. — Изв. АН СССР. Физика атмосферы
и океана, 1978, т. 14, № 4, с. 355—365.
32. Хргиан А. X. Физика атмосферы. Т. 1, 2.— Л.:
Гидрометеоиздат, 1978.
31

33. Ackerman M. ct at. Observations of middle atmo-
atmosphere CH4 and N2O vertical distributions by the Space-
lab one-grille spectrometer. — Geophys. Res. Lett, sub-
submitted, 1985.
34. Anderson J. G. Rocket measurement of the OH in the
mesosphere. — J. Geophys. Res. 1971, v. 76.
35. Anderson J. G. The absolute concentration of OCP)
in the Earth's stratosphere. — Geophys Res. Lett., 1975,
v. 2.
36. A n d e r s о n J. G., G r a s s 1 H. J., S h e 11 e r R. E.,
M a r g i t a n J. Stratospheric free chlorine measured
by balloon-borne in situ resonance fluorescence. — J. Geo-
Geophys. Res., 1980, v. 85, p. 2869—2887.
37. Anderson J. G.. Mar git an J. J., Stedman D. H.
Atomic chlorine and the chlorine monoxide radical in the
stratosphere: Three in situ observations. — Science, 1977,
v. 198, p. 501—503.
38. A r i j s E., В r a s s e u r G. Acetonitrile in the stratosphere
and implications for positive ion composition. — J. Geo-
Geophys. Res., 1986, v. 91, ND3, p. 4003—4016.
39. Arijs E., Nevejans D., Frederick P., I n-
g e 1 s J. Negative ion composition measurements in the
stratosphere. — Geophys. Res. Lett., 1981, v. 8, N 1,
p. 121 — 124.
40. A r i j s E., Nevejans D., Frederick P., I n g e 1 s J.
Stratospheric negative ion composition measurement, ion
abundances and related trace gas detection.— J. Atmos.
Terr. Phys., 1982. v. 44, N 8, p. 681—699.
41. Arijs E., Nevejans D., In gels J. Stratospheric
positive ion composition measurements, ion abundances
and related trace gas detection. — J. Atmos. Terr. Phys.,
1982, v. 44, N 1, p. 43—53.
42. Л r i j s E., Nevejans D., I n g e 1 s J. Mass spectro-
metric measurements of stratospheric ions. — Adv. Space
Res., 1984, v. 4, N 6, p. 19—28.
43. A r i j s E., Nevejans D., In gels J. Stratospheric
positive ion composition measurements and acetonitrile
detection — a consistent picture? — Aeron. Acta, 1988,
N 326, p. 1—29.
44. Arijs E., Nevejans D., In gels J., Frederick P.
Negative ion composition and sulfuric acid vapor in the
upper stratosphere — Planet. Space Sci., 1983, v. 31, N 12,
p. 1459—1464.
45. Л r n о 1 d F. Ion-induced nucleation of atmospheric water
vapor at the mesopause. — Planet. Space Sci., 1980, v. 28,
p. 1003—1009.
46. Arnold F. Physics and chemistry of atmospheric
ions.— In: Atmospheric Chemistry. Berlin, Heidelberg,
N. Y.: Springer-yerlag, 1982, p. 273—300.
Arnold F., Bohringer H., Henschen G. Compo-
Composition measurements of stratospheric positive ions. — Geo-
Geophys. Res. Lett., 1978, v. 5, N 8, p. 653—656.
Arnold R. Fabian R., Ferguson E. E.,
J о о s W. Mass spectrometric measurements of fractional
ion abundances in the stratosphere — negative ions.—
Planet. Space Sci., 1981, v. 29, p. 195—203.
Arnold F., Fabian R., Henschen G., Joos W.
Stratospheric trace gas analysis from ions: H2O and
HNO3.~ Planet. Space Sci., 1980, v. 28, p. 681—685.
Arnold F., Henschen G., Ferguson E. E. Mass
spectrometric measurements of fractional ion abundances
in the stratosphere — positive ions. — Planet. Space Sci.,
1981, v. 29, p. 183—193.
Arnold F., Henschen G. Mass spectrometric detec-
detection of precondensation nuclei in the stratosphere — evi-
evidence for a stratospheric gas to particle conversion
mechanism.— Geophys. Res. Lett., 1981, v. 8. N 1,
p. 83-86. _
Henschen G. Positive ion composition
in the upper stratosphere — evidence for
aerosol component. — Planet. Space Sci.,
1, p. 101—108.
Joos W. Rapid growth of atmospheric
cluster ions at the cold mesopause. — Geophys. Res. Lett.,
1979, v. 6, N 10, p. 763—766.
54. Arnold F. et al. Negative ions in the lower ionosphere.
A mass spectrometric measurement. — J. Atmos. Terr.
, Phys., 1971, v. 33, № 8, p. 1169—1175.
55. Atmospheric Ozone 1985. World Meteorological Organi-
Organization Global Ozone Research and Monitoring Project.
Report No. 16, vols. 1—3, 1986.
56. Berg W. W. et al. First measurements of total chlorine
in the lower stratosphere. — Geophys. Res. Lett., 1980,
v. 7, p. 937.
47
48
49
50
51
52. A r n о 1 d F.,
measurements
an unknown
1982, v. 30, N
53. Arnold F.,
57.
58.
59.
60.
61.
62.
63.
64.
65.
66.
67.
68.
69.
70.
71.
72.
73.
74.
75.
76.
77.
78.
79.
80.
81.
82.
Bevilacqua R. M. et al. An observational study of
water vapor in the midlatitude mesosphere using ground-
based microwave technique. — J. Geophys. Res., v. 88,
1983, p. 8523.
В j 0 r n L. G., Arnold F. Mass spectrometric detection
of precondensation nuclei at the Arctic summer meso-
mesopause. — Geophys. Res. Lett., 1981, v. 8, p. 1167.
Borchers R., Fabian P., Penkett S. A. First
measurements of the vertical distribution of CC14 and
CH3CCI3 in the stratosphere. — Naturwiss., 1983, Bd 70,
S. 514—516.
Bohringer H., Arnold F. Acetonitrile in the stra-
stratosphere— implications from laboratory studies. — Nature,
1981, v. 290, N 5804, p. 321—322.
Brasseur G. Physique et chimie de l'atmospere
noyenne. — Paris: Masson, 1982.
Brasseur G., De Baets P. Ions in the mesosphere
and lower thermosphere: a
J. Geophys. Res., 1986, v. 91,
Brasseur G., Chatel A.
ions: A first attempt. — Ann.
Brasseur G., DeRudder
two-dimensional model. —
N D3, p. 4025—4046.
Modelling of stratospheric
Geophys., 1983, v. 1.
A., Simon P. С Impli-
Implication for stratospheric composition of a reduced aDsorp-
tion cross-section in the Herzberg continuum of molecu-
molecular oxygen —Geophys. Res. Lett. 1983, v. 10.
Breig G., Chakrabarty D. K. A theoretical model
of the stratospheric positive ions.— Indian J. Radio and
Space Phys., 1987, v .16, N 4, p. 313—317.
Brune W. H. et al. Stratospheric CIO: In situ detection
with a new approach. — Geophys. Res. Lett., 1985, v. 12,
p. 441—444.
Burnett C. R., Burnett E. B. Vertical column abun-
abundance of atmospheric OH at solar maximum from Fritz
Peak, Colorado. — Geophys. Res. Lett., 1982, v. 9, p. 708.
Castleman Jr., A. W. Nucleation and molecular
clustering about ions. — In: Advanced Colloid and In-
Interface Science. Nucleation. Amsterdam: Elsevier Press,
1979, p. 73—128.
Chakrabarty D. K., Chakrabarty P. An attempt
to identify the obscured path of water positive ions build
up in the /^-region. — J. Atmos. Terr. Phys., 1978, v. 40,
N 4, p. 1147—1152.
Chapman S. On ozone and atomic oxygen in the
upper atmosphere. — Phill Mag., 1930, v. 10, p. 369.
Conn ell P. S., Wuebbles D. J., С h a n g J. S.
Stratospheric hydrogen peroxide. The relationship of
theory and observation. — J. Geophys. Res., 1985, v. 90,
p. 10726—10732.
С u n n 0 1 d D. M. et al. The atmospheric lifetime expe-
experiment, 4. Results for CF2C12 based on 3 years of data.—
J. Geophys. Res., 1983, v. 88, p. 8401—8414.
Datta J., Chakrabarty S. C, Mitra A. P.
A model for the cosmic ray produced ionization in the
middle atmosphere. — Indian J. Radio and Space Phys.,
1987, v. 16, N 3, p. 257—266.
Ehhalt D. H. et al. Concentration of CH4, CO, CO2,
H2, and N2O in the upper stratosphere. — J. Atmosph.
Sci., 1975, v. 32, p. 163—169.
Ellsaesser M. et al. Stratospheric H2O/H. — Planet
Space Sci., 1980, v. 28, N 3, p. 827—835.
Fabian P. et al. The vertical distribution of stable
gases at mid-latitudes. — J. Geophys. Res., 1981, v. 86,
N C6, p. 5179—5184.
Fabian P. et al. The vertical distribution of CFC-114
(CCIF2—CCIF2) in the atmosphere.— J. Geophys. Res.,
1985, v. 90, p. 13091—13093.
Fabian P. et al. The vertical distribution of CHC1F2
(CFC-22) in the stratosphere. — Geophys. Res. Lett., 1985,
v. 12, p. 1—3.
Fabian P. et al. Halocarbons in the stratosphere. —
Nature, 1981, v. 294, p. 733—735.
Farmer С. В., Raper O. F., Norton R. H. Spectro-
scopic detection and vertical distribution of HC1 in the
troposphere and stratosphere. — Geophys. Res. Lett., 1976,
v. 3, p. 13—16.
Farmer С. В. et al. Simultaneous spectroscopic measu-
measurements of stratospheric species: O3, CH4, CO, CO2, N2O,
H2O, HC1, and HF at northern and southern mid-latitu-
mid-latitudes.—J. Geophys. Res., 1980, v. 85, p. 1621.
Garcia R. R., Solomon S. A numerical model of the
zonally averaged dynamics and structure of the middle
atmosphere. — J. Geophys. Res., 1983, v. 88, p. 1379—
1400.
335

83.
84.
85.
86.
87.
88.
89.
90.
91.
92.
93.
94.
95.
96.
97.
98.
99.
100.
101.
102.
103.
104.
105.
106.
107.
108.
109.
110.
336
Girard A. et al. Latitudinal variation of HNO3, HCl,
and HF vertical column density above 11.5 km. — Geo-
Geophys. Res. Lett., 1982, v. 9, p. 135—138.
Goldman A. et al. Spectroscopic identification
of CHCiF2 (F-22) in the lower stratosphere. — Geophys.
Res. Lett., 1981, v. 8, p. 1012—1014.
Goldman A. et al. Identification of the v3 vibration-
rotation band of CF4 in balloon-borne infrared solar
spectra. — Geophys. Res. Lett., 1979, v. 6, p. 609—616.
Heaps M. G. A parametrization of cosmic ray ioniza-
tion. — Planet. Space Sci., 1978, v. 26, p. 513—517.
Heaps W. S., M с G e e T. J. Progress in stratospheric
hydroxyl measurement by balloon-borne lidar. — J. Geo-
Geophys. Res., 1985, v. 90, p. 7913—7922.
H e 11 e n M. et al. Measurements of stratospheric HO2
and NO2 by matrix isolation and ESR spectroscopy.—
J. Atmos. Chem., 1984, v. 2, p. 191—202.
Hickman A. P. Approximate scaling formula for
ion-ion mutual neutralization rates. — J. Chem. Phys.,
1979, v. 70A1), p. 4872—4878.
In gels J., Nevejans D., Frederick P., Arijs E.
Stratospheric positive ion composition measurements
between 22 and 45 km: an updated analysis. — J. Geo-
Geophys. Res., 1989, v. 91, N D3, p. 4017—4021.
International reference ionosphere — IRI-79. World Data
Centre A. Report UAG-82. — Boulder, Co., 1981.
Jackman С H., Stolarski R. S., Kaye J. S.
Two-dimensional monthly average ozone balance from
Limb Infrared Monitor of the stratosphere and strato-
stratospheric and mesospheric sounder data. — J. Geophys. Res.,
1986, v. 91, p. 1103—1116.
Johannessen A., Krankowsky D. Positive ion
composition measurement in the upper mesosphere and
lower thermosphere at a high latitude during summer. —
J. Geophys. Res., 1972, v. 77, N 16, p. 2888—2901.
Kawamoto H., Ogawa T. A steady state model
of negative ions in the lower stratospere. — Planet. Space
Sci., 1984, v. 32, p. 1223.
Kawamoto H., Ogawa T. First model of negative
ion composition in the troposphere. — Planet. Spece Sci.,
1986, v. 34, N 12, p. 1229—1239.
К h a 1 i 1 К. А. К., Rasmussen R. A. Sourses, sinks,
and seasonal cycles of atmospheric methane. — J. Geo-
Geophys. Res., 1983, v. 88, p. 5131—5144.
К n a p s к a D. et al. Vertical profiles of chlorinated
source gases in the mid-latitude stratosphere. — In:
Atmospheric Ozone. Dordrecht: D. Reidel, 1985.
Ко M. K. W., Sze N. D. Diurnal variation of CIO:
Implications for the stratospheric chemistries of C1ONO2,
HOC1, and HCL —J. Geophys. Res., 1984, v. 89,
p. 11619—11632.
Ко M. W. K. et al. A zonal mean model of stratospheric
tracer transport in isentropic coordinates: Numerical si-
simulations for nitrous oxide and nitric acid. — J. Geophys.
Res., 1985, v. 90, p. 2313—2329.
Krankowsky D. et al. Positive ion composition
in the lower ionosphere. — Aeronomy Rept., 1972, N 48,
p. 154—159.
Krueger A. J. The mean ozone distributions from
series of rocketsoundings to 52 km at latitudes from
58° S to 64° N. —Pure Appl. Geophys., 1973, v. 106—108,
p. 1271.
Lai S. et al. Increasing abundance of CBrClF2 in the
atmosphere. — Nature, 1985, v. 316, p. 135—136.
Lean J. L. Observation of the diurnal variation of atmo-
atmospheric ozone.— J. Geophys. Res., 1982, v. 87, p. 4973.
Leifer R., Sommers K. C, Guggenheim S. F.
Atmospheric trace gas measurements with a new clean
air sampling system. — Geophys. Res. Lett., 1981, v. 8.
Logan J. A. et al. Tropospheric chemistry: A global
perspective. — J. Geophys. Res., 1981, v. 86, p. 7210—7254.
Mankin W. G., С о f f e у М. T. Latitudinal distribu-
distributions and temporal changes of stratospheric HCl and
HF. —J. Geophys. Res., 1983, v. 88, p. 10776—10784.
Me Crumb J. L., Arnold F. High-sensitivity detec-
detection of negative ions in the stratosphere. — Nature, 1981,
v. 294, p. 136—139.
McNamara L. F. Statistical model of the D-region.—
Radio Sci., 1979, v. 14, N 6, p. 1165—1173.
Menzies T. A re-evaluation of laser heterodyne radio-
radiometer CIO measurements. — Geophys. Res. Lett., 1983,
v. 10, p. 729—732.
Mitra A. P., Rowe I. N. Ionospheric effects of solar
flares.— J. Atmos. Terr. Phys., 1972, v. 34, N 5, p. 795—
806.
111.
112.
113.
114.
115.
116.
117.
118.
119.
120.
121.
122.
123.
124.
125.
126.
127.
128.
129.
130.
131.
132.
133.
134.
135.
136.
Murcray D. (j. et al. Stratospheric distribution of
C1ONO2. — Geophys. Res. Lett., 1979, v. 6, p. 857—859.
Narcisi R. S. Nerative ion composition measurements
in the D- and lower ?-region. — Aeronomy Rept., 1972,
N 48, p. 221—225.
Narcisi R. S., Bailey A. D. Mass-spectrometric
measurements of positive ions at altitudes from 64 to
112 km. —J. Geophys. res., 1965, v. 70, p. 3687—3700.
Narcisi R. S. et al. Mass spectrometric measurements
on negative ions in the D- and lower ^-regions.—
J. Atmos. Terr. Phys., 1971, v: 34, N 8, p. 1147—1159.
N a r с i s i R. S., В a i 1 e у A. D., Wlodyka L. E.,
Phil brick С R. Ion composition measurements in the
lower ionosphere during the November 1966 and March
1970 solar eclipses.— J. Atmos. Terr, Phys., 1972, v. 34,
N. 4, p. 647—658.
' ' ~ " Philbrick С R., Ulwick J. C,
Mesospheric nitric oxide concentrations
Geophys. Res., 1972, v. 77, N 7,
PN
Narcisi R. S.,
Gardner M. E.
during PCA. — J.
1332—1336.
i с о 1 e t M., Verguson E. L'oxyde azoteux dans
la stratosphere. Aeronomica Acta, 1971, A—/91. —26 p.
P a r r i s h A. et al. Chlorine oxide in the stratospheric
ozone layer: Ground- based detection and measure-
measurement. — Science, 1981, v. 211, p. 1158—1161.
Penkett S. A. The application of analytical techniques
to the understanding of chemical processes occuring
in the atmosphere.— Toxicol. Env. Chem., 1981, v. 3,
p. 291—321.
P r i n n R. G. et al. The atmospheric lifetime experiment,
1, Introduction, instrumentation, and overview. — J. Geo-
Geophys. Res., 1983, v. 88, p. 8353—8367.
P у 1 e J. A., Z a v 0 d у А. М. The derivation of near-
global fields of hydrogen containing radical concentra-
concentrations from satellite data sets. — Quart. J. Roy. Met. Soc,
1985.
P у 1 e J. A. Derivation of OH concentration from satel-
satellite infrared measurements of NO2 and HNO3. — Nature,
1983, v. 305.
Ramanathan K. R. Biannual variation of atmospheric
ozone over the tropics. — Quart. J. Roy. Met. Soc, 1963,
v. 89.
IRasmussen R. А., К h a 1 i 1 M. A. K. Gaseous bromine
in the Arctic and Arctic haze. — Geophys. Res. Lett.,
1984. v. 11, p. 433—436.
R a s m u s s e n R. А., К h a 1 i 1 M. A. Atmospheric fluo-
rocarbons and methyl chloroform at the South Pole.
1982. — Annual Issue of the Antarctic Journal of the
United States, 1983, v. 17, p. 203—205.
Rasmussen R. A., Penkett S. A.. Prosser N.
Measurements of carbontetrafluoride in the atmosphere.—
Nature, 1979, v. 277, p. 549—550.
Rasmussen R. A. et al. Concentration distribution
of methyl chloride in the atmosphere. — J. Geophys. Res.,
1980, v. 85, p. 7350—7356.
Rowland F. S., Molina M. J. Chlorofluoromethanes
in the environment. — Rev. Geophys. Space Phys., 1975,
v. 13, p. 1—35.
Rudolf J., Ehhalt D. H., Toennissen A. Vertical
profiles of ethane and propane in the stratosphere.—
J. Geophys. Res., 1981, v. 86, p. 7267—7272.
R us sel III J. M. et al. Validation of water vapor results
measures by the Limb Infrared Monitor of the Strato-
Stratosphere experiment on NIMBUS-7. — J. Geophys. Res.,
1984, v. 89, p. 5115—5124.
Singh H. В., S a 1 a s L. J. Methodology for the ana-
analysis of peroxyacetyl nitrate (PAN) in the unpolluted
troposphere.—Atmos. Environ., 1983, v. 17, p. 1507—1516.
Singh H. B. et al. Urban—nonurban relationships
of halocarbons, SF6, N2O and other atmospheric trace
constituents. — Atoms. Environ., 1977, v. 11, p. 819—823.
Solomon S., Garcia R. R. On the distribution of
long-lived and chlorine species in the middle atmo-
atmosphere.—J. Geophys. Res. 1984, v. 89, p. 11633—11644.
Solomon P. M. et al. Diurnal variation of strato-
stratospheric chlorine oxide: A critical test of chlorine chemi-
chemistry in the ozone layer. — Science, 1984, v. 224, p. 1210—
1214.
Steele L. P. et al. The global distribution of methane
in the troposphere.— J. Atmos. Chem. 1985, v. 31.
S u b b a r а у а В. Н. et al. Results from the Indo—USSR
ozonesonde intercomparison experiment. — Proceeding of
the Indian Academy of Sciences (Earth Planet Sci.),
1987, v. 96, N 1, p. 25—40.

137.
138.
139.
140.
141
Taubenheim J., Subramaniam C. V., Klein G.
Aeronomic results on neutral nitric oxide densities in the
lower ionosphere inferred from electron density profi-
profiles.—COSPAR Paper, 4.1.6.1975.
Thomas L., Bowman M. R. Model studies of the
Z)-region negative-ion composition during day-time and
night-time. — J. Atmos. Terr. Phys., 1985, v. 47, N 6,
p. 547—556.
Torkar К. М., Friederich M.
chemical model of the D- and
J. Atmos. Terr. Phys., 1983, v. 45, N
Vienkorn-Rudolph В.,
Schwartz B. Vertical profiles of
Test of an ion
lower ^-regions. —
6, p. 369—386.
В а с h m a n K-,
hydrogen chloride
in the troposphere. — J. Atmos. Chem. 1984, v. 2, p. 47—
63.
A., Arnold F. The first height
of the negative ion composition of
-Planet. Spece Sci., 1981, v. 29, N
measu-
the strato-
p. 895—
A. et al. The role of H2SO4 in strato-
ion chemistry. — J. Geophys. Res., 1980,
V i g g i a no A.
rements
sphere. -
906.
142. V i g g i a n о A.
spheric negative
v. 85, N C8, p. 4551—4555.
143. Viggiano A. A. et al. Stratospheric negative-ion reac-
reaction rates with H2SO4. — J. Geophys. Res., 1982, v. 87,
N C9, p. 7340—7342.
144. Vig'giano A. A., Sch lager H., Arnold F. Stra-
Stratospheric negative ions—detailed height profiles.—
Planet. Space Sci., 1983, v. 31, № 8, p. 813—820.
145. Waters J. W. et al. Aircraft search for millimeter
Wavelengh emission by stratospheric CIO. — J. Geophys.
Res., 1979, v. 84, p. 7034—7040.
146. Waters J. W., Gustincic J. J., Swanson P. N.
Atmospheric water vapor. N. Y.: Academic Press, 1980.
147. We i n s t о с к E. M, P h i 11 i p s M. J., Anderson J. G.
In situ observations of CIO in the stratosphere: A review
of recent results. — J. Geophys. Res., 1981, v. 86,
p. 7273—7278.
148. Wofsy S. C, McElroy M. В., Yung Y. L. The
chemistry of atmospheric bromine. — Geophys. Res. Lett.,
1975, v. 2, p. 215—218.
149. Wuebbles D. I. Chlorocarbon emission scenarios:
potential impact on stratospheric ozone. — J. Geophys.
Res., 1983, v. 88, p. 1433—1443.
150. Yung Y. L. et al. Atmospheric bromine and ozone per-
perturbations in lower sratosphere. — J. Atmos. Sci., 1980,
v. 37B).
151. De Zafra R. L. et al. A measurement of stratospheric
HO2 by ground-based mm-wave spectroscopy. — Jf Geo-
Geophys. Res., 1984, v. 89, p. 1321 — 1325.
152. Zander R. Recent observations of HF and HC1 in the
upper stratosphere. — Geophys. Res. Lett., 1981, v. 8.
153. Zander R., Leclerq H., Kaplan L. D. Concen-
Concentration of carbon monoxide in the upper stratosphere. —
Geophys. Res. Lett., 1981, v. 18.
154. Zb in den J. Mass spectrometer measurements of the
- positive ion composition in the D- and F-regions of the
ionosphere.— Planet. Space Sci., 1975, v. 23, N 12,
p. 1621 — 1640.
43 Заказ № 46
337

Глава 16. ГЛОБАЛЬНОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ АТМОСФЕР НОГО ОЗОНА
16.1. ОБЩЕЕ СОДЕРЖАНИЕ ОЗОНА
И ЕГО ИЗМЕНЧИВОСТЬ
ДЛЯ СЕВЕРНОГО ПОЛУШАРИЯ
Существующие в настоящее время модели общего со-
содержания озона (ОСО) над северным полушарием созданы
по данным наземной озонометрической сети и значительно
устарели [9, 16, 20], поскольку в основу их положен до-
довольно ограниченный материал. В них не учитывается из-
изменчивость содержания озона. Самый же главный недоста-
недостаток этих моделей заключается в том, что в их основу поло-
положены характеризующиеся существенными погрешностями
данные об ОСО над территорией СССР, полученные с по-
помощью прибора М-83 до 1973 г. После его модернизации дан-
данные М-83 по своему качеству близки к данным, полученным
с помощью озонометра Добсона. По крайней мере на близ-
близлежащих станциях (например, Саппоро и Владивосток) дан-
данные, полученные с помощью озонометра Добсона и
модернизированного прибора М-83, хорошо согласуются [7].
В последнее время появились модели, построенные по спут-
спутниковым данным [12, 13, 19]. Эти модели обладают двумя
существенными недостатками:
1) в их основу положен короткий ряд наблюдений;
2) отсутствуют данные в приполярных областях зимой,
т. е. в области полярной ночи.
В последние годы модели ОСО и его изменчивости для
северного полушария построены в Центральной аэрологиче-
аэрологической обсерватории (ЦАО) [3]. Для построения модели
использовались данные 100 станций наземной сети северного
полушария, абсолютное большинство которых расположено
в Евразии и Северной Америке. В табл. 16.1.1 в качестве
примера приведены среднемесячные значения ОСО на трех
станциях, которые характеризуют его годовой и вековой ход
в различных регионах.
Данные обсерватории Резольют (Канада) описывают
арктический тип озоносферы, очень изменчивой, с очень вы-
высокими максимумами весной и глубоким минимумом летом
и осенью.
Зимой ОСО велико и в Саппоро (Япония), где его
среднемесячное значение доходит до 472 Д. Е. в феврале
1968 и 1977 гг. Однако летне-осенний «провал» содержания
озона тут не так глубок, как на севере,, и его содержание
в это время года не столь изменчиво.
Обсерватория Ароза (Швейцария) описывает тип озоно-
озоносферы умеренных широт с гораздо более слабыми годовыми
и многолетними различиями. Крайние среднемесячные зна-
значения ОСО тут меняются от 425 Д. Е. (март 1962 г.) до
268 Д. Е. (ноябрь 1967 и 1983 гг.), а среднегодовые его
значения меняются и вовсе слабо, в течение 30 лет они
колебались лишь от 312 до 345 Д. Е.
Режим озона тропической зоны более устойчив. Так,
на станции Мауна-Лоа на Гавайских островах B0° с. ш.,
155° з. д.) абсолютные экстремумы среднемесячных значений
ОСО за 30 лет менялись только от 313 до 225 Д. Е., а го-
годовые средние — от 252 до 291 Д. Е. Влияние больших
весенних максимумов ОСО высоких широт здесь, очевидно,
слабо, но зато появляются очень низкие значения, характер-
характерные для тропической зоны. Они, возможно, связаны с ми-
миграцией внутритропической зоны конвергенции (ВЗК) север-
северного полушария. Как показывает опыт других обсерваторий
этой области Земли, в том числе индийских, среднемесячные
значения ОСО вблизи ВЗК могут сильно понижаться. За-
Заметим, что обсерватории, расположенные в приэкваториаль-
приэкваториальной области (например, Сингапур), отмечают еще большее
Среднемесячные значения общего содержания озона (Д. Е.) на различных станциях
Таблица 16.1.1
Год
Январь
Февраль
Март
Апрель Май Июнь
Июль Август
Сентябрь Октябрь
Ноябрь
Декабрь
Год
1957
1958
1959
1960
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
1974
1975
1976
1977
1978
1979
1980
1981
1982
1983
1984
1985
>еднее
376
348
387
379
310
347
383
480
396
483
424
492
480
379
395
380
428
325
392
382
435
406
381
393
502
410
481
456
463
467
491
445
495
434
459
474
508
404
499
433
425
387
521
494
463
500
507
462
521
431
526
529
434
522
428
446
504
481
520
496
556
544
517
451
521
495
513 .
492
493
460
488
493
515
494
493
489
503
443
422
447
495
472
519
451
473
467
531
490
472
510
508
458
447
477
485
480
495
481
483
462
467
484
476
Резольют G5
417
437
421
4,15
418
434
413
399
405
404
445
441
467
429
423
415
432
417
408
422
417
398
414
413
428
427
407
408
420
373
371
377
362
353
380
376
377
389
360
392
392
416
375
393
369
394
369
374
384
396
393
386
372
380
360
371
376
389
с. ш., 95°
346
346
325
343
331
321
350
346
343
351
342
355
340
358
345
348
346
345
• 345
333
351
335
348
356
344
353
338
349
350
344
з. Д.)
315
306
319
304
306
293
328
326
315
338
310
318
310
324
323
329
311
311
308
308
325
335
335
322
327
330
309
320
329
318
319
322
317
302
291
279
341
286
299
273
324
316
278
301
312
310
313
325
304
330
293
291
307
302
298
285
289
288
281
303
320
342
303
302
314
316
327
314
339
351
329
348
364
311
296
337
321
363
298
280
318
291
303
304
320
340
427
279
394
336
334
455
352
371
326
312
377
298
383
297
410
375
384
333
380
270
354
301
321
321
385
306
394
351
490
378
475
412
375
301
456
342
361
446
312
369
399
364
300
371
389
373
365
428
369
403
389
400
391
384
380
403
381
380
382
381
373
379
338

Год
1958
1959
1960
1961
1962
1963
1964
1965 .
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
1974
1975
1976
1977
1978
1979
1980
1981
1982
1983
1984
1985
1986
Среднее
1957
1958
1959
1960
1961
1962
1963
1964
1965
1966
1967
1968
1969
1970
1971
1972
1973
1974
1975
1976
1977
1978
1979
1980
1981
1982
1983
1984
1985
1986
Среднее
Январь
445
440
412
429
452
396
407
452
431
434
410
427
406
382
401
450
423
410
433
411
412
413
427
441
396
439
418
437
423
349
360
343
361
345
368
309
331
355
354
337
336
332
346
345
318
329
308
339
352
343
341
329
324
333
292
337
358
356
339
Февраль
426
427
458
436
449
440
444
442
432
432
472
436
451
458
414
445
424
462
411
472
442
410
455
439
465
439
464
410
456
442
338
366
382
327
362
418
339
384
338
357
379
420
417
352
363
382
359
340
352
391
361
375
336
378
374
353
368
338
386
370
Март
465
422
441
471
445
439
431
456
441
427
462
440
497
437
414
471
448
439
405
436
437
443
431
432
436
416
470
408
419
441
395
360
406
337
425
383
350
379
396
351
381
363
408
311
382
361
342
368
360
347
344
375
361
357
389
327
380
356
356
371
Апрель
Май
.Саппорс
419 40В
414 393
415 398
410 376
390 3S9
400 391
38! 390
425 396
403 386
406 '360
404 404
401 414
424 390
411 396
405 386 *
406 400
416 419
442 407
422 376
423 398
434 391
419 418
424 394
413 384
418 403
384 394
428 408
387 392
421 397
412 395
Ароза
397 360
384 375
392 366
359 371
392 360
381 372
376 363
372 374
378 365
364 341
372 348
378 355
417 338
368 364
368 362
426 348
380 365
365 353
375 351
379 370
388 370
406 372
389 378
364 367
369 360
359 341
367 373
339 336
380 342
379
362
Июнь
Июль
) D0° с нь, 141
376 325
382 346
375 330
366 332
340 312
350 332
367 326
369 338
387 345
367 325
375 344
366 332
374 329
381 331
370 325
378 320
366 347
379 335
349 316
372 317
343 305
360 340
362 342
381 324
380 357
392 351
364 323
381 323
364 335
370 331
D7° с. ш., 10°
313
353 337
358 325
342 336
342 334
347 331
355 330
326 314
332 339
344 314
350 330
369 336
355 330
356 324
346 325
343 342
354 320
344 317
345 324
353 337
351 326
341 331
354 327
328 321
347 320 .
330 310
343 322
326 306
331 320
345
325
Август
° в. д.)
310
311
288
319
287
314
291
299
297
зое;
314
316
310
309
305
301
308
309 '
315
311
298
309
323
311
305
304
297
291
296
305
в. д.)
304
313
319
315
307
302
319
311
317
316
310
330
337
322
304
308
311
311
310
326
324
312
317
305
309
320
311
319
290
303
313
Сентябрь
291
314
298
311
290
330
312
303
308
297
309
311
301
308
305
325
302
303
302
303
309
308
305
315
312
310
312
315
304
307
286
287
304
308,
281
295
293
292
304
303
290
306
298
296
313
313
289
292
283
309
302
287
291
286
294
285
284
302
274
286
294
Октябрь
319
315
288
288
296
296
315
307
324
313
288
325
317
330
312
335
322
321
307
301
312
294
306
315
316
336
317
317
325
312
266
291
291
304
279
269
284
276
279
272
277
286
288
275
289
285
330
283
276
272
270
289
278
290
284
271
286
272
279
282
Ноябрь
326
349
325
325
322
324
337
276
334
333
323
331
337
334
353
370
356
335
337
316
326
321
329
347
337
344
332
349
355
334
284
291
298
287
296
297
285
269
280
314
268
275
312
275
290
290
270
299
295
285
291
275
283
285
281
273
260
281
297
286
286
Декабрь
391
385
366
391
368
364
365
311
410
407
354
396
391
371
378
410
381
383
380
364
380
355
395
380
355
410
377
393
362
378
318
311
322
319
306
305
301
307
314
315
300
334
342
312
302
307
299
284
289
312
301
292
308
298
309
288
291
293
28S
298
305
Год
369
375
368
370
360
369
363
361
377
368
373
373
379
373
378
378
378
378
361
370
365
366
373
372
377
373
378
356
373
371
333
339
341
324
336
340
323
326
322
334
344
345
334
333
331
330
321
330
335
327
336
327
32/
328
3*2
зз:
315
постоянство среднемесячных значений ОСО в течение года На рис. 16.1.1 представлены среднемесячные карты
и в течение десятилетий, поскольку находятся уже вне зоны ОСО, ошибка указанных значений составляет в среднем
влияния ВЗК и северною, и южного полушария. ±10 Д. Е.
43*
339

Январь
Рис. 16.1.1. Среднемесячные карты общего содержания (Д. Е.) для северного полушария.

Июль
Рис. 16.1.1. Среднемесячные карты общего содержания (Д. Е.) для северного полушария.
34

Видно, что в поле ОСО существует две ярко выражен-
выраженные зоны: полярных и умеренных широт и тропическая,
между которыми расположена область с резкими градиен-
градиентами ОСО. Говорить о широтном ходе озона внутри каждой
зоны трудно, поскольку широтные различия ОСО одинаковы
с долготными; следует говорить о географическом распре-
распределении озона. Основной максимум ОСО, за исключением
летних месяцев, расположен в районе Охотского моря. Не-
Несомненно, что своим происхождением он обязан алеутскому
Январь
±5 Д. Е.). Если требуется оценить изменчивость значений
ОСО, полученных усреднением данных за несколько суток,
для широт 30—70° с. ш. можно воспользоваться следующим
приближением автокорреляционной функции рядов отклоне-
отклонений от годового хода:
где то = 2,5 сут. Тогда дисперсия среднего за п дней нахо-
находится из формулы
Апрель
Июль
Октябрь
Рис. 16.1.2. Стандартные отклонения общего содержания озона (Д. Е.) от среднесуточных значений
для различных месяцев.
антициклону. Об этом говорит не только совпадение их
местоположений, но и временной ход озона. Если над Запад-
Западной Европой минимальное ОСО наблюдается в октябре—
ноябре, то в области Охотского моря — в августе. Уже
в сентябре, когда начинает формироваться алеутский анти-
антициклон ОСО в этой области начинает расти. Второй, значи-
значительно более слабый максимум ОСО, расположен над вос-
восточной частью Канады. Основной минимум ОСО в зимнее
полугодие расположен между Скандинавией и Гренландией,
т. е. в области, куда наиболее ча/то смещается стратосфер-
стратосферный циркумполярный циклон. Вторичный минимум ОСО
расположен в районе Аляски.
Сопоставление данных карт ОСО с климатологическими
значениями высоты тропопаузы [8] позволяет обнаружить
очевидную антикорреляцию между климатологическими по-
полями ОСО и г.ысоты тропопаузы.
На рис. 16.1.2 приведены стандартные отклонения цля
среднесуточного ОСО (ошибка составляет в среднем
п{\ — Y)
A6.1.1)
где у = е/10, а — стандартное отклонение для суточных
значений, получаемое из рис. 16.1.2. Формула успешно ра-
работает для 2 ^ п ^ 30. Для оценки изменчивости ОСО
в некоторой области в пределах зоны 40—70° с. ш. можно
воспользоваться [7] аппроксимацией пространственной кор-
корреляционной функции поля ОСО:
F(R)=cxp[—(R/R0)>].
Значения Ro для различных сезонов и периодов осреднения
приводятся ниже:
Период Сутки Неделя Месяц
осреднения
Ro км 1450 1250 1100 1200 1550 2000
(зима) (весна) (лето) (осень)
342

Изменчивость ОСО велика в высоких широтах зимой
(превышает 50 Д. Е.). Очевидно, это обусловлено неста-
нестабильным положением циркумполярного циклона в северном
полушарии и большой горизонтальной неоднородностью ОСО
в этот период, обусловленной прежде всего сильной зави-
зависимостью ОСО от расстояния до центра циркумполярного
циклона [1]. В более низких широтах изменчивость меньше
и составляет около 20 Д. Е. в средних широтах и
10 Д.Е. — в низких.
В последнее время появились опасения возможного
уменьшения содержания озона в результате антропогенных
в австралийском секторе. Очевидно, поэтому моделей ОСО
для южного полушария практически не существует.
В 1976 г. Лондон с коллегами [16] опубликовал атлас
глобального распределения ОСО, составленный по данным
наземной сети за каждый месяц с июля 1957 г. по июнь
1967 г. Если принять во внимание отмеченную выше осо-
особенность размещения озонометрических станций в южном
полушарии, то не ясно, каким образом авторы [16] сумели
построить поля ОСО, характеризуемые волновым числом
п = 3. Толсон [19] построил модель ОСО по данным спут-
спутника «Нимбус-4». Однако информацией о приполярных райо-
Рис. 16.1.3. Временной ход отклонений общего содержания озона (Д. Е.) от многолетних норм
ного полушария (а) и для зоны 30—60° с. ш. (б), а также широтно-временной разрез этих
ний (в).
1986
для север-
отклоне-
отклоневоздействий. Поэтому особую актуальность приобрела про-
проблема трендов озона. Длительные B5—30 лет) исследования
не обнаруживают значимых трендов ОСО [2, 12]. Однако
если рассматривать более короткие периоды (около 10 лет),
то в последние годы обнаруживается некоторая тенденция
к уменьшению ОСО (рис. 16.1.3 а, б), что обусловлено по-
пониженным содержанием озона в 1983 и 1985 гг. Уменьшение
содержания озона в 1983 г. исследователи связывают с из-
извержением вулкана Эль-Чичон. Аномалия содержания озона
в 1985 г., возможно, связана с резко аномальным распреде-
распределением барического и циркуляционного полей стратосферы
северного полушария зимой 1984-85 г.
Широтно-временной ход отклонений ОСО от многолет-
многолетних норм (рис. 16.1.3 в) указывает на различный знак этих
отклонений в высоких и низких широтах [19]. На этом же
рисунке четко прослеживаются квазидвухлетние колебания
ОСО как в низких, так и в высоких широтах.
16.2. ОБЩЕЕ СОДЕРЖАНИЕ ОЗОНА
И ЕГО ИЗМЕНЧИВОСТЬ ДЛЯ ЮЖНОГО ПОЛУШАРИЯ
Построение эмпирической модели ОСО для южного по-
полушария вызывает большие трудности в связи с редкой
озонометрической сетью. Относительно хорошо освещены
данными лишь Антарктида и низкие широты. В средних и
субполярных широтах измерения ОСО проводятся только
нах зимой он не обладал, поскольку измерения проводились
только до 50—55° ю. ш., что существенно снижает ценность
модели.
Предлагаемая нами модель построена с использованием
данных 30 станций озонометрической сети за 1957—1983 гг.
н результатов измерения ОСО, приведенных в работе [14]
и согласованных с данными наземной сети [5]. Эта инфор-
информация учитывалась также в 30 точках, расположенных в не
освещенных данными озонометрической сети районах, в ос-
основном в средних широтах. Для каждой из 60 точек были
рассчитаны среднемесячные значения ОСО и их изменчи-
в )сть. Затем на основе метода полиномиальной аппроксима-
аппроксимации эти значения были определены в заданных узлах регу-
регулярной координатной сетки южного полушария. Построенные
с помощью указанного выше метода среднемесячные карты
ОСО приведены на рис. 16.2.1.
В 80-е годы было обнаружено, что и весенние месяцы
(особенно в октябре) содержание озона в районе Антрак-
тиды стало существенно ниже, чем в предыдущие годы (так
называемая озонная дыра). Поскольку данная модель по-
построена по данным за годы, когда озонная дыра над южным
приполярным районом не была'обнаружена, ее существова-
существование, естественно, не нашло отражения на этих картах. Резкое
отличие поведения озона в приполярных районах южного
полушария весной в 80-е годы от зафиксированного поведе-
поведения озона там в предшествующие годы, по всей видимости,
приведет к необходимости строить в дальнейшем различные
модели для периодов при наличии озонной дыры и без та-
таковой, аналогично тому, как приводятся различные модели
«теплой» и «холодной» стратосферы северного полушария
343

Январь
Апрель
Рис. 16.2.1. Среднемесячные карты общего содержания озона (Д. Е.) для южного полушария.

Июль
Октябрь
Сентябрь
О О
Рис. 16.2.!. Среднемесячные карты общего содержания озона (Д. Е.) для южного полушария.
44 Заказ № 46

зимой. На рис. 16.2.2 приведено среднее распределение ОСО
в южном полушарии за октябри по данным за 1978—
1982 гг. [12].
Распределение ОСО в южном полушарии, как и цирку-
циркуляция стратосферы, значительно более зонально, чем в се-
северном. Основной максимум ОСО, за исключением летних
Рис. 16.2.2. Среднее распределение общего содержания
озона (Д. Е.) для южного полушария за октябри 1978—
1982 гг.
т
-20
-30
-40
-50
-ВО
-70
-80
I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII
Рис. 16.2.3. Среднезональное распределение меж-
межгодовой изменчивости общего содержания озона
для южного полушария.
месяцев, расположен в австралийском секторе, основной
минимум — в районе Атлантического океана. Интересно, что
они расположены на тех же долготах, что и основные экстре-
экстремумы ОСО в северном полушарии. Однако максимум здесь
существенно меньше и значительно более размыт по долготе.
Как и в северном полушарии, максимум ОСО начинает фор-
формироваться в первый осенний месяц (март). Вторичный
максимум, аналогичный канадскому, выражен очень слабо.
Основной отличительной особенностью распределения ОСО
в южном полушарии является его характер в приполярном
районе зимой, где содержание озона значительно меньше,
чем в северном полушарии. Это, очевидно, связано с тем,
что центр антарктического циркумполярного стратосферного
циклона на протяжении всей зимы расположен практически
над полюсом. R ноябре количество озона в приполярной
области возрастает резко, т. е. весенняя перестройка тюля
содержания озона, как и циркуляционного поля, происходит
значительно быстрее, чем в северном полушарии,
346
Распределение изменчивости ОСО даже в северном по-
полушарии, где поля ОСО носят ярко выраженный незональ-
незональный характер, близко к зональному. Тем более это должно
наблюдаться в южном полушарии, где распределение ОСО
значительно более зонально. Поэтому, а также учитывая
непродолжительный ряд используемого материала для
южного полушария, мы сочли целесообразным ограничиться
лишь зональной моделью изменчивости ОСО. Картина меж-
межгодовой изменчивости ОСО в южном полушарии приведена
на рис. 16.2.3.
Обращает на себя внимание его изменчивость в высоких
широтах. Если для Арктики характерно резкое увеличение
изменчивости зимой, что связано с неустойчивым положе-
положением циркумполярного циклона, то в южном полушарии
центр циклона всю зиму и по крайней мере первую поло-
половину весны находится вблизи полюса, и изменчивость там
в это время невелика. Изменчивость ОСО в Антарктике резко
возрастает в период весенней перестройки, превышая в ок-
октябре и ноябре 40 Д. Е. В остальных районах южного
полушария изменчивость ОСО в общих чертах сходна с из-
изменчивостью ОСО на соответствующих широтах северного
полушария, отличаясь, правда, несколько меньшим общим
фоном.
16.3. ВЕРТИКАЛЬНОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОЗОНА
Эмпирические модели общего содержания озона пока-
показывают на существенно незональный характер его поля, осо-
особенно зимой. Если учесть тесную корреляционную связь плот-
плотности или парциального давления озона в нижней страто-
стратосфере с ОСО [6], то следует ожидать также существенной
незональности и в поле плотности озона. Поэтому зональные
модели плотности озона для нижней стратосферы в настоя-
настоящее время имеют весьма относительную ценность [4].
В верхней стратосфере и мезосфере поле плотности
озона, вероятно, существенно более зонально. Зональная
модель для отношения смеси озон/воздух г3 = 1,6571 ръ1р
(где Гз — отношение смеси, /?з — парциальное давление
озона, р—атмосферное давление) построена по данным
спутниковых измерений [15]. В табл. 16.3.1 приведены по-
полученные в работе [15] значения отношения смеси за ян-
январь, апрель, июль и октябрь в слое 20—0,4 гПа.
В работе [12] по результатам спутниковых измерений
в 1978—1982 гг. построены карты незонального распределе-
распределения отношения смеси озон/воздух за те же месяцы для
уровней 30, 10, 1 и 0,4 гПа. На рис. 16.3.1 приведены карты
отношения смеси озон/воздух для уровня 1 гПа, на
рис. 16.3.2 — для уровня 0,4 гПа.
Незональные модели плотности озона для нижней стра-
стратосферы (ниже >ровня 30 гПа) в настоящее время вообще
отсутствуют, поскольку для области высот, где сосредоточена
основная масса озона и изменчивость озона максимальна,
явно недостает экспериментальных данных. Спутниковые из-
измерения, по крайней мере в настоящее время, не позволяют
получать данные о плотности озона ниже уровня 30 гПа.
Для построения модели плотности озона в нижней страто-
стратосфере пригодны лишь данные озонозондовых измерений.
В настоящее время в нашем распоряжении имеются лишь
данные около 30 станций озонного зондирования в северном
полушарии. Беда, однако, заключается в т м, что располо-
расположены они чрезвычайно неравномерно, а именно всего в че-
четырех регионах: Западной Европе, Северной Америке, Япо»
нии, Индии. Поэтому построение незональной модели плот-
плотности озона с использованием только данных озонного ра-
радиозондирования невозможно. Единственной возможностью
для этой цели представляется использование тесной корре-
корреляционной связи между ОСО и плотностью озона в нижней
стратосфере. Такую связь еще в 60-е годы обнаружил
Р. Д. Божков [6]. Он нашел, что коэффициент корреляции
между ОСО и плотностью озона в сло'е от уровня тропо-
тропопаузы до примерно уровня максимальной плотности озона,
т. е. там, где изменчивость озона максимальна, превышает
0,9. Выше коэффициент корреляции несколько ниже, по там
существенно ниже и изменчивость содержания озона.
Данная модель базируется на использовании данных
озонозондовых измерений [17], а также отмеченной кор-
корреляционной связи общего содержания и вертикального рас-
распределения озона (ВРО) при построении профилей озона на
не освещенной данными озонозондирования территории. Для
восстановления профиля вертикального распределения озона
(ВРО) в районе, не освещенном данными зондирования, про-
профиль ВРО, построенный по озонозондовым данным на стан-

Отношение смеси озон/воздух (млн (по объему)) в разные месяцы
Таблица 16.3.
р гПа
-80
Ф°
_70 -60 -50 -40 -30
¦20 -10
10
20 30
40 50
60
70
80
0,003
0,004
0,005
0,006
0,010
0,015
0,020
0,030
0,040
0,050
0,070
0,100
0,150
0,200
0,300
0,400
0,500
0,700
1,030
1,500'
2,000
3,000
4,000
5,000
7,000
10,000
15,000
20,000
0,62
0,40
0,28
0,17
0,12
0,12
0,13
0,16
0,20
0,25
0,33
0,46
0,68
0,81
1,04
1,19
1,38
1,72
2,22
0,77
0,51
0,35
0,20
0,14
0,14
0,15
0,18
0,22
0,27
0,37
0,51
0,72
0,85
07
24
45
82
34
3,09
4,13
5,96
6,75
6,72
5,72
4,02
3,60
4,85
3,19
4,19
5,98
6,86
7,00
6,25
4,64
4,10
4,42
0,56
0,52
0,46
0,20
0,18
0,15
0,14
0,17
0,21
0,26
0,37
0,54
0,73
0,86
,14
,36
,58
,97
,50
,36
,39
,81
,42
,29
6,23
5,42
5,25
0,63
0,66
0,53
0,36
0,22
0,15
0,13
0,16
0,20
0,25
0,36
0,58
0,73
0,91
,21
,48
,71
,12
,68
3,37 3,59
4,61
6,43
7,57
8,09
8,17
7,34
6,43
5,93
0,69
0,58
0,49
0,36
0,23
0,15
0,13
0,15
0,19
0,23
0,34
0,49
0,74
0,94
1,29
1,57
1,83
2,26
2,87
3,84
4,90
6,79
7,96
8,66
8,99
8,35
7,24
6,30
0,59
0,50
0,44
0,35
0,24
0,16
0,13
0,14
0,17
0,22
0,32
0,49
0,73
0,95
1,32
1,63
1,99
2,36
3,82
,86
5,17
7,15
8,40
9,18
9,62
9,11
7,80
0,53
0,46
0,42
0,36
0,27
0,17
0,13
0,14
0,17
0,22
0,31
0,49
0,72
0,93
6,52
,29
,62
,89
,36
,08
,20
,40
7,52
8,82
9,62
10,09
9,57
8,11
6,63
Январь
0,51
0,44
0,42
0,36
0,29
0,18
0,14
0,14
0,18
0,22
0,32
0,49
0,70
0,89
1,23
1,54
1,82
2,34
3,08
4,27
5,53
7,77
8,13
9,95
10,46
9,98
8,37
6,71
0,54
0,45
0,41
0,37
0,30
0,19
0,15
0,15
0,17
0,22
0,32
0,48
0,68
0,87
21
52
80
2,33
,09
,29
5,57
7,
9,
78
04
9,76
10,23
9,95
8,36
6,61
0,53
0,43
0,39
0,36
0,30
0,20
0,16
0,15
0,18
0,22
0,31
0,47
0,68
0,87
1,21
1,54
1,82
2,34
3,11
4,34
5,61
7,71
8,82
3,44
9,80
9,47
7,93
6,34
0,56
0,39
0,34
0,31
0,29
0,22
0,17
0,15
0,18
0,23
0,33
0,47
0,68
0,88
,23
,56
,85
,36
3,17
4,50
5,77
7,65
8,50
8,91
8,95
8,44
7,17
5,99
0,68
0,52
0,41
0,31
0,27
0,25
0,21
0,16
0,19
0,25
0,38
0,50
0,69
0,92
1,28
1,63
1,95
2,51
3,42
4,90
6,11
7,58
8,08
8,21
7,98
7,48
6,51
5,77
0,64
0,64
0,49
0,31
0,24
0,26
0,25
0,21
0,23
0,28
0,41
0,53
0,73
0,97
1,38
1,77
2,13
2,77
3,81
5,22
6,34
7,33
7,55
7,57
7,23
6,66
6,07
5,64
0,77
0,56
0,42
0,24
0,17
0,24
0,27
0,30
0,32
0,35
0,45
0,55
0,76
0,99
,47
,87
,26
2,87
3,92
5,36
6,23
6,92
6,98
6,90
6,44
5,81
6,41
5,23
0,60
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,77
0,00
0,00
80
2,14
2,80
3,74
4,97
5,69
6,75
28
19
71
86
76
0,60
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
1,77
2,08
2,67
4,75
3,32
4,65
5,30
5,83
5,92
3,86
5,43
4,77
4,51
4,61
0,60
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
,58
,79
,22
,89
3,75
4,34
5,06
5,25
5,39
5,27
,91
,48
4,14
0,003
0,004
0,005
0,007
0,010
0,015
0,020
0,030
0,040
0,050
0,070
0,100
0,150
0,200
0,300
0,400
0,500
0,700
,000
,500
,000
,000
,000
5,000
7,000
10,000
15,000
20,000
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
,99
,53
,55
,94
,14
,38
,86
,45
,06
4,07
2,95
3,06
3,66
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
1,90
2,44
3,46
4,87
6,57
7,03
6;70
6,22
5,72
4,64
3,48
3,51
4,05
0,67
0,44
0,33
0,26
0,27
0,28
0,27
0,25
0,27
0,30
0,41
0,57
0,79
1,82
1,48
1,59
2,26
3,46
4,37
6,14
7,03
,35
7,87
6,70
5,83
6,05
4,63
4,75
0,79
0,54
0,42
0,32
0,29
0,24
0,19
0,17
0,21
0,26
0,39
0,57
0,81
'1,04
1,47
1,77
2,15
3,04
4,82
5,75
6,85
7,72
7,62
7,52
6,91
7,39
5,48
5,19
0,97
0,72
0,57
0,42
0,32
0,21
0,15
0,14
0,19
0,26
0,39
0,55
0,79
1,40
1,39
1,69
2,02
2,63
3,64
5,21
6,41
7,77
8,10
8,24
7,86
8,36
6,22
5,59
1,00
0,77
0,61
0,44
0,30
0,18
0,14
0,15
0,20
0,26
0,38
0,54
0,78
0,99
1,36
1,64
1,93
2,47
3,333
4,70
5,92
7,67
8,52
8,97
8,92
9,56
7,23
6,21
0,81
0,60
0,50
0,40
0,30
0,18
0,14
0,1.6
0,26
0,25
0,37
0,55
0,80
1,01
1,37
1,64
1,91
2,39
3,13
4,28
5,43
7,35
8,66
9,42
9,80
9,56
8,12
6,69
Апрель
0,65
0,47
0,41
0,39
0,33
0,20
0,14
0,15
0,20
0,24
0,35
0,54
0,79
1,00
1,35
1,65
1,91
2,38
3,04
4,05
5J0
6,95
8,38
9,24
10,17
10,50
8,86
7,09
0,65
0,47
0,41
0,39
0,34
0,21
0,15
0,16
0,19
0,24
0,35
0,52
0,76
0,97
,32
,64
,91
38
,02
,00
,02
6,83
8,20
9,04
10,16
10,81
9,10
7,22
0,80
0,59
0,49
0,41
0,33
0,20
0,15
0,16
0,20
0,24
0,34
0,51
0,75
0,95
1,31
1,64
1,90
2,38
3,04
4,06
5,12
7,01
8,41
9,26
0,13
0,46
8,85
7,12
1,00
0,79
0,65
0,49
0,37
0,22
0,16
0,16
0,20
0,24
U,35
0,51
0,75
0,95
1,30
1,64
1,91
2,42
3,22
4,21
5,33
7,28
8,57
9,36
9,86
9,79
8,35
6,89
1,09
0,91
0,77
0,59
0,45
0,29
0,20
0,17
0,21
0,25
0,35
0,50
0,73
0,93
1,27
1,62
89
44
19
37
54
7,47
8,54
9,18
9,37
9,03
7,72
6,57
0,89
0,76
0,67
0,56
0,48
0,35
0,25
0,18
0,21
0,26
0,37
0,50
0,73
0,91
,24
,56
,83
,36
,12
4,37
5,61
7,61
8,56
9,10
8,93
8,17
6,94
6,10
0,58
0,50
0,46
0,44
0,45
0,38
0,28
0,20
0,22
0,27
0,38
0,53
0,73
0,90
,21
,52
,78
,20
,06
4,37
5,66
7,65
8,48
8,08
8,40
7,34
6,29
5,72
0,49
0,40
0,37
0,36
0,39
0,38
0,31
0,22
0,23
0,28
0,40
0,53
0,72
0,88
1,19
51
79
31
14
55
84
81
8,18
8,77
7,62
6,40
5,51
5,30
0,54
0,44
0,38
0,32
0,32
0,4
0,31
0,24
0,25
0,30
0,42
0,52
0,70
0,86
1
17
52
83
40
30
2
3
4,74
5
7
7
7
6
,94
,30
,59
,50
,70
5,51
4,91
4,90
0,62
0,50
0,41
0,29
0,24
0,26
0,27
0,27
0,30
0,35
0,45
0,52
0,69
0,85
,17
,54
,88
,50
,46
,86
5,81
6,68
6,78
6,60
5,86
4,85
4,51
4,68
0,003
0,004
0,005
0,007
0,010
0,015
0,020
0,030
0,040
0,050
0,070
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0..00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,52
0,41
0,34
0,25
0,20
0,18
0,18
0,19
0,23
0,29
0,43
0,62
0,48
0,39
0,28
0,23
0,19
0,16
0,16
0,21
0,28
0,44
0,61
0,48
0,39
0,32
0,27
0,19
0,15
0,15
0,19
0,26
0,42
0,54
0,42
0,39
0,33
0,28
0,18
0,14
0,15
0,20
0,25
0,38
Июль
0,50
0,40
0,37
0,34
0,27
0,16
0,13
0,15
0,21
0,26
0,37
0,49
0,40
0,38
0,35
0,26
0,15
0,13
0,17
0,21
0,26
0,36
0,51
0,43
0,42
0,36
0,26
0,16
0,14
0,17
0,21
0,25
0,35
0,60
0,50
0,43
0,35
0,24
0,16
0,14
0,16
0,19
0,24
0,34
0,67
0,52
0,44
0,33
0,23
0,15
0,14
0,16
0,19
0,24
0,35
0,69
0,56
0,47
0,35
0,23
0,16
0,14
0,17
0,21
0,27
0,38
0,82
0,65
0,53
0,36
0,22
0,16
0,16
0,19
0,23
0,28
0,40
0,91
0,68
0,51
0,31
0,18
0,15
0,16
0,19
0,23
0,28
0,38
0,79
0,55
0,40
0,23
•0,15
0,15
0,16
0,18
0,22
0,26
0,36
0,59
0,40
0,30
0,20
0,14
0,13
0,14
0,17
0,21
0,25
0,35
44*
347

p rlla
0,100
0,150
0,200
0,300
0,400
0,500
0,700
1,000
1,500
2,000
3,000
4,000
5,000
7,000
10,000
15,000
20,000
0,400
0,500
0,700
1,000
1,500
2,000
3,000
4,000
5,000
7,000
10,000
15,000
20,000
-80
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
1,41
1,70
2,23
3,01
4,19
5,18
6,44
6,85
6,75
5,86
4,43
3,74
3,78
—70
0,00
0,00
0,00
0,00
1,62
1,96
2,62
3,61
4,97
5,58
5,81
5,65
5,37
4,69
5,88
5,58
5,76
1,40
1,69
2,24
3,04
4,27
5,34
6,83
7,46
7,52
6,78
5,31
4,47
4,43
-60
0,00
0,00
0,00
0,00
1,69
2,11
2,97
4,28
6,04
6,77
6,74
6,30
5,91
4,96
4,17
3,87
3,95
1,44
1,76
2,37
3,26
4,52
5,97
7,45
8,20
8,35
7,79
6,42
5,45
5,25
—50
0,58
0,87
1,13
1,58
1,84
2,22
3,15
4,67
6,76
7,72
7,86
7,45
6,94
6,07
5,24
4,77
4,66
1,47
1,79
2,44
3,37
4,81
6,08
7,92
8,78
8,25
8,50
7,25
6,10
5,58
-40
0,60
0,87
1,09
1,48
1,76
2,14
2,96
4,29
6,20
7,35
8,20
8,02
7,88
7,34
6,65
5,20
5,45
1,45
1,78
2,40
3,30
4,72
6,07
8,13
9,11
9,34
8,98
7,52
6,51
5,71
—30
0,61
0,88
1,09
1,47
1,69
2,03
2,67
3,74
5,32
6,51
7,95
8,54
8,68
8,42
7,60
6,54
5,70
1,45
1,77
2,35
3,18
4,49
5,81
8,01
9,21
9,74
9,77
8,86
7,34
6,15
—20
0,57
0,83
1,05
1,43
1,66
1,98
2,50
3,44
4,81
5,99
7,76
8,71
9,13
9,28
8,71
7,38
6,15
-10
0
0,54 0,55
0,78 0,78
1,00 0,98
1,39 1,37
1,66 1,65
1,98 1,98
2,47 2,48
3,30 3,25
4,54 4,43
5,73 5,63
7,69 7,65
8,88 8,92
9,49 9,63
9,94 10,24
9,60 10,06
8,15 8,70
6,64 7,13
Октябрь
1,49
1,88
2,36
3,12
4,32
5,56
7,75
9,14
9,98
10,48
9,93
8,26
6,67
1,52 1,54
1,87 1,85
2,38 2,40
3,10 3,10
4,21 4,17
5,38 5,29
7,50 7,34
8,96 8,78
9,91 9,77
10,69 10,63
10,42 10,38
8,78 8,61
7,00
6,88
10
0,57
0,81
1,02
1,39
1,65
1,97
2,48
3,25
4,42
5,61
7,66
8,96
9,72
10,36
10,17
8,81
7,25
1,53
1,85
2,41
3,14
4,24
5,37
7,38
8,79
9,76
10,59
10,45
8,63
6,90
20
0,59
0,86
1,09
1,46
1,67
1,97
2,51
3,29
4,45
5,66
7,70
8,96
9,65
10,12
9,70
8,32
6,91
1,49
1,81
2,40
3,20
4,42
5,61
7,63
8,79
9,63
10,18
10,03
8,20
6,82
30
0,58
0,88
1,11
1,47
1,67
1,96
2,50
3,25
4,37
5,52
7,50
8,74
9,40
9,75
9,10
7,76
6,57
1,45
1,77
2,39
3,39
4,71
5,95
7,85
8,73
9,38
9,48
8,94
7,36
6,16
40
0,57
0,84
1,06
1,40
1,60
1,87
2,38
3,08
4,14
5,26
7,22
8,43
9,03
9,18
8,26
7,06
6,23
1,47
1,81
2,51
3,60
5,23
6,46
7,96
8,31
8,61
8,25
7,45
6,33
5,64
50
0,56
0,81
1,01
1,32
1,50
1,76
2,19
2,8-3
3,82
4,92
6,88
8,06
8,58
8,50
7,29
6,29
5,89
1,55
1,94
2,75
4,00
5,77
6,91
7,89
7,80
7,80
7,15
6,20
5,52
5,28
60
0,58
0,80
0,97
1,25
1,40
1,63
2,01
2,57
3,49
4,55
6,45
6,80
7,25
6,92
5,87
5,13
4,99
1,66
2,06
2,, 93
4,24
6,04
7,04
7,58
7,50
7,16
6,17
4,89
4,64
4,96
70
0,60
0,79
0,94
1,19
1,31
1,52
1,84
2,36
3,22
4,24
6,03
6,91
7,07
6,35
4,75
4,20
4,51
1,68
2,11
2,97
4,22
5,88
6,66
6,88
6,65
6,24
5,14
3,86
3,82
3,36
80
0,56
0,76
0,92
1,17
1,25
1,43
1,70
2,21
3,10
4,15
5,98
6,73
6,70
5,69
4,03
3,62
4,06
1,75
2,20
3,05
4,18
5,50
5,91
5,75
5,51
5,20
4,24
3,09
3,21
3,88
ции, где таковые имеются, переносился в пункты с теми
координатами, где линия равного содержания озона для
данного месяца, соответствующая нашей станции, пересе-
пересекается с широтой этой же станции. Этим самым снимаются
до минимума и широтные и сезонные интервалы, в которых
восстанавливается профиль озона.
Предлагаемая методика восстановления климатических
профилей озона на не освещенной данными озонозондиро-
вания территории прошла дополнительную проверку на-
настолько тщательно, насколько это позволила существующая
в северном полушарии сеть озонного зондирования. Для
этого производились сравнения построенных нами климати-
климатических озонных профилей для двух станций, которые распо-
расположены приблизительно на одной широте, в которых осу-
осуществляется озонное зондирование и в которых, согласно
[3], ОСО в данном месяце (или соседних месяцах) одина-
одинаково. Всего удалось найти 30 пар таких профилей, построен-
построенных в общей сложности примерно 5000 пускам. В абсолют-
абсолютном большинстве случаев совпадение профилей озона было
очень хорошим. Среднеквадратическое отклонение плотности
озона в этих парах составляет 5 %.
Согласно проведенному исследованию, по крайней мере
для климата высокая корреляция ОСО и плотности озона
подтверждается.
Данная модель имеет общий интервал высот B4—
30 км) с единственной пока незональной моделью ВРО, по-
построенной по спутниковым данным [12], что позволяет про-
провести сравнение карт на соответствующих уровнях. Для
этого по предлагаемой здесь методике были построены карты
отношения смеси озон/воздух для уровней 10 и 30 гПа для
января за те же годы, что и в работе [12] A978—1982 гг.).
На уровне 10 гПа на обеих картах наблюдается почти пол-
полная зональность. На уровне 30 гПа экстремумы отношения
смеси расположены на обеих картах примерно в тех же
Ян бар
Апрель
348

Июль
Октябрь
Рис. 16.3.1. Среднемесячные карты отношения смеси озон/воздух (млн, по объему) для уровня 1 гПа
¦Январь
Апрь
\пь
Рис. 16.3.1. Среднемесячные карты отношения смеси озон/воздух (млн.-1, по объему) для уровня 0,4 гПа
[12].

районах. Различия в данных отношения смеси не превышают
10 %. Учитывая различие использованных массивов данных,
а также не очень высокую точность спутниковых измерений,
особенно на столь низких высотах, результаты сравнения,
на наш взгляд, следует признать вполне удовлетворитель-
удовлетворительными. Модель ВРО построена с использованием методов
аппроксимации метеорологических полей, что позволяет по-
получать значения парциального давления озона в любой точке
четырехмерного пространства (координаты и время) в ин-
интервале высот 10—32 км.
На рис. 16.3.3 приведены построенные по предлагаемой
методике карты парциального давления озона для ?января,
апреля, июля и октября для выост 10—26 км через каждые
2 км, а также для высоты 30 км. Модель не распростра-
распространяется на тропосферу, т. е. область высот ниже 16 км для
тропических широт (с высокой тропопаузой) и ниже 10 км
для остальной области, поскольку для тропосферы столь
высокая корреляция плотности озона и ОСО не обнаружена.
Как видно, незональность плотности озона в нижней
стратосфере существенно больше, чем незональность ОСО.
В самых нижних слоях тропосферы зимой она достигает
фактора 2. С увеличением высоты незональность умень-
уменьшается и на высоте 28—32 км наблюдается распределение
озона, очень близкое к зональному.
Основной максимум плотности озона в нижней страто-
стратосфере относительно максимума ОСО сдвинут к северу. Вто-
Вторичный максимум в виде гребня расположен над восточной
частью Канады. В области высот 28—32 км распределение
озона с широтой меняется на обратное, т. е. минимальные
плотности наблюдаются в полярных районах. Область высот
22—26 км — переходная, в ней наблюдается довольно слож-
сложное географическое распределение озона.
Очень интересно отметить, что в области разрыва тро-
тропопаузы C0—35° с. ш.) на высотах 16 и 18 км (вблизи тро-
тропической тропопаузы) плотность озона существенно больше
в тех секторах, где область разрыва тропопаузы находится
в более низких широтах [8].
ЯнВарь,Н~Юкм
Яндарь,Н=12км
Рис. 16.3.3. Среднемесячные карты парциального давления озона для северного полушария для различных высот Н.
350

Январь, Н=18 км
Ян8арь}Н=24км
Январь, И -26:<м
Январь, Н=30 км
Рис. 16.3.3. Среднемесячные карты парциального давления озона для северного полушария для различных высот Н.
351

Апрель, Н=10км
Апрель, Н-18 км
Рис. 16.3.3. Среднемесячные карты парциального давления озона для северного полушария для различных высот И.

Апрель, Н=22 км
Апрель, Н=30км
Апрель, Н=26 км
Рис. 16.3.3. Среднемесячные карты парциального давления озона для северного полушария для различных высот Н.
45 Заказ № 46
353

Июль, Н=14 км
Июль,Н-20км
«I
Рис. 16.3.3. Среднемесячные карты парциального давления озона для северного полушария для различных высот Я.
54

Октябрь, И=12 км
Рис. 16.3.3. Среднемесячные карты парциального давления озона для северного полушария для различных высот Н.
45* 355

0ктя6рь,Н=18км
Октябрь, Н=2Ькм
Октябрь, Н=20 км
Рис. 16.3.3. Среднемесячные карты парциального давления озона для северного полушария для различных высот Н.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Бекорюков В. И. Сезонный ход общего содержания
озона в стратосферном циркумполярном вихре. — В кн.:
Современное состояние исследований озоносферы в СССР.
М.: Гидрометеоиздат, 1980, с .212—218.
2. Бекорюков В. И. Некоторые периодичности общего
содержания и плотности озона. — Метеорология и гидро-
гидрология, 1985, № 2, с. 59—68.
3. Бекорюков В. И., Глазков В. И., Федоров В. В.
Эмпирическая модель общего содержания озона. — Метео-
Метеорология и гидрология, 1986, № 4, с. 53—60.
4. Бекорюков В. И., Захаров Г. Р. Широтно-сезон-
ное распределение парциального давления озона север-
северного полушария. — Труды ЦАО, 1978, вып. 140, с. 100—
116.
5. Бекорюков В. И., Федоров В. В. Эмпирическая
модель общего содержания озона над южным полуша-
полушарием.— Метеорология и гидрология, 1987, №4, с. 47—53.
6. Б о ж к о в Р. Д. Вычисление вертикального распределе-
распределения озона по данным о его общем содержании. — Ме-
Метеорология и гидрология, 1969, № 1, с. 100—108.
7. Кадыгрова Т. В., Ф полетов В. Э. Об оценке
статистических характеристик рядов наблюдений общего
содержания озона. — Метеорология и гидрология, 1987,
№ 2, с. 48—53.
8. М а х о в е р 3. М. Климатология тропопаузы. — Л.:
Гидрометеоиздат, 1983. — 256 с.
9. П е т р е н к о Н. А., X р г и а н А. X. Результаты наблю-
наблюдений общего количества озона на мировой озонометри-
ческой сети станций в 1957—1964 гг. — Метеорологиче-
Метеорологические исследования, 1970, № 17.
10. Фиолетов В. Э. О пространственной корреляционной
функции поля общего содержания озона. — Метеорология
и гидрология, 1987, № 5, с. 61—66.
11. Angell J. К., Korshover J., Planet W. G.
Ground based and satellite evidence for a pronounced total
ozone minimum in early 1983 and responsible atmospheric
layers. —Mon. Wea. Rev., 1985, vol. 113. № 4, p. 641—
646.
12. Atmospheric Ozone 1985, GORMP, Report No. 16, 1986,
vol. 3, p. 789—792, 981—1032.
13. Ghazi A. Atlas Globalverteilung des Gesamtozonbetrages
nach Satellitenmessungen (April 1970 —Mai 1972), Koln,
1980.
14. Heath D. F. et al. Atlas of total ozone (April 1970 —
December 1976). NASARef. Publ., 1982, No. 1098.
15. Keating G. M., Young D. F. Proposed ozone reference
models for the middle atmosphere. Preprint to Paper
at XXV COSPAR. Graz, 1984, 62 p.
16. London J. et al. Atlas of the global distribution of total
ozone (July 1957—June 1967). NCAR Tech. Note, 1976.
N 113.
17. Ozone data for the world. Canad. Atm. Envir. Service/
WMO, 1960—1984.
18. Oltmans S. J., London J. The quasi-biennial oscilla-
oscillation in atmospheric ozone. — J. Geophys. Res., 1982,
vol. 87, N 11, p. 8981—8989.
19. To Is on R. H. Spatial and temporal variations to monthly
mean total columnar derived from 7 years of BUV
data. — J. Geophys. Res., 1981, vol. 86, N C8.
20. W u M. F. Observation and analysis of trace constituents
in the stratosphere. Ann. Rep. Contract DOT-05-20217,
Envir. Res. Tech. — Lexinton, Mass., 1973.
357

Верхняя атмосфера

Часть IV. ВЕРХНЯЯ АТМОСФЕРА
Глава 17. Кинетика элементарных процессов
в верхней атмосфере
Глава 18. Тепловой баланс
Глава 19. Состав, плотность, динамика
Глава 20. Заряженные компоненты
Глава 21. Свечение верхней атмосферы
и возбуждение частиц
Глава 22. Модели верхней атмосферы

Основное отличие верхней атмосферы от приземной за-
заключается в том, что ее поведение прежде всего опреде-
определяется прямым воздействием солнечного коротковолнового
излучения, которое практически полностью поглощается этой
KM
700 V-
500
300
100
i
- Hi
/
Незопауза
•Стратопауза
Стратосфера \ _ „
1Q0
1500
К
500 1000
Температура
Рис. В.1. Вертикальное распределение темпера-
температуры в гомосфере и гетеросфере.
средой. Наука, которая изучает поведение верхней атмосферы
планеты, называется аэрономией [1]. Предметом аэрономии
является изучение состава, динамики и теплового баланса
верхней атмосферы. Эта наука возникла около тридцати лет
назад в связи с бурным развитием спутниковых и ракетных
методов изучения верхней атмосферы. Обычно за нижнюю
границу верхней атмосферы принимается уровень 50-—60 км,
соответствующий положению стратопаузы, которая связана
с максимумом температуры, составляющим примерно 270 К.
Температурная стратификация атмосферы приведена на
рис. В. 1. Выше стратопаузы располагается мезосфера, ко-
которая характеризуется понижением температуры, достигаю-
достигающей в мезопаузе, на высоте 85 ± 5 км, минимальных значе-
значений A60—190 К). Выше мезопаузы расположена термо-
термосфера — область повышения температуры и постепенного
выхода ее на постоянное, не зависящее от высоты значе-
значение, соответствующее термопаузе.
Вплоть до уровня мезопаузы в верхней атмосфере до-
доминируют процессы турбулентного перемешивания, которые
обеспечивают постоянство средней молекулярной массы воз-
воздуха, поэтому эти области принято называть гомосферой.
Выше уровня мезопаузы, в термосфере, особую роль
приобретает молекулярная диффузия газов, приводящая к их
диффузионному разделению в поле силы тяжести и как
следствие этого к значительному изменению средней моле-
молекулярной массы с высотой, в связи с чем эту область назы-
называют еще гетеросферой.
В самой внешней, крайне разреженной части верхней
атмосферы становится возможным убегание из атмосферы
легких газов — водорода и гелия, отдельные атомы которых
46 Заказ № 46
имеют для этого достаточные скорости в соответствии с рас-
распределением Максвелла. Эта область называется экзосферой.
В последнее время получило распространение понятие
«средняя атмосфера», которое используется и в данной спра-
справочной монографии. Этим термином обозначается область,
включающая стратосферу и мезосферу. Появление этого тер-
термина связано с повышенным интересом к изучению связей
и взаимодействия приземной и верхней атмосферы, по-
поскольку, с одной стороны, именно в средней атмосфере уже
очень сильно влияние прямого солнечного ультрафиолетового
излучения, особенно в мезосфере; с другой стороны, сюда
могут проникать различные возмущения, возникающие в при-
приземной атмосфере.
Поскольку в настоящем издании средней атмосфере по-
посвящены специальные главы, то в этой части будет рас-
рассматриваться верхняя атмосфера в основном в области высот
более 100 км, т. е. термосфера. Однако наличие сильной
взаимосвязи процессов в термосфере и мезосфере потребует
в ряде случаев нарушения этой условной границы разде-
разделения.
Термосфера, несомненно, является наиболее изменчивой
областью верхней атмосферы, непосредственно откликаю-
откликающейся прежде всего на изменения интенсивности солнечного
излучения. Значительное влияние на состояние термосферы
оказывает и диссипация электромагнитной энергии в высоких
широтах, связанная с воздействием солнечного ветра на
магнитосферу Земли. Положительный градиент температуры,
присущий термосфере, обусловлен прежде всего прямым по-
поглощением солнечного ультрафиолетового излучения. Как
видно из рис. В.1 этот градиент и, следовательно, соответ-
соответствующая ему температура, называемая экзосферной, сильно
меняются в зависимости от уровня солнечной активности.
Таких драматических изменений параметров не знает ника-
никакая другая область верхней и тем более приземной атмо-
атмосферы. Однако не следует забывать, что термосфера одно-
одновременно является наиболее разреженной частью верхней
атмосферы и энергетика процессов здесь весьма низка.
В табл. В.1 приведены значения плотности газа на раз-
разных высотах в термосфере и для сравнения плотность при-
Таблица В.1
Высота, км ...
Плотность, г/см3 .
О
10
100
10"»
150
10~12
400
м10-м
700
108
земной атмосферы. Из этой таблицы видно, что плотность
газа в термосфере на много порядков меньше, чем в при-
приземной области, и что уменьшение плотности газа в термо-
термосфере происходит гораздо медленнее, чем в приземной или
средней атмосфере. Это особенно хорошо видно из рис. В. 2.
Резкий перелом в уменьшении плотности (р) в термосфере
обусловлен сильным повышением температуры. Это обычно
объясняется на основе следующих простейших, но очень важ-
важных для верхней атмосферы представлений.
В первом приближении плотность атмосферы р опреде-
определяется уравнением гидростатики:
Pg = -dp/dz, (B.I)
где р — атмосферное давление, g — ускорение свободного
падения, г—высота. Для идеального газа справедливо
уравнение состояния
р = nkT,
(В.2)
где п — концентрация молекул, к — постоянная Больцмана,
0,3803-Ю9 Дж/К), Г —температура.
С учетом уравнения (В.2) и того, что р = пт (т —
средняя молекулярная масса), уравнение гидростатики можно
представить в виде
dp __ dn . dT _ dp . dT
dm
m
dz
77
(B.3)
36!

где Н = kT/mg—шкала высот, являющаяся одной из основ-
основных характеристик верхней атмосферы.
Из уравнения (В.З) нетрудно получить, что
(В.4)
п = По(То/Т)ехр\ — \-=-
где п0 — концентрация на нижней границе. Это соотношение,
называемое барометрической формулой, показывает, что
шкала высот — это тот параметр, который характеризует
падение концентрации в е раз при постоянных температуре,
ускорении свободного падения и средней молекулярной массе.
10
Плотность
Рис. В.2. Средняя плотность атмо-
атмосферы при высокой солнечной актив-
активности.
1 — день, 2 — ночь.
Барометрическая формула наглядно показывает, почему
в термосфере, где температура, а следовательно, и шкала
высот в несколько раз больше, падение концентрации и со-
соответственно плотности происходит на гораздо большем ха-
характерном масштабе. Этот масштаб дополнительно увеличи-
увеличивается в термосфере за счет уменьшения средней молекуляр-
молекулярной массы.
Следует иметь в виду, что ускорение свободного падения
меняется с изменением высоты:
•B-Zo)/roF ' (В'5)
где q0 — ускорение свободного падения на геоцентрическом
расстоянии го.
Как видно из формулы (В.5), изменение g с высотой
не очень велико и ему соответствует небольшое изменение
шкалы высот. Основное изменение шкалы высот связано
с изменением температуры. Для описания изменения темпе-
температуры с высотой в термосфере часто используется эмпири-
эмпирическая формула Бейтса [2]
-Гво)*". (В.6)
где То — температура на нижней границе; Т«> — экзосферная
температура; s — параметр, типичное значение которого со-
составляет, например, —0,026 км-1. В этом случае интегриро-
интегрирование уравнения (В.4) при условии постоянства g и т дает
следующее выражение для изменения концентрации с вы-
высотой:
где Яоо = kToc/mg.
Формулы (В.6) и (В.7) широко используются при по-
построении эмпирических моделей термосферы.
На рис. В.З представлен пример высотного распреде-
распределения основных составляющих верхней атмосферы, рассчи-
рассчитанных на основе эмпирической модели_ MSIS-83 [3]. Здесь
же приведены значения шкалы высот Н на разных уровнях.
Основная особенность поведения термосферы заключается
в переходе с ростом высоты ко все более легким компо-
компонентам и увеличении шкалы высот.
Поскольку составляющие верхней атмосферы могут иони-
ионизоваться под действием коротковолнового солнечного
ультрафиолетового излучения, то говорят об ионосфере, если
интересуются поведением именно заряженных частиц элек-
электронов и ионов в верхней атмосфере. На рис. В.4 представ-
300
10'
10
Плотность
г/см'
Рис. В.З. Высотные распределения основных составляющих
верхней атмосферы, согласно [3].
10"
Концентрация
10* см4
Рис. В.4. Среднее дневное распределение концентрации
электронов с указанием основных ионов в разных об-
областях ионосферы.
лен пример высотного распределения концентрации электро-
электронов. На этом распределении имеется основной максимум, со-
соответствующий области F2, и два подмаксимума, соответ-
соответствующих областям Е и D. Переход от области F2 к области
Е происходит через область F1.
В дневное время главный ионосферный максимум рас-
располагается преимущественно на высотах 220—250 км, и кон-
концентрация заряженных частиц в максимуме составляет около
106 см~3. В ночное время максимум поднимается выше
300 км, а концентрация уменьшается до 105 см~3.
Область F1 представляет собой переход от ионосферы,
состоящей из атомных ионов, к ионосфере, в которой начи-
начинают доминировать ионы О2", NO+, N2".
Концентрация электронов в области Е составляет около
105 см~3. Наряду с ультрафиолетовым излучением, важную
362

роль в ионизации области Е играет рентгеновское излучение
Солнца.
Концентрация электрэнов в самой нижней части ионо-
ионосферы— области D — составляет около 103 см~3, и отличи-
200
50 -
W to* юе 10* D
Рис. В.5. Дневная эксайтсфера.
тельной ее чертой является наличие отрицательных ионов
и ионных кластеров.
Выше области F2 располагается внешняя ионосфера, ко-
которая характеризуется постепенным переходом от ионов О+
к ионам Н+ в соответствии с увеличением концентрации
водорода в термосфере. Согласно анализу многочисленных
спутниковых данных, высота, на которой становятся равными
концентрации ионов 0+ и Н+, очень изменчива и может
составлять 400 км при низкой солнечной активности в зим-
зимний период и более 2000 км при высокой солнечной актив-
активности в летнее время. Поведение внешней ионосферы осо-
особенно сильно зависит от геомагнитного поля, поскольку она
прямо связана с магнитосферой. В целом ионосфера является
весьма изменчивым образованием.
Кроме ионизации компонент верхней атмосферы, может
происходить их возбуждение. При этом, как правило,
в верхней атмосфере образуются очень долго живущие, ме-
тастабильные частицы, которые играют важную роль в фор-
формировании этой среды. Аналогично ионосфере в этом случае
говорят об эксайтсфере *.
На рис. В.5 приведен пример распределения основных
возбужденных, метастабильных частиц в верхней атмосфере
[4]. В нижней части эксайтсферы доминируют в основном
электронно возбужденные частицы, в верхней части, выше
100—120 км,— колебательно возбужденные молекулы. Не-
Неравновесность верхней атмосферы обусловлена прежде всего
наличием в ней возбужденных метастабильных частиц.
Такова самая общая характеристика верхней атмосферы.
Развернутые справочные данные о процессах, формирующих
эту среду, об особенностях ее поведения и моделях, описы-
описывающих состояние верхней атмосферы, приведены в после-
последующих главах этой части.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. В a n k s P. M., G. К о с к а г t s. Aeronomy. — Academic
Press, New York and London, 1973.
2. Bates D. R. Proc. Roy Soc, 1959, v. 2534, p. 451.
3. Hedin A. E. J. Geoph. Res., 1983, v. 88.
4. Vlasov M. N. J. Atm. Terr. Phys., 1976, v. 38, p. 807,
* От английского слова excite — возбуждать,
46*
363

Глава 17. КИНЕТИКА ЭЛЕМЕНТАРНЫХ ПРОЦЕССОВ В ВЕРХНЕЙ АТМОСФЕРЕ
Верхняя атмосфера представляет собой многокомпонент-
многокомпонентную частично ионизованную газовую среду, в которой под
действием солнечного коротковолнового излучения, а также
высыпающихся энергичных частиц возникают элементарные
процессы и химические реакции различных типов. Истори-
Исторически аэрономия как наука начиналась именно с изучения и
построения системы фотохимических процессов, которые
играют очень важную роль в формировании верхней атмо-
атмосферы.
17.1. ФОТОДИССОЦИАЦИЯ И ФОТОИОНИЗАЦИЯ
Поглощение солнечного коротковолнового излучения яв-
является основным процессом, определяющим существование
50 240 230' 220 210 2нм
Рис. 17.1.1. Сечение фотодиссоциации Ог
в континууме Герцберга.
верхней атмосферы. В результате этого поглощения проис-
происходит ионизация основных составляющих верхней атмосферы
(О, О? и N2) и их диссоциация. Из процессов диссоциации
наиболее важной является диссоциация молекулярного кис-
кислорода, которая обеспечивает образование одной из важней-
важнейших и химически активных компонент верхней атмосферы —
атомного кислорода. Энергия диссоциации молекулы Ог со-
составляет 5,11 эВ и соответствует длине волны X = 242,4 нм.
Процесс диссоциации для излучения 200 нм ^ X ^ 242,4 нм
(континуум Герцберга) имеет вид
О2 + hv B00 нм < X < 242,4 нм) — О CР) + О CР). A7.1.1)
Соответствующие этому процессу сечения представлены
на рис. 17.1.1. Диссоциация более коротковолновым излуче-
излучением 175,0 нм < X < 200,0 нм (полосы Шумана—Рунге)
связана с предиссоционными процессами (соответствующие
сечения представлены на рис. 17.1.2). Продуктами фотодис-
социании здесь также являются атомы кислорода в основ-
основном состоянии, 3Р.
Диссоциация в континууме Шумана—Рунге соответствует
процессу
O2-f /zvA30 нм<*,<175 hm)^OCP)+O(!D), A7.1.2)
идущему с образованием метастабильных атомов кислорода.
Как видно из рис. 17.1.3, сечения диссоциации в континууме
Шумана—Рунге значительно превосходит сечения диссоциа-
диссоциации в полосах Шумана—Рунге и континууме Герцберга [4].
Сечения поглощения О2 в области длин волн менее
130 нм и вплоть до порога ионизации A02,7 нм) имеет
изрезанный характер (рис. 17.1.4) и ряд «окон» поглощения,
из которых наиболее важным является минимум сечения
поглощения' в линии Лайман-а (X = 121,6 нм), одной из
наиболее интенсивных линий в ультрафиолетовой части
спектра солнечного излучения. Спектр диссоциирующего
солнечного излучения представлен в табл. 17.1.1, со-
согласно [5|.
Среднее значение вероятности диссоциации в кон-
континууме Герцберга составляет 1,3-10~9 с, в полосах Шу-
364
мана—Рунге—10~7 с-1 и в континууме Шумана—Рунге —
1,3-10~5 с. Пример высотного распределения вероятностей
диссоциации О2 в различных областях поглощения приведен
175 180 165 190
Рис. 17.1.2. Сечение фотодиссоциации О2 в полосах
Шумана—Рунге.
10'19 -I
/30
150 160 % нм
Рис. 17.1.3. Сечение фотодиссоциации
О2 в континууме Шумана—Рунге.
см
105
/30 Хнм
Рис. 17.1.4. Сечение фотодиссоциации О2 в обла-
области Л,<С 135 мкм.
на рис. 17.1.5, из которого видно, что в термосфере основ-
основными процессами являются процессы фотодиссоциации в кон-
континууме и полосах Шумана—Рунге.
Фотодиссоциация молекулярного азота — очень слабый
процесс, однако, согласно [9], она возможна благодаря
предиссоциации при поглощении ультрафиолетового излуче-
излучения в области длин волн 80—100 нм. Кроме фотодиссоциа-
фотодиссоциации основных составляющих, в верхней атмосфере некоторую
роль играет фотодиссоциация малых составляющих, и прежде

Таблица 17.1.1
к нм
138—140
140—145
145—150
150—155
155—160
160—165
165—170
170—175
175—180
180—185
^10,7
70
7,83Е09
1,68Е10
2,88Е10
4,60Е10
6,04Е10
8,60Е10
1,90Е11
3,49Е11
5,48Е11
6,98Е11
150
8,19Е09
1 ,77Е10
2,56Е10
4,72Е10
6,73Е10
9,84Е10
1,75Е11
3,31Е11
6,37Е11
8,52Е11
250
1,95Е10
3,84Е10
5,39Е10
9,47Е10
1,22Е11
1,76Е11
3,22ЕП
5,66Е11
7,26Е11
1,07Е12
всего окиси азота и паров воды. Вероятность фотодиссоциа-
фотодиссоциации окиси азота выше уровня поглощения составляет
5 • 10—6 с-1, паров воды—10~5 с-1. Пороги ионизации для
О, О2 и N2 соответствуют длинам волн 91, 102,7 и 79,6 нм.
SO g - й ---_-
10'9 10'8 /О'7 10** с'7
Коэффициент диссоциации
Рис. 17.1.5. Вероятность диссоциации О2.
/ — континуум Герцберга, 2 — полоса Шумана—Рунге, 3 —
континуум Шумана—Рунге, 4 — суммарная кривая.
Спектр солнечного излучения в области длин волн менее
102,7 нм имеет весьма сложный характер. В табл. 17.1.2
представлены интенсивности солнечного излучения в ионизи-
ионизирующем континууме, согласно [3], для уровней солнечной
активности Fioj, характеризуемых потоком радиоизлучения
на длине волны 10,7 нм.
При переходе от минимума солнечной активности, соот-
соответствующего Fio,7 = 70 к максимуму, соответствующему
Fwj = 200, интегральная интенсивность ионизирующего из-
излучения возрастает в 3 раза и может достигать около
10~7 Дж/(см2-с). При этом интенсивности различных линий
спектра меняются неодинаково [3].
Весьма сложный вид имеют сечения ионизации и погло-
поглощения для атомного и молекулярного кислорода и молеку-
молекулярного азота. Эти сечения представлены в табл. 17.1.3 [12].
Как видно из табл. 17.1.2, интенсивность солнечного из-
излучения резко падает с уменьшением длины волны, поэтому
рентгеновское излучение, хотя и играет некоторую роль
в ионообразовании, однако гораздо более скромную, чем
ультрафиолетовое.
Вероятность ионизации k-й компоненты верхней атмо-
атмосферы за пределами поглощения ультрафиолетового излуче-
излучения определяется формулой
ОО
lk= \<*ik(b)Ieo(Wdk, A7.1.3)
где /оо (X) — интенсивность падающего излучения, Хп — по-
пороговая длина волны, агл—сечение ионизации k-й компо-
компоненты. На меньших высотах, где поглощение существенно,
интенсивность приходящего ультрафиолетового излучения
описывается соотношением
oak(K)nk(z)dz\9 A7.1.4)
J
\9
J
В табл. 17.1.4 приведены примеры значений вероятности
ионизации для основных атмосферных составляющих при
условии средней солнечной активности и выше уровня по-
поглощения, которое становится существенным при г<200 км.
В npjiiecca ионизации коротковолновым излучением об-
образуются ионы и фотоэлектроны. Энергия последних опре-
определяется из условия Е = hv— ?г, где hv— энергия погло-
поглощенного кванта, Ei — потенциал ионизации. На рис. 17.1.6
приведено для примера распределение по энергии первичных
фотоэлектронов, образующихся в результате фотоионизации
солнечным излучением основных ионосферных составляющих.
10'
130
О 10 20 30 44 50 60 эВ
Энергий
Рис. 17.1.6. Спектр первичных фотоэлектронов.
Таблица 17.1.2
где aah—сечение поглощения.
А, нм
10—15
15—20
20—25
23,6
28,4
25—30
20,4
30—35
36,8
35—40
40—45
46,5
46—50
50—55
55,4
58,4
55—60
61
63
60—65
65—70
70,3
70—75
76,5
77
78,9
75—80
80—85
85—90
90—95
97,7
95—100
102,6
103,2
100—105
^10,7
70
0,203126
2,71558
2,46015
0,574712
0,4693
2,42974
8,44652
1,43207
0,856985
0,545282
0,519025
0,385421
0,784635
0,688431
0,869241
1,82816
0,497374
0,904642
2,02168
0,362972
0,264812
0,456084
0,204666
0,236446
0,3394
0,903922
0,967878
2,24481
5,4171
4,27201
5,85315
1,84767
5,28017
2,72505
2,72505
160
0,36436
4,51429
4,97912
0,908025
3,24881
7,53424
13,5483
4,29105
(
1,32507
1,55065
,06571
),618145
,78294
,24624
,29343
3,36291
0,852985
1,81015
3,26676
0,573237
0,452541
0,662454
0,374934
0,382815
0,77297
1,33709
1,83667
3,89191
9,75626
7,74483
8,94497
3,22847
9,55547
4,76963
4
,76963
260
0,480218
5,57931
7,1501
1,0692
6,39804
13,2267
16,1924
7,44332
1,52618
2,63807
1,54442
0,738703
2,73967
1,65431
1,4288
4,51903
1,08353
2,58031
3,93216
0,674699
0,573114
0,711518
0,502264
0,461654
1,18917
1,4671
2,52504
4,98957
12,8993
10,2924
10,1759
4,16597
12,6218
6,16329
6,16329
365

К нм
Компонента
?
Ь
S
ь
ь
ь
ABS)
ION)
ABS)
О
ION)
б
Таблица 17.1.3 этого процесса представлены на рис. 17.2.1, из которого
видно, что они близки к сечениям упругого удара
2 [
,
10-15 см2) [10].
5—10
10—15
15—20
20—25
25,63
28,415
25—30
30,331
30,378
30—35
36,807
35—40
40—45
46,522
45—50
50—55
55,437
58,433
55—60
60,976
62,973
60—65
65—70
73,036
70—75
76,515
77,041
- 78,936
78—80
80—85
85—90
90—95
97,762
95—100
102,572
003,191
10—105
Ион . .
/ с
Ион . .
У с"*1
Ион
/ <Г' . .
0,32
1,03
1,62
1,95
2,15
2,33
2>,33
2,45
2,45
2,61
2,81
2,77
2,99
3,15
3,28
3,39
3,50
3,58
3,46
3,67
3,74
3,73
4,04
4,91
4,20
4,18
4,18
4,28
4,23
4,38
4,18
2,12
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,34
1,14
2,00
2,62
3,02
3,39
3,18
3,62
3,63
3,98
4,37
4,31
4,75
5,04
5,23
5,36
5,47
5,49
5,30
5,51
5,50
5,50
5,52
6,44
3,80
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
О4
1,4
0,22
0,75
1,30
1,70
1,95
2,17
2,04
2,32
2,32
2,52
2,74
2,70
2,93
3,06
3,13
3,15
3,16
3,10
3,02
3,05
2,98
2,97
0,47
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
DS)
. 1ГГ7
О+(Х2П)
3,7
. 1П-7
N+(X32+)
2,3
. ю~7
1,06
3,53
5,96
7,55
8,43
9,26
8,78
9,70
9,72
10,03
10,84
10,70
11,21
11,25
11,64
11,91
12,13
12,17
11,90
12,23
12,22
12,21
10,04
11,35
8,00
4,18
4,18
4,28
4,23
4,38
4,18
2,12
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
1
2,~
0,60
2,32
5,40
8,15
9,65
10,60
10,08
11,58
11,60
14,60
18,00
17,51
21,07
21,80
21,85
24,53
24,69
23,20
22,38
23,10
23,20
23,22
29,75
26,30
30,94
35,46
26,88
19,26
30,71
15,05
46,63
16,99
0,70
36,16
0,00
0,00
0,00
О+ BD)
,2 • 10":
О2+DП)
я . in-?
N+(A2n^
2
2 N '
,1 • 10~7
0,60
2,32
5,40
8,15
9,65
10,60
10,08
11,58
11,60
14,60
18,00
17,51
21,07
21,80
21,85
24,53
24,69
23,20
22,38
23,10
23,20
23,22
25,06
23,00
23,20
23,77
18,39
10,18
16,75
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
1,18
3,61
7,27
10,50
12,80
14,80
13,65
15,98
16,00
17,19
18,40
18,17
19,39
20,40
21,59
24,06
25,59
22,00
25,04
26,10
25,80
26,02
26,27
25,00
29,05
21,98
25,18
26,66
27,09
20,87
9,85
15,54
4,00
16,53
1,60
1,00
1,10
Таблица
7
1,18
3,61
7,27
10,50
12,80
14,80
13,65
15,98
16,00
17,19
18,40
18,17
19,39
20,40
21,59
24,06
25,59
22,00
25,04
16,10
25,80
25,94
22,05
23,00
23,81
8,59
9,69
11,05
9,39
6,12
4,69
9,34
2,50
12,22
1,00
0,00
0,27
17.1.4
О- BР)
6,5 • 10"8
O2+DS)
1 • 10"
-7
2 Л
4,9- 10~9
Окончательный спектр фотоэлектронов формируется в ре-
результате потери первичными фотоэлектронами части энергии
в неупругих соударениях с основными составляющими верх-
верхней атмосферы и кулоновского взаимодействия.
17.2. СТОЛКНОВИТЕЛЬНЫЕ ПРОЦЕССЫ
В верхней атмосфере важную роль играют упругие и
неупругие соударения нейтральных и заряженных частиц.
Особенно важными являются неупругие столкновения элек-
электронов с атомами и молекулами. Эти процессы в значитель-
значительной степени определяют тепловой баланс электронного и
нейтрального газов, а также образование различных элек-
электронно и колебательно возбужденных частиц.
При энергии электронов порядка нескольких электрон-
вольт основным каналом неупругого взаимодействия их
с молекулами азота и кислорода является возбуждение ко-
колебательных уровней. Особенно эффективно происходит
колебательное возбуждение молекулярного азота. Сечения
366
10'16см2
Рис. 17.2.1. Сечение колеба-
колебательного возбуждения мо-
молекул азота электронами.
6,5
2,5
2,0
1,0
0,5
0,1
Г\
и \
-
\
\
2ft 2,5 3,0 зВ
Энергия
Сечения колебательного возбуждения молекулярного кис-
кислорода гораздо меньше и имеют более сложный характер,
как это видно из рис. 17.2.2 [7].
В области энергий больше нескольких электронвольт
неупругие соударения электронов с молекулами приводят
к возбуждению электронных состояний. Для описания зави-
10~19см2
15
1
II
JL1L
п
ill
1_LL
0,5
II if W
II Ill If
!Г\
J_
2,5
1,0 1,5 2,0
Энергия
Рис. 17.2.2. Сечение колебательного возбужде-
возбуждения кислорода электронным ударом.
симости от энергий сечений возбуждения этих состояний
предложена полуэмпирическая формула [6]
а (Е) =(qocofo/w2) [l - (w/Ef]v (w/E)Q. A7.2.1)
Значения параметров, входящих в эту формулу, для раз-
различных состояний приведены в табл. 17.2.1 (q0 = 6,51 X
X Ю-14 эВ2-см2).
На рис. 17.2.3 отдельно представлены измеренные сече-
сечения возбуждения состояний 'D и !S атомного кислорода и
сечения возбуждения состояния 2D атомного азота.
При энергиях более десяти электронвольт основным не-
неупругим процессом при столкновении электронов с атомами
и молекулами становится ионизация. Сечения ионизации
атомного и молекулярного кислорода и молекулярного азота
приведены на рис. 17.2.4 [8].
Для определения кинетических коэффициентов в верхней
атмосфере необходимо знать сечения упругих соударений
нейтральных частиц между собой, нейтральных частиц с за-
заряженными и заряженных частиц между собой. Для ней-
нейтральных частиц наиболее важными в верхней атмосфере
являются упругие соударения О—N2, О—О2, О2—N2, O+—О,
О+—Н.
Как известно, частота соударений частиц одного сорта
с частицами другого сорта определяется соотношением
Vi2 = ti2OoV\2) A7.2.2)
где п2 — концентрация частиц второго сорта, а0 = Jt(n +
+ г2J — сечение соударений в приближении упругих сфер
радиусами Г\ и г2, v12 — средняя относительная скорость стал-
сталкивающихся частиц:
Г SkT (ml+m2)
V12= —
L zim\m2
-I»/»
J •

Например, при температуре 300 К типично значение 60 =*
= 5-10~15 см2. Тогда при mi = 2,8-10-23 для атомного кис-
кислорода получаем v]2 = 1,1 • Ю~10 По(с~1).
10
10 1S 20
Энергия
25 эЗ
Рис. 17.2.3. Сечения возбуждения О(Ю) и
O(]S) (a), a также N(*D) и NBP) (б)
электронами.
Что касается частот соударений электронов с нейтраль-
нейтральными частицами, то вследствие условия тг- > те имеем
ven = noen(8kTe/ntneI12. A7.2.4)
Газ
Состояние
N2 Л32М
B*IIg
cmg
alUg
Ь2Пи
и
2 Ридберг
О2 al&g
bl2g
Л32+
B32V
9, 9 эВ
2 Ридберг
О lD
lS
3S
5S
2 (AL - 1,
2 (IT- 1)
2ГЛ/«О,
w эВ
6,14
7,30
11,03
9,10
12,85
14,00
13,75
0,98
1,64
4,5
8,4
9,9
13,5
1,96
4,17
9,53
9,15
14,2
14,7
13,5
0,266
0,178
0,28
0,136
0,67
0,33
2,66
0,0005
0,0005
0,021
0,23
0,08
2,77
0,01
0,0042
0,0465
0,023
0,367
0,694
0,043
Таблица
Q
V
3,0 1,0
3,0 1,0
3,0 1,0
1,0 1,0
0,75 3
0,75 3
0,75 3
3,0 1,0
3,0 1,0
0,9 1,0
0,75 2,0
0,75 3,0
0,75 3,0
1,0 2,0
1,0 1,0
0,75 3,0
2,0 1,0
0,75 3,0
2,0 1,0
0,75
1,0
17.2.1
V
1,0
3,0
3,0
1,0
1,0
1,0
1,0
3,0
3,0
3,0
1,0
1,0
1,0
1,0
0,5
1,0
1,0
1,0
1,0
2,0
10'
ю1
10
10й
Энергия
Т s)
-
2 -
с
°Т
f: о/
: J
: У
i
f
г
1 ни!
V
\
>
> 1 . > .1
02
..1 I 1 . I мп^ХХ)^
.101
10*
10s
107
Энергия
N2
ч
i ml r i i
Рис. 17.2.4. Сечения ионизации атомного кислорода (а),молекул О2 (б) и N2 (в) электронным ударом.
Приведенные выше формулы для частот соударений
являются, конечно, приближенными, прежде всего в отноше-
отношении представления сечений передачи момента, которые на
самом деле зависят от скорости. Более точные значения
могут быть получены только на основе экспериментальных
данных. В табл. 17.2.2 приведены для примера данные о ча-
частотах передачи момента для соударений электронов с ос-
основными нейтральными составляющими верхней атмосферы.
В верхней атмосфере важную роль играют также со-
соударения ионов с нейтральными частицами, которые сопро-
сопровождаются обменом зарядом и резонансной передачей мо-
момента. Это прежде всего соударения ионов О+ с атомами
кислорода и ионов Н+ с атомами водорода. Частоты таких
соударений определяются соотношениями
-11 [O]772(l-0,0641grrJ, A7.2.5)
Ю
где ТГ =
= 2,65. 10
Tt + Гп)/2.
г-10
[Н] Т\1г{\ — 0,073 lgTrJ, A7.2.6)
Компонента
N2
О2
О
н
Не
Таблица 17.2.2
Частота соударений, с-1
2,33-10-n[N2] A—1,
4,5-10-»[Я] A—l,
4,6.10-10[He]7^'5
Частота соударений ионов между собой для ионосферных
условий описывается выражением
у>п=ВппЛ-г'1\ A7.2.7)
367

где значение Вц для соударений ионов 0+ составляет 0,22,
а для ионов Н+ —0,9. Для частоты соударений ионов с элек-
электронами используется формула
ve, = 54,5/i/z?77Va, A7.2.8)
где 2 — заряд иона. Частота соударений электронов между
собой описывается выражением
vee = 54,5ne • 2~1/2Т--3/2. A7.2.9)
Приведенные выше соотношения приведены в соответствии
с работой [11].
Частоты соударений определяют соответствующие ко-
коэффициенты переноса, из которых наиболее важными в верх-
верхней атмосфере являются коэффициенты молекулярной диф-
диффузии. Коэффициент диффузии определяется известным
соотношением
D,,=:M7(m,v,,). • A7.2.10)
Для диффузии основных нейтральных составляющих верхней
атмосферы приняты следующие соотношения:
DO2>N2 = 5,74.1016r0'75/",
Таблица 17.2.3
1016Г°'774//г,
A7.2.11)
A7.2.12)
?>ш = 9,69 • Ю16Г°'774/я. A7.2.13)
Более подробно процессы переноса будут рассмотрены
в главе 19.
17.3. АЭРОНОМИЧЕСКИЕ РЕАКЦИИ
Основной реакцией, определяющей баланс атомного и
молекулярного кислорода в верхней атмосфере, наряду с фо-
фотодиссоциацией О2, является рекомбинация атомного кисло-
кислорода при тройных соударениях:
0+0+М— О2 + М. A7.3.1)
Главная особенность этой реакции состоит в том, что мо-
молекулы кислорода могут образовываться в различных мета-
стабильных состояниях: alAg, bl2>g, A32>^~.
Радиативная ассоциация атомного кислорода — гораздо
более медленный процесс:
0 + 0 —O2 + /zv. A7.3.2)
Атомный кислород участвует в целом ряде химических
реакций, определяющих состав верхней атмосферы. Среди
них одной из наиболее важных является реакция
0 + NO—N + 02. A7.3.3)
Кроме того, реакция A7.3.3) может идти и по другому
пути:
O-*NO2 + /zv. A7.3.4)
Константа скорости этой реакции много меньше константы
скорости реакции A7.3.3) (табл. 17.2.3), однако эта реакция
играет важную роль в верхней атмосфере, формируя свече-
свечение зеленого континуума. В определенных условиях роль
источника окиси азота в верхней атмосфере может играть
реакция [2]
O+N2— N + NO. ' A7.3.5)
В балансе атомного кислорода важную роль играет
взаимодействие с озоном
0+ Од— О* + О, A7.3.6)
причем в этой реакции может образовываться колебательно
и электронно возбужденный (состояние lAg) кислород.
Реакции озонно-водородного цикла подробно представ-
представлены в части, посвященной средней атмосфере, поэтому
в таблице 17.2.3 приведены лишь некоторые из них, которые
могут быть важны в термосфере.
Очень важной в верхней атмосфере является реакция
N + NO— Nf + O, A7.3.7)
определяющая баланс атомного азота и окиси азота. В этой
реакции выделяется значительная энергия C,3 эВ), часть
которой может запасаться на колебательных степенях сво-
свободы молекулярного азота.
368
Реакция
Константа скорости, см3/с
0 + NO —02 + N
0 + NO — N
з —О2 + О2
Л 1
R 2
R 3
R 4
R 5
R 6
R 7
R 8 N + NO—N2 + 0
R 9 N + 02 —N0 + 0
R 10 NBD)+O2— N0 + 0
R 11 NBD) + O-NDS) + O
R 12 NBD)+e->NDS)+e
R 13
R 14
R 15
R 16
R 17
R 18
R 19
R 20
R 21
R 22
R 23
R 24
R 25
R 26
R 27
R 28
R 29
R 30
R 31
R 32
R 33
R 34
R 35
NBD) + NO — N2 + 0
O(!D)+NO-OCP) + NO
O('S)+O—O(ID,3P)+O(ID1
0+ + 02 —O^+0
0++ H20 — H20++ О
0+ + H2 — 0H+ + H
0++ N20 — N20++ О
0+ + N0 — N0+ + 0
—O+DS)+e
N+ + 0 — NO+ + N
^ —N0++02
NBD) + O
3,8.10-30Г-1ехр (—170/7*)
2,5.10-15Гехр(—19500/Г)
4,2-Ю8
1,9.10-пехр(—2300/Г)
МО0
3.10-14Гехр(— 4480/Г)
1,3-100ехр(/3800/Г)
2,7-101
1,1 -10~14Г ехр (—3150/7*)
6-Ю2
7-10~13
C,6...6,5).100X
XGV300H'5
1-Ю0
2,3-10"п
C,6...7,0).10-п
1,7-101
4,3.102ехр (—850/71)
Ф) 5-10-пехр (—610/7*)
> 1,07-10-10ехр (-69,97*)
6,88.10"9exp (—76,75 Т)
2-101 GУ300Г0'4
2,3-10"9
2,2-Ю0
2,3-Ю"0
МО"9
7,8-10"8 C00/Г*H'5
l,4.100
6,3-100
4,6-10
NBD) + NBD)
)
-7 (ЗОО/Г*H'39
9-10-
* См. работы [1, 13].
Процессы с участием колебательно и электронно возбу-
возбужденных частиц играют особую роль в верхней атмосфере.
Так, основным источником окиси азота в верхней атмосфере
является реакция
NBD)+O2-+NO + O. A7.3.8)
Взаимодействие метастабильиых атомов 0(]D) с моле-
молекулярным азотом также может быть дополнительным источ-
источником окиси азота в верхней атмосфере [2]. Гашение атомов
0(]D) молекулами N2 приводит к образованию колебательно
возбужденного азота. Наличие колебательно возбужденного
азота в свою очередь сильно изменяет константу скорости
одной из основных ионно-молекулярных реакций
0+ + N2 — N0+ + N, A7.3.9)
определяющую коэффициент рекомбинации заряженных ча-
частиц в области главного ионосферного максимума.
При выборе константы скорости этой реакции следует-
иметь в виду, что эффективность реакции сильно зависит как
от кинетической энергии сталкивающихся частиц, так и от
колебательной, причем для ионосферных условий зависимость

от колебательного возбуждения молекул Ы2 значительно
сильнее. В этом случае следует руководствоваться резуль-
результатами работ [1, 13].
Что касается других процессов с участием заряженных
частиц, то здесь следует отметить, во-первых, образование
в результате рекомбинации ионов О^" метастабильных атомов
O(!D) с коэффициентом выхода, превышающим единицу,
и, во-вторых, образование в результате рекомбинации ионов
N0+ и N} метастабильных атомов NBD) с коэффициен-
коэффициентами выхода 0,76 и 1 соответственно.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Власов М. Н., Изакова Т. М. — Химическая физика,
1987, т. 6, с. 433.
2. В л а с о в М. Н., Медведев В. В. — Геомагнетизм и
аэрономия, 1981, т. 21, с. 857.
З.Иванов-Холодный Г. С, Нусинов А. А.—
«Итоги науки и техники», 1987, т. 26, с. 80.
4. Мак-Ивен М., Филлипс Л. Химия атмосферы. —
М.: Мир, 1978.
5. А с к е г m a n M. In: Mesospheric models and related
experiments. — Dordrecht, Holland, D. Reidel Publishing
Company, 1971, p. 149—152.
6. G г e e n A. E. S., В а г t h С. А. — J. Geoph. Res., 1965,
vol. 70, p. 1083.
7. Hake R. D., P helps A. V. — Phys. Rev., 1967, vol. 70,
p. 158.
8. Keiffer L. J., Dunn С. Н. — Rev. Mod. Phys., 1966,
vol. 38, p. 1.
9. Richards R.
10.
11
G., Tor г D. G., Torr M. R. —J. Geoph.
Res., 1981, vol. 80, p. 1495.
Schulz G. J.— Phys. Rev., 1964, vol. A988, p. 135.
S chunk R. W.. Nagy A. F. —Rev. Geoph. Space Phys.,
1980, vol. 18, p. 813.
12. Torr M. R. et al. — Geoph. Res. Lett., 1979, vol. 6,
p. 771.
13. VanZandt T. E., Malley T. F. O. —J. Geoph. Res.,
1973, vol. 7,8, p. 6818.
47 Заказ № 46

Глава 18. ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС
Температура — фундаментальный параметр верхней ат-
атмосферы. Поскольку верхняя атмосфера является неравно-
неравновесной средой, ее характеризуют несколько температур: соб-
собственно кинетическая температура нейтрального газа, кине-
кинетическая температура ионов и электронная температура,
а также колебательная температура молекул, важность ко-
которой для описания верхней атмосферы установлена сравни-
сравнительно недавно. В этой главе представлена справочная
информация об основных процессах, определяющих тепловой
баланс верхней атмосферы.
18.1. ФУНКЦИИ НАГРЕВАНИЯ
Основным источником энергии в верхней атмосфере яв-
является солнечное ультрафиолетовое излучение, соответствую-
Диссоциация Cfe/
континууме
Шумана-Рунге
оС'л)
\
Те
Рис. 18.1.1. Схема перераспределе-
перераспределения энергии, поглощенной в кон-
континууме Шумана—Рунге.
щие процессы поглощения которого рассмотрены в предыду-
предыдущей главе. На высотах менее 120—130 км основной вклад
в нагревание верхней атмосферы вносит диссоциирующее
излучение, выше — ионизирующее.
Скорость нагревания при поглощении солнечного излуче-
излучения молекулярным кислородом в континууме Шумана—Рунге
может быть описана соотношением
X
exp
Х<—J
[O2]ch(z,
A8.1.1)
где гх — эффективность нагревания, ch (г, 6) — функция Чеп-
мена, 9 — зенитный угол Солнца. На рис. 18.1.1 представлена
схема процессов, определяющих передачу поглощенной в кон-
континууме Шумана—Рунге энергии на трансляционные степени
свободы. Согласно этой схеме, эффективность нагревания,
т. е. долю энергии кванта поглощенного излучения, идущую
на нагревание нейтрального газа, можно выразить соотно-
соотношением
Ч = {Av - ?dIs02 - Е,о A - /?D)}/Av, A8.1.2)
где ?dis o2 — энергия диссоциации молекулярного кисло-
кислорода, Ею — энергия возбуждения метастабильного состоя-
370
ния !D атомного кислорода и /D — функция гашения ато-
атомов 0(!D), имеющая вид
[N2]+a15[O2]
гП
A8.1.3)
где ран — константа скорости гашения атомов O^D) моле-
молекулярным азотом с образованием колебательно-возбужден-
колебательно-возбужденного NfYa14 — полная константа гашения атомов O(!D) мо-
молекулярным азотом. Таким образом, выражение A8.1.2) учи-
учитывает, во-первых образование метастабильных атомов O(!D)
в процессе диссоциации молекул О2 и, во-вторых, тот факт,
200 -
Рис. 18.1.2. Высотный профиль скорости на-
нагревания q.
1 — за счет диссоциирующего излучения, 2 — за счет
ионизирующего излучения.
что не вся энергия возбуждения этих метастабильных ато-
атомов при гашении переходит в кинетическую, а существенная
часть ее тратится на колебательное возбуждение молекул
азота.
Как видно из схемы, представленной на рис. 18.1.1,
энергия колебательно-возбужденного азота может переда-
передаваться электронному газу, что обеспечивает его нагрев
с эффективностью
где
A8.1.4)
На рис. 18.1.2 приведен пример высотного изменения
функции нагревания нейтрального газа за счет поглощения
излучения в континууме Шумана—Рунге.
На рис. 18.1.3 приведены высотные профили скорости
нагревания электронного газа в области Е ионосферы за
счет поглощения излучения в континууме Шумана—Рунге.
Здесь же для сравнения представлена суммарная скорость
нагревания за счет всех остальных процессов, включая фото-
фотоэлектронные процессы, диссоциативную рекомбинацию, гаше-
гашение метастабильных ионов.
На высотах более 120—130 км основной вклад в нагре-
нагревание верхней атмосферы вносит поглощение ионизирующего
излучения (А, ^ 102,7 нм); при этом главным передатчиком
энергии являются образующиеся фотоэлектроны. Поскольку
средняя энергия фотоэлектронов составляет около 10 эВ, то
они передают свою энергию нейтральному газу многоступен-
многоступенчато— через возбуждение атомов и молекул и их последую-
последующее гашение. Одновременно важный вклад в нагревание
вносит рекомбинация заряженных частиц, а также гашение
возбуждения метастабильных ионов.
В этом случае выражение для эффективности нагрева-
нагревания носит весьма сложный характер. Пример высотного рас-

пределения эффективности нагревания представлен на
рис. 18.1.4 [9], суммарная скорость нагревания приведена
на рис. 18.1.2 (кривые 1 и 2). Следует иметь в виду, что
Рис. 18.1.3. Высотный профиль скорости нагревания
электронного газа.
/ — за счет поглощения излучения в континууме Шумана—
Рунге; 2 — суммарная, за счет всех остальных процессов.
F,o7—H4, б—+23, ф=56° с. ш., 12 ч по местному времени.
КМ
500
400
300
200
100.
О 0,2 0,4
Рис. 18.1.4. Высотный профиль эф-
эффективности нагревания е^я.
KM
200
180
160
120
100
80
10~" 10~19 п Дж/(см3-с)
Рис. 18.1.5. Высотный профиль скорости джоулева нагрева Q.
/ — минимальная скорость, 2 — максимальная.
скорость нагревания ионизирующим излучением сильно ме-
меняется в зависимости от солнечной активности.
В высокоширотной верхней атмосфере важную роль
в тепловом балансе играет нагревание за счет джоулевой
диссипации энергии токов.'Этот источник нагревания крайне
изменчив и сосредоточен в узкой области высот ПО—140 км
(рис. 18.1.5). В мезосфере средних и высоких широт допол-
дополнительное нагревание может осуществляться за счет дисси-
диссипации энергии внутренних гравитационных волн [3].
18.2. ПРОЦЕССЫ ОХЛАЖДЕНИЯ
Одним из основных процессов охлаждения в верхней ат-
атмосфере является инфракрасное излучение атомного кисло-
кислорода в линии 63 мкм. Основное состояние атома О пред-
400
800
Рис. 18.2.1. Скорость охлаждения излу-
излучением N0 для разных значений [О]
{см-3).
ставляет собой триплет, в котором уровни 3Р0 и 3Pi лежат
только на 0,028 и на 0,02 эВ выше основного уровня 3Р2.
Поскольку энергия возбуждения уровней 3Р0 и 3Pi сравнима
с тепловой энергией молекул в верхней атмосфере, то может
быть эффективен процесс
М + О CРу) — М + О CР/'), A8.2.1)
где М — молекулы верхней атмосферы (Ог, N2), / равно 2
или 1, а /' равно 1 или 0. Как показывает анализ, процесс
A8.2.1) наиболее эффективен для перехода 3Р0 — 3Рь соот-
соответствующего излучению 63 мкм.
Точные расчеты скорости охлаждения верхней атмосферы
за счет этого механизма весьма сложны по двум причинам.
Во-первых, необходимо учитывать то, что на высотах менее
150 км среда является оптически толстой для излучения
63 мкм, что приводит к уменьшению скорости охлаждения
[8]. Во-вторых, как было показано в [5], излучение 63, мкм
атомного кислорода не соответствует локальному термодина-
термодинамическому равновесию.
Как показывают расчеты, в целом этот механизм охла-
охлаждения не достаточен для обеспечения наблюдаемых темпе-
температур в верхней атмосфере [6].
В последние годы получил признание механизм охла-
охлаждения верхней атмосферы за счет инфракрасного излуче-
излучения окиси азота в полосе 5,3 мкм. Это излучение может
возникать в результате колебательного возбуждения NO
в процессе
O + NOJ— N0*^@= 1)"НР57 A8.2.2)
В [4] была экспериментально определена очень большая
константа скорости этого процесса F,5-10~и см3* с1 при
Т = 300 К). Вероятность перехода 1—ОЛЮ в молекуле NO
составляет 13,3 с~1-10. На рис. 18.2.1 представлена скорость
охлаждения на одну молекулу окиси азота, т. е. Lno/[NO],
в зависимости от температуры и для различных концентра-
концентраций атомного кислорода [7]. На рис. 18.2.2 приведены вы-
47111
371

сотные профили скорости охлаждения за счет излучения
63 мкм атомного кислорода и за счет излучения 5,3 мкм
окиси азота [7]. Здесь же приведена рассчитанная для этих
условий скорость нагревания.
Величины Lno/[NO] и L0/[O] описываются следующими
соотношениями:
Lno/[NO] =^10*18.6 [М] {а186[М] + Л10}-1ехр (-hv/kT),
A8.2.3)
где /iv = 3,726-10~20 Дж — энергия кванта излучения моле-
молекулы NO#(a-l);
150 -
100
10
Рис. 18.2.2. Скорость нагревания (Q)
и охлаждения (L) за счет излучения
на Я=63 мкм (Lo) и за счет излуче-
излучения на Я=5,3 мкм (L)
Формула для Lo[O] соответствует условиям оптически
тонкой среды для излучения 63 мкм; в более общем случае
следует учитывать поправку A—X) (см. [2]).
Для электронного газа, имеющегося в верхней атмосфере,
основными процессами охлаждения являются неупругие
соударения с молекулами N2 и Ог, сопровождающиеся воз-
возбуждением вращательных и колебательных уровней. Потери
энергии (эВ/(см3-с) за счет вращательного возбуждения
определяются соотношениями
N2
[N2]
-Ч [о2]
1 е
(Г8.2.5)
A8.2.6)
В табл. 18.2.1 представлены значения скорости потери
энергии электронами на колебательное возбуждение N2. Этот
канал охлаждения электронного газа наиболее важен в ионо-
ионосфере при высоких температурах.
Таблица 18.2.1
т к
200
300
500
1000
1500
2000
эВ/(см8 • с)
З-Ю'19
7-Ю-17
7-106
2-Ю*3
8-103
2-Ю2
Т К
2500
3000
3500
4000
4500
5000
эВ/(см»-с)
МО1
5-10-»
МО'10
3-ю-10
2-Ю"9
7-Ю"9
Возбуждение тонкой структуры атомного кислорода
может быть важным каналом стока энергии для электрон-
электронного газа. На рис. 18.2.3 представлена константа скорости
потери энергии Leolne [О] в зависимости от температуры
электронов при различных температурах нейтрального газа.
На больших высотах важным становится охлаждение
электронов за счет соударений с ионами, которое опреде-
определяется соотношением
A8.2.7)
где Мх+ — масса иона в атомных единицах.
Охлаждение ионов происходит в основном за счет со-
соударений с нейтральными частицами, частоты которых были
представлены в п. 17.2.
1е э8/(см3-с)
10
Рис. 18.2.3. Скорость охлаждения элек-
электронов (Le) на атомах О в зависимости
от температуры электронов (Те) и ней-
нейтрального газа (Тп).
18.3. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ
Уравнение теплового баланса для верхней атмосферы
в одномерном приближении можно представить в виде
дТ д
псп —тг— ¦=. —г—
A8.3.1)
где X — коэффициент теплопроводности, сР — удельная тепло-
теплоемкость при постоянном давлении, Vв — скорость «баромет-
«барометрического дыхания» верхней атмосферы, V — скорость вер-
вертикального среднемассового движения, QT — скорость ^на-
^нагревания за счет диссипации турбулентной энергии, Ке —
коэффициент турбулентной теплопроводности.
Первый член в правой части уравнения A8.3.1) учиты-
учитывает молекулярную и турбулентную теплопроводность. Вто-
Второй член описывает перенос тепла за счет расширения или
сжатия верхней атмосферы при сохранении барометрического
закона распределения плотности. Скорость такого движения
определяется соотношением
A8.3.2)
Третий член описывает перенос тепла за счет вертикаль-
вертикального среднемассового движения со скоростью, определяемой
дивергенцией горизонтальных скоростей:
<18-3-3>
где и и v — меридиональная и зональная составляющие ско-
скорости горизонтального переноса (скорости ветра). Скорость
турбулентного нагревания QT складывается из вязкой дис-
диссипации турбулентной энергии [1]
QA = K"e(dvldz)\ A8.3.4)
где Ке — коэффициент турбулентной вязкости, и из работы
сил плавучести (архимедовых сил)
372

Турбулентная теплопроводность и диссипация турбулент-
турбулентной энергии имеют место в самой нижней части термосферы
и в мезосфере, однако, поскольку во всей верхней атмосфере
процессы перен )са являются определяющими для теплового
баланса (т. е. нигде нет локального теплового равновесия),
то влияние турбулентности сказывается и на больших высо-
Рис. 18.3.1. Высотный профиль
коэффициента теплопроводности
для двух значений экзосферной
температуры.
300 -
200 ~
120
U00 1200 2000
Рис. 18.3.2. Сравнение теоре-
теоретических и экспериментальных
значений Тп и Те.
F\oj^7O> 6=+23, ф=55° с. ш., 12 ч
по местному времени.
тах. Высотный профиль температуры в среднеширотной верх-
верхней атмосфере, как это видно из рис. В.1, можно условно
разделит!, на три части: облает» минимума (90—100 км),
область большого положительного градиента A20—180 км)
и область выхода на изотермию (выше 180 км). Конечно,
указанные границы областей меняются в зависимости от
условий.
Диссчпация турбулентной энергии, выхолаживание за
счет инфракрасного излучения • киси азота, атомного кисло-
кислорода — все эти процессы существенны в области высот менее
140—160 км, а на больших высотах основным процессом
является теплопроводность. Коэффициенты теплопроводности
X (эрг/(см-с-К)) п атжном и молекулярном кислороде и
в молекулярном аз >те имеют следующие значения- Хо =
= 75,9 Г0-60; Хо2 =39 Т0** + 2,55 Т + 92,7; Хщ <= 38,2 70>69 +
+ 1,9 7 + 51,4.
Высотный профиль суммарного коэффициента теплопро-
теплопроводности представлен на рис. 18.3.1 [2] для двух значений
экзосферной температуры, соответствующих условиям низ-
низкой и высокой солнечной активности. Сильное изменение
коэффициента теплопроводности на больших высотах при
низкой экзосферной температуре обусловлено изменением
состава, состоящим прежде всего в увеличении доли гелия
и водорода, коэффициенты теплопроводности которых
X (эрг/(см-с-К)) имеют следующие значения: Хи = 379 Г0'69,
Хне = 299 Г0'69, и значительно превосходят Хо, Хо2, Хп2.
Интегрирование уравнения теплового баланса A8.3.1)
может быть выполнено только численными методами и даже
в этом случае представляет собой весьма сложную задачу.
Однако в настоящее время теоретические расчеты позволяют
для условий средних широт получить высотные профили тем-
температуры, которые достаточно хорошо согласуются с наб-
наблюдаемыми (рис. 18.3.2) [10].
На рис. 18.3.3 приведено сопоставление теоретических и
наблюдаемых вариаций экзосферной температуры с ростом
солнечной активности [10].
Нетрудно показать, что приведенная во введении эмпи-
эмпирическая формула высотного распределения температуры
соответствует решению уравнения теплового баланса в слу-
случае, когда в нем учитывается только молекулярная теплопро-
теплопроводность и нагревание — охлаждение в виде экспоненциаль-
экспоненциальной зависимости.
Однако формула Бейтса неплохо воспроизводит измене-
изменение температуры в области ее максимального градиента. За-
Заметим, кроме того, что для более строгого анализа теплового
190 Гп К
Рис. 18.3.3. Сравнение теоретической A) и на-
наблюдаемой B—4) температуры экзосферы при
разной солнечной активности в соответствии
с различными моделями.
баланса на высотах менее 100 км — в мезосфере — необхо-
необходимо учитывать инфракрасное излучение СО2, а также вы-
выделение энергии в различных экзотермических реакциях.
Подробно эти вопросы рассматриваются в части, посвящен-
посвященной средней атмосфере.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Из а ков М. Н. — Космические исследования, 1977, т. 15,
с. 248.
2. В a n k s P. M.. Kockarts G. Aeronomy. — New York
and London: Academic Press, 1973, part B, p. 15.
3. Ebel A. — J. Atm. Terr. Phys., 1984, v. 46, p. 727.
4. Fernando R. P., Smith I. W. M. — Chem. Phys. Lett.,
1979, v. 66, p. 218.
S.Grossman K. U., Offer man D. —Nature, 1978,
v. 276, p. 594.
6. Kockarts G. In: Atmospheres of Earth and the Planets/
Ed. by В. М. McCormac— Dordrecht, Holland: D. Reidel,
1975, v. 235.
7. Kockarts G. — Geoph. Res. Lett., 1980, v. 7, p. 137.
8. Kockarts G., Peetermans W. — Planet. Space Sci.,
1970, v. 18, p. 271.
9. Tor г M. R., Torr D. G. — J. Geoph. Res., 1980, v. 85,
p. 6819.
10. VI a so v M. N., Kolesnik A. G. — Solar-Terrestrial
Predictions Proceedings, 1979. v. 4, p. 54.

Глава 19. ПЛОТНОСТЬ, СОСТАВ, ДИНАМИКА
Основная особенность состава верхней атмосферы заклю-
заключается в переходе с увеличением высоты от области полного
турбулентного перемешивания (гомосферы), где доля основ-
основных составляющих О2 и N2 не меняется, к области диффузи-
диффузионного разделения в поле силы тяжести (гетеросферы), в ре-
результате которого на больших высотах доминируют более
легкие газы — сначала атомный кислород, а затем гелий и
водород.
19.1. ДИФФУЗИЯ, ТУРБУЛЕНТНОСТЬ,
СРЕДНЕМАССОВЫЙ ПЕРЕНОС
Одним из основных процессов переноса в верхней атмо-
атмосфере является молекулярная диффузия. Для описания
этого процесса в верхней атмосфере широко используется
приближение диффузии малой примеси (п\ <С /г2), при ко-
котором скорость диффузии в поле тяжести определяется фор-
формулой
A9.1.1)
где ат — коэффициент термодиффузии, D\2 — коэффициент
диффузии малой примеси A) в окружающем газе B), Hi —
шкала высот для компоненты п\. В этом случае диффузион-
диффузионная скорость определяется градиентом малой примеси.
При диффузионном равновесии (Vd = 0) формула
A9.1.1) приводит к барометрическому закону распределения
пх по высоте:
/1, (г) = п0 (То/Т) 1 + атехр( - j -|5-J. A9.1.2)
Однако приближение малой примеси, строго говоря, не-
неприменимо для описания диффузии основных составляющих
верхней атмосферы О, Ог и N2, поскольку их концентрации
сравнимы. В этом случае следует использовать полную си-
систему уравнений диффузии для трехкомпонентной смеси,
в которой диффузионная скорость каждой компоненты за-
зависит не только от собственного градиента, но и от градиен-
градиентов других компонент [11].
Соответствующее выражение для диффузионного потока
1-й компоненты в таком случае определяется уравнением
--(--?-, A9.1.3)
где Dij — коэффициент молекулярной диффузии i-Pi компо-
компоненты в трехкомпонентной смеси, который в этом случае
является сложной комбинацией обычных бинарных коэффи-
коэффициентов диффузии, приведенных в главе 17 [11].
В самой нижней части термосферы и в мезосфере, на-
наряду с молекулярной диффузией, действует и турбулентное
перемешивание, которое принято описывать в рамках пред-
представлений турбулентной диффузии. В этом случае соответ-
соответствующий поток может быть представлен в виде
^-+-т--ж-). A9Л-4)
где Кч — коэффициент турбулентной диффузии. В случае
установившегося равновесия (FT = 0) из формулы A9.1.4)
нетрудно получить барометрическое распределение, в кото-
котором в отличие от случая молекулярной диффузии A9.1.2)
все компоненты будут распределены с одной и той же шка-
шкалой высот Н. В настоящее время данные о величине коэф-
коэффициента турбулентной диффузии, его пространственных и
временных изменениях весьма противоречивы и недоста-
374
точны. Наиболее широко используется следующее эмпириче-
эмпирическое представление:
/<т = /<тахехр[--S, (г — zmJ] при 2>гт,
Л'т = (Ктах - Ко) ехр [-S2 (г - zmJ] +
-f/Coexp [Sz (г — Zm)] при г<гт, A9.1.5)
где /Стах— максимальное значение коэффициента турбулент-
турбулентной диффузии, zm — высота максимума Дт, Ко, Si, S2 и 53 —
эмпирические параметры. Пример высотного распределения
км
110
100
90
80
2 3 А- 5578 /0е 2 J А- /(г СМ2/С
Рис. 19.1.1. Высотный профиль коэффици-
коэффициента турбулентной диффузии.
/Ст дан на рис. 19.1.1 для значений параметров: /Стах =
= 107 см2/с, Ко = Ю6 см2/с, zm = 100 км.
Что касается суточных, сезонных, широтных или каких-
либо других вариаций, то этот вопрос пока изучен крайне
слабо. Среднемассовый перенос в верхней атмосфере дей-
действует на всех высотах как в вертикальном, так и в зональ-
зональном и меридиональном направлениях.
Уравнение движения имеет вид
dt
= —2QXV--i-
A9.1.6)
где Q — угловая скорость вращения Земли. В статической
атмосфере (V = 0) уравнение A9.1.6) сводится к уравнению
гидростатики (см. введение) и к барометрическому закону
изменения с высотой давления и концентрации. Если рас-
рассматривать стационарную атмосферу, в которой сила Корио-
лиса уравновешивается градиентом давления (так называе-
называемое геострофическое приближение), то скорость горизонталь-
горизонтального среднемассового движения будет определяться из урав-
уравнений
—2Qus\n<p = —
1 dp
2Qv sin ер =¦- —
dp
dx
A9.1.7)
Такое приближение в определенной степени соответствует
условиям в мезосфере. Однако в термосфере для расчетов
скорости среднемассового горизонтального движения исполь-
используются более полные уравнения движения в виде
ди а д2и 1 др
A9.1.8)
dv \x d2u
~~дГ ~~~p~~dzr
dp
A9.1.9)
'где / — магнитное наклонение.
Примерная картина циркуляции в среднсширотной тер-
термосфере, рассчитанная на основе численного интегрирования
уравнений A9,1.8) и A9.1.9), приведена на рис. 19.1.2.

Что касается вертикального переноса, который оказывает
особо сильное влияние на высотные распределения компо-
компонент верхней атмосферы и на тепловой баланс, то скорость
его на несколько порядков меньше скорости горизонтального
ветра. В [1] было теоретически показано, что барометриче-
барометрическое распределение плотности может сохраняться не только
в условиях гидростатики, но и при наличии вертикального
среднемассового движения, скорость которого меняется по
закону
w (г)=Л/р(г). A9.1.10)
Такая зависимость в последнее время широко используется
для моделирования влияния среднемассового переноса на
состав верхней атмосферы.
важную роль, наряду с молекулярной диффузией, играет
турбулентная. На рис. 19.2.2 приведен высотный профиль
[О], рассчитанный по модели [2]. Высотное распределение
молекулярного кислорода гораздо меньше отличается от
распределения, соответствующего барометрическому закону,
чем распределение атомного кислорода, но наиболее близко
к барометрическому распределение молекулярного азота. На
рис. 19.2.3 приведено высотное распределение всех трех
основных составляющих верхней атмосферы, из которого
видно, что в области высот 80—100 км доминируют молеку-
молекулярные составляющие О2 и N2, на высоте около 120 км кон-
концентрации О и О2 сравниваются и выше этого уровня доми-
доминируют О и N2, а на высотах более 200 км основной состав-
составляющей становится атомный кислород.
Рис. 19.1.2. Циркуляция в сред -
неширотной термосфере.
ш
283
21В
.767
131
110
S3
SO
80
70
I
и
- -2Q~
- /
/
i
" i
i
Lf)
/
/
1
\
\
\
\
1
\ \
\ \
\ \
4]1
-20 /
-^ ю
W
I I
(
\
0
\-20-^
-10
/
SO 60 30 0 30 60 SO SO 60 30 0 30 60 90 SO 60 30 О 3D 60
В связи с малостью вертикальных скоростей переноса
Эта картина является приближенной из-за наличия силь-
чения, а также вариациями геомагнитного поля.
их измерения крайне затруднены. При определении верти- ных вариаций состава верхней атмосферы, связанных прежде
кальной скорости по формуле A8.3.3) с использованием ре- всего с изменениями интенсивности ультрафиолетового излу-
зультатов измерений скорости горизонтального ветра в ниж- ~ --.--
ней термосфере и мезосфере получаются явно завышенные
значения.
19.2. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОСНОВНЫХ
НЕЙТРАЛЬНЫХ СОСТАВЛЯЮЩИХ
Основные нейтральные составляющие верхней атмосферы
в области высот 80—500 км (О, О2 и N2) отличаются прежде
Рис. 19.2.1. Высотные про-
профили концентрации атом-
атомного кислорода по данным
эксперимента.
всего тем, что две из них —О и О2 — тесно связаны фото-
фотохимическими процессами (фотодиссоциация О2 и рекомбина-
рекомбинация атомов О см. п. 17.1 и 17.3), а третья — N2 практически
инертна. Наиболее изменчивой и химически активной из
основных составляющих является атомный кислород. На
рис. 19.2.1 приведены экспериментальные высотные профили
концентрации атомного кислорода, полученные в [6, 7]. Эги
профили характеризуются наличием максимума в области
высот 90—100 км, выше которого концентрация уменьшается
с высотой. Однако, как правило, это уменьшение даже до-
достаточно далеко от области максимума не соответствует
барометрическому закону [9]. Это обстоятельство находит
свое объяснение в рамках теоретической модели, основанной
на системе уравнений многокомпонентной диффузии [2].
Образование максимума концентрации атомного кисло-
кислорода происходит в результате совместного действия фотохи-
фотохимических процессов и диффузионного переноса. При этом
[0] см'5
Рис. 19.2.2. Высотные профили концентрации атом-
атомного кислорода, рассчитанные по модели.
Изменения интенсивности солнечного ультрафиолетового
излучения обусловливаются временем суток, широтой, сезо-
сезоном и уровнем солнечной активности. Этим изменениям соот-
соответствуют вариации температуры, с которыми в значительной
степени связаны и вариации состава. Основная тенденция
этой связи заключается в том, что с повышением темпера-
температуры возрастает доля молекулярных составляющих одновре-
одновременно с увеличением суммарной плотности, что прямо вы-
вытекает из условия близости их распределения к барометри-
барометрическому. Однако это лишь общая тенденция, .на которую
накладывается эффект динамических процессов! Амплитуда
всех вариаций основных составляющих возрастает с высотой.
Кроме указанных выше вариаций, существует особый
тип вариаций концентрации атомного кислорода — полугодо-
полугодовой, которому соответствуют минимумы зимой и летом и
максимумы в равноденствие. Прл этом зимний минимум
менее выражен, чем летний. Амплитуда этих вариаций со-
составляет фактор 2 на высоте 120 км [5].
Наличие полугодовых вариаций атомного кислорода
обусловлено совместными изменениями турбулентности и
375

среднемассового переноса — циркуляции, резкая перестройка
которой происходит именно з равноденствие [3].
При геомагнитных возмущениях основной вклад энергии
происходит в высоких широтах и связан с диссипацией энер-
энергии токов и высыпающихся частиц. Высокоширотное возму-
возмущение состава может затем распространяться в средние ши-
широты. Одновременно из-за резкого изменения глобального
распределения поля давления и температуры меняется ха-
характер циркуляции. Изменения состава в условиях геомаг-
геомагнитных возмущений характеризуются, как правило, резким
увеличением доли молекулярных составляющих на больших
750 К
200 -
100 -
10* 106 107 108 109 1010 Ю11 1012 см'5
Концентрация
Рис. 19.2.3. Высотные распределения основных со-
составляющих.
высотах при относительно малом увеличении суммарной
плотности.
В высокоширотной верхней атмосфере вариации основ-
основных составляющих имеют гораздо более сложный характер
и определяются структурой высокоширотных зон — поляр-
полярного овала, полярной шапки и каспа.
19.3. МАЛЫЕ И ВОЗБУЖДЕННЫЕ КОМПОНЕНТЫ
Процессы фотодиссоциации и фотоионизации порождают
в верхней атмосфере цепь реакций, которые приводят к об-
образованию ряда малых и возбужденных компонент [9, 12].
Наиболее важными из малых составляющих в верхней ат-
атмосфере являются атомный азот и окись азота. Основными
источниками атомного азота являются процессы рекомбина-
рекомбинации ионов NO+, N2", ионно-молекулярная реакция
N+ + O— N0+ + N
и фотодиссоциация N2. Во всех этих процессах значительная
доля атомов азота образуется в метастабильном состоянии
N2(D). На рис. 19.3.1 приведены высотные профили скоро-
скоростей образования атомного азота в этих процессах [10].
Реакция атомов NBD) с молекулами О2 (см. R10
в табл. 17.2.3) является главным источником окиси азота
на высотах более 100 км. На меньших высотах в качестве
источника окиси азота рассматривается реакция «горячих»
атомов O(lD) с молекулами N2. При этом горячие атомы
образуются в результате фотодиссоциации О2 излучением
в континууме Шумана—Рунге. Исчезновение азота и окиси
азота происходит по реакции их взаимодействия (см. R\3
в табл. 17.2.3). Для окиси азота дополнительно следует учи-
учитывать фотодиссоциацию (см. п. 17.1).
Важнейшую роль в распределении окиси азота и атом-
атомного азота играет молекулярная и турбулентная диффузия.
На рис. 19.3.2 приведены измеренные высотные профили
[Щ и [NO] и результаты теоретических расчетов. Из ри-
рисунка видно, что максимум концентрации окиси азота при-
приходится на высоты 110—120 км, максимум атомного азота
располагается гораздо выше и характер его высотного рас-
км
450 г-
400
350
300
250
200
150
100
» I till»
101
10"
CM -C
Рис. 19.3.1. Высотные распределения скорости образования
атомного азота.
Рис. 19.3.2. Высотные профили
концентрации NO (/—6) и N
G-9).
1, 2, 7 — теоретические результаты;
3—6, 8, 9 — данные эксперимента.
пределения весьма отличен. Качественно также изменение
[N] и [NO] можно объяснить тем, что в области, где фото-
фотохимические и диффузионные процессы сравнимы (ниже мак-
максимума [N]), должно выполняться соотношение
[NO].
A9.3.1)
В области максимума содержание окиси азота испыты-
испытывает небольшие суточные вариации, Согласно спутниковым
376

данным, широтные вариации концентрации окиси азота также
невелики. Однако в высоких широтах концентрация окиси
азота может резко возрастать: там действуют отличные от
среднеширотных механизмы образования, обусловленные
воздействием корпускулярных потоков. Главная особенность
этих механизмов заключается в том, что в отличие от сред-
среднеширотных, в которых сначала образуются атомы азота,
а затем окись азота, в высоких широтах возможно одно-
одновременное образование N и N0 по реакции
— NO + N
A9.3.2)
благодаря значительному колебательному возбуждению мо-
молекул N2. Реакция A9.3.2) действует в высоких широтах
одновременно с обычными среднеширотными реакциями, но
100
Рис. 19.3.3. Объемная интенсивность свечения
630 нм (/6зо) за счет различных механизмов.
при этом вместо соотношения A9.3.1) мы будем иметь в том
же приближении соотношения
2a9[O2
A9.3.3)
— q2)
где q\—скорость образования атомов NDS), q2 — скорость
образования атомов NBD), q3 = а7 [О] [N2]—скорость об-
образования N и N0 по реакции A9.3.2). Из формул A9.3.3)
и A9.3.4) видно, что в высоких широтах при условии q\ ~ q2
концентрация N0 может быть очень велика. Именно это
наблюдается в высоких широтах во время сильных высыпа-
высыпаний частиц. Следует подчеркнуть, что формулы A9.3.1),
A9.3.3), A9.3.4) носят сугубо приближенный характер, по-
поскольку на содержание N и N0 практически на всех высо-
высотах большое влияние оказывают процессы переноса.
Распределение метастабильных атомов NBD), которые
играют главную роль в образовании окиси азота, подобно
распределению атомов NDS), однако их концентрация
меньше из-за эффективного преобразования в N0. По этой
же причине фотохимическое приближение применимо для
расчетов высотного распределения этих атомов до высоты
около 200 км. Эта высота может меняться в зависимости
от условий.
Другой важной метастабильной компонентной верхней
атмосферы являются атомы О('О). Основными источниками
их образования служат фотодиссоциация молекулярного кис-
кислорода излучением в континууме Шумана—Рунге, рекомби-
рекомбинация ионов О^ и N0+ и возбуждение фотоэлектронами
(см. главу 17). На рис. 19.3.3 приведено распределение по
высоте скорости образования атомов 0(!D) за счет разных
источников. Из рисунка видно, что в нижней термосфере
доминирует фотодиссоциация, па больших высотах основной
вклад вносит рекомбинация ионоп, выше — возбуждение
фотоэлектронами. Эти источники обусловливают обширную
область присутствия атомов 0([П) в термосфере, как это
48 Заказ № 46
видно из приведенного на рис. 19.3.3 высотного распределе-
распределения их концентрации. Поскольку константы скоростей гаше-
гашения атомов ОAЬ) молекулярным кислородом и азотом очень
высоки, а время жизни составляет порядка 102 с относи-
относительно излучения, то концентрации этих метастабильных
частиц не превышают 104 см~3.
В высоких широтах особое значение приобретает воз-
возбуждение атомов O^D) вторичными от высыпающихся элек-
электронами. При. очен: высоких значениях электронной темпе-
температуры (Ге5^5000 К) или значительных отклонениях функ-
функции распределения электронов от максвелловской важную
роль может играть возбуждение тепловыми электронами
(красные дуги).
При гашении атомов O(!D) значительная доля их энер-
энергии идет на колебательное возбуждение молекулярного азота.
Колебательно-возбужденный азот образуется также в реак-
реакции R8 (см. табл. 17.2.3) и в результате возбуждения фото-
и тепловыми электронами. Наличие очень высоких сочетаний
колебательного возбуждения азота электронным ударом
приводит к тесной связи температуры электронов с колеба-
колебательной температурой. Основным процессом, обеспечиваю-
обеспечивающим V—Т релаксацию колебательного возбуждения в верх-
верхней атмосфере является гашение атомным кислородом (см.
главу 17).
На высотах менее 150 км колебательное возбуждение
не очень велико, но при этом заселенность колебательных
уровней может отличаться от распределения Больцмана. На
больших высотах распределение заселенностей близко
к больцмановскому, однако при этом соответствующая ко-
колебательная температура может значительно отличаться от
кинетической. Для расчетов Tv в этом случае можно исполь-
использовать представление о среднем колебательном кванте е, ко-
который определяется из условия
оо
? /л/==Л^е, A9.3.5)
где i — номер уровня; m — концентрация молекул, возбуж-
оо
денных на /-й уровень; W = J! П{ — полная концентрация мо-
молекул. Колебательная температура связана с 8 соотношением
A9.3.6)
где 0 — температура, соответствующая энергии колебатель-
колебательного кванта, которая считается не зависимой от уровня (мо-
(модель гармонического осциллятора).
Уравнение неразрывности для среднего колебательного
кванта молекулярного азота с учетом молекулярной диффу-
диффузии имеет вид
N
дг
dt
= }N +[(e+l)e 0/r*-e]P,o[O], A9.3.7)
где / — вероятность образования колебательно-возбужденных
молекул N2, Рю— вероятность гашения молекул N2(u = 1)
в результате столкновений с атомным кислородом (см.
главу 17), D — коэффициент диффузии. Типичные примеры
высотного распределения TVy Tv и Те приведены на
рис. 19.3.4 [4]. Следует подчеркнуть, что наиболее значи-
значительное превышение 1\ над Тп имеет место при высокой
солнечной активности.
В высокоширотной верхней атмосфере возможны еще
более высокие значения Tv, обусловленные повышением Те
и вторичными электронами.
В нижней термосфере и мезосфере существенны водо-
родно-кислородные соединения, из которых наиболее важны
вода и гидроксил. Примеры высотных распределений этих
компонент даны в части II, поскольку основное содержание
водородных составляющих сосредоточено в средней атмо-
атмосфере.
Для верхней атмосферы предствляет интерес прежде
всего распределение содержания водорода, который на
больших высотах становится основной составляющей верх-
верхней атмосферы. Распределение вод фода в термосфере близко
к барометрическому. В экзосфере имеет место убегание во-
водорода из верхней атмосферы, которое обусловлено наличием
в соответствии с распределением Максвелла значительной
доли частим, скорость которых превышает космическую
A1 км/с). Аналогичная ситуация имеет место для гелия.
377

Скорость убегания может быть описана простым соотно-
соотношением:
(l+H/r) e~r/Ht A9.3.8)
км
200
НО3
2-10
Рис. 19.3.4. Высотные профили колебательных
температур, рассчитанных для разных условий.
/ — 9 июля 1969 г., 2 — 5 июня 1969 г.
.КМ
1000г
900
800
700
600
500
400
2000 К
300
10й
Ю1
102 1051 км
Рис. 19.3.5. Высотные изме-
изменения длины свободного
пробега (I) атомов Н при
различных значениях темпе-
температуры экзосферы.
где Н — шкала высот данной компоненты и г — геоцентриче-
геоцентрическое расстояние. Скорость убегания сильно зависит от тем-
температуры и массы частиц. Так, при Т = 1000 К на высоте
500 км для атомного водорода ve = 8,3-102 см/с, а для гелия
ve = 1,27-10~3 см/с. На этой же высоте, но при температуре
700 К для атомного водорода ve = 4,74-10 см/с, а для гелия
ve — 1,8-10~7 см/с. С повышением температуры скорость
убегания сильно возрастает, и это обусловливает уменьшение
концентрации водорода и гелия при больших экзосферных
температурах.
Формула A9.3.8) является приближенной, поскольку не
учитывает изменение функции распределения при наличии
убегания частиц. Более точный анализ требует полного кине-
кинетического описания. На основе такого подхода можно по-
получить функцию распределения частиц по скорости и затем
с учетом частот соударений рассчитать длины свободного
пробега в верхней атмосфере на разных высотах. Уровень,
на котором длина свободного пробега сравнивается со шка-
шкалой высоты, называется критическим. На рис. 19.3.5 приве-
приведены [8] изменения с высотой длины пробега атомов водо-
водорода для разных экзосферных температур и здесь же поме-
помечены положения критического уровня. Как видно, с повы-
повышением температуры высота критического уровня возрастает
прежде всего из-за увеличения частоты соударений.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Власов М. Н., Давыдов В. Е. — Космические иссле-
исследования, 1983, т. 21, с. 725.
2. Власов М. Н., Давыдов В. Е. — В сб.: Солнечно-
атмосферные связи и магнитная активность.—М.: Гидро-
метеоиздат, 1984, с. 117.
3. Власов М. Н., Давыдов В. Е. — Космические иссле-
исследования, 1986, т. 24, с. 864.
4. Власов М. Н., И з а к о в а Т. М. — Доклады АН СССР,
1980, т. 254, с. 65.
5. Катюшина В. В., Иванов-Холодный Г. С.—
Геомагнетизм и аэрономия, 1971, т. 11, с. 919.
6. Похунков А. А. В сб.: Исследования атмосферы и
ионосферы в период повышенной солнечной активно-
активности.— Л.: Гидрометеоиздат, 1970, с. 108—114.
7. Dickinson P. H. С. et al.— Proc. Roy. Soc, 1980,
v. A369, p. 379.
8. Kockarts G. — Aeronomy. — New York and London:
Academic Press, 1973, p. B.
9. Kockarts G. —COSPAR, Budapest, 1980.
10. Torr M. R., Torr D. G. — Rev. Space and Geophys.,
1982, v. 20, p. 91.
11. VI a so v M. N., Davydov V. E. — J. Atm. Terr. Phys.,
1982, v. 44, p. 641.
12. VI a so v M. N.~ J. Atm. Terr. Phys., 1976, v. 38, p. 807,

Глава 20. ЗАРЯЖЕННЫЕ КОМПОНЕНТЫ
В среднеширотной верхней атмосфере заряженные ча-
частицы (электроны и ионы) образуются в результате воздей-
воздействия солнечного коротковолнового излучения с длиной
волны менее 102,7 нм (см. п. 17.1).
В высоких широтах возможна значительная ионизация
верхней атмосферы в результате воздействия потоков высы-
высыпающихся энергичных частиц, прежде всего электронов
с энергией от одного килоэлектронвольта до нескольких де-
десятков килоэлектронвольт.
20.1. ОБЛАСТЬ Е
Область Е повышенного содержания заряженных частиц
располагается на высотах 90—130 км. К основным процес-
0,Г
1000 q- см'5-С'1
Рис. 20.1.1. Скорость ионизации (q) в об-
области Е при условии низкой солнечной ак-
активности.
1 — суммарная скорость ионизации, 2—4 — ско-
скорость образования ионов О+ (Q^j,.\ O+ {q%+) и
(ч)
соответственно.
сам, приводящим к образованию области Е ионосферы, отно-
относятся следующие: ионизация молекулярного кислорода сол-
солнечным рентгеновским излучением в области длин волн
10 нм > X > 3,1 нм и излучением лайман-р A02,6 нм),
а также излучением с длиной волны менее 91 нм, ионизация
молекулярного азота и атомного кислорода рентгеновским
излучением в области 10 нм > X > 3,1 нм и ионизация атом-
атомного кислорода излучением с X < 91 нм. Под действием этих
процессов образуются первичные ионы: О+, Njjf", О^.
На рис. 20.1.1 приведены высотные профили скорости
образования первичных ионов в области Е для условий низ-
низкой солнечной активности. Из рисунка видно, что в области
Е образуется довольно много ионов N^", однако как пока-
показывают наблюдения, равновесная концентрация этих ионов
крайне мала. В то же время одним из основных ионов обла-
области Е является ион NO+, который практически не образуется
в значительных количествах при первичной ионизации солнеч-
солнечным излучением компонент верхней атмосферы на высотах
области Е. Основным источником ионов NO+ являются очень
быстрые ионно-молекулярные реакции (#24, #29, #30 и #31
по табл. 17.2.3), в процессе которых ионы О+, Ng* и Og*
преобразуются в ионы NO+. Первичные ионы О+ преобра-
преобразуются в ионы О? в реакции перезарядки #22. На рис. 20.1.2
и 20.1.3 приведен пример высотного дневного распределения
концентрации заряженных частиц в областях Е и Е1. Из
рисунков видно, что молекулярные ионы NO+ и О2+ явля-
являются доминирующими в области Е. В дневное время в об-
48*
ласти Е достаточно хорошо выполняются условия фотохи-
фотохимического равновесия.
В ночное время существование заряженных частиц в об-
области Е поддерживается за счет ионизации рассеянным
Рис. 20.1.2. Дневное распределение ионов в об-
области Е и FL
Рис. 20.1.3. Дневное распределение
электронов в области Е.
в геокороне солнечным излучением в линиях лайман-а, лай-
ман-Р и Не II C0,4 нм).
При этом концентрация заряженных частиц сильно
уменьшается по сравнению с дневной, условия фотохимиче-
фотохимического равновесия перестают выполняться и требуется учиты-
учитывать диффузию и перенос за счет среднемассового дви-
движения.
Кроме того, в области Е наблюдаются узкие спорадиче-
спорадические слои заряженных частиц. В этих слоях, как правило,
присутствуют ионы металлов (Mg+, Fe+, Na+, K+). Обычно
спорадические слои приходятся на высоты 90—110 км —
область метеорного вещества. Основными причинами обра-
образования спорадических слоев в области Е в средних широтах
является сравнительно медленная рекомбинация ионов ме-
металлов и наличие резко изменяющегося по высоте поля
ветра (теория ветрового сдвига).
В высоких широтах основными источниками спорадиче-
спорадических слоев является высыпание энергичных электронов.
20.2. ОБЛАСТЬ F
Область F располагается над областью Е и подразделя-
подразделяется на две области: F1 и /\2, из которых первая (F1) пред-
представляет собой область перехода от молекулярного ионного
состава к атомному, а вторая (F2) соответствует главному
максимуму содержания заряженных частиц в верхней атмо-
атмосфере, который образуют ионы О+ и электроны.
379

Важным отличием области F является переход от ква-
квадратичного закона рекомбинации, характерного для обла-
области Е, к линейному закону рекомбинации [3] в области
главного максимума. Суть этого перехода объясняет следую-
следующее простое представление. Пусть [М+] —суммарная кон-
концентрация молекулярных ионов. В области перехода они
образуются главным образом из атомных ионов, концентра-
концентрация которых составляет JA+]. Тогда уравнения неразрывно-
неразрывности для ионов и электронов в стационарном фотохимическом
приближении будут иметь следующий вид:
[А+] = <7/Р, B0.2.1)
B0.2.2)
B0.2.3)
[М+]=Р[А+]/а*ле,
л. = д/а*[М+].
Учитывая, что пе = [М+] + [А+], нетрудно получить из
уравнений B0.2.1) — B0.2.3) уравнения для определения пе:
— a*qne — р^ = 0.
B0.2.4)
10>
10
10
см
'3
Рис. 20.2.1. Высотное распределе-
распределение ионов в области F1 и Е.
Решение этого уравнения имеет вид
"^-- B0-2-5)
Отсюда следует, что при <72/Dр2) <С q/a* получаем q = а*г?е,
т. е. имеет место квадратичная рекомбинация, а при
<72Dр2) > q/a* получаем q — $пе и имеет место линейная
рекомбинация. Если теперь учесть, что
где Ян
вид
—z/Яд _ ,п —г\Ихл
q = qoe А, Р= ров н,
ЯА/2, то члены подкоренного выражения примут
-2z/HA
откуда следует, что, с увеличением высоты, член, соответ-
соответствующий линейной рекомбинации, будет возрастать, а член,
соответствующий квадратичной рекомбинации — убывать.
Конечно, приведенные формулы демонстрируют лишь каче-
качественно наличие такого перехода, который обеспечивает рас-
расщепление области F на области F1 и F2.
Основной вклад в образование области F1 вносит иони-
ионизация атомного кислорода солнечным излучением на X <
<91 нм и молекулярного азота излучением на А,<79,6 нм.
В области F2 только ионизация атомного кислорода яв-
является источником заряженных частиц. На рис. 20.2.1 приве-
приведен пример наблюдаемого изменения ионного состава в об-
области F1, который хорошо демонстрирует переход от моле-
молекулярных ионов к атомным. В ночное время этот переход
характеризуется образованием глубокой «долины» [5].
В области главного ионосферного максимума (F2) кон-
концентрация атомных ионов О+ на порядок и более превышает
концентрации других ионов и всегда имеет место условие
[О+] = пс. Формирование максимума происходит в резуль-
результате совместного действия фотохимических процессов и
амбиполярной диффузии. Основными фотохимическими про-
процессами являются ионизация атомного кислорода и ионно-
молекулярные реакции (#21, #22, #27 в табл. 17.2.3), в про-
процессе которых атомные ионы О+ преобразуются в молекуляр-
молекулярные ионы.
380
Выражение для скорости амбиполярной диффузии может
быть получено из уравнений движения для электронов и
ионов и имеет вид
где Da =/fe^p/miVin—коэффициент амбиполярной диффузии,
Тр = Те + Тх — плазменная температура, Нр = kTp/niig —
плазменная шкала высот. Выражения для частоты соударе-
соударений vtn см. в п. 17.2. В случае диффузионного равновесия
(Va = 0) высотное распределение заряженных частиц подчи-
подчиняется барометрическому закону со шкалой высот НР.
Дополнительно к амбиполярной диффузии заметное
влияние на распределение заряженных частиц в области F2
могут оказывать дрейф в электрическом поле, вертикальная
скорость которого равна (?VB)cos/, (Еу — восточная ком-
компонента электрического поля), и перенос за счет увеличения
среднемассовым движением нейтральных компонент, скорость
которого определяется соотношением ип sin / cos /.
Уравнение неразрывности, определяющее высотное рас-
распределение заряженных частиц, имеет вид
^^=G0+-Р[0Ч--|-{[0+Ы, B0.2.7)
где v s—сумма скоростей переноса за счет амбиполярной
диффузии (уа), электромагнитного дрейфа и увлечения тер-
мосферным ветром. Анализ решений этого уравнения [3]
в стационарном случае, что вполне допустимо для дневных
условий, позволяет сделать следующие выводы. Во-первых,
максимум концентрации заряженных частит приходится на
уровень hmF2, где диффузия (когда v% = va) и рекомбина-
рекомбинация сравнимы, т. е. Р = DJHpH. Во-вторых, максимальная
концентрация в этом случае определяется соотношением
NmF2 ж qmlfim, где ^ — скорость ионизации на высоте
hmF2, pm — величина коэффициента рекомбинации на высоте
hmF2. Ниже уровня hmF2 выполняется условие фотохимиче-
фотохимического равновесия и пе = qlfi. В области гораздо выше мак-
максимума распределение близко к соответствующему диффу-
диффузионному равновесию, т. е. барометрическому закону со шка-
шкалой высот Нр. Вертикальный дрейф (va) за счет среднемас-
сового движения или электрических полей приводит к изме-
изменению высоты максимума примерно на величину VdHpHIDm.
Определение hmF2 при этом остается прежним.
Приведенные соотношения являются весьма приближен-
приближенными и пригодны лишь для грубых оценок. Однако они
верно отражают роль различных процессов в формировании
главного ионосферного максимума. Как видно, наиболее
сильное влияние на величины hmF2 и NmF2 оказывает ко-
коэффициент рекомбинации р. В связи с этим особую важ-
важность приобретает значение констант скоростей реакции
ионов О+ с молекулами О2 и N2 (#21, #22). Если константа
скорости реакции с О2 мало меняется в зависимости от
кинетической температуры сталкивающихся частиц и прак-
практически не зависит от возможного возбуждения молекул О2,
то константа скорости реакции ионов О+ и N2 сильно зави-
зависит от кинетической энергии сталкивающихся частиц и
особенно чувствительна к колебательному возбуждению мо-
молекулярного азота [6], который как это показано в п. 19.3,
присутствует в верхней атмосфере в значительном количестве
именно на высотах области F2. В работе [1] содержатся
рекомендации о том, как учитывать эффект колебательного
возбуждения N2 при расчетах коэффициента рекомбинации р
в области F2.
Аналитические решения уравнения B0.2.7) в различных
приближениях были выполнены в ряде работ, например [4],
однако в общем виде с учетом основных особенностей верх-
верхней атмосферы это уравнение может быть решено только
численно.
Особо важное значение при решении этой задачи имеет
выбор верхних граничных условий. Здесь следует иметь
в виду два обстоятельства. Во-первых, выше некоторого
уровня диффузионное приближение неприменимо для описа-
описания поведения заряженных частиц, так как частота соуда-
соударений Vin становится слишком малой вследствие уменьшения
концентрации нейтральных частиц в верхней атмосфере [2];
во-вторых, существует обмен заряженными частицами между
ионосферой и вышележащей плазмосферой.
Поскольку в плазмосфере основным ионом является
нон Н+, то для более строгого описания области F2 следует
использовать двухионную модель (О+, Н+), что одновре-
одновременно расширяет и возможности использования диффузион-
диффузионного приближения. Такая двухионна?т модель включает
уравнения неразрывности для ионов Н+ с учетом амбиполяр-
амбиполярной диффузии аналогично уравнению B0.2.7) и процесс
перезарядки О+->Н+ (#35) в уравнениях для О+ и Н+. Эта

модель может быть распространена на всю силовую трубку,
что позволяет исключить необходимость задания верхних
граничных условий.
При моделировании области F2 следует также учиты-
учитывать, что значительная часть первичных ионов О+ образуется
в возбужденных состояниях (см. п. 17.1). Эти ионы могут
12 18 ч
Местное бремя
Рис. 20.2.2. Суточные вариации
NmF2.
300
200.
6 12 18
Местное Время
Рис. 20.2.3. Суточные вариации
hmF2.
очень быстро преобразовываться в молекулярные ионы
N'?(R27y R28). В дневное время в области F2 имеет место
квазистаци жарные условия, а избыток заряженных частиц,
образующихся выше области максимума, уходит в плазмо-
сферу. 3 ночное время ситуация более нестационарная: элек-
электронная концентрация уменьшается, высота максимума воз-
возрастает и возникает поток заряженных частиц из плазмо-
сферы (рис. 20.2.2 и 20.2.3).
На рис. 20.2.4 приведены примеры высотных распреде-
распределений электронной концентрации в области F2, полученных
экспериментально и рассчитанных для зимних и летних
условий. Одной из основных особенностей поведения NmF2
является превышение зимних значений над летними. Это
явление носит название «зимней аномалии», поскольку про-
противоречит линейной теории области F2, согласно которой,
NmF2 пропорционально с;. Для объяснения этого явления и
получения приведенных на рис. 20.2.4 теоретических профи-
профилей требуется нелинейная теория области F2, учитывающая
нелинейную зависимость коэффициента рекомбинации C от
величины q. В основе этой теории лежит учет влияния на
коэффициент рекомбинации колебательного возбуждения [1].
Кроме «сезонной», или «зимней» аномалии в области F2
наблюдаются и полугодовые и годовые вариации. Прямое
их проявление зависит от уровня солнечной активности. Так,
например, зимняя аномалия практически исчезает при низкой
солнечной активности и максимальна при высокой.
Поведение экваториальной и полярной областей F2 зна-
значительно отличается от поведения рассмотренной выше сред-
неширотной области F2. Основной особенностью экваториаль-
экваториальной области F2 является горизонтальное направление сило-
силовых линий магнитного поля, исключающее вертикальную
200
Ъ-Ю
5-Ю6 -7'106neCM'5
Рис. 20.2.4. Теоретические E—5) и
экспериментальные (/, 2) высотные
профили пе.
1, 5—зима; 3, 4 — лето.
диффузию заряженных частиц. Это обусловливает наблю-
наблюдаемый минимум электронной концентрации вблизи магнит-
магнитного экватора — «экваториальный провал» — и максимумы
в широтном распределении — на широтах 15—20° к северу
и югу от экватора.
При переходе к высоким широтам наблюдается «высоко-
«высокоширотный провалу hmF2 на широтах 60—70°, который ярко
выражен в ночное время и связан с ослаблением потока
заряженных частиц из плазмосферы. Имеется и целый ряд
других особенностей поведения высокоширотной области F2.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Власов М. Н., Изакова Т. М. — Химическая физика,
1989, т. 8, с. 612.
2. В л а с о в М. Н.4, Изакова Т. М. — Космические иссле-
исследования, 1985, т. 23, с. 444.
3. Р и ш б е т Г., Г а р р и о т О. К. Введение в физику ионо-
ионосферы.—Л.: Гидрометеоиздат, 1975.
4. Хантадзе А. Г., Гвенишиани А. И. К теории диф-
диффузии ионосферной плазмы в области Р. — М.: Наука
1979.
5. Johnson С. J. — Radio Sci., 1972, v. 7, p. 99.
6. Schmeltekopf A. L. et al. — J. Chem. Phys., 1968,
v. 48, p. 266.

Глава 21. СВЕЧЕНИЕ ВЕРХНЕЙ АТМОСФЕРЫ И ВОЗБУЖДЕНИЕ ЧАСТИЦ
Собственное свечение верхней атмосферы обусловлено
главным образом излучением метастабильных атомов^ и мо-
молекул. Это относится как к свечению среднеширотной верх-
верхней атмосферы, так и к полярным сияниям. Таким образом,
поведение собственного свечения тесно связано с процессами
образования в верхней атмосфере метастабильных частиц
(см. п. 19.3).
21.1. ОСНОВНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ЭМИССИЙ
Одной из наиболее характерных эмиссий верхней атмо-
атмосферы является красное свечение в линиях дублета 630,
4
Z
1
N
г, 1/2
Рис. 21.1.1. Схема энергетических уровней атомов азота
и кислорода.
636,4 нм атомного кислорода. На рис. 21.1.1 приведена схема
уровней атомного кислорода. Ответственными за это излуче-
излучение являются переходы lD—3Р2, lD—3Pi. Вероятности этих
переходов составляют 5,16-10 и 1,66-10" с-1 соответ-
соответственно, и суммарная вероятность Ар перехода от состоя-
состояния Ю равна 6,81-Ю-3 с*1 [6].
Интенсивность дневного свечения красного дублета кис-
кислорода в спокойных условиях в средних широтах составляет
от нескольких до десятка килорэлей и уменьшается на по-
порядок и более в ночных условиях. Сумеречное падение ин-
интенсивности является одной из основных особенностей суточ-
суточных вариаций этой эмиссии. Основная область свечения со-
сосредоточена на высотах 200—300 км. На рис. 21.1.2 приве-
приведен пример высотного распределения интенсивности красного
свечения. Другая важная особенность суточных вариаций
свечения красного дублета O(!D) состоит в наличии пред-
восходного увеличения интенсивности этой эмиссии [3].
В низких широтах наблюдается область повышенной
в несколько раз по отношению к среднеширотной интенсив-
интенсивности свечения — так называемые экваториальные красные
дуги.
Очень высокая интенсивность свечения в красной линии
атомного кислорода наблюдается в высоких широтах — вы-
высокоширотные красные дуги. Интенсивность свечения здесь
может достигать 100 кР * и более. В отличие от сред неширот-
неширотных условий высокоширотное красное свечение 01 очень
изменчиво во времени и в пространстве. Неоднородности
пространственного распределения свечения существуют и
в средних, и в низких широтах (пятнистая структура).
Свечение атомного кислорода в линии 557,7 нм также
является одной из наиболее характерных эмиссий верхней
атмосферы. Это свечение возникает в результате запрещен-
запрещенного перехода !S—Ю, вероятность которого составляет
1,183 с-* [6].
Интенсивность дневного свечения в зеленой линии 01
составляет около 1—3 кР для спокойных среднеширотных
условий. Различаются две высотные области свечения в ли-
линии 557,7 нм: нижняя с максимумом на высоте 90—100 км
и верхняя вблизи уровня 200 км. На рис. 21.1.3 приведен
пример высотного распределения объемной интенсивности
свечения в зеленой линии. Значительные суточные вариации
* В этой главе Р — рэлеи.
испытывает интенсивность свечения в верхней области;
в нижней области эти вариации гораздо меньше. Свечение
в зеленой линии испытывает сезонные, полугодовые и широт-
широтные вариации, однако их амплитуда невелика. Имеет место
также пространственная неоднородность (пятнистая струк-
структура) свечения в линии 557,7 нм.
Рис. 21.1.2. Высотные профили
эмиссии в линии 630 нм.
75
Рис. 21.1.3. Высотное распределе-
распределение эмиссии в линии 557,7 нм.
В высоких широтах поведение эмиссии 557,7 нм харак-
характеризуется очень сильной пространственно-временной измен-
изменчивостью и повышенной интенсивностью, особенно во время
полярных сияний.
Интенсивность свечения в линиях дублета 520,1 и
519,9 нм атомного азота гораздо меньше интенсивности крас-
красного и зеленого свечения кислорода и в дневное время не
превышает 100 Р. Столь малая интенсивность свечения обус-
обусловлена крайне низкой вероятностью переходов 2D^2 — 4S?/2
и D?/2 — 4S?/2 (см. рис. 21.1.1), ответственных за это излу-
излучение. Вероятности этих переходов составляют 7-10~6 и 1,6Х
X10—5 с-1 соответственно. Область максимума свечения ду-
дублета 520 нм приходится на высоты 200—300 км. Интенсив-
Интенсивность свечения испытывает сильные суточные вариации и в
ночное время уменьшается до единиц и даже десятых долей
рэлея. Наблюдается заметное предвосходное усиление эмиссии.
Вследствие очень низкой интенсивности эмиссии 520 нм про-
пространственно-временная структура ее пока мало изучена.
Имеются данные о сезонных и широтных вариациях интен-
интенсивности этой эмиссии.
Очень интенсивными линиями в свечении дневного неба
являются линии 589,0 и 589,6 нм желтого дублета натрия,
соответствующие переходам 2Р8/2 — 2Si/2, 2Pi/2 —- 2Si/2. Это
свечение сосредоточено в узком слое естественного натрия
вблизи высоты 90 км. Интенсивность дневного свечения до-
382

стигает 30 кР. Одной из важнейших особенностей собствен-
собственного свечения верхней атмосферы в видимой области яв-
является наличие зеленого континуума.
В коротковолновой части видимой области свечения
наиболее характерной является эмиссия ионов N+ (Б32Й).
Переходы из состояния В3 2* иона
в основное состоя-
состояние X2 2*
формируют первую отрицательную систему
C91,4 нм), интенсивность дневного свечения которой состав-
составляет около 1—2 кР; максимум интенсивности свечения от-
отмечается на высоте около 150 км. В средних широтах эта
эмиссия испытывает очень сильные суточные вариации;
в ночное- время ее интенсивность уменьшается и составляет
менее 1 Р.
Особо важную роль играет свечение в линии 391,4 нм
в высоких широтах, где оно является одной из основных
характеристик полярных сияний. Здесь интенсивность этой
эмиссии может достигать нескольких килорэлей и по ней
оценивают силу полярных сияний в баллах.
В ультрафиолетовой области свечение верхней атмо-
атмосферы не столь интенсивно, как в видимой. Однако и здесь
имеется ряд характерных особенностей. Наиболее важные
из них — эмиссия атомного водорода в линии La, эмиссия
атомов кислорода вблизи 130 нм, свечения окиси азота
(у-полосы), свечение атомов азота в окрестности 120 км и
свечения второй положительной системы N2. Свечение в линии
лайман-a атомного водорода A21,6 нм) возникает на боль-
больших высотах из-за резонансного рассеяния солнечного излу-
излучения на атомах водорода в геокороне. В дневное время
интенсивность этой эмиссии составляет около 20 кР, а в ноч-
ночное время — около 2 кР. Свечение испытывает заметные ши-
широтные и сезонные вариации.
Переходы в атомном кислороде 3S—3Р2, 3S—3РЬ 3S—3Р0,
ответственны за ультрафиолетовое резонансное свечение
триплета с длинами волн 130,2; 130,4 и 130,6 нм. Интенсив-
Интенсивность этого свечения весьма велика в дневное время (около
10 кР); в ночное время она значительно уменьшается (более
чем на порядок). Запрещенный переход 5S—3Р является
источником эмиссии 135,6 нм атомного кислорода. Максимум
этого свечения приходится примерно на высоту 150 км; ин-
интенсивность его в дневное время — около 300 Р. Излучение
Y-полос NO является результатом переходов из состояния
А22+ в основное х2П. Его интенсивность в дневное время
составляет около одного килорэлея. В ночное время это све-
свечение практически отсутствует. В ультрафиолетовой части
спектра наблюдается также свечение ряда линий атомного
азота (табл. 21.1.1 [2]) и ряда полос молекул N2: система
Лаймана—Хопфилда (полоса 0—6, а'П^.— X 2^), система
Вегарда—Каплана (полоса 1—10, Л3 2* — X1 2+) и по-
полоса 0—0 второй положительной системы С Пи — В П~.
Одной из наиболее характерных эмиссий в ультрафио-
ультрафиолетовой области является свечение полос Герцберга моле-
молекулярного кислорода, возникающее в результате сильно
запрещенных переходов А3 2+ — X3 2~. Вероятности этих
переходов до сих пор точно не определены, но время жизни
состояния Л3 2+ оценивается в 100 с. Интенсивность ноч-
ыого свечения полос Герцберга B60—380 нм) составляет
в среднем 500 Р. Это свечение сосредоточено в области
100 нм. На рис. 21.1.4 приведен пример высотного распре-
распределения объемной интенсивности свечения полос Герц-
Герцберга [4].
В инфракрасной области свечение верхней атмосферы
имеет довольно сложный спектр, многие детали которого
до сих пор не отождествлены.
Атмосферная система полос О2, обусловленная запре-
запрещенными переходами Ь1 2+ — X 2^~, наблюдается как
в дневное, так и в ночное время (полосы 0—0 и 0—1 на
761,9 и 864,5 нм). В дневное время область, занимаемая та-
таким свечением, располагается в слое 50—140 км. Интеграль-
Интегральная интенсивность свечения составляет около 300 кР. В ноч-
ночной период область свечения сжимается, максимум распола-
располагается на высоте 90—100 км, как это видно из рис. 21.1.4.
В этой же области длин волн находится очень слабое све-
свечение метастабильных ионов О+BР). Переходу 2P->2D соот-
соответствует эмиссия в линии 731,9 нм; вероятность перехода
А = 0,218 с. Максимум интенсивности свечения в линии
731,9 нм приходится на высоты около 250 км. В ночное
время свечение практически отсутствует.
Свечение инфракрасных атмосферных полос (переход
а Д^ — X 2~; полоса 0—0; 1,27 мкм) является наиболее
сильным; в дневном свечении его интенсивность достигает
10 мР и более. Максимум дневного свечения приходится на
высоту 50 км и, следовательно, по принятой в данном спра-
справочнике классификации относится к средней атмосфере.
В ночное время интенсивность этой эмиссии уменьшается на
Рис. 21.1.4. Высотные распределе-
распределения относительной интенсивности
эмиссий (приведенной) атмосфер-
атмосферных полос (/) и полос Герцберга
О2 B).
Таблица 21.1.1
Основные эмиссии верхней атмосферы
К нм
120,0
121,6
130,2,4,6
135,6
130—150
200—400
260—380
215
306,4
337,1
346,6
391,4
520,0
557,7
589,3
630,0;
636,4
7Ч61,9
777,4
844,6
1051
1103,6
1270
2800
5300
Возбужденная
частица
N(*P)
НBР)
OCS)
OES)
N2 (a'Ug)
N2 04*2+)
O2 (A»+)
NO(A22+)
OH(A22+)
N2 (С3Пц)
N BP)
N2+(B*23+)
N BD)
О ("S)
Na BP)
О (*D)
O2 (bVg)
О (Ф)
О (Ф)
N2 (В3П?)
Ы2+(А2Па)
O2 0Д*)
OH (t><9)
NO (v - 1)
Интенсивность
День
400P
27 кР
7,5 кР
350 Р
600 Р
1 кР
1 кР
900 Р
2 кР
90 Р
3 кР
30 кР
2—20 кР
300 кР
1,5 кР
1,1 кР
900 Р
4 кР
20 мР
4,5 мР
Ночь
2 кР
1,7 кР
1,4 кР
600 Р
1 Р
1 Р
250 Р
20—150 Р
10—500 Р
6 кР
80 кР
1 мР
Высота, км
День
800
100—10 б
190
140
90
70—150
50—100
150
200
90, 175
92
250
50—120
150
150
150
150
50
80
130
Ночь
100—10s
500
500
90
250
90, 300
92
300
90
90
90
383

несколько порядков (сумеречное падение) и ее максимум
располагается на высоте 90—100 км, т. е. в верхней атмо-
атмосфере (рис. 21.1.5).
Из других инфракрасных эмиссий верхней атмосферы
наибольший интерес представляет свечение мейнеловских по-
полос гидроксила E50—3000 нм), обусловленное колебатель-
колебательным возбуждением гидроксила в основном электронном
состоянии. Эта эмиссия сосредоточена на высотах 80—90 км.
В более длинноволновой инфракрасной области нахо-
находится излучение колебательно-возбужденных молекул NO
в основном электронном состоянии (переход 1—0 с длиной
волны 5,3 мкм).
2 1кР/км
Рис. 21.1.5. Высбтное распределение
интенсивности1 инфракрасных атмо-
атмосферных полос Ог @—0).
21.2. МЕХАНИЗМЫ ВОЗБУЖДЕНИЯ ЭМИССИЙ
В верхней атмосфере реализуются различные виды про-
процессов возбуждения; часть из них рассмотрена в п. 19.3 при
описании образования метастабильных частиц, таких как
атомы NBD), O^D), т. е. частиц, которые принимают актив-
активное участие в формировании верхней атмосферы. Естественно,
механизмы, определяющие распределение этих частиц, от-
ответственны и за их излучение. Здесь мы рассмотрим меха-
механизмы возбуждения излучения тех частиц, роль которых
в основном ограничена только формированием свечения верх-
верхней атмосферы. В настоящее время принято считать [8], что
нижний слой свечения зеленой линии 557,7 нм обусловлен
двухступенчатым механизмом Барта:
— О2 + М, B1.2.1)
)AS) + O2. B1.2.2)
Гашение атомов O^S) происходит в соответствии с процес-
процессами, рассмотренными в главе 17.
Процесс B1.2.1) является также исходным для возбу-
возбуждения свечения в полосах Герцберга молекул Ог, так как
в этой реакции могут образовываться молекулы кислорода
в различных электронно-возбужденных состояниях, в том
числе и в состоянии 32^\ Гашение этого состояния происхо-
происходит при соударениях с атомами О и молекулами Ог. Нали-
Наличие общего источника обусловливает тесную связь поведения
эмиссии полос Герцберга Ог и зеленой линии О. В дневное
время некоторый небольшой дополнительный- вклад в воз-
возбуждение свечения полос Герцберга О2 могут вносить фото-
фотоэлектроны [8].
Верхний слой свечения земной линии обусловлен глав-
главным образом тремя процессами возбуждения: электрон-
электронным ударом с константой скорости A,6 2,l)-10~7X
X GУ300) ~°«66 см3/с, диссоциативной рекомбинацией ионов
Og* с квантовым выходом атомов O(!S) от 2 до 10% и
реакцией
0+ + N — NO+ + О (JS) B1.2.3)
с константой скорости 1,2-10~и см3/с [7]. В области верх-
верхнего максимума ударная диактивация не играет роли. В вы-
высоких широтах дополнительно к указанным процессам важ-
важную роль играет гашение молекул N2 (Л3 2^"):
). B1.2.4)
Ряд эмиссий верхней атмосферы возникает в результате
резонансного рассеяния солнечного излучения компонентами
384
среды. К ним относится эмиссия в линии лайман-а атомного
водорода, свечение желтого дублета натрия, ультрафиолето-
ультрафиолетовое свечение триплета атомного кислорода OCS), свечение
у-полос NO, свечение гндроксила на длине волны 306,4 нм,
свечение триплета атомного азота NDP). Резонансное рас-
рассеяние вносит также существенный вклад в свечение ионов
N+(?22,t), 391,4 нм.
Атмосферная система полос О2(^ 2_— X 2~j возбу-
возбуждается в основном в результате реакции B1.2.1), а также
реакции
* B1.2.5)
Этот процесс эффективен из-за близкого к резонансу совпа-
совпадения энергии возбуждения атомов O(!D) и молекул
)
,)
Кроме того, заметный вклад в возбуждение атмосфер-
атмосферной системы полос в дневное время вносит резонансное рас-
рассеяние, а также реакция взаимодействия атомов О с озоном.
Последняя, по-видимому, особенно важна в ночное время,
когда область свечения значительно сокращается.
Инфракрасные атмосферные полосы О2 в дневное время
излучаются в основном благодаря образованию метастабиль-
метастабильных молекул ОгОД^) при фотодиссоциации озона. Факти-
Фактически именно этот процесс обусловливает все очень интенсив-
интенсивное свечение этой эмиссии. Это же обстоятельство определяет
резкое сумеречное падение интенсивности свечения. В ночное
время основной вклад в образование Ог^Д^), вносит реак-
реакция рекомбинации атомов кислорода при тройных соударе-
соударениях B1.2.1) и реакция [8]
'д ).
B1.2.6)
Реакция B1.6) является исходной для возбуждения све-
свечения неймеловских полос гидроксила. По-видимому, именно
это обстоятельство объясняет наблюдаемую довольно тесную
связь вариаций интенсивности ночного свечения инфракрас-
инфракрасных атмосферных полос О2 и неймеловских полос гидроксила.
Свечение зеленого континуума в верхней атмосфере
обусловлено хемилюминесцентной реакцией
О + NO — NO2 + hv B1.2.7)
с константой скорости 6,4-10~~17 см3/с
Инфракрасное свечение окиси азота с длиной волны
5,3 мкм [1] обусловлено столкновениями атомов О с моле-
молекулами N0:
0 + N01^: NO* (v== 1) +0, B1.2.8)
в результате которого образуются колебательно-возбужден-
колебательно-возбужденные молекулы N0. Константы скорости прямого и обратного
процессов B1.2.8) связаны известным соотношением
= (gi/go) *w exp (—hv/kT),
B1.2.9)
где hv = 0,22 эВ — энергия колебательного кванта NO
(у = 0> ?i и §о— статистические веса для уровней v = 1 и
v = 0. Константа скорости гашения молекул NO (v = 1) ато-
атомами О согласно последним данным [5], составляет 6,5- 10~п
при 300 К. Столь высокое значение константы обеспечивает
довольно значительную эффективность возбуждения окиси
азота. Вероятность перехода A—0) составляет Аю — 13,3 с.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Гордиец Б. Ф., Марков М. Н. Космические исследо-
исследования, 1977, т. 15, с. 633.
2. Мак-Ивен М., Филлипс Л. Химия атмосферы. —
М.: Мир, 1978.
3. Ф и ш к о в а Л. М. Ночное излучение среднеширотной
верхней атмосферы Земли. — Тбилиси: Мецниереба, 1983.
4. Evans W. F. J., Lewellyn E. J. — Annls. Geoph., 1970,
v. 26, p. 167.
5. Fernando R. P., Smith I. W. M. — Chem. Phys. Lett.,
1979, v. 66, p. 218.
6. Kern ah an J. H., Pang H. J. —Can. J. Phys., 1975,
v. 53, p. 455.
7. Torr D. G., Torr M. R. —Rev Geoph., 1982, v. 20, p. 91.
8. Vlasov M. N.-J. Atm. Terr. Phys., 1976, v. 38, p. 807,

Глава 22. МОДЕЛИ ВЕРХНЕЙ АТМОСФЕРЫ
В настоящее время разработан ряд моделей верхней
атмосферы, описывающих поведение основных ее парамет-
параметров: плотности, состава, температуры и др. Эти модели, как
правило, основываются на различном сочетании физических
представлений и экспериментальных данных, кратко изло-
изложенных в предыдущих главах. В зависимости от соотноше-
соотношения теории и эксперимента модели делятся на теоретические,
полуэмпирические и эмпирические. Модели могут охватывать
всю верхнюю атмосферу или относиться к какой-либо об-
области высот.
22.1. МОДЕЛИ ОТДЕЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ
При моделировании верхней атмосферы выделяют две
области: область мезосферы и нижней термосферы (ниже
120—140 км) и область верхней термосферы (выше 120—
140 км). Основное физическое различие этих областей за-
заключается прежде всего в том, что в нижней области имеет
место турбулентность. Кроме того, в нижней области основ-
температурный профиль и концентрация основных составляю-
составляющих (О2, N2) на нижней границе, в качестве которой выби-
выбирают уровень 70—80 км. Основное требование к выбору
нижней границы состоит в том, что она должна быть рас-
расположена ниже максимума концентрации атомного кисло-
кислорода. Во-вторых, задается высотное распределение коэффи-
коэффициента турбулентной диффузии (см. п. 19.1), которое опре-
определяет положение турбопаузы.
Далее строятся высотные распределения О2 и N2 на
основе барометрического закона, а концентрация О рассчи-
рассчитывается с учетом фотохимии и переноса (см. п. 19.2). При
таком подходе одним из основных параметров модели яв-
является профиль коэффициента турбулентной диффузии, ко-
который определяет уровень диффузионного разделения газов.
Определяющая роль этого параметра сохраняется и в более
полных моделях. Это хорошо иллюстрируют результаты рас-
расчетов высотных распределений основных компонент, выпол-
выполненные по модели [1], для двух профилей турбулентности
(рис. 22.1.1). Как видно, при сравнительно небольшом из-
Рис. 22.1.1. Высотное распределение основных состав-
составляющих для двух профилей коэффициентов турбулент-
турбулентной диффузии согласно теоретической модели.
1)
CM2/C,
_ = 90 км;
СМ2/С,
г=100 км.
1011 W1
Концентрация
ным источником нагревания является поглощение диссоции-
диссоциирующего излучения, а в верхней — поглощение ионизирую-
ионизирующего излучения Солнца (см. п. 18.1).
Ниже уровня турбопаузы, т. е. того уровня, где значе-
значения коэффициентов турбулентной и молекулярной диффузии
становятся сравнимыми (см. п. 19.1), основные атмосферные
компоненты О2 и N2 распределены по барометрическому
закону с одинаковой шкалой высот И = kT/mg> где т — сред-
средняя молекулярная масса перемешанного газа. Относительное
содержание О2 и N2 равно приземному и составляет 21 и
78 % соответственно. Это же относится и к содержанию
инертных газовых примесей, например аргона, доля которого
на этих высотах составляет ~0,93 %.
Выше уровня турбопаузы, где доминирует молекулярная
диффузия, атмосферные составляющие стремятся распреде-
распределиться каждая со шкалой высот (Н), соответствующей мо-
молекулярной массе этой компоненты. Переход от турбулент-
турбулентного перемешивания к диффузионному распределению газов
происходит не мгновенно, и размер области перехода может
быть сравним со шкалой высот, особенно в тех случаях,
когда имеет место вертикальное среднемассовое движение.
Среднемассовое движение может вызывать заметное откло-
отклонение высотных распределений от барометрического закона
в области диффузионного распределения газов (см. п. 19.1).
Как было показано в п. 19.1, описание на основе пред-
представлений многокомпонентной диффузии приводит к откло-
отклонению от барометрического распределения и при отсутствии
среднемассового движения.
Простейшая модель высотного распределения основных
составляющих может быть построена следующим образом.
Во-первых, на основе экспериментальных данных задается
менении (на 10 км) уровня турбопаузы (zmax) концентрации
основных составляющих меняются в несколько раз.
В табл. 22.1.1 приведен пример полуэмпирической мо-
модели для области высот 80—150 км. Несмотря на несогла-
несогласованность такой модели, в ее рамках можно рассчитывать
не только основные, но и малые нейтральные компоненты,
а также возбужденные и заряженные частицы [2, 16].
Простейшее моделирование термосферы выше 120—
130 км основывается на задании барометрического распре-
распределения для всех трех компонент О, О2 и N2 и температур-
температурного профиля, описываемого формулой Бейтса A8.3). Такие
модели получили особо широкое распространение, и именно
этот подход лег в основу полуэмпирических моделей, осно-
Таблица 22.1.1
Высота, км
Т К
[О] см-»
[О,] см-»
[N2] см-'
60
70
80
90
100
ПО
120
130
140
150
253
211
197
196
210
248
323
472
596
692
4
2
1
—
5-109
З-Ю1*
4-10**
2.10м
8.10*°
,3-1010
,4.10*°
,6*1010
1,5.10*5
4,23-Ю*4
8,83.10*3
2-id13
ЗЧО*2
3-10**
3,6-Ю10
Ы-Ю*0
4,4-10»
2,2-109
5,6-1015
1,6.10*'
3,29-10*4
7-10*4
МО*8
2-10**
4-Ю11
1,23-Ю11
5,4-1010
2,8-10lf
49 Заказ № 46
385

ванных на спутниковых данных. К сожалению, в реальной
термосфере отклонения от барометрического распределения
могут быть весьма велики. Кроме того, на самом деле су-
существует очень тесная связь между распределением темпе-
температуры, турбулентности и основных составляющих в верхней
атмосфере. Это отчетливо видно из анализа уравнений теп-
теплового баланса, движения и сохранения частиц. В связи
с этим были сформулированы основы самосогласованного
подхода к описанию верхней атмосферы.
22.2. САМОСОГЛАСОВАННЫЕ МОДЕЛИ
Согласованные модели верхней атмосферы — это такие
модели, которые одновременно и совместно описывают по-
Рис. 22.2.1. Сравнение годовых вари-
вариаций плотности, состава и темпера-
температуры, рассчитанных по теоретической
(/) и эмпирическим B—4) моделям.
ведение температуры й концентрации основных составляю-
составляющих верхней атмосферы и ряда малых составляющих, в том
числе возбужденных и заряженных. Необходимость описа-
описания возбужденных и заряженных частиц в этом случае
прямо вытекает из необходимости согласования температуры
и распределения основных составляющих. Как было показано
в п. 19.1 и 19.2, функции нагревания и охлаждения нейтраль-
нейтрального газа зависят от малых, возбужденных и заряженных
частиц. Однако и в рамках такой постановки по-прежнему
практически вне какого-либо физически обоснованного со-
согласования остается высотное распределение коэффициента
турбулентной диффузии, поэтому самосогласованное описа-
описание обычно начинают с высоты 120 км, т. е. выше области
турбулентности.
В основе самосогласованной модели лежит совместное
решение системы уравнений неразрывности, движения и
теплового баланса. Система должна решаться в рамках трех-
трехмерной нестационарной задачи. Как показывает анализ
[18, 19], при этом можно ограничиться гидродинамическим
приближением, близким к системе Навье—Стокса. Пример
такой модели подробно представлен в [3]. Для доведения
самосогласованной модели до численного счета требуется
еще целый ряд серьезных упрощений, важнейшим из кото-
которых является исключение уравнения движения для суммар-
суммарной плотности.
Сравнение результатов расчетов параметров верхней
атмосферы с эмпирическими моделями представлено согласно
[3, 20]. Из рис. 22.2.1 видно, что такой подход позволяет вос-
воспроизвести основные вариации параметров верхней атмо-
атмосферы. Однако следует учитывать, что часть этих вариаций
закладывается в нижних граничных условиях.
В табл. 22.2.1 приведен пример расчета параметров по
самосогласованной модели для 56° с. ш., Fw>7 = 160 и 12 ч
местного времени.
22.3. ЭМПИРИЧЕСКИЕ
И ПОЛУЭМПИРИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ
В основе существующих эмпирических и полуэмпириче-
полуэмпирических моделей верхней атмосферы лежат экспериментальные
данные, полученные с помощью спутников. В более ранних
моделях использованы данные спутников с орбитами, близ-
близкими к круговым, на высотах 300—500 км. В более поздних
моделях они были дополнены данными спутников серии АЕ
с перигеем на высотах 150—160 км. Полуэмпирические мо-
модели, как правило, строятся на основе аппроксимации спут-
спутниковых данных на меньшие высоты с учетом физических
представлений, простейшим из которых является барометри-
барометрическое распределение основных составляющих по высоте.
Модели стремятся воспроизвести суточные, полугодовые, се-
сезонные, годовые вариации параметров верхней атмосферы
Высота, км
120
129
139
150
164
180
200
220
240
250
280
300
320
340
360
380
400
420
440
460
480
500
454
565
664
762
859
951
1022
1075
1114
1142
1159
1168
1170
1170
1170
1170
1170
1170
1170
1170
1170
1170
те
400
587
735
924
1139
1315
1375
1372
1401
1500
1671
1895
2129
2341
2516
2657
2766
2849
2910
2954
2984
3003
пе
1.29Е
8,58Е
1.50Е
2,24Е
3,21Е
5,07Е
9,49Е
1,58Е
1,93Е
1.89Е
1,61Е
1,32Е
1,08Е
8,76Е
7.17Е
5,93Е
4,98Е
4,23Е
3,65Е
3,18Е
2,81Е
2,50Е
[М+1
05 2,93Е
04 8,49Е
05 1,43Е
05 1.92Е
05 2,05Е
05
,54Е
05 . 8,40Е
06 4,26Е
06 2,37Е
06
,53Е
06 1,00Е
06
06
05
05
05
05
05
05
05
05
05
,00Е
1,00Е
1.00Е
1.00Е
L.OOE
1,00Е
1.00Е
L.OOE
L.OOE
L.OOE
L.OOE
04
04
05
05
05
05
04
04
04
04
00
00
00
00
00
00
00
00
00
00
00
00
[О+]
1.00Е
8,26Е
6,55Е
3,17Е
1.16Е
3,53Е
8,65Е
1.53Е
1.91Е
1.87Е
1.61Е
1.32Е
1,08Е
8,76Е
7,17Е
5,93Е
4,98Е
4,23Е
3,65Е
3,18Е
2.81Е
2,50Е
02
02
03
04
05
05
05
06
06
06
06
06
06
05
05
05
05
05
05
05
05
05
[О]
1.26Е
8.10Е
5,40Е
3,61Е
2,36Е
1.49Е
9,65Е
6,58Е
4,65Е
3,37Е
2,49Е
1.85Е
1.36Е
9,84Е
7Л1Е
5Л4Е
3.71Е
2,68Е
1.94Е
1,40Е
1.01Е
7,32Е
11
10
10
10
10
10
09
09
09
09
09
09
09
09
08
08
08
08
08
08
08
07
[О2]
3,43Е
1.53Е
5,83Е
2,57Е
1Л1Е
4,54Е
1.96Е
9,05Е
4,37Е
2Л8Е
1Л1Е
5,74Е
3,00Е
1.56Е
8Л7Е
4,27Е
2,23Е
1.16Е
6,08Е
ЗЛ7Е
1.66Е
8,66Е
10
10
09
09
09
08
08
07
07
07
07
06
06
06
05
05
05
05
04
04
04
03
Таблица
[NO
3,12Е
1.34Е
6, ЗОЕ
3,03Е
1.43Е
6,47Е
3,07Е
1.55Е
8,18Е
4,43Е
2,45Е
1,38Е
7,79Е
4,40Е
2,49Е
1.40Е
7,94Е
4,48Е
2,53Е
1.43Е
8,09Е
4,57Е
22.2.1
21
11
11
10
10
10
09
09
09
08
08
08'
08
07
07
07
07
06
06
06
06
05
05
386

на разных широтах и при различных уровнях солнечной
активности. Количество и разнообразие экспериментального
материала определяет полноту моделей и прежде всего
число параметров, количество их вариаций и пределы при-
применимости моделей. Точность моделей зависит также от
способа аппроксимации экспериментальных данных.
Модели Яккиа-65, -70, -71, -77 основаны на данных
о торможении спутников в верхней атмосфере, и только
в последней из них учтены результаты спутниковых масс-
спектрометрических измерений состава, а также привлечены
данные некоторых ракетных измерений. По торможению
спутников определяется суммарная плотность термосферы.
Принимая, что распределение по высоте соответствует баро-
барометрическому и задавая среднюю молекулярную массу,
можно определить температуру. Таким образом, первые мо-
модели Яккиа — это в основном модели суммарной плотности
и температуры. Аппроксимация температуры на меньшие
высоты — вплоть до 120 км — в модели Яккиа-65 произво-
производится на основе формулы Бейтса (см. введение). Концентра-
Концентрации О, О2 и N2 и температура на нижней границе задаются
постоянными [О] = [О2]; выше концентрации рассчитыва-
рассчитываются по барометрическому закону. Экзосферная температура
(Гоо) испытывает суточные, широтные, полугодовые и годо-
годовые вариации, а также зависит от уровня солнечной актив-
активности и геомагнитной возмущенности. В модели Яккиа-70
[12] в качестве нижней границы выбрана высота 90 км,
однако это резко усложнило построение профиля темпера-
температуры, а концентрации отдельных составляющих удалось рас-
рассчитать только начиная со 105 км. В этих моделях основная
проблема состоит в определении концентрации атомного
кислорода, в модели Яккиа-70 концентрация О на высоте
120 км в 1,5 раза больше, чем в модели Яккиа-65. В модели
Яккиа-71 [13] концентрация О на высоте 150 км в 1,37 раза
больше, а концентрация О2 — в 0,65 меньше, чем в модели
Яккиа-70.
В модель Яккиа-71 введены полугодовые вариации плот-
плотности, не связанные с температурой.
Наиболее совершенной из моделей Яккиа является мо-
модель Яккиа-77 [14]. В этой модели предпринята попытка
учесть влияние мезосферы на термосферу. На высоте 83 км
заданы максимальные значения температуры для зимы и
минимальные для лета и учитывается влияние уровня тур-
бопаузы. В этой модели также сделана попытка учета от-
отклонений высотных распределений основных составляющих
от барометрического закона. Для моделирования магнито-
возмущенных условий используются представления о пере-
переносе частиц из высоких широт в сторону экватора. Все эти
эффекты рассчитываются как поправки к некоторой стати-
статической модели.
Другая группа моделей — стандартные модели верхней
атмосферы (CIRA). Эти модели (CIRA-65 [5]. CIRA-72 [6])
характеризуются прежде всего меньшей высотой нижней
границы, что потребовало привлечения ракетных данных.
Кроме того, в этих моделях для определения температуры
используется подход [7], связанный с учетом нагрева тер-
термосферы за счет ультрафиолетового излучения Солнца.
Модель CIRA-72 состоит из двух частей: первая пред-
представляет собой обобщение данных ракетных измерений на
высотах от 25 до 120 км, вторая в соответствии с моделью
Яккиа-71 описывает термосферу выше 110 км. В осреднен-
ном варианте модели, т. е. без учета вариаций, рассчитыва-
рассчитываются и малые составляющие: Н2О, ОН, Н, Н2, НО2, О3 — на
высотах 75—120 км. Модели CIRA представлены в виде
таблиц. Дальнейшее совершенствование стандартных моде-
моделей имело место в модели USSA-76 [17].
Начало более совершенному поколению моделей поло-
положила модель, основанная на данных спутника OGO-6 [8].
При ее построении был разработан весьма универсальный
способ аналитической аппроксимации экспериментальных дан-
данных. Основой моделей OGO-6 и ESRO-4 [21] явились масс-
спектрометрические данные о составе, полученные с этих
спутников. В более поздней модели DTM [4] (Drag Termo-
spheric Model) использовались и данные, полученные по
торможению спутников, и данные о температуре, получен-
полученные со спутников оптическим методом.
Модель MS IS объединила масс-спектрометрические дан-
данные шести спутников, в том числе и OGO-6, и данные не-
некогерентного рассеяния по температуре. В модели CM (Com-
(Combination Model) [15], так же как и в MSIS, используются
масс-спектрометрические данные шести спутников и четырех
станций некогерентного рассеяния.
Наиболее полной из современных моделей является
MS1S-83 [10]. В ней использованы данные 17 спутниковых
экспериментов, пяти станций некогерентного рассеяния и
ракетных измерений.
49*
Все указанные выше модели этой группы (кроме
MS1S-83) устроены одинаково; в качестве нижней границы
в них используется уровень 120 км. Высотные профили тем-
температуры задаются по формуле Бейтса, а концентрации — по
барометрическому закону. Исходными параметрами являются
концентрация и температура на высоте 120 км, экзосферная
температура и температурный градиент. Все эти параметры
меняются в пространстве и во времени, а также зависят от
солнечной и геомагнитной активности. В моделях ESRO-4,
OGO-6, DTM температура на нижней границе и градиент
температуры — постоянные. В рассмотренных моделях при-
принят единый способ описания вариаций, основанный на раз-
разложении по сферическим функциям. Например, для Г«>
имеем
^ = ^00 Zam.nsin(cos)mtfmin, B2.3.1)
т, п
где Гоо — среднее значение Г«>, Рт, п — полином Лежандра
(определяет широтные вариации Too), t — местное время,
am, n — коэффициенты разложения, которые зависят от се-
сезона, солнечной и геомагнитной активности. При учете дол-
долготных эффектов коэффициенты ат, п изменяются с долготой
и мировым временем. Зависимость от сезона учитывается
заданием номера дня в году, а зависимость от солнечной
активности — индексом Fl0> 7. Для учета геомагнитной актив-
активности используются планетарные индексы — Кр (DTM, CM)
и Ар.
Модель MSIS-86 существенно сложнее других. Она
описывает верхнюю атмосферу с 80 км и выше. В модели
учитывается переход от турбулентного перемешивания к диф-
диффузионному разделению, уровень которого определен на вы-
высоте 105 км. Однако есть возможность вносить поправки,
учитывающие изменение положения этого уровня. В модели
также предусмотрены поправки, учитывающие влияние сред-
немассового переноса и фотохимии. Правда, авторы считают,
что пока эти поправки не очень хороши. Для расчетов тем-
температуры на высотах более 116,5 км используется формула
Бейтса, как и в других моделях, на меньших высотах тем-
температура и концентрация определяются с учетом получен-
полученных на высоте 116,5 км и с привлечением ракетных данных.
Учет влияния геомагнитной активности осуществляется как
по среднесуточному, так и по трехчасовому значениям ЛР-ин-
декса. Модель MSIS-83 отличается высокой детализацией
описания верхней атмосферы. Для расчета вариаций отдель-
отдельных параметров в ней используется более 80 коэффициентов
разложения — примерно в два раза больше, чем в других
моделях. Краткая информация обо всех моделях дана
в табл. 22.3.1.
Модель MSIS-86 представляет собой усовершенствован-
усовершенствованную (главным образом для высокоширотной области) модель
MSIS-83. В нее включен значительный массив данных о тем-
температуре и составе, в том числе о концентрации атомного
азота, полученных со спутника «Dynamics Explorer» (DE-8).
Это позволило улучшить представление сезонных вариаций
в полярной области как в спокойных условиях, так и во
время возмущений. Кроме того, были добавлены вариации
в локальном времени при геомагнитных эффектах.
Все модели, приведенные в таблице, в той или иной
степени воспроизводят основные вариации параметров верх-
верхней атмосферы, однако имеются определенные отличия, не-
некоторые из них следует отметить. Одной из главных вариа-
вариаций является изменение экзосферной температуры в зависи-
зависимости от солнечной активности, характеризуемой индексом
^io,7._Для долгопериодной вариации Г«> используется значе-
значение Ло,7> определенное за три месяца (или за три оборота
Солнца). Для учета короткопериодных вариаций использу-
используется значение Рю,7 за предыдущий день в виде разности
A/^ioj = Ло,7 — F\oj.
На рис. 22.3.1 а приведено изменение экзосферной тем-
температуры в зависимости от F[0O для различных моделей.
Чтобы исключить влияние сезонных вариаций расчеты про-
проводили для одного сезона — осеннего равноденствия. Из ри-
рисунка видно, что все модели достаточно однозначно воспро-
воспроизводят эту зависимость, однако наилучшее совпадение
имеет место для средней солнечной активности A00<Fi0,7<
< 150). Это объясняется тем, что . большинство эксперимен-
экспериментальных данных, используемых в моделях, было получено
при этих условиях. Аналогичная картина наблюдается для
плотности и состава (рис. 22.3.1 б). Особенно сильное от-
отличие модели ESRO-4 при увеличении Ло,7 обусловлено тем,
что измерения со спутника ESRO-4 проводились в период
низкой солнечной активности. Обратное имеет место для
модели OGO-6.
Более сложно обстоит дело с воспроизведением в мо-
моделях вариаций, связанных с геомагнитной активностью,
387

которая определяется индексами АР или КР. Как видно из
сравнения кривых на рис. 22.3.2, воспроизводящих широтный
ход относительных возмущений термосферы на высоте
400 км, различие между отдельными моделями весьма ве-
велико. Это связано и с малой статистикой экспериментальных
данных, и с трудностью использования физических представ-
представлений, которые пока еще являются недостаточно определен-
определенными.
Если в обычных условиях основная доля энергии посту-
поступает в термосферу в средних и низких широтах, где погло-
поглощение солнечного ультрафиолетового излучения максимально,
то во время геомагнитных возмущений возникают дополни-
дополнительные источники энергии: термосфера первоначально воз-
возмущается в высоких широтах и затем эти возмущения тем-
температуры, плотности и состава распространяются в средние
Рис. 22.3.1. Изменение температуры экзосферы (а) и состава
атмосферы (б) в зависимости от солнечной активности на
высоте 400 км в соответствии с разными моделями.
широты. Динамика такого распространения весьма сложна.
Имеется также ряд других проблем, связанных с самими
механизмами диссипации энергии, поступающей в этом слу-
случае из магнитосферы.
Одной из главных характерных особенностей возмущен-
возмущенной термосферы является увеличение доли тяжелых молеку-
молекулярных составляющих и уменьшение концентрации атомного
/
6см~3
I
I
Юьсм
2
i
30 60 30 0 JO 60 90<f
- >DTM
1-77
ESRO-4-
MSIS
Рис. 22.3.2. Широтные
вариации температуры и
состава атмосферы на вы-
высоте 400 км в соответ-
. ствии с разными моде-
90 60 30 0 30 60 90 <р° лями. Н
Таблица 22.3.
Модель
Экспериментальные данные, используемые в модели
Параметры, определяемые моделью
OGO-6
ESRO-4
MSTS
DTM
GM
Яккия-77
MSIS-83
Нейтральный масс-спектрометр на спутнике
OGO-6
Газовый анализатор на спутнике ESRO-4
N2, О, Не; Гоо получена по данным о [N2], пред-
представлена в виде разложения по сферическим
функциям
Ar, N2, О, Не; Too получена по данным о [N2],
[Аг]
Нейтральные масс-спектрометры на пяти спут- [N2] с пяти спутников, Аг, О, Не с четырех; Гто
никах (АЕ-С, OGO-6, San-Marco-3, AEROS-A получена по [N2] и по данным некогерентного
АЕ-С); четыре станции некогерентного рассеяния рассеяния
(Аресибо, Джакамарка, Миллстоун-хилл, Сан- О2 и Н
Сантин); ионный масс-спектрометр на АЕ-С
Данные по торможению спутников; модель Too O2, N2, О, Не; Гоо
по свечению
Нейтральные и ионные масс-спектрометры на
8 спутниках (АЕ-С, АЕ-Е, AEROS-A, AEROS-B,
ARIEL-3, FSRO-4, OGO-6, Sun-Marco-З), четыре
станции некогерентного рассеяния (Аресибо,
Джакамарка, Миллстоун-Хилл, Сан-Сантин)
Данные по торможению спутников, спутниковые
масс-спектрометрические измерения
Данные 17 экспериментов на спутниках OGO-6,
Sun-Harco-3, Aeroc-A, АЕ-С, AE-D, АЕ-Е,
ESRO-4, пяти экспериментов на ракетах и пяти
станций некогерентного рассеяния (Миллстоун-
Хилл, Джакамарка, Аресибо, Сан-Сантин, Мал-
верн)
Нейтральный масс-спектрометр на АЕ-С
Аг, О2, N2, О, N, Не, Н; Та
Too, Ar, N2, O2, О, Не, Н; статическая модель
в сочетании с поправками на термосферные ва-
вариации, долготные эффекты из-за использования
геомагнитных координат при описании возмущен-
возмущенных условий
Аг, О, О2, N2, He, H; Too определяются по дан-
данным некогерентного рассеяния и ракетным дан-
данным; введена зависимость параметров от долготы,
мирового времени и от трех часовых индексов Ар
О, Не; Т^ по N2; используются геомагнитные
координаты .
388

Таблица 22.3.2
Высота, км
Т К
[Не]
[О]
[О2]
[Аг]
[Н]
[N2]
Зима
80
90
100
110
120
130
140
150
160
170
180
190
200
210
220
230
240
250
260
270
280
290
300
310
320
330
340
350
360
370
380
390
400
80
90
100
ПО
120
130
140
150
160
170
180
190
200
210
220
230
240
250
260
270
280
290
300
310
320
330
340
350
360
370
380
390
400
80
90
100
ПО
120
130
247,4
200,2
194,3
221,7
340,9
476,3
581,2
662,4
725,3
774,1
812,0
841
864
882,
895,9
906,7
915,2
921,7
926,9
930,9
934,0
936,5
938,4
939,9
941,1
942,0
942,8
943,3
943,8
944,1
944,4
944,6
944,8
180,7
166,2
194,3
241,0
357,4
504,4
621,0
721,3
800
865
917
960
995
1024
1047,7
1066,9
1082,5
1095,3
1105,8
1114,5
1121,5
1127,3
1132,1
1136,0
1139,2
1141,9
1144,0
1145,8
1147,3
1148,5
1149,5
1150,4
1151,0
193,3
165,6
191,9
218,0
38J.1
565,6
1,47Е 09
4,26Е 08
I.17E 08
5,64Е 07
3,89Е 07
3.75Е 07
3,69Е 07
3,30Е 07
3,06Е 07
2,70Е 07
2,55Е 07
2,ЗОЕ 07
2,23Е 07
2,08Е 07
1.98Е 07
1.82Е 07
1.75Е 07
1.66Е 07
1,54Е 07
1,57Е 07
1.46Е 07
1.39Е 07
1,36Е 07
1.26Е 07
МОЕ 07
1.17Е 07
1.06Е 07
1,08Е 07
9,99Е 06
9,43Е 06
9,08Е 06
8,63Е 06
8,27Е 06
3.19Е 09
5.26Е 08
1.04Е 08
3,86Е 07
1.83Е 07
9,70Е 06
6,45Е 06
5.13Е 06
4,42Е 06
4,00Е 06
3,60Е 06
3,36Е 06
'3.15Е 06
2,97Е 06
2,83Е 06
2,68Е 06
2,58Е 06
2.41Е 06
2,ЗЗЕ 06
2,23Е OS
2,НЕ 06
2,04Е 06
1 ,92Е 06
1,85Е 06
1,83Е 06
1.74Е 06
1.68Е 06
1.65Е Об
1,56Е 06
1.49Е 06
1.44Е 06
1.32Е 06
1.32Е 06
3,49Е 09
6,42Е 08
1.23Е 08
4,69Е 07
2,ЗОЕ 07
1,31Е 07
2,750Е
2,225Е
4,377Е
2,272Е
8,451Е
4,130Е
2,503Е
1.699Е
1.234Е
9,365Е
7.3I1E
5,817Е
4,689Е
3,813Е
3.121Е
2,566Е
2.116Е
1,750Е
1.449Е
1,202Е
9,988Е
8,306Е
6,913Е
5,797Е
4,826Е
4,012Е
3,354Е
2,800Е
2,339Е
1,955Е
1,636Е
1.396Е
1,147Е
5,479Е
2,470Е
3,ЗЗЗЕ
1.657Е
6,430Е
3,068Е
1.808Е
1.195Е
8,487Е
6,324Е
4,874Е
3,850Е
3,097Е
2.525Е
2.082Е
1,731Е
1.449Е
1.220Е
1.031Е
8,747Е
1.053Е
6.350Е
5,429Е
4.650Е
3,989Е
3,426Е
2,916Е
2.536Н
2,185Е
1.885Е
1,626Е
1.405Е
1.214Е
6.039Е
3,096Е
4,108Е
1.981Е
7.586Е
3.627Е
09
11
11
11
10
10
10
10
10
09
09
09
09
09
09
09
09
09
09
09
08
08
08
08
08
08
08
08
08
08
08
08
08
09
11
И
И
10
10
10
10
09
09
09
09
09
09
09
09
09
09
09
08
07
08
08
08
08
08
08
08
08
08
08
08
08
09
И
11
11
10
10
5,515Е
I.449E
2,491Е
3,313Е
4,197Е
1.002Е
3,923Е
1.906Е
1.036Е
6,019Е
3,659Е
2,296Е
1.474Е
9,632Е
6,376Е
4,264Е
2,875Е
1.950Е
1.330Е
9,107Е
6,258Е
4,313Е
2,980Е
2,064Е
1.432Е
9.954Е
6,930Е
4,832Е
3,374Е
2,359Е
1.651Е
1,157Е
8.120Е
1.239Е
1.854Е
2,192Е
2,822Е
3,623Е
8,710Е
9,459Е
1,725Е
9,672Е
5,822Е
3,678Е
2.405Е
1.6I5E
1.106Е
7,692Е
5,416Е
3.851Е
2,716Е
1.992Е
1.445Е
9,491Е
7,705Е
5.656Е
4,163Е
3,072Е
2,272Е
1.683Е
1.249Е
9,288Е
6,914Е
5,155Е
3.848Е
2.875Е
1.349Е
2,283Е
2,585Е
2,996Е
3,415Е
7.871Е
13
13
12
11
10
10
09
09
09
08
08
08
08
07
07
07
07
07
07
06
06
06
06
06
06
05
05
05
05
05
05
05
04
14
13
12
И
10
09
09
09
08
08
08
08
08
08
07
07
07
07
07
07
04
06
06
06
06
06
06.
06
05
05
05
05
05
14
13
12
11
10
09
2,246Е 12
6,242Е И
1.007Е И
1.197Е Ю
1.340Е 09
2,666Е 08
7,818Е 07
2,956Е 07
1.330Е 07
6,675Е 06
3.585Е 06
2,010Е 06
1.161Е 06
6,852Е 05
4,107Е 05
2,491Е 05
1.525Е 05
9,406Е 04
5,837Е 04
3,64ОЕ 04
2,279Е 04
1.432Е 04
9,028Е 03
5.705Е 03
3,614Е 03
2,294Е 03
1.459Е 03
9,299Е 02
5,936Е 02
3,795Е 02
2,430Е 02
1.559Е 02
1.001Е 02
5,497Е 12
8,149Е 11
9,281Е 10
1.180Е 10
1.623Е 09
3.727Е 08
1.246Е 08
5,216Е 07
2,531Е 07
1.351Е 07
7,682Е 06
4,562Е 06
2,795Е 06
I.753E 06
I.120E 06
7,257Е 05
4,757Е 05
3.147Е 05
2.098Е 05
1.407Е 05
7,614Е 04
6.430Е 04
4.373Е 04
2,984Е 04
2,042Е 04
1.402Е 04
9,639Е 03
6,643Е 03
4,587Е 03
3,173Е 03
2,198Е 03
1.526Е 03
1.060Е 03
5.981Е 12
I.004E 12
1,112Е 11
1.355Е 10
1,848Е 09
4,303Е 08
3,619Е 07
6,648Е 07
1.849Е 07
7.571Е 06
3,238Е 06
1,566Е 06
8,618Е 05
5,?88Е 05
3.597Ё 05
2,683Е 05
2,160Е 05
1.845Е 05
1,647Е 05
1,517Е 05
1,4?8Е 05
1.365Е 05
1.318F 05
1.283R 05
1.254Е 05
1.230Е 05
1.209Е 05
1.191F 05
1.174Е 05
1.157Е 05
1,143Е 05
1.129Е 05
l.llfiF 05
1.103F 05
1.091F 05
1.078F 05
1.066Е 05
1.054Е 05
1.042F 05
7,470Е 07
7.611Е 07
1,546Е 07
5.944Е 06
2.526Е 06
1,177 06
6,243Е 05
3.708F 05
2,455Е 05
1.792Е 05
1.419F 05
1,197F 05
1.059Е 05
9,685Е 04
9,072Е 04
8,461Е 04
8,326Е 04
8,087Е 04
7,898Е 04
7,744Е 04
7,614Е 04
7,501Е 04
7.400Е 04
7,294Е 04
7,213Е 04
136Е 04
7,062Е 04
6,990Е 04
6,921Е 04
6.853Е 04
6,787Е 04
6,722Е 04
6,659Е 04
6,660Е 07
7,006Е 07
1.249Е 07
4,099Е 06
1.472Е 06
5,799Е 05
1.808Е 14
5,093Е 13
1.009Е 13
1.852Е 12
3,617Е И
1.188Е 11
5.352Е 10
2,828Е 10
1.642Е 10
I.013E 10
6,512Е 09
4.3ИЕ 09
2,915Е Од
2,003Е 09
1.393Е 09
9J84E 08
6,920Е 08
4,923Е 08
3,519Е 08
2.525Е 08
1.818Е OR
1.312Е 08
9,493Е 07
6,881F 07
4.997F 07
3.634Е 07
2,647F 07
I.931F 07
1.4ЮЕ 07
1.031F 07
7,544F 06
5.527F 06
4,054Е 06
3,987F 14
6,507F 13
9,057F 12
1.674E 12
3.634E 11
1.229F 11
5.667F 10
3.067F 10
1.828F 10
I.161F 10
7,709F 09
5.285F 09
Я.712Е 09
2.655F 09
1.927F 09
1.414F 09
1.047F 09
7,8HE 08
5,865F 08
4.425F 08
3,352F 08
2.548E 08
1,943F 08
1.485E 08
I.138E 08
8,738E 07
6,720F 07
5,176F 07
3,992E 07
3,084E 07
2.384E 07
1.846E 07
1.430E 07
4,531E 14
8,052E 13
1J00E 13
1,973E 12
4,295E 11
1.493E 11
-5,55 E 09 = 5,55-109, см.
389

Высота, км
140
150
160
170
180
190
200
210
220
230
240
250
260
270
280
290
300
310
320
330
340
350
360
370
380
390
400
80
90
100
110
120
130
140
150
160
170
180
190
200
210
220
230
240
250
260
270
280
290
300
310
320
330
340
350
360
370
380
390
400
т к
[Не]
715,7 9,39Е
640,5 7,64Е
944,5 6,68Е
1031,1 6,03Е
1103,2 5,55Е
1163,5 5,19Е
1213,6 4,83Е
1255,5 4,57Е
1290,5 4,38Е
1319,8 4,17Е
1344,5 3,99Е
1364,7 3,78Е
1381,8 3,61Е
1396,2 3,57Е
1408,2 3,32Е
1418,3 3,26Е
1426,7 3,17Е
1433,8 3,04Е
1439,8 2,96Е
1444,8 2,84Е
1449,0 2,76Е
1452,5 2.71Е
1455,5 2,60Е
1458,0 2,53Е
1460,1 2,49Е
1461,9 2,37Е
1463,4 2,ЗОЕ
324,4 1,12Е
209,8 4,81Е
193,1 1,43Е
223,3 6,38Е
368,6 3,81Е
536,7 3,02Е
669,8 2,75Е
775,4 2,49Е
859,1 2,18Е
925,6 1,92Е
978,3 1,88Е
i020,3 1,73Е
iO53,7 1,60Е
!080,2
1101,4
1118,3
1131,7
1142,4 1
1151,0 1
1157,9
1163,4 1
1167,7 1
1,51Е
,43Е
,34Е
,32Е
,25Е
,23Е
1Л5Е
,19Е
,06Е
1171,3 1,06Е
1174,1 9,85Е
1176,3 9,50Е
1178,1 9,13Е
Ц79,6 8,81Е
1180,8 8,54Е
Ц81,7 8,21Е
Ц82,5 7,90Е
Ц83,1 7,61Е
1183,6 7,ЗОЕ
1183,9
М6Е
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
09
08
08
07
07
07
07
07
07
07
07
07
07
07
07
07
07
07
07
07
07
07
07
06
06
06
06
06
06
06
06
06
06
[О]
2,177Е 10
1,472Е 10
1,071Е 10
8,190Е 09
6,481Е 09
5,258Е 09
4,346Е 09
3,643Е 09
3,088Е 09
2,641Е 09
2,275Е 09
1,970Е 09
1,7!4Е 09
1,498Е 09
1,313Е 09
1,154Е 09
1,016Е 09
8,973Е 08
7,932Е 08
7,021Е 08
6,224Е 08
5,523Е 08
4,906Е 08
4,362Е 08
3,881Е 08
3,456Е 08
3,079Е 08
2,Н5Е 09
2,576Е 11
5,478Е 11
2,790Е И
9,953Е 10
4,883Е 10
3,022Е 10
2,105Е 10
1,574Е 10
1,230Е 10
9,904Е 09
8,134Е 09
6J73E 09
5,693Е 09
4,818Е 09
4,097Е 09
3,497Е 09
2,994Е 09
2,568Е 09
2,207Е 09
1,899Е 09
1,636Е 09
1,41 IE 09
1,227Е 09
1,059Е 09
9.142Е 08
7,903Е 08
6,а37Е 08
5,920Е 08
5,129Е 08
4,446Е 08
3,857Е 08
3,348Е 08
[О2]
3,219Е 09
1,69ОЕ 09
1,002Е 09
6,386Е 08
4,272Е 08
2,960Е 08
2,106Е 08
1,528Е 08
1,127Е 08
8,419Е 07
6,353Е 07
4,834Е 07
3,704Е 07
2,854Е 07
2,210Е 07
1,718Е 07
1,341Е 07
1,049Е 07
8,233Е 06
6,475Е 06
5,ЮЗЕ Об
4,028Е 06
3,185Е 06
2,522Е 06
2,000Е 06
1,588Е 06
1,262Е 06
4,259Е 13
1,653Е 13
3,006Е 12
3,623Е 11
3,869Е 10
9,109Е 09
3,704Е 09
1,91 IE 09
1,108Е 09
6,884Е 08
4,477Е 08
3,007Е 08
2,068Е 08
1,448Е 08
1,028Е 08
7,374Е 07
5,335Е 07
3,886Е 07
2,845Е 07
2,093Е 07
1,545Е 07
1,145Е 07
8,499Е 06
6,325Е 06
4,717Е 06
3,524Е 06
2,636Е 06
1,975Е 06
1,482Е 06
1,113Е Об
8,371Е 05
6,302Е 05
4 749Е 05
I
6
3
1
1
7
4
3
2
1
1
8
5
4
3
2
1
1
8
6
4
3
2
2
1
1
8
1
7
1
1
1
3
9
3
1
1
5
3
2
1
9
6
4
2
1,
1,
9,
6,
4,
2,
2,
1,
9,
6,
4,
3,
2,
1,
1,
[Аг]
,487Е 08
,532Е 07
,369Е 07
,926Е 07
,!76Е 07
,513Е 06
,955Е 06
,348Е 06
,304Е 06
,609Е 06
,137Е 06
,110Е 05
,832Е 05
,222Е 05
,074Е 05
,248Е 05
,651Е 05
,217Е 05
,996Е 04
,668Е 04
,955Е 04
,689Е 04
,752Е 04
,057Е 04
,539Е 04
,154Е 04
,661Е 03
,870Е 12
,124Е 11
,236Е 11
,411Е 10
,519Е 09
,094Е 08
483Е 07
809Е 07
843Е 07
003Е 07
855Е 06
578Е /N
255Е 06
452Е 06
5О4Е 05
299Е 05
215Е 05
843Е 05
930Е 05
317Е 05
021Е 04
204Е 04
280Е 04
960Е 04
052Е 04
426Е 04
926Е 03
921Е 03
833Е 03
380Е 03
368Е 03
660Е 03
166Е 03
[Н]
2,654Е
1,391Е
8,331Е
5,636Е
4,221Е
3,423Е
2,945Е
2,644Е
2,446Е
2,310Е
2,213Е
2,142Е
2,088Е
2,045Е
2,010Е
1,980Е
1,955Е
1,927Е
[,908Е
[ ,890Е
1,873Е
[,856Е
,841Е
[ ,862Е
1.811Е
[,797Е
1,783Е
2,353Е
5,783Е
1,527Е
5,413Е
1,913Е
7,923Е
3,775Е
2,051Е
1,266Е
8,771Е
6,693Е
5,506Е
4,788Е
4,334Е
4,034Е
3,828Е
3,681Е
3,573Е
3,489Е
3,422Е
3,366Е
3,319Е
3,276Е
3,230Е
3,197Е
3,166Е
ЗЛ35Е
3,105Е
3,076Е
3,047Е
3.019Е
2,992Е
2
>965Е
05
05
04"
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
07
07
07
06
06
05
05
05
05
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
04
7
4
2
1
I
8
6
4
3
2
2
1
I
1
8
6
5
4
3
2
2
1
1
1
1
8
6
1
5
1
2
4
1
6
3
2
1
1
7,
5,
3,
2,
2,
1,
1,
9
7,
5,
4,
3,
2,
1,
1,
1,
8,
6,
5,
4,
3
2,
[N2]
,193Е 10
,083Е 10
,555Е 10
,704Е 10
Л88Е 10
,557Е 09
,316Е 09
,751Е 09
,626Е 09
,801Е 09
,184Е 09
,716Е 09
,357Е 09
,079Е 09
,615Е 08
,906Е 08
,554Е 08
,479Е 08
,620Е 08
,933Е 08
,380Е 08
,934Е 08
,575Е 08
,284Е 08
,047Е 08
,558Е 07
,998Е 07
,408Е 14
,851Е 13
,252Е 13
249Е 12
274Е П
451Е п
877Е ю
840Е ю
359Е ю
541Е ю
050Е ю
372Е 09
290Е 09
860Е 09
852Е 09
129Е 09
601Е 09
212Е 09
216Е 08
039Е 08
394Е 08
146Е 08
194Е 08
466Е 08
907Е 08
477Е 08
146Е 08
899Е 07
920Е 07
387Е 07
198Е 07
974Е °7
556Е 07
кислорода и гелия. Причем это изменение явно не может
быть обусловлено только увеличением Гоо, что свидетель-
свидетельствует о существенном изменении процессов циркуляции при
геомагнитных возмущениях. Модели представляют и долгот-
долготный эффект в этих возмущениях термосферы.
Дневной нагрев верхней атмосферы за счет солнечного
ультрафиолетового излучения обусловливает суточные вариа-
вариации температуры, пло'/ности и состава. Согласно эмпириче-
эмпирическим моделям, только суточные вариации [N2] полностью
соответствуют суточным вариациям температуры и их макси-
максимум приходится на 14—15 ч. Максимумы концентраций дру-
других, более легких компонент (О, Не), как это видно из
рис. 22.3.3, приходятся на более раннее время; при этом
существует значительное различие в воспроизведении раз-
разными моделями суточных вариаций.
Приток энергии солнечного излучения в верхнюю атмо-
атмосферу меняется не только в течение суток, но и в зависи-
зависимости от сезона (рис. 22.3.4). Сезонные вариации То? и [N2]
подобны (максимум — летом, минимум — зимой), а концен-
концентрация атомного кислорода испытывает дополнительные из-
изменения во время равноденствия, т. е. полугодовые вариа-
вариации. Поскольку на высотах более 200 км атомный кислород
становится основной компонентой, то там имеют место полу-
полугодовые вариации плотности (см. рис. 22.3.4).
Помимо сезонных вариаций, существуют широтные ва-
вариации основных параметров термосферы. Согласно наиболее
полной модели MSIS-83, имеются два температурных мак-
максимума— на широте около 35 и 70°. В равноденствие наб-
наблюдается один максимум в районе экватора. Это означает,
что и в геомагнитно спокойных условиях существует
дополнительный нагрев верхней атмосферы в высоких ши-
широтах; с этим нагревом связаны и долготные вариации
состава верхней атмосферы.
В табл. 22.3.2 приведены значения основных параметров
верхней атмосферы, рассчитанные по модели MSIS-83 для
12 ч местного времени, ф = 45° с. ш., FWj =-- 150. В этой
390

таблице обозначение 5,55Е 09 соответствует значению кон-
концентрации 5,55-109 см~3.
6. CIRA-1972, COSPAR International Reference 1972.—Aca-
1972.—Academic— Verlag, Berlin.
Harris I., P r i e s t e r W. Time-dependent structure
of the upper atmosphere. — J. Atm. Sci., 1962, v. 13, p. 286.
8. Hedin A. E., Mayer H. G., Reber С A., Spen-
W. — J. Geophys. Res., 1974, v. 79, p. 215.
A. E. et al. — J. Geophys. Res., 1977, v. 82,
7.
9.
10.
cer N.
Hedin
p. 2139.
Hedin
0 6 12 18 24- ч
Местное время
A. E. — J. Geophys. Res., 1983, v. A12, p.
11. Hedin A. E.— J. Geophys. Res., 1987, v. A92, p
12. Jacchia L. G. — Spec. Rep. Smith, Astrophys.
1970, v. 313, p. 88.
G. — Spec.
10170.
4649.
Observ.,
13. J а с с h i a L.
1971, v. 332.
14. J а с с h i a L.
1977, v. 375.
15. Kohnlein W. — Planet
PTM
MSIS
MSIS-5J
ESRO-4
С 1-77
0 6 12 18 24-ч
Местное время
Рис. 22.3.3. Суточные вариации состава на вы-
высоте 400 км в соответствии с разными моделями.
Rep. Smith, Astrophys. Observ.,
G. — Spec. Rep. Smith, Astrophys. Observ.,
Space Sci., 1980, v. 28, p. 225.
16. Kuze A., Ogawa T. — J. Geomagn. Geoelectr., 1988,
v. 40, p. 1053.
17. Reber С A., Minzner R. A., Huang F. T. — Rep.
NASA SP-398. — Washington, D. C, 1976.
18. S chunk R. W.-—Space Physics, 1977, v. 15, p. 429.
19. VI a so v M. N. — Terrestrial Solar Predictions Procee-
Proceedings, 1980, v. 4, p. 41.
20. VI a so v M. N., Kolesnik A. G. — Adv. of Space Res.,
1981, v. 1, p. 187.
21. Von Zahn V. et al. —Geophys. Res. Lett., 1977, v. 4,
p. 33.
Рис. 22.3.4. Годовые ва-
вариации плотности и со-
состава в соответствии
с разными эмпирически-
эмпирическими моделями.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
В. Е. —Геомагнетизм и
В. В. — Геомагнетизм и
1. В л а с о в М. Н., Давыдов
аэрономия, 1981, т. 21, с. 683.
2. Власов М. Н., Медведев
аэрономия, 1981, т. 21. с. 857.
3. Власов М. Н., Отчет № Гос. регистрации 780208858,
инв. № 653999. Москва: ИПГ, 1980.
4. Bar lier F. et al. — Ann. • Geophys., 1978, vol. 34, p. 1.
5. CIRA-1965, COSPAR International Reference Atmosphere
1965. — North-Holland, Amsterdam,
СПИСОК ДОПОЛНИТЕЛЬНОЙ ЛИТЕРАТУРЫ
Данилов А. Д., Власов М. Н. Фотохимия ионизованных
и возбужденных частиц в нижней ионосфере.— Л.: Гидро-
метеоиздат, 1973.
Маров М. Я., Колесниченко А. В. Введение в пла-
планетную аэрономию.— М.: Наука, 1987.
Тулинов Г. Ф. Труды X Всесоюзной конференции по ди-
динамике разреженных газов. Т. II. Аэрономика и экспери-
экспериментальные приборы.— Москва, Издательство МЭИ, 1990.
Avdyushin S. I., Pokhunkov A. A., Tulinov G. F.— Adv. Space
Res., 1987, v, 7, p. 21,
391

Дополнительные сведения
об атмосфере

Часть V. ДОПОЛНИТЕЛЬНЫЕ СВЕДЕНИЯ
ОБ АТМОСФЕРЕ
Глава 23. Атмосферное электричество
Глава 24. Распространение электромагнитных
волн в атмосфере
Глава 25. Атмосферный аэрозоль
Глава 26. Антропогенное загрязнение атмо-
атмосферы
Глава 27. Атмосферная акустика

Глава 23. АТМОСФЕРНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСТВО
23.1. ХАРАКТЕРИСТИКИ
АТМОСФЕРНОГО ЭЛЕКТРИЧЕСТВА
Основными характеристиками, определяющими электри-
электрическое состояние атмосферы, являются напряженность элек-
электрического поля Е (измеряемая в В/м); нередко вместо этой
величины используют градиент потенциала V<P (ф — потен-
потенциал электрического поля в атмосфере, размерность которого
совпадает с напряженностью электрического поля, но отли-
отличается от Е знаком), плотность электрического заряда р
(измеряемая в Кл/м3), плотность электрического тока j (из-
(измеряемая в А/и2), потенциал электрического поля атмосферы ср
(измеряемый в В), электропроводность атмосферы X (изме-
(измеряемая в См/м).
Рассмотренные выше характеристики электрического
поля атмосферы являются локальными. Как будет видно
ниже, они не являются независимыми. Так, плотность элек-
электрического заряда р связана с напряженностью электриче-
электрического поля Е или градиентом потенциала ф через уравнение
Пуассона, плотность электрического тока j связана с Е за-
законом Ома.
Кроме рассмотренных выше величин, существуют вели-
величины, которые определяют глобальное электрическое состоя-
состояние атмосферы. К этим величинам относятся электрический
потенциал ионосферы фоо, общее сопротивление атмосферы,/?
с размерностью [R] = Q, полный заряд атмосферы Q
([Q] — Кл), полный электрический ток в атмосфере /
([/] =Л). Кроме того, для каждого района земного шара
часто рассматривают сопротивление столба атмосферы, рас-
рассчитанного на единичную площадь Re ([Re — Ом-м2). Все
эти величины связаны с локальными электрическими харак-
характеристиками атмосферы. Связь ' между ними будет получена
ниже.
23.2. ГЛОБАЛЬНАЯ
АТМОСФЕРНО-ЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ ТОКОВАЯ ЦЕПЬ
23.2.1. Понятие о глобальной
атмосферно-электрической цепи.
Основные уравнения. Электропроводность атмосферы
Глобальная атмосферно-электричегкая токовая цепь
определяет в атмосфере баланс электрических токов, условия
поддержания электрического поля, а также структуру элек-
электрических полей и токов. Данные многолетних измерений
электрических характеристик атмосферы вблизи поверхности
Земли указывают на существование электрического поля
напряженностью порядка 102 В/м и электрического тока плот-
плотностью порядка 10~12 А/м2. Эти параметры определяются
в так называемых условиях хорошей погоды, т. е. при
отсутствии в данном районе Земли облаков, ветров,
метелей. Измерения электрического поля «хорошей погоды»
вблизи земной поверхности позволяют оценить некоторый
эффективный заряд Земли, который составляет 105 К. По-
Поскольку атмосфера Земли обладает электропроводностью, то
при отсутствии источников электрического поля электриче-
электрическое поле в атмосфере исчезает примерно за 10 мин. Со-
Согласно современным представлениям, основным источником
электрического поля в тропосфере и стратосфере являются
грозовые облака. Грозовые облака действуют как токовые
генераторы. Возможно, что грозовые облака не единственные
генераторы, поддерживающие электрическое поле атмосферы.
Не до конца выяснена роль генераторов, действующих
в верхних слоях атмосферы (ионосферы и магнитосферы),
облаков слоистых форм, конвективного токового генератора,
действующего в пограничном слое атмосферы. Отметим, что
в областях существования грозовых облаков текут токи,
заряжающие атмосферу, в областях, свободных от грозовых
облаков, текут токи разрядки.
50*
Основные уравнения, описывающие глобальную токовую
цепь, имеют следующий вид [11]:
дН ... . , дЕ
rotH j +
rot Е = —|
dt
divE = p/e0, divH =
-*-+d«vJ-O.
B3.2.1)
где Е — напряженность электрического поля, Н — напряжен-
напряженность магнитного поля, р — плотность электрического заряда,
j — плотность электрического тока, е0, м-о — диэлектрическая
и магнитная проницаемости вакуума.
В условиях Г>1л/ео|Ыо, Т > 2Ti\\,QXL2 (Г— характерный
временной масштаб, L — характерный пространственный мас-
масштаб задачи) система уравнений B3.2.1) сводится к сле-
следующей системе:
rotE = 0, divE = p/e0,
B3.2.2)
Отметим, что система B3.2.2) фактически описывает все
электрические процессы в нижних слоях атмосферы, исклю-
исключая может быть только быстропеременные процессы, проте-
протекающие при молниевых разрядах. Последнее уравнение для
плотности электрического заряда есть следствие уравнения
для rot H, если от него взять операцию div. Выражение для
плотности электрического тока записывается в следующем
виде [И]:
j = >JE + pv + DTVP+ X! Ь» B3.2.3)
s
где v — гидродинамическая скорость движения среды, Dr —
коэффициент турбулентной диффузии, js — плотность элек-
электрического тока, создаваемая г-м источником.
Последний член, входящий в выражение B3.2.3), описы-
описывает источники тока в атмосфере, которыми, в частности,
являются грозы. Второй и третий члены существенны в по-
пограничном слое атмосферы.
Если выполнено условие Т > е0Д = т^, то в этом случае
током смещения EodE/dt можно пренебречь и система урав-
уравнений B3.2.2) превращается в стационарную
divj = O, rotE = 0, divE = p/eo. B3.2.4)
Важную роль в исследовании электрических процессов
в атмосфере играет ее электропроводящие свойства. Ионный
состав атмосферы в нижнем слое довольно сложен. Имеется
целый спектр ионов, которые представляют собой комплексы
молекул, несущих заряд, равный элементарному заряду
(заряд электрона е). Атмосферные ионы различаются хими-
химической природой входящих в них молекул, коэффициентом
диффузии, подвижностью (Ь±). Можно выделить примерно
пять групп ионов в зависимости от их подвижности и ра-
радиуса [27]:
легкие (малые) ионы (Ь± ^ 10~4 м2/(с-В), г < 6,6 X
X Ю-8 см);
легкие промежуточные ионы A0~6 м2/(с-В) ^ b± ^
< Ю-4 м2/(с-В), 6,6-10"8 см<г<8-10-8 см);
тяжелые (большие) промежуточные ионы A0~7 м2/(с X
ХВ)<6±<10-6 м2/(с-В), 8-К)-8 см < г< 2,5-Ю-6 см);
ионы Ланжевена B,5-10"8) м2/(с.В)< Ь± ^ 107м2/(с-В),
2,5-10 см < г < 5,7-10 см);
ультратяжелые ионы (Ь± < 2,5-10~8 м2/(с-В), г > 5,7 X
X Ю-7 см).
Электропроводность атмосферы X при известном ионном
составе определяется выражением
X = 2^ (ei+bi+tii+ + ei-b-tii-) = X+ + ^-> B3.2.5)
где i означает суммирование по группам ионов, Х+, Х- —
полярные электропроводности.
Согласно современным представлениям, основной вклад
в электропроводность нижних слоев атмосферы вносят лег-
легкие ионы. Электропроводность в этой части земной атмо-
395

сферы формируется под влиянием радиоактивного излучения
поверхности Земли, радиоактивных примесей, содержащихся
в воздухе, космического излучения. По мере удаления от
земной поверхности она растет и ее зависимость от высоты
может быть представлена в виде [17, 27]
X = Ко ехр а (г — г0), B3.2.6)
где г0 — радиус Земли, а = 6,4 км.
Представление B3.2.6) не единственно. В ряде случаев
до высоты примерно 40 км электропроводность X может быть
представлена в следующем виде [22]:
А,оехр( r7~jy V 0<>* — >*о <3,6 км,
\ \jji5Z /
3,6 км<г —го< 17,7 км,
А2ехр( Г^~0Г° ), 17,7 км < г —Го < 40 км,
B3.2.7)
где Л,1 = *. C,6), Х2 = Х A7,7).
Кроме высотных изменений X в атмосфере наблюдаются
широтные изменения, связанные с зависимостью интенсив-
интенсивности космических лучей от широты, значения которой на
полюсе и экваторе различаются между собой в два раза.
В этом случае для электропроводности вблизи поверх-
поверхности Земли имеет место следующее аппроксимационное
представление [23]:
ЛвF) =
cos [3@ -30°)]}},
ЗО°<0< 150°,
, 0<3O°, 0>15О°,
= ~2 ^ в севеРном полушарии,
0 = — +ф в южном полушарии,
B3.2.8)
где ф — широта места, А/7 = 0,4, 1.
Необходимо отметить, что экспоненциальный характер
электропроводности нарушается в пограничном слое атмо-
атмосферы до высоты 2 км. Дело в том что в этом случае су-
существенную роль начинают играть гидродинамические тур-
турбулентные процессы, зависящие от географического положе-
положения рассматриваемой области наземной поверхности и
приводящие к изменению распределения электропроводности
с высотой. Ниже будет показано, что в условиях сильного
турбулентного перемешивания профиль электропроводности
определяется коэффициентом турбулентной диффузии.
Гидродинамические турбулентные процессы и запылен-
запыленность атмосферы приводят к тому, что электропроводность
в пограничном слое мало меняется с высотой и может счи-
считаться постоянной, на что также указывается в ряде экспе-
экспериментальных работ. Выше же пограничного слоя она воз-
возрастает примерно по экспоненциальному закону [3].
Роль электронной проводимости в нижних слоях атмо-
атмосферы мала, поскольку электроны рекомбинируют с ней-
нейтральными молекулами за время 10~2—10~7 с, образуя от-
отрицательные ионы. Однако с увеличением высоты роль элек-
электронной электропроводимости возрастает. На высоте при-
примерно 70 км, где начинает играть существенную роль маг-
магнитное поле Земли, она приобретает тензорный характер.
В этом случае основную роль в верхних слоях атмосферы
играют три составляющие электропроводности:
•-e*N\
1
1
meve
= e2N
f
V me
, B3.2.9)
где N — концентрация электронов и положительных ионов,
е — заряд электрона, me,nii — масса электронов и ионов,
ve, Vt — электронная и ионная частоты столкновений с ней-
нейтральными молекулами, (о* = е\ Н0|/т,-, сое = е\ И0\1тв — гиро-
частоты ионов и электронов, |Н0|—величина магнитного
поля, Ко — электропроводность, соответствующая электриче-
электрическому полю, направленному вдоль Н, Ki — электропровод-
396
ность, соответствующая электрическому полю, направленному
перпендикулярно Но (проводимость Педерсона), Я2 — прово-
проводимость Холла, соответствующая направлению, перпендику-
перпендикулярному Е и Но.
На высоте менее 70 км ve > coe, v» > со г. В этом случае
уравнения B3.2.9) дают A0«Xi^A2, т. е. в этом случае
электропроводность изотропна. Учитывая также, что для
нижних слоев атмосферы в уравнения B3.2.9) вместо пара-
параметров, характеризующих электроны (ve, coe), войдут пара-
параметры, характеризующие более тяжелые отрицательные ионы,
приходим к выводу, что для тропосферы эффекты, связанные
с наличием магнитного поля, несущественны, но для рас-
рассмотрения ее связи с ионосферой и магнитосферой, их не-
необходимо учитывать.
В случае анизотропного характера электропроводности
в верхних слоях атмосферы плотность электрического тока
будет определяться выражением
J^XoEo + ^+k Ej*"° , B3.2.10)
где Ео — компонент электрического поля, параллельная Но;
Е! — компонент электрического поля, перпендикулярная Но.
Используя уравнение rot Е = 0, можно записать Е =
= —V ф, где ф — потенциал электрического поля. Выражение
для плотности электрического тока B3.2.3) можно предста-
представить в следующем виде:
j = _ АУф — е0УДф — ео/>гУДф+ Yj j/. B3.2.11)
i
Подставляя это выражение в уравнение для плотности за-
заряда в системе уравнений B3.2.2) получим уравнение
ео -^-Аф+ V
+e0V (v Д<р)
B3.2.12)
Аналогичным образом может быть записано уравнение
B3.2.10)
- (Vф)Ixн0
-4 |Н| , B3.2.13)
где Ео = —(V Ф)и, Е\= (V Ф)±.
И соответствующее уравнение для потенциала электри-
электрического поля приобретает вид
е0 -^- Аф + V [\ (Аф) |, ] + V [\
(УФ)±ХНО I
ГВ71 J^0-
v U2
B3.2.14)
Уравнения B3.2.12) и B3.2.14) вместе с соответствую-
соответствующими начальными и граничными условиями являются основ-
основными уравнениями, используемыми при физико-математиче-
физико-математическом моделировании глобальной атмосферно-электрической
токовой цепи.
23.2.2. Модели глобальной атмосферно-электрической
токовой цепи
Обратимся к рассмотрению моделей глобальной атмо-
сфсрпо-электрической цепи. Одной из первых моделей, не
потерявших значимость до сих пор^ является модель шаро-
шарового конденсатора, впервые предложенная Вильсоном
(рис. 23.2.1). В этой модели электрическое поле в нижних
слоях атмосферы существует благодаря тему что на Земле и
в высоких слоях атмосферы, обладающих высокой проводимо-
проводимостью и играющих роль обкладок конденсатора, сосредоточены
соответственно отрицательный Q_ и положительный Q+ заряды,
создающие некоторую разность потенциалов Аф, в резуль-
результате чего в атмосфере наблюдается электрическое поле Е.
Благодаря электропроводимости слоев атмосферы, находя-
находящихся между земной поверхностью и верхними слоями атмо-
атмосферы, которые, как оказалось впоследствии, можно считать
находящимися на уровне ионосферы, в атмосфере течет
электрический ток /р, стремящийся разрядить конденсатор.
Поэтому для того чтобы поддерживать заряды на обклад-
обкладках такого конденсатора, необходимы источники тока, за-
заряжающие их, и компенсирующие токи разрядки. В модели
Вильсона предполагается, что ток зарядки /3 возникает во
всех областях атмосферы, которые заняты грозовыми обла-
облаками и в которых электрическое поле имеет направление,

обратное направлению, наблюдаемому в областях хорошей
погоды.
С помощью уравнения B3.2.12) можно получить основ-
основные математические соотношения, связывающие электриче-
электрические параметры атмосферы в модели Вильсона. В квазиста-
квазистационарном случае (^>т^ ) при отсутствии грозовых источ-
источников и толщине атмосферы АН < г0 из уравнения B3.2.12)
следует соотношение
/о = а.?г, B3.2.15)
где /о—плотность электрического тока, Ег — радиальная со-
составляющая напряженности электрического поля.
Рис. 23.2.1. Схема модели Вильсона.
Выражая Ег из B3.2.15) и подставляя это соотношение
г
в выражение для электрического потенциала ф = — jj Erdr,
г*
получим
Ф = -/о/?е, Яе= J-X", B3.2.16)
Го
где Re — сопротивление единичного столба атмосферы.
Полагая г = оо, для плотности электрического тока и
напряженности электрического поля получим выражения
Фо<
Фо
Ф = Фоо "
R
еоо
B3.2.17)
Общее сопротивление атмосферы и полный глобальный ток
в атмосфере представляются соотношениями
B3.2.18)
Для атмосферы с экспоненциальной электропроводностью
(X = Хо ехр а (г — г0) имеем соотношения
1
Хоа
[1—ехр(—а(г —Го))], R =¦
1
?r = —ехр (—a (r — r0))- B3.2.19)
Потенциал ионосферы фоо можно связать с числом гро-
грозовых токовых генераторов, действующих в данный момент
временем по всему земному шару. Эта связь имеет вид
-^1L/=/?/, B3.2.20)
Rci l
где Ru — внутреннее сопротивление грозового генератора;
Rci — сопротивление атмосферы под грозовым генератором
и над ним, включая внутреннее сопротивление и генератора
(Rci = Rm + Ru + #2i); ^ — суммарный ток, даваемый гро-
грозовыми облаками в ионосферу.
Эквивалентная электрическая схема действия грозового
генератора представлена на рис. 23.2.2. Для экспоненциаль-
экспоненциального хода электропроводности X — Хоехра(г — Го) из
B3.2.20) можно получить следующее выражение потенциала
ионосферы фос,:
Ионосфера
Земля
Рис. 23.2.2. Эквивалентная элек-
электрическая схема глобальной токо-
токовой цепи.
где Xi-, Xi+ — электропроводности в окрестности отрицатель-
отрицательного qi- и положительного qt+ зарядов грозового облака
(/г = 4nfa+qi+ = —АкХг-qi-).
Согласно современным оценкам [33], значение / = /Р =
= 1000 A, R = 230 Ом. Средние измеренные значения ф со-
составляют 278 кВ, Re оо = 1,3-1017 Ом-м2, / = 210~12 А/м2. По
данным зондовых измерений значения фоо лежат в диапазоне
145—608 кВ [33]. По данным, приведенным в [33] 60 % #е оо
приходится на слой до высоты 2 км, 20 % ^е.» — на слой
2—10 км.
Поскольку в модели Вильсона ток разрядки /р равен
току зарядки /з, для оценки роли гроз в качестве таких гене-
генераторов необходимо знать ток, который они создают, и число
гроз, действующих одновременно. Данные измерений показы-
показывают [33], что ток, создаваемый одной грозой, составляет
0,1—6 А, средний ток, приходящийся на одну грозовую
ячейку, равен 0,5—1 А.
Число действующих одновременно гроз составляет
1500—1800, значение /3 = 800—1800 А. Модельные расчеты
тока, текущего от одного грозового источника в верхние
проводящие слои атмосферы, были проведены по фор-
формуле [24]
B3-2-22)
где h — высота до верхних проводящих слоев (при ah ^> 1,
экспоненциальным выражением в знаменателе можно пре-
пренебречь) ,
qi+ == — qi- ехр (—a (zi+ — г,--)).
В табл. 23.2.1 приведены данные, показывающие зависимость
тока /г- от Zi+ — Zi- при ^+ = 20 Кл, z*_ == 5 км, А,о —
= 6-10-4с-1, Ii- = 4nqi-X0exp azi-.
Из анализа данных табл. 23.2.1 видно, что при
(Zi+ — Zi~) > 5 км значение тока /г близко к значению тока,
необходимого для поддержания тока разрядки. Эта ситуация
Таблица 23.2.1
Зависимость тока, текущего в верхние слои атмосферы,
от расстояния между зарядами диполя
0
1
2
3
4
5
7
0,00
0,03
0,07
0,02
0,19
0,26
0,46
0,41
0,50
0,61
0,75
0,91
1,12
0
20
24
30
36
45
55
0
397

соответствует полному разряду отрицательного заряда на
землю пли когда разряды этого заряда столь часты, что
практически не влияют на стационарный токовый режим
в атмосфере. Более строгий учет влияния грозовых облаков
не только в глобальном масштабе, но и в локальном можно
проводить на основе решения уравнения
<р) =— 4лА ? qtb (г —
i
B3.2.23)
где qtt Г/ — заряд и радиус-вектор i-ro грозового источника,
б (г — гг)—функция Дирака.
В рассматриваемом представлении заряды грозового
источника считаются точечными, что справедливо для рас-
расстояний, значительно превышающих характерный размер
области распределения зарядов грозового облака. В стацио-
стационарном случае положительный и отрицательный заряды t-ro
грозового источника связаны соотношением
// = 4nXi+qi+ = —AnXi-qi-y B3.2.24)
где Xi+, Xi- — электропроводность в окрестности положитель-
положительного и отрицательного зарядов, h—ток заряжения, опреде-
определяемый процессами разделения зарядов в грозовом облаке.
Для атмосферы с экспоненциальной электропроводностью
X = Хо exp a z qi+ и qt~ связаны между собой соотношением
—Я1- exp (a (z«- — zu)).
B3.2.25)
В модели «классического конденсатора», в которой не
учитывается связь электрических процессов в нижних слоях
атмосферы с электрическими процессами в ионосфере и
магнитосфере, граничные условия для решения уравнения
B3.2.23) имеют следующий вид:
B3.2.26)
где го — радиус Земли, S2 — поверхность, лежащая в высо-
копроводящих слоях атмосферы, Q — телесный угол, фоо —
средний потенциал ионосферы.
Вместо второго условия в B3.2.26) можно написать сле-
следующее условие:
Ф|г^оо = Фсх) или Ф|г-я = Фоо> B3.2.27)
где R — радиус нижней границы ионосферы.
Решение уравнения B3.2.23) при граничных условиях
для атмосферы с X = Хоехр а(г — r0), a = 0,2 км, можно
записать в следующем виде:
Ф (г) - X qfit + Фоо[1—exp (-а (г - /¦„))],
G|(r, r<)=exp( SL(r_
X
exp
Pi
]
B3.2.28)
где Gi — функция Грина [15], рг= |r — r,-|, p? — расстояние
от точки наблюдения до заряда изображения.
С помощью полученного решения можно оценить рас-
расстояние, до которого простирается влияние грозового источ-
источника. Из выражения для функции Грина Gi следует, что это
имеет место при 1 г — г» ( > 2а-1 или (г — Г/ ( > 10 км. Фи-
Физически это обусловлено тем, что возникающий в атмосфере
поляризационный заряд вследствие неоднородности электро-
электропроводности атмосферы экранирует заряд грозового источ-
источника. При a = 0 этот эффект пропадает и поле заряда ку-
лоновское.
Потенциал ионосферы фоо определяется из условия ста-
стационарности
дп
B3.2.29)
где 5 — поверхность, лежащая выше или ниже грозовых
источников.
Это условие означает, что полный ток, протекающий
через любую замкнутую поверхность, в стационарном случае
равен нулю. Используя это условие, получим следующее
выражение для потенциала ионосферы сроо*.
х =
B3.2.30)
где Xi — электропроводность на поверхности Земли под
1-м грозовым источником, X — средняя электропроводность
над земной поверхностью.
В работе [31] построена классическая модель глобаль-
глобальной токовой цепи, в которой учитывается орография земной
поверхности, разбитой на квадраты со стороной 5° по ши-
широте и 5° по долготе. На основе этого рассматривается гло-
глобальное распределение гроз. Сопротивление столба атмо-
атмосферы рассчитывается по 5-градусной сетке и затем сумми-
суммируется в глобальное сопротивление. Рассчитывается ток, те-
текущий в верхний слой атмосферы от гроз для каждого
квадрата сетки, а затем — потенциал ионосферы. Роль гори-
горизонтальных электрических полей в модели предполагается
малой. Электропроводность в модели задается следующим
образом:
X (z, 9) = Хг (9) ехр (аг), г > zx,
X (г, О)=А5ехр(г/Р@))> г<г,,
ЯГ (9) = Хо {1 + AF {1 + cos [3 (9 - 30°) ]/2} }.
30°<9<150°,
9<30°, 9>150°,
B3.2.31)
где Xs — электропроводность на уровне моря, Хо — электро-
электропроводность на экваторе (9 = я/2), A + AF)—отношение
электропроводности на полюсах к электропроводности на
экваторе.
Из соотношений B3.2.31) следует, что для задания
глобального профиля электропроводности необходимо зада-
задание пяти параметров: XSy Xo, a, Zi и AF. В табл. 23.2.2 при-
приведены значения этих параметров, которые использовались
для модельных расчетов.
Таблица 23.2.2
Значения основных параметров для модельных расчетов
Параметр
Значение
Электропроводность
на уровне моря Xs Xs
на экваторе а0 Хо
Масштаб высоты электропроводности a
в верхнем слое
Высота границы, разделяющей два zx
проводящих слоя
Высота верхней границы zm
Широтный фактор вариаций электро- А/7
проводности в верхнем слое
2,2-104 фем/м
1 ,Ы0~13 фем/м
8 км
8 км
60 км
1
Модельный профиль электропроводности довольно точно
совпадает с экспериментальным, полученным на основании
ряда работ [22, 23]. Особая роль отводится выбору модели
грозового облака. Так же как и в обычных моделях, пред-
предполагается, что положительный заряд сосредоточен на вер-
вершине облака и отрицательный заряд — в основании облака.
Принято, что выполнены соотношения B3.2.24). Высота по-
положительного заряда 2р(9г) и высота отрицательного заряда
Zn(Qi) определяются выражениями:
zp (9/) = zpo — Аг cos 0t-,
zn {Qt) = zp (fy) — A//,
B3.2.32)
где zPo — высота положительного заряда грозового облака
на экваторе, Аг — разности между высотами зарядов на
полюсе и на экваторе. В рассматриваемой модели принято
Zp0 = 9 км, Аг = 4 км, АН = 3 км.
398

С помощью эквивалентной электрической схемы, пред-
представленной на рис. 23.2.2, можно оценить ток, текущий от
грозового источника в ионосферу:
/ ^ ^2f ^ #2,
в" Ri + R2 + ' V
B3.2.33)
где г — глобальное сопротивление между земной поверх-
поверхностью и ионосферой, R\ — сопротивление между положи-
положительным зарядом и ионосферой, /?2 — сопротивление между
положительным и отрицательным зарядами, Яз— сопротивление
между отрицательным зарядом и Землей, и г <С R\9 #2, Rz-
Ток /о соответствует току /,• в грозовом источнике. При
Рис. 23.2.3. Вариации элек-
электрической активности гроз
? v по местному времени t.
расчетах удобнее перейти к плотности электрического тока
по формуле
J
dz
где ? —среднее время по Гринвичу, Н (9*, Ф/) — высота
5-градусной сетки над уровнем моря с координатами @*, cpj).
Допускалось, что плотность тока грозового источника
io(9i, cpj, 0 распределена в соответствии с результатами
работы [31]. Как следует из этой работы, существуют сле-
следующие активные грозовые области: Африка, Азия, Океания
и Америка, в которых /0 максимальна и равна 77,14 X
X Ю~12 А/м2. Для рассмотрения унитарной вариации ионо-
ионосферного потенциала допускались изменения грозовой актив-
активности с учетом местного времени, а также гауссово распре-
распределение активности с максимумом в 16 ч по местному вре-
времени [31]. Временная функция для интенсивности токового
источника f(t') выбиралась следующей (рис. 23.2.3):
/' <4 ч по местному времени,
4 ч < /' < 24 ч по местному времени, B3.2.35)
где /'— местное время, /0 — местное время, когда /0(Э/, Ф/, t)
становится максимальной, т — стандартное отклонение. В мо-
модели выбирались /о = 16 ч, т = 3 ч. Тогда
/о(в*, Ф/, 0 = /0@/, ср/)/(/'). B3.2.36)
где /' определяется долготой ф^- и средним временем по
Гринвичу t.
определить ^в(9/, ф/, /) в расчете на 5-градусную ячейку:
Используя выражения B3.2.34) и B3.2.36), можно
t)==
B3.2.37)
где dS(Qi) — площадь квадрата 5-градусной сетки при
9г. Суммируя по всем таким площадям (i,j), получим вы-
выражение для глобального тока, создаваемого грозовыми
облаками:
Ф/. 0-
B3.2.38)
i.i
Тогда потенциал ионосферы будет определяться выражением
Фео@ = Я/3, B3.2.39)
где R — глобальное сопротивление.
Плотность тока от ионосферы к Земле в областях, в ко-
которых грозовые источники отсутствуют, будет определяться
выражением
?оо (t) KB
200
1200
vyvQ 4 8 К Я 20 2ЫЧ
Рис. 23.2.4. Рассчитанные унитарные
вариации ионосферного потенциала
фоо@ (а) и глобального тока
/г@ (б).
Напряженность электрического поля
iz (
В(х.
/, 0-
B3.2.34) В областях грозовой активности
0"
/'(в,,
, е0
B3-2.41)
> B3-2-42)
B3'2-43)
По рассмотренной выше модели были рассчитаны уни-
унитарные суточные вариации фоо(?) и /3@- Как показали
расчеты, существуют три пика для этих параметров 6, 15 и
20 ч по Гринвичу, причем 6 ч — минимум, а 20 ч — макси-
максимум. Максимумы соответствуют тому моменту времени, когда
грозы становятся активными в Азии, Океании, Африке и
Америке. Средние дневные значения ф(/)=293 кВ,/з (t) =
= 1254 А, минимальные и максимальные значения состав-
составляют 81 и 124 % от средних значений, глобальное сопротив-
сопротивление атмосферы R = 233 Ом. Рассчитанные вариации ф«> (t)
совместимы с оценками Мюлейзена [33], основанными на
данных наблюдений за вертикальным профилем напряжен-
напряженности электрического поля Е2. Дневные вариации ф«> (t) со-
соответствуют дневным вариациям Ez и iz над океанами или
незагрязненными районами. Относительная изменчивость рас-
рассчитанных результатов согласуется с данными наблюдениями
Ez и iz (рис. 23.2.4) [27, 38]. Расчеты глобального распре-
распределения iz, Ez показывают, что плотность электрического
тока iz зависит от орографии земной поверхности. Так, на
Тибете в 20 ч по Гринвичу iz = 1,4-10~п А/м2, а на экваторе
над океаном it = 2,3-10~12 А/м2.
Орографический эффект возникает вследствие того, что
величина Rc e над различными областями земной поверхности
разная. В горах Rc e меньше, поэтому iz здесь больше, чем
в других областях, и увеличивается с ростом широты. Так,
плотность электрического тока iz в полярных областях в 20 ч
по Гринвичу равна 3,0-10~12 А/м2, что на 30% больше плот-
плотности тока на экваторе (iz = 2,3-10~12 А/м2).
Для напряженности электрического поля вблизи поверх-
поверхности Земли Ez также наблюдается широтный эффект: уве-
увеличение Ег с ростом широты. Так, при t = 20 ч по Гринвичу,
Ег = 106 В/м в экваториальной области и 138 В/м в поляр-
полярной. Более подробное распределение iz, Ez приведено в ра-
работе [31].

Более строгой в математическом плане является модель
Робла—Хейса [23], в которой также учитывается орография
земной поверхности, но вместо допущения эквипотенциаль-
ности ионосферы используется условие эквипотенциальности
геомагнитных линий в ионосфере и магнитосфере. В этой
модели вместо второго условия B3.2.26) для решения урав-
уравнения B3.2.23) используется условие
ф(Я.т, Ц, Ф)=ф(^т, — Цу Ф),
, |1, Ф)=-|г (Ят, ~\1, Ф), B3.2.44)
d<p
где jn = cos 9, 0, ф — угловые переменные в сферической си-
системе координат, Хт — электропроводность на высоте маг-
магнитосферы (zm = 105 км). Схематически эта модель пред-
представлена на рис. 23.2.5.
Уч
^^'Z^k™v
Рис. 23.2.5. Схема модели Робла—Хейса.
Область «0» — область тропосферы, в которой учитываются оро-
орографические особенности поверхности Земли: область «1» —
верхняя тропосфера, содержащая грозовые источники; об-
область «2» — стратосфера и мезосфера, лежащие выше грозо-
грозовых источников; «3»—область ионосферы и магнитосферы,
Н — магнитное поле, / — электрический ток.
ного слоя атмосферы, в которой существенное влияние на
распределение электрических характеристик оказывают тур-
турбулентные процессы обмена, наличие поверхностных источ-
источников радиоактивных веществ, свойства подстилающей по-
поверхности, наличие аэрозольных частиц. Поэтому исследова-
исследования электрических процессов в приземном слое (включая
экспериментальные и теоретические (моделирование) иссле-
исследования) отличаются от аналогичных исследований в свобод-
свободной атмосфере. Прежде всего наличие поверхности Земли
приводит к образованию вблизи этой поверхности электрод-
электродного слоя, в котором электропроводность зависит от напря-
напряженности электрического поля. Поэтому для ее определения
необходимо исходить из следующей системы уравнений:
дп
f- + div (nl±v) + div (п1±Ь'±Е) - div Dl± grad n'±
dt
= v'± (Г) — <х1±п1+п_ + К1±, B3.3.1)
где п1±—объемная концентрация ионов /-й группы, bl±—их
подвижность, v — гидродинамическая скорость, /)*± — коэф-
коэффициент молекулярной диффузии, К1± — член, описывающий
взаимодействие ионов с ионами других групп и с аэрозоль-
аэрозольными частицами, vl+ — интенсивность ионообразования ионов
i-й группы, а± —коэффициенты рекомбинации.
Уравнение B3.3.1) совместно с уравнениями B3.2.2),
B3.2.3), B3.2.5) и соответствующими начальными и гранич-
граничными условиями образует полную систему уравнений для
нахождения распределения Е, Х> р в приземном слое атмо-
атмосферы. В общем случае решение такой системы не суще-
существует. Мы рассмотрим здесь два предельных случая: клас-
классический и турбулентный электродные эффекты. Отметим, что
при исследовании таких проблем в атмосферном электриче-
электричестве можно ограничиться решением одномерных задач, по-
поскольку напряженность электрического поля направлена по
нормали к поверхности, а масштабы горизонтального изме-
изменения электрических величин LXy Ly гораздо больше мас-
масштаба вертикального изменения Lz(Lx,Ly » Lz).
Рассчитывались изменения ф — фоо, /, ?, /3 на 19 ч по
Гринвичу. Некоторые результаты этих расчетов приведены
в табл. 23.2.3.
Стационарное моделирование глобальной токовой цепи
можно применять при рассмотрении нестационарных процес-
процессов, если выполняется условие Т > т^ (Т — время, характе-
характеризующее электрические процессы, связанные с грозами (из-
(изменение токов, текущих от гроз, или число гроз), т^ — время
электрической релаксации).
Таблица 23.2.3
Значения глобальных параметров потенциала ионосферы ф^
и полного тока /3» рассчитанные для модели
Робла-Хейса [23]
Расчетная модель
I
<
со
Электрическое
поле, В/м
экватор
R Ом
291
299
243,8
338
1065
884
893
1256
134
136
113
156
173
178
146
203
273
338
273
273
Вариант для горных
районов
Сферическая модель
Вариант для горных
районов
с учетом океаниче-
океанических гроз
с учетом гроз юж-
южного полушария
23.3. ЭЛЕКТРИЧЕСТВО ПРИЗЕМНОГО СЛОЯ
Вблизи поверхности Земли существует область, описание
электрических процессов в которой отличается от описания
этих процессов в свободной атмосфере. Это область призем-
23.3.1. Классический электродный эффект
Классический электродный эффект проявляется в усло-
условиях хорошей погоды (т. е. при отсутствии ветра, облачно-
облачности, конвекции, загрязнения) вблизи поверхности Земли.
Пренебрегая молекулярной диффузией и рассматривая только
легкие ионы, получим следующие уравнения, описывающие
классический электродный эффект:
дп+
dt
дп-
dt
+ div (n+b+E) =v+ (г) — a/г+п-,
+ div
= v- (г) —
divE = 4ne(/z+ — /г.), rotE*=0. B3.3.2)
В стационарном (dn±/dt = 0) одномерном случае при
наличии горизонтально-однородной поверхности и зависимо-
зависимости источников ионизации от вертикальной координаты z
система уравнений B3.3.2) приобретает следующий вид:
Ь+ —т— п+Е2 = v+ (г) — a/z+/z-,
dz
dEz
dz
= 4ne
= v- (г) ~а/г+/г-
г+ — /г-) =4яр,
B3.3.3)
где Ez — напряженность электрического поля, направленная
по оси z, p — плотность электрического заряда.
Для мощных источников ионизации, когда выполняются
условия
концентрации положительных и отрицательных ионов опре-
определяются выражениями
400

электропроводность
В этом случае X определяется источниками ионизации, а ее
изменение с высотой z— интенсивностью ионообразования
v(z). Тогда распределение напряженности электрического
поля с высотой имеет вид
B3.3.4)
О 0,4 0,8 1,2 1,8 2,0 2,4 О О А 0,8 1,2 1,6 2,0 п±-109м*
Им\
Ни
4
Z
2
1
0
-
-
-
-
! I I
-Е
\ s
— ^^^к.
У| I i i
I ' I
fat
\i 71
40 80 120 ' 40 80 120-ЕВ
Рис. 23.3.1. Электродный эффект.
a) v=107 м-з-с-1, b+=b_; б) v=107 м-З'С-1. Ь+=»1,2«10-4, Ь_=»
—1.4-10-4 м2/(с«В); Е — напряженность электрического поля атмо-
атмосферы, п+, п_ — полярные концентрации легких аэроионов.
Нм
2,0
1,5
1,0
0,5
10 20 J0 40 50 60 70 80 -q(z)-106м'3-с1
Рис. 23.3.2. Распределения vB), используемые в рас-
расчетах при различных значениях Qo.
численного решения системы B3.3.3) методом Рунге—Кутта
при следующих граничных условиях: Ez@) = EQ,
Ez(z-+ oo) = Eootn-@) =0 [26]. Как показывают результаты
численных расчетов, на высоте z » 3 м электродный эффект
исчезает и напряженность электрического поля стремится
к асимптотическому значению Ег = ?«>. Значение концентра-
концентрации положительных ионов п+ внутри электродного слоя
приблизительно постоянно. Рассматривались случаи, когда
Ь+ = Ь-, Ъ+фЪ- при vB)=107 м-з-с-1 (см. рис. 23.3.1),
и случаи 6+=|6-| и vB)= 7- 106+Q0exp (—2,362 z) м"8^-1.
На рис. 23.3.2 показаны распределения v(z) при различных
значениях Qo. При Qo = 4,8-106 м^-1 ход кривых /г+, п~у
0 0,4 0,8 1,2 1,6 2,0 2,4 , 0 0,4 0,8 1,2 1,6 2,0 n±-1Q9H3
4-
J
2
1
¦40 ' 80 120 " 40 80 120 -ЕВ/мг
0,8 1,6 2,4 3,2 4,0 4,8 ,0 0,4 0,8 1,2 1,6 2,0 щ-109 н3
4-
3
2
1 -
1 1 '
- в)
III!
г-
1 '1
74
^^
i
i ' i
Ж
1. i
1-Е
- г)
-Е
I I N
/Qo4,810
-80.10е м-3-с-1.
2 - Qo~2O-lOe
3 — Qo-
Г 40 80 120 " 40 80 120-Е В/м
Рис. 23.3.3. Электродный эффект.
a) b+=b_, v=v(z), Qo=»4,8-lO6 м^-с-1; б) b+=>b_, v=v(^), Qo=
=20-106 м-з-с-1; в) b+=*b_, v=v(z), Q0=80-106 м-з-с-1; г) b+=b_, Qo=
= 4,8-106 м-з-с-1, учтена сильная альфа-ионизация в тонком поверх-
поверхностном слое.
Ег в электродном слое почти не отличается от случая v •—
= 107 м-^-с, однако с ростом Qo это различие становится
существенным (см. рис. 23.3.3 6, б), что соответствует отме-
отмеченной выше ситуации, когда электрическое поле не успевает
уносить наверх отрицательные ионы, вырабатываемые источ-
источниками вблизи поверхности:
а распределение плотности электрического заряда представ-
представляется формулой:
где /о — плотность электрического тока в атмосфере.
Так как у0 < 0, плотность электрического заряда р < 0
при дк/дг < 0 и р > 0 при idk/dz > 0, т. е. при мощных
источниках ионизации изменение электропроводности Я с вы-
высотой z определяет распределение плотности электрического
заряда р в зависимости от z.
Анализ системы B3.3.3), основанный на теории размер-
размерностей, показывает, что характерная толщина электродного
слоя определяется выражением
У av
B3.3.6)
где bo = max {b+y b-}y Eo — напряженность электрического
поля вблизи поверхности. При Ео = 100 В/м, v = 107 м~3-с-\
а=1,6-10-12 м3/с, 6о=1,5-1О-4 м2/(В-с) L « 3,8 м.
В общем случае исследование классического электродного
эффекта проводится численными методами. На рис. 23.3.1
и 23.3.3 показаны распределения EZi n+, п~ при различных
значениях параметров v, 6+, 6-, полученные в результате
23.3.2. Турбулентный электродный эффект
В реальных условиях вблизи поверхности Земли вслед-
вследствие взаимодействия горизонтального ветра с подстилающей
поверхностью и нагревания поверхности, приводящего к по-
появлению конвективных движений, классический электродный
эффект переходит в турбулентный электродный эффект. Тер-
Термогидродинамические процессы в приземном слое носят
турбулентный характер, что усложняет описание электриче-
электрических процессов в этих областях. Одним из подходов к опи-
описанию электрических процессов при наличии турбулентности
состоит в следующем: все известные и неизвестные величины
v, п±, р, Е представляются в виде [10]
/г±=(/г±) + Л±» V=<v>+v\ p = (p>+p/,
Е==<Е>+Е/, ( B3.3.6)
где (п±), <v>, <р>,<Е> — средние величины, п±, v', р', Е' —
их флуктуации.
Средние значения рассматриваемых величин определя-
определялись в соответствии с формулой
г,
= 1г- \f(t)dt.
B3.3.7)
51 Заказ № 46
401

Временной масштаб Т\ удовлетворяет условию т < Т\ <
< Г, где х — характерный временной масштаб флуктуации,
Т — характерный временной масштаб изменения средних
величин, (f) = 0.
Кроме временного усреднения в атмосферном электри-
электричестве используется также пространственное усреднение по
горизонтальной площади [39]
Как показывает анализ, основанный на теории размерности,
толщина турбулентного электродного слоя определяется вы-
выражением
¦-Н
fdS.
Подставим B3.3.6) в B3.2.1), B3.2.3), B3.3.1) и усред-
усредним соответствующие уравнения, пренебрегая квадратичными
членами, а для членов </x'±V> и <p'v' > используя представ-
представления теории Прандтля:
где Z)T — коэффициент турбулентной диффузии (или турбу-
турбулентного обмена). Тогда получим следующие уравнения,
описывающие электрические процессы в условиях турбулент-
турбулентного приземного слоя атмосферы:
div
dlv <4> <v> + Ь1± div
±) V <X±>]=<v± (r)
- div DT (r) grad <p>
div<E> = 4n<p>,
dlv
= 0,
Усреднение по горизонтальной плоскости приводит к ана-
аналогичным результатам, только в этом случае система CTaHOj
вится одномерной (зависимость только от вертикальной
координаты z). Далее необходимо сделать предположение
о виде коэффициента турбулентной диффузии /)т(г). Теоре-
Теоретический анализ, основанный на результатах работы [39],
показывает, что для горизонтально-однородного конвективно-
неустойчивого приземного слоя можно использовать следую-
следующие представления:
2<L,
DT(z)=D4z4\ z>L, B3.3.8)
где L — масштаб Монина—Обухова [10].
В общем иногда используют следующее представление
для коэффициента турбулентной диффузии:
m — некоторое число, характеризующее стратификацию при-
приземного слоя. В так называемом случае сильного турбулент-
турбулентного перемешивания, соответствующего выполнению условия
b±Eoox/lm<\ (т= (vaOa, /m«=(AntI/B~w), интенсивностьионо-
образования v = const и не зависит от высоты г), система
уравнений B3.37) в горизонтально-однородном случае сво-
сводится к системе
дп±
dz
= v — anZ
дЕ
dt
д2Е
dz2
Р=--
dE
4я dz
B3.3.9)
При Т » тя, Т > t (T — характерное время изменения элек-
электрических характеристик атмосферы) система уравнений
может рассматриваться как стационарная
—Dmzm
d2E
(г) Е = 4я/0,
2-т
Т» =¦
1
-. B3.3.11)
Например, при нейтральной стратификации (т = 1) и D{ =
= 0,2 м/с, А,оо = 1,1-Ю с-1 Li = 15 м для термически не-
неустойчивой стратификации приземного слоя (m = 4/3)ZL/3 »
= 3,22 см2/з/с, L 4/3 — 35,6 м. Решение системы B3.3.10) за-
зависит от задания граничных условий. Формулировка общих
граничных условий для земной поверхности затруднена из-за
многообразия условий (наличие поверхностных радиоактив-
радиоактивных источников, травяного покрова, неровностей поверх-
поверхности)^ Один из возможных вариантов задания граничных
условий, часто используемых при решении системы уравне-
уравнений B3.3.7) (в одномерном случае) и системы B3.3.10),
следующий:
-|)ll±- B3-3-10)
B3.3.12)
Для напряженности электрического поля также исполь-
используют другой вариант граничных условий:
E(z-.00)==/^
B3.3.13)
где 2о — параметр шероховатости земной поверхности [10, 39].
Если Zq = 0, то имеет место гладкая аэродинамическая
поверхность. Для этого случая расчеты распределения элек-
электрических характеристик в приземном слое проводились на
основе следующей системы уравнений [25]:
dn
dE
dz
= 4пе (п+ — /г.),
B3.3.14)
где п± — концентрация легких ионов.
Для коэффициента турбулентной диффузии использова-
использовалось представление
Kz
B3.3.15)
где Р = 10,0 м, у = 5-Ю-5 м3/с
На рис. 23.3.4, 23.3.5 представлены результаты числен-
численных расчетов при К = 0,05, 0,1 и 5 м2/с, при этом использо-
использованы граничные условия B3.3.13). Сравнение изменения
напряженности электрического поля с высотой при наличии
турбулентности и без нее показывает более медленные изме-
изменения Е с высотой, которые особенно проявляются при
К = 5 м2/с. Интенсивность ионообразования предполагалась
независящей от высоты и равной v = 107 м-^-с-1. Были
также проведены расчеты профилей Е при
v = Г7,0 + 75
tg ( -^7
Юб м-
+ [4,8 ехр (—2,36г) +50tg( 8 *J4°"8 VI - 108 м . с ,
где во втором члене учитывается ионизация Р-частицами и
a-частицами. Полученные теоретические профили Е сравни-
сравниваются с экспериментальными результатами (рис. 23.3.6).
Аналогичные результаты с учетом различных стратифи-
стратификации приземного слоя при больших Dr(z) были получены
на основании решения системы уравнений B3.3.10) с гранич-
граничными условиями B3.3.12) [12].
Рассмотренные выше теоретические модели электриче-
электрических процессов в приземном слое атмосферы отражают в со-
402

вокупности временную изменчивость электрических характе-
характеристик с временными масштабами, значительно превышаю-
Им
120
100
80
60
40
20-
О
40 60 80
III1
- а)
- 1
. 1
1 \
¦ 1 \
1 \
1 J. г-
V
\
п/
41
8 Ю jnp-10~72A/MZ
0,5 1,0 1,5 2,0 2,5
20
L_
О 20 40 60 80 100 О
40 50 60
0,5 1,0 1,5 2,0 n±-W9M~J
-J i i i i
20 40 60 80 100-EB/m
2,0 п±'Ю3м'5
20 40 ВО ВО ЮО-ЕВ/я
Рис. 23.3.4. Электродный
эффект.
а— очень слабая турбулентность
/(=0,05 м2/с, б — слабая турбу-
турбулентность /(=0,1 м2/с, в —силь-
—сильная турбулентность #=5,0 м2/с;
'пр — плотность электрического
тока проводимости; К - коэф-
фициент обмена; остальные обо-
значения см. рис. 23.3.1.
Им
12
10
20
40
60
80
100 -Е В/м
Рис. 23.3.5. Электродный эффект. Зави-
Зависимость напряженности Е электрического
поля атмосферы от высоты Я при раз-
разных значениях коэффициента турбулент-
турбулентной диффузии /С
2)
4) /(=5 м2/с
м2/с, 3)
м2/с,
щими тя; возможен временной переход, например, от ней-
нейтральной стратификации приземного слоя к термически не-
неустойчивой стратификации. Таким образом, определяется
51*
влияние метеорологических процессов в приземном слое ни
его электрическое состояние.
ZM
3,0
2,5
2,0
Ь5
ifi
0,5
12
П\ I —Г""—г нУХ t
.15 20 25 30 35 4Q-EB/M
Рис. 23.3.6. Распределение напряженно-
напряженности электрического поля Е в электрод-
электродном слое.
/ — теоретическое распределение Е
Vi (г) =Г>,0 + 75 X f~\\'l0\t
2 — теоретическое распределение Е
) +[,8 exp ( -2,362)
при
при
v2(z)
•108, /(=0,18 м2/с; 3 — экспериментальное рас-
распределение Е с высотой; 4 — теоретическое
распределение Е для /(=0, v=v2 B).
23.3.3. Влияние аэрозоля на распределение
электрических характеристик в приземном слое атмосферы
Присутствие аэрозоля в атмосфере оказывает существен-
существенное влияние на электрические характеристики атмосферы:
электропроводность Л, напряженность электрического поля Е,
плотность электрического тока у. Наличие аэрозольных частиц
приводит к изменению концентрации положительных и отри-
отрицательных легких ионов, которое может быть оценено на
основании уравнения
* = v — а/г2, — §Nn , ,
dt ± ' ±»
±9 B3.3.16)
где N — концентрация аэрозольных частиц, р — коэффициент
присоединения легких ионов к аэрозольным частицам.
В равновесном состоянии (d/dt = 0) из уравнения
B3.3.19) следует уравнение для концентрации ионов:
2v
4av
B3.3.17)
Из уравнения B3.3.19) следует, что влияние аэрозоль-
аэрозольных частиц на концентрацию легких ионов существенно при
выполнении неравенства $N > сш±. При р = 1,65-10~2 м3/с
(ядра Айткена), a = 1,6-10~12 м3/с, v-Ю7 м^-с-1 приве-
приведенное выше неравенство выполняется при концентрации
аэрозольных частиц W > 2,5-Ю"9 м~3.
Как показывают данные экспериментальных исследований
[1], в приземном слое атмосферы практически всегда содер-
содержатся аэрозольные частицы, часть которых нейтральна,
а часть заряжена. Частицы, размер которых составляет
0,01—0,2 мкм, оказывают влияние на значение величин
атмосферного электричества; их концентрация зависит от
местности и изменяется в следующем порядке:
— над океаном вдали от берегов C—5) * 108 м~3,
— в континентальной сельской местности вдали от города
A—5) -109 м-3,
— в сельской местности вблизи городов A —10) -109 м~3,
— в городах A —10) -1010 м~3.
Из анализа данных измерения электропроводности на
сети станций атмосферного электричества следует, что по
сравнению с более ранними данными электропроводность
в районах измерений уменьшается [19]. Предполагается, что
уменьшение электропроводности в этих пунктах может быть
вызвано соответствующим увеличением концентрации в воз-
воздухе аэрозольных частиц субоптического диапазона размеров
(г = 0,01—0,03 мкм). С учетом спектрального распределения
403

аэрозольных частиц по радиусам третий член в уравнении
B3.3.19) может быть представлен в следующем виде:
(г) N* (r)dr, B3.3.18)
где N*(r)—спектральная плотность распределения аэрозоль-
аэрозольных частиц по радиусам, Р(г)—коэффициент соединения
легких ионов с легкими ионами.
Значения интеграла B3.3.21), приведенные в табл. 23.3.1,
вычислены с помощью функции N*(r) и значений C(г), при-
приведенных в табл. 23.3.2.
Таблица 23.3.1
г
Значения y(r)= § $(r)N*(r)dr в относительных
единицах [19]
г мкм
0,01
0,02
0,03
0,04
У (П
0,03
0,09
0,19
0,29
г мкм
0,05
0,06
0,07
0,08
У (г)
0,37
0,45
0,53
0,59
г
0
0
0
мкм
,09
,1
,2
У
0
0
0
{г)
,65
,70
,94
г мкм
0,3
0,4
1,0
7
0
0
1
С)
,98
,99
,0
Таблица 23.3.2
Значения эффективных коэффициентов A012 м3/с)
присоединения легких ионов к аэрозольным частицам [19]
г
0
0
0
мкм
,002
,004
,006
Р
0,
0,
0,
(г)
037
103
180
г
0
0
0
мкм
,008
,01
,02
Р
0
0
0,
(г)
281
342
737
г
0
0
0
мкм
,04
,06
,1
Р
1
2
3
(г)
,60
,41
,98
г мкм
0
0
1
,2
,5
,0
Р
82
20
40
(г)
,3
,7
,0
Поскольку при наличии аэрозольных частиц электропровод-
электропроводность уменьшается, из выражения B3.3.23) следует, что
величина Lm растет.
-ЕВ/м
80 -ЕВ/м
Рис. 23.3.7. Электродный
эффект при различной кон-
концентрации аэрозольных ча-
частиц N.
a) Z-109 м-3, б) Z=1010 м-3,
в) Z-1011 м-3; усл. обозначения
даны в тексте.
23.4. ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ВЕЛИЧИН
АТМОСФЕРНОГО ЭЛЕКТРИЧЕСТВА
Влияние аэрозольных частиц на структуру электродного
слоя рассматривалось в работе [26]. Основные уравнения
для исследования этого влияния имеют следующий вид:
Ь+
(п+Е) = v-сш+я- —
b-. —z— (ti-E)
dE
dz
B3.3.19)
где Nq — концентрация нейтральных аэрозольных частиц,
N+t N- — концентрация тяжелых ионов положительных и
отрицательных, [3±о, P±i — соответствующие коэффициенты
присоединения.
Предполагалось, что подвижность тяжелых ионов мала,
поэтому Z = const. Были проведены численные расчеты си-
системы B3.3.22) концентрации аэрозольных частиц z = Ю8,
109, 1010, 1011 м-3 при р±0= 1,4-Ю-12 м3/с, р±1 =
= 4-10~12 м-з/с. Результаты расчетов показывают, что при
Z = Ю8 м~3 аэрозольные частицы оказывают слабое влияние
на свойства электродного слоя, при Z = 109 м~~3 тяжелые и
легкие ионы примерно одинаково влияют на распределение
электрического поля (рис. 23.3.7 а), при Z= 1010 м~'л ролью
легких ионов можно пренебречь и толщина электродного
слоя уменьшается в три раза (рис. 23.3.7 6, в). Дальнейшее
увеличение Z (Z = 1011, см. рис. 23.3.6) приводит к уменьше-
уменьшению толщины электродного слоя.
В случае турбулентного электродного слоя ситуация
обратная: с увеличением концентрации аэрозольных частиц
увеличивается толщина электродного слоя, которая опреде-
определяется выражением:
1
= ( Dm \
\ 4я*оо;
2-т
B3.3.20)
23.4.1. Пространственная структура электрического поля
в нижнем слое атмосферы
Распределение электрического поля атмосферы в различ-
различных частях разнообразно. Существует довольно сложная
структура электрических полей в ионосфере и магнитосфере,
обусловленная динамопроцессами и магнитосферной конвек-
конвекцией. В настоящем разделе мы не будем касаться этих во-
вопросов, а рассмотрим распределение электрического поля
в нижнем слое атмосферы.
Применение подъемных средств — аэростата, самолета,
радиозонда — для исследования электрического поля атмо-
атмосферы позволило выявить особенности его вертикальной
структуры. Результаты измерений и анализ материала пред-
представлены в многочисленных публикациях [2—8, 16, 20, 28,
29, 30, 32, 34, 36].
По результатам измерений электрического поля в сво-
свободной атмосфере, полученным разными авторами, можно
провести определенную типизацию профилей напряженности
поля для условий хорошей погоды (облачность нижнего
яруса не более 2—4 баллов, отсутствие гидрометеоров, пыль-
пыльных бурь и т. д.).
В ряде работ [3, 9, 20, 27] уже делались попытки клас-
классификации профилей. На основании этого опыта и с учетом
обширного экспериментального материала предлагается сле-
следующая типизация профилей напряженности электрического
поля (рис. 23.4.1).
/ группа. Положительная напряженность поля монотонно
убывает с высотой по экспоненциальному закону. Эти про-
профили описываются уравнениями:
Е (/г)=Еоехр (—а,А),
Е (h)=Eoexp (—axh) +?лехр (—а2/г), B3.4.1)
где а/ — в км, если h выражается в километрах; Ео и
Eh — напряженность электрического поля у поверхности
Земли и на некоторой высоте соответственно.
Первое уравнение более типично для арктических и
океанических регионов. Начиная с самого нижнего слоя атмо-
атмосферы, напряженность поля убывает до верхней границы
404

тропосферы практически с постоянной скоростью. Показатель
экспоненты, или скорсть убывания поля, лежит, как правило,
в пределах 0,25-0,40 км-* [6, 20]. Для континентальных
районов справедливым чаще оказывается второе Уравнение,
представляющее сумму двух экспоненциальных Функции
причем а, > а2. В работе [3] приводится среднее для трех
континентальных пунктов - Ленинград,^ Киев, Ташкент-
значение а,, экспонента с показателем а « 1 км описы-
описывает изменение поля для Ленинграда до высоты 3 км, для
Киева и Ташкента до высоты 1,5 км. Выше указанных
уровней изменение поля с высотой описывается экспонентои
но с другим показателем (а « 0,4-0,5 км-*) [3]. По данным
измерений в Швеции [37] средние значения показателей
экспоненты оЦ и а2 составили соответственно 1,4 и 0,1» км .
По данным авторов [3], профили этой группы составляют
34% от общего числа профилей, наблюдавшихся на указан-
указанных трех континентальных станциях в хорошую погоду.
It KM
6
/группа
\
\\
\>
- \
11 группа
<
\ III группа
\
\
\ \
\
"V
1
11
\l
, \ll 1
i
\
IV группа
Рис. 23.4.1. Профили напряженности электрического
поля.
// группа. Эта группа профилей отличается нарушением
монотонности хода напряженности поля с высотой. Для них
свойственно возрастание напряженности поля от поверхности
Земли до высоты '500—1500 м, на которой достигается ее
максимум, затем напряженность поля начинает уменьшаться;
часто это уменьшение происходит по экспоненциальному
закону.
Повторяемость профилей этой группы различна в разных
регионах и в разные сезоны. По данным измерений, прово-
проводившихся в Советском Союзе, такие профили наблюдались
в 43 % случаев [3], в Швеции они преобладали над всеми
другими типами профилей и наблюдались в 80 % случаев
[371 В Японии в среднем за год на станции Хачиджоджима
II группа профилей наблюдается в 26 % случаев, а на стан-
станции Татено в 30% случаев [17, 28, 29, 34]. В Индии про;
фили с максимумом напряженности поля на некоторой
высоте относительно поверхности Земли связаны с муссон-
ным периодом и в этот сезон доминируют над другими про-
профилями.
/// группа. Отличительной чертой профилей этой группы
является постоянство напряженности поля до уровня 1—
2 км (иногда до 3 км), выше которого напряженность убы-
убывает с увеличением проводимости. По-видимому, такого рода
профили связаны с примерным .постоянством проводимости
по высоте в нижней тропосфере. Обычно при профилях этой
группы отмечаются относительно малые значения напряжен-
напряженности электрического поля у поверхности Земли. Профили
III группы наблюдаются реже профилей I и II групп.
IV группа. Эта группа является «антиподом» группе III:
напряженность поля убывает в нижнем слое толщиной 2—
3 км, а затем в слое такой же толщины остается примерно
постоянной. Однако не все исследователи, проводившие зон-
зондирование тропосферы, выявили такой тип профилей. Ве-
Вероятно, это связано с недостаточным числом экспериментов,
не позволивших охватить все особенности вертикальной
структуры электрического поля нижней тропосферы.
При всей условности приведенной типизации профилей
напряженности электрического поля она соответствует опре-
определенным процессам в атмосфере, а именно различному рас-
распределению зарядов.
Если предположить, что атмосфера свободна от объем-
объемных зарядов и проводимость X растет с высотой по некото-
некоторому закону % (Я), то в атмосфере за время выравнивания
т =гсД установится постоянный ток / и распределение
напряженности ноля по высоте будет иметь следующий вид
где Ео и Хо — напряженность поля и проводимость атмо-
атмосферы у поверхности Земли.
Если проводимость будет расти с высотой по экспонен-
экспоненциальному закону, то по такому же закону будет убывать
с высотой напряженность поля. Такая картина наблюдается
В ^Допустим Гчто"в' атмосфере в силу каких-либо причин
возникают дополнительные объемные заряды. В этом случае
должна происходить трансформация профиля напряженности
поля Область отрицательного объемного заряда может воз-
50
10

100 ЕВ/м
Ю N-Wcm'j
Рис 23.4.2. Распределение напряженности электриче-
электрического поля (/) и ядер конденсации B) с высотой.
/ — Поти, // — Тбилиси, /// — Ленинград.
никнуть в слое, в котором проводимость убывает с высотой.
Напряженность поля в этом слое соответственно будет воз-
возрастать. В таком случае в профилях напряженности воз-
возникают экстремумы на некоторой высоте (II группа). Чаще
профили такого вида возникают летом над континентами,
когда усиливается запыленность нижнего слоя атмосферы
и, как результат этого, понижается проводимость.
Если проводимость постоянна в некотором слое, то
в стационарных условиях напряженность поля в этом слое
не будет изменяться, т. е. в этой области будут отсутство-
отсутствовать объемные заряды (профиль III и IV групп). Профили
с чертами, характерными для III и IV групп, т. е. с постоян-
постоянством напряженности электрического поля в слое определен-
определенной толщины, могут возникать и в случае, когда поступление
объемных зарядов (к примеру, за счет вертикальных кон-
конвективных движений) в область слоя компенсируется их
истечением из этой области; баланс объемного заряда (при-
(приход — расход) для этого слоя будет нулевым. Профили
III группы связаны, по-видимому, с хорошо развитым тур-
турбулентным перемешиванием, созданным изотропно верти-
вертикальной структурой электрического поля в пограничном слое.
В профилях IV группы постоянство напряженности поля над
пограничным слоем связано, вероятно, с адвективным пере-
переносом заряда.
В ряде публикаций [2, 3, 18] анализировались верти-
вертикальные профили напряженности электрического поля и кон-
концентрации ядер конденсации. Выяснилось, что изменение
с высотой напряженности поля и концентрации ядер конден-
конденсации часто бывает подобным. Анализ общих закономерно-
закономерностей вертикального распределения ядер конденсации [13,14]
показал, что это распределение описывается экспонентои
(—z/h*).
B3.4.3)
Значение коэффициента h* определялось из опытных
данных и изменялось в зависимости от физико-географиче-
физико-географических метеорологических условий и от размера частиц. Для
ядер Айткена (г = 10~6 -*- 10~4 см) /г* = 750 м, для крупных
пылевых частиц h* = 100—200 м [37].
На определенной высоте B—4 км) скорость убывания
концентрации ядер может замедляться и показатель экспо-
экспоненты принимать другое значение, так что в ряде случаев
весь профиль может быть удовлетворительно описан суммой
двух экспонент.
На рис. 23.4.2 представлены данные одновременных из-
измерений напряженности электрического поля и ядер конден-
конденсации в разных пунктах Советского Союза,
405

Осредненные профили концентрации ядер конденсации
измеренные в разных районах, хорошо согласуются с I и
II группами профилей предложенной типизации.
Подобие кривых вертикального распределения Е и N
проявляется не только по осредненным данным, но и по дан-
данным отдельных подъемов.
Существенное влияние на распределение по высоте ядер
конденсации и напряженности поля оказывают суточные
колебания метеорологического состояния нижнего слоя атмо-
атмосферы, в частности наличие конвективной неустойчивости
инверсий. J
Нередко максимум в вертикальных профилях напряжен-
напряженности поля и концентрации ядер конденсации наблюдается
в ночные и утренние часы и связан с границей слоя инвер-
инверсии температуры. В дневные часы с развитием турбулент-
турбулентности происходит трансформация профилей, изменение ско-
скорости убывания напряженности поля и концентрации ядер
с высотой. г А *
23.4.2. Временные вариации элементов
атмосферного электричества
Все элементы атмосферного электричества испытывают
временные вариации различных масштабов. Наиболее харак-
-40
40
20
О
-20
8)
\ J
А
\
12 18 24 ч
в)
***
,—-
\
... ,
12
18
24 ч
Рис. 23.4.3. Суточные вариации градиента потен-
потенциала.
терными из них являются суточные вариации напряженности
электрического поля (или градиента потенциала). Согласно
[27], суточные вариации градиента потенциала на уровне
Земли распадаются на три типа в зависимости от места
наблюдений и сезона. t
1. Колебательные вариации континентального типа с од-
одним максимумом и одним минимумом.
2. Колебательные вариации континентального типа
с двойным максимумом и двойным минимумом.
3. Универсальная суточная вариация.
Вариации первого типа наблюдаются в течение дня. Для
них характерно появление минимума около 4 ч по местному
времени и максимума после полудня. Амплитуда колебаний
составляет 60% среднего значения (рис. 23.4.3 а).
В вариациях второго типа напряженность совершает
двойное колебание с минимумом около 4 и 14 ч по местному
времени и максимумом около 9 и 21 ч по местному времени.
Амплитуда вариаций также составляет около 60 % среднего
значения. В противоположность утреннему минимуму, кото-
который в течение года встречается около 4 ч по местному вре-
времени, оба максимума смещаются с восходом и заходом
Солнца, в то же время второй минимум в полдень смеща-
смещается нерегулярно (рис. 23.4.3 6).
Вариация третьего типа — это вариация простого ко-
колебательного типа. Минимум достигается около 4 ч, а мак-
максимум около 16—18 ч по Гринвичу, т. е. проявляются одно-
одновременно по всему земному шару. Амплитуда вариации
составляет 40% среднего значения (рис. 23.4.3 б).
Первые два типа вариаций наблюдаются на континен-
континентальных станциях, в то время как универсальная суточная
вариация наблюдается в открытом море и полярных обла-
областях. На континентальных станциях первый тип вариаций
преобладает в сельской местности. Данные измерений в го-
городах или их окрестностях показывают, что зимой вариации
близки к первому типу, а летом ко второму. Таким образом,
существует зависимость суточных вариаций от места наблю-
наблюдения, сезона и погоды. Сложность суточных кривых гра-
градиента потенциала па континентах и простота этих кривых
на море и в полярных областях связана, во-первых, с тем,
что метеорологические условия над водной поверхностью и
поверхностью, покрытой льдом, более просты, чем над кон-
континентами, и, во-вторых, существует некая общая причина
для появления этих вариаций. Согласно современным пред-
представлениям, источником этих вариаций является глобальная
грозовая деятельность. Результаты измерений суточной ва-
вариации грозовой активности и относительных вариаций на-
напряженности электрического поля над океанами представ-
представлены на рис. 23.4.4. На континентах этот эффект маскируется
24 ч СГВ
Рис. 23.4.4. Суточные вариации грозовой активности
A и 2) [2] и относительные вариации электрического
поля над океанами C, 4).
3 — по результатам измерений в полярных областях на судне
«Мод», 4 — по результатам измерений над океанами на судне
Института Карнеги.
локальными метеорологическими процессами. Существуют
также сезонные вариации Е [27], суточные вариации % и
плотности электрического тока. Суточный ход электропро-
электропроводности X на суше выражен более отчетливо, чем над
океанами. Предельное отклонение среднего значения на суше
достигает 40%, над океанами менее 10% [27]. Поскольку
электропроводность определяется в основном легкими ионами
[27], существенное влияние на нее оказывают процессы
обмена в пограничном слое атмосферы, наличие аэрозольных
частиц.
Явной зависимости суточного хода электропроводности
от суточного хода напряженности электрического поля не
прослеживается. В то же время годовой ход напряженности
электрического поля обратно пропорционален годовому ходу
электропроводности. Имеются определенные эксперименталь-
экспериментальные доказательства в пользу существования 27-суточных и
11-летних вариаций. Эти типы вариаций связаны с периодом
солнечного вращения и периодом солнечной активности (пе-
(период пятнообразовательной деятельности на Солнце).
Суточные вариации испытывает также плотность элек-
электрического тока в атмосфере [27], но носят нерегулярный
характер, т. е. не повторяются от одного дня к другому.
Анализ этих изменений на основе данных ряда станций
Западной Европы проведен в монографии [27]. Вариации
потенциала электрического поля аналогичны вариациям
градиента потенциала. Последние измерения градиента по-
потенциала, выполненные на аэростатах [40], подтверждают
наличие зависимости между глобальной суточной вариацией
градиента потенциала и суточным ходом грозовой активности
по всему земному шару.
Наряду с суточными вариациями элементов атмосфер-
атмосферного электричества существуют короткопериодические вариа-
вариации. Так, в работе [35] были обнаружены одновременные
вариации плотности электрического тока с характерным
периодом примерно 60 с при измерениях на о. Вильсанди
(СССР) и в Вэлдорфе (США). Эти вариации синфазны, что
свидетельствует об их глобальном характере и общем для
них источнике (рис. 23.4.5).
Вместе с систематическими вариациями в приземном слое
атмосферы существуют статистические вариации элементов
атмосферного электричества, отражающие турбулентные про-
процессы в приземном слое атмосферы. Так, исследования ва-
вариации градиента потенциала в диапазоне частот 0,004—
406

0,06 Гц [41] показали, что спектральная плотность вариации
градиента потенциала зависит от частоты / как f~s, где
5 = 2,2 (рис. 23.4.6).
J L
09 10 11 12 13 /4 15 16 17 18 t мин
Рис. 23.4.5. Короткопериодические колебания
плотности электрического тока по данным из-
измерений на о. Вильсанди, СССР (/) и в Вэл-
дорфе, США B).
0,005
Рис. 23.4.6. Зависимость логарифма спектра
мощности вариации градиента потенциала
от логарифма частоты f в 12 ч 15 мин по
Гринвичу A) и 14 ч 00 мин по Гринвичу
B) 5 августа 1971 г.
Одновременно флуктуационные изменения элементов
атмосферного электричества могут быть вызваны процессами
выпадения дождя, грозами и многими другими метеорологи-
метеорологическими процессами.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Брик ар Дж. Влияние радиоактивности и загрязнений
на элементы атмосферного электричества. — В кн.: Про-
Проблемы атмосферного электричества. Труды III Междуна-
Международной конференции по электричеству атмосферы и кос-
космического пространства. Л.: Гидрометеоиздат, 1969,
с. 68—104.
2. Д в а л и Е. Р., К а л а н д ж е в а Л. М. Электрические
явления в свободной атмосфере над Закавказьем. —
Труды ЗакНИГМИ, 1974, вып. 57F3), с. 149—159.
3. Имянитов И. М., Чубарина Е. В. Электричество
свободной атмосферы. — Л.: Гидрометеоиздат, 1965.—
239 с.
4. Материалы наблюдений напряженности электрического
поля атмосферы на различных высотах по данным зонди-
зондирования 1958—1959 гг.— Л.: Гидрометеоиздат, 1965. —
226 с.
5. Материалы наблюдений напряженности электрического
поля атмосферы на различных высотах. 1964 г.— Л.:
Гидрометеоиздат, 1965. — 68с.
6. Материалы наблюдений .напряженности электрического
поля атмосферы на различных высотах по данным радио-
радиозондирования 1964—1965 гг.—Л.: Гидрометеоиздат,
1970.—103 с.
7. Материалы наблюдений напряженности электрического
поля атмосферы на различных высотах по данным зон-
зондирования 1966—1970 гг.—Л.: Гидрометеоиздат, 1973.—
43 с.
8. Материалы наблюдений напряженности электрического
поля атмосферы на различных высотах по данным зон-
зондирования 1971—1972 гг. (Япония).—Л.: Гидрометео-
Гидрометеоиздат, 1974.— 52 с.
9. М о г и л а С. Н. О вертикальном ходе некоторых элек-
электрических характеристик в районе Киева. — Труды
УкрНИГМИ, 1974, вып. 130, с. 111—117.
10. Монин А. С, Яг лом А. М. Статистическая гидроме-
гидромеханика.—М.: Наука, 1965.—639 с.
П.Морозов В. Н. Модели глобальной атмосферно-элек-
трической цепи. ВНИИГМИ-МЦД. Обзорная информа-
информация, вып. 8. — Обнинск, 1981.
12. Морозов В. Н. Распределение электрических характе-
характеристик в приземном турбулентном слое атмосферы. —
Труды ГГО, 1986, вып. 498, с. 106—118.
13. Селезнева Е. С. Результаты наблюдений за атмо-
атмосферными ядрами конденсации в период НГГ и МГС. —
В кн.: Материалы конференции по итогам МГГ A960 г.)
и метеорологического изучения Антарктиды A959 г.). Л.:
Гидрометеоиздат, 1961, с. 207—217.
14. Селезнева Е. С, Юдин М. И. О закономерности
вертикального распределения ядер конденсации в атмо-
атмосфере. — Труды ГГО, 1960, вып. 105, с. 37—42.
15. Френкель Я. И. Теория явлений атмосферного элек-
электричества.— Л—М: Гостехиздат, 1949.
16. Хатакаяма X. Исследование атмосферного электри-
электричества на Дальнем Востоке. — В кн.: Проблемы атмо-
атмосферного электричества. Л.: Гидрометеоиздат, 1969,
с. 14—25.
17. Чалмерс Д ж. А. Атмосферное электричество. — Л.:
Гидрометеоиздат, 1973. — 384 с.
18. Чубарина Е. В. Связь электрического поля атмосферы
с ядрами конденсации. — Труды ГГО, 1964, вып. 157,
с. 20—24.
19. Шварц Я. М., Огуряева Л. В. Многолетний ход
величин атмосферного электричества в приземном слое. —
Метеорология и гидрология, 1987, № 7, с. 59—64.
20. Clark I. F. The fair weather atmospheric electric poten-
potential and its gradient. — In: Recent Advances in Atmo-
Atmospheric Electricity. New York, 1958.
21. Clark I. F. Airborne measurement of atmospheric poten-
potential gradient. — J. Geophys. Res., 1957, v. 62, N 3, p. 617—
628.
22. Cole R. K., Pierce E. T. Electrification in the Earth's
atmosphere. — J. Geophys. Res., 1965, v. 70, N 12,
p. 2735—2749.
23. Hays P. В., Roble R. G. A. Quasi-static, model of global
atmospheric electricity. I. The lower atmosphere. — J. Geo-
Dhys. Res., 1979, v. 84, N A7, p. 3291—3305.
24. Holser R. E., Saxon D. S. Distribution of electrical
conduction current in the vicinity of thunderstorms. — J.
Geophys. Res., 1952, v. 57, N 2, p. 207—217.
25. H о p p e 1 W. A. Electrode effect. Comparison of theory
and measurement. — In.: Planetary Electrodynamics, 1962,
v. 2, p. 167—181.
26. H о p p e 1 W. A. Theory of electrode effect. — J. Atm. Ter-
rest. Phys., 1967, v. 29, N 4, p. 709—721.
27. Israel H. Atmospheric Electricity. V. 1—2.— Jerusalem,
1970.
28. I G Y Data On Upper Air (Radiozonde) Observation During
World Meteorological Intervals. — Tokyo, 1960.— 130 p.
29. I G Y Data On Upper Air (Radiozonde) Observation During
World Meteorological Intervals. — Tokyo, 1961. — 60 p.
30. Kraa a k e v i k J. H. Electrical conduction and Convec-
Convection current in the troposphere,— In: Recent Advances
In Atmospheric Electricity. New York, 1958,
407

31. М а к i n о М., Ogawa T. Responses of atmospheric
electric field and air-earth gurrent to variation of conduc-
conductivity profiles. — J. Atm. Terrest. Phys., 1984, v. 46, N 5,
p. 431—435.
32. Mti h lei sen R., Fish her H. I. Messung des luffe-
lectrischen feldes in der freien Atmosphare. — Naturwiss.,
1960, Bd 47, N1, S. 36—37.
33. M u h 1 e i s e n R. The global circuit and its parameters. —
In: Electrical Processes in Atmosphere. Darmstadt, Stein-
koff Verlag, 1977, p. 467—480.
34. P о s t -1 G G data on upper air (radiozonde) observation
during world meteorological intervals. — Tokyo, 1962.—
45 p.
35. R u h n к e L. H., T a m m e t H. F., A r о 1 d M. Atmospheric
electric current at widely space stations. — In: Proceedings
of the 6th International Conference on Atmospheric Elec-
Electricity. Hampton, 1983, p. 76—78,
36. U с h i к a w a K. Atmospheric electric phenomena in the
upper air over Japan.— The Geophys. Mag., 1961, v.' 30,
N 3, p. 150—160.
37. Ungethiim E. Measurements of the electric field in the
free atmosphere during GQSY, 1964—1965. Report No. 3,
Uppsala 1966, 31 p.
38. V о 11 a n d H. Atmospheric Electrodynamics. — Berlin,
1984. —205 с
39. W i 11 e t J. C. Fair-weather electric charge transfer by
convection in an unstable boundary layer. — J. Geophys.
Res., 1979, v. 84, N C2, p. 703—718.
40. W о о s 1 e у J. D., H о 1 z w о h r 1 R. H. Electrical potential
measurements in the lower atmosphere. — J. Geophys. Res.,
1987, v. 92, N D3, p. 3127—3134.
41. Yerg D. G., Johinson K. R. Short-period fluctuations
in fair-weather electric field. — J. Geophys. Res., 1974,
v. 79, N 15, p. 2177—2184,

Глава 24. РАСПРОСТРАНЕНИЕ ЭЛЕКТРОМАГНИТНЫХ ВОЛН В АТМОСФЕРЕ
24.1. ОСНОВНЫЕ ОПРЕДЕЛЕНИЯ
24.1.1. Электромагнитная волна и ее поляризация
Электромагнитная волна представляет собой электромаг-
электромагнитное возмущение, которое распространяется в вакууме со~
скоростью света с, а в среде со скоростью v = c/VeoM-o, где
во и \i0 — диэлектрическая и магнитная проницаемость ве-
вещества соответственно [8].
Электромагнитная волна является поперечной: перпенди-
перпендикулярные между собой электрический Е и магнитный Н век-
векторы, описывающие электромагнитное поле, лежат в плоско-
плоскостях, перпендикулярных направлению распространения
волны z.
Связь между изменением напряженностей электрического
Е и магнитного Н полей описывается уравнениями Максвелла
[8], из которых следует, что Е и Н связаны линейной зави-
зависимостью:
' = Уе0Е. B4.1.1)
С этим электромагнитным возмущением связан перенос энер-
энергии, плотность которой (т. е. энергия, заключенная в еди-
единице объема) для электрического поля описывается выраже-
выражением (ео/8я)?2, а для магнитного — выражением ([хо/8я)#2,
где Е и Н—амплитуды колебаний векторов Е и Н. Вели-
Величины Е и Н для волны, распространяющейся вдоль оси z,
определяются соотношениями
„ а0 2я /. z \
B4.1.2)
М == •
sin
2я
где а0 = А (I + cos 2nm0t)у Л и т0 — постоянные, t—время,
Т — период колебаний.
Введем следующие обозначения: v = 1/Г—частота
волны; «о = 2я/Г — круговая (угловая) частота; % — vT —
длина волны; k — 2яД — волновое число.
Волна, описываемая выражениями B4.1.2), называется
монохроматической, так как относится к одной частоте v
(или длине волны X). В зависимости от значения v (или %)
различают несколько видов электромагнитных волн
(табл. 24.1.1) [77].
Таблица 24.1.1
Шкала электромагнитных волн
Электромагнитное излучение
Диапазон А, мкм ~
Радиоволны
Оптическое излучение
инфракрасное
видимое
ультр афио летовое
Рентгеновское излучение
Гамма-излучение
>50
50—0,77
0,77—0,38
0,38—0,01
<10~4
Расстояние по z, равное X, определяет точки» в которых
колебания совершаются в данный момент времени в одной
и той же фазе, поэтому v называется фазовой скоростью
монохроматической волны.
Концы векторов Е и Н описывают в пространстве кри-
кривые линии — в общем случае эллипсы, вписанные в прямо-
прямоугольники со сторонами, параллельными осям х и у. Такие
волны называют эллиптически поляризованными.
Для описания электромагнитной волны' достаточно знать
амплитуды колебаний вектора Е в двух ортогональных
52 Заказ № 46
направлениях, а также соотношение фаз этих колебаний, так
как колебания векторов Е и Н взаимосвязаны между собой.
В общем случае оси 2а и 2Ь эллипсов не параллельны
осям х и //: главная ось 2а эллипса, описываемого векто-
вектором Е, составляет с осью х угол 0 ^ гр < я, причем ±Ь/а =
= tg X, где —я/4 < х г^Г я/4 угол, определяющий форму
эллипса.
Направление движения концов эллипса может быть
правым (по часовой стрелке) или левым (против часовой
стрелки) для наблюдателя, смотрящего навстречу распро-
распространяющейся волне.
Линейной поляризацию называют в том случае, когда
эллипс поляризации вырождается в прямую линию, при этом
компоненты Еу и Нх исчезают.
Круговой поляризацию называют в том случае, когда
эллипс поляризации превращается в круг; при этом Ех =
= Еу, Нх — Ну.
В свободном пространстве электромагнитная волна рас-
распространяется прямолинейно. В материальной среде прямо-
прямолинейное распространение возможно только при отсутствии
градиента показателя преломления среды в направлении,
перпендикулярном к линии распространения. При наличии
градиента происходит рефракция волн (см. п. 24.3.3), при на-
наличии частиц на пути волны — рассеяние и поглощение ее
энергии'(см. ниже).
Основная характеристика распространения волн — это
количество электромагнитной энергии, передаваемой в пре-
пределах некоторого интервала длин волн, в определенном
телесном угле или через определенную площадку в каком-
либо направлении.
Количество излучения может быть выражено в энерге-
энергетических (радиометрических) или фотометрических величинах
(табл. 24.1.2 и [51, 77]). Фотометрические величины выра-
выражают субъективное восприятие излучения человеческим гла-
глазом, которое зависит от длины волны, и относятся только
к диапазону волн видимого излучения. Взаимосвязь между
энергетическими и фотометрическими величинами выражается
через отношение светового потока к потоку излучения V(X)y
называемое спектральной видностью или спектральной све-
световой эффективностью. Максимум спектральной видности
наблюдается для % = 0,55 мкм: У@,55) = 680 лм/Вт.
В теории переноса излучения используется также термин
интенсивность излучения /, под которым одни авторы пони-
понимают энергетическую освещенность, другие — яркость,
а третьи — силу излучения. Поэтому в каждом конкретном
случае необходимо указывать размерность интенсивности.
Спектральная плотность энергии излучения Ех — это ко-
количество фотонов с данной длиной волны % в единичном
интервале спектра длин волн [511. Энергия излучения по
конечному спектральному интервалу от %\ до Я,2 находится
интегрированием:
- \ Еу dk.
B4.1.3)
24.1.2. Вектор-параметр Стокса
Наиболее полно энергетику и состояние поляризации
излучения описывает четырехмерный вектор-параметр Стокса
(ВПС) [7, 25, 64, 65]:
S = (/, О, U, V). B4.1.4)
Три из этих параметров независимы, так как для пол-
полностью поляризованного излучения выполняется тождество
I2==Q2+U2 + V2 B4.1.5)
и следующие соотношения:
U = / cos 2X sin 2\\),
F = /sln2X. B4.1.6)
Всякое частично поляризованное излучение можно пред-
представить в виде суммы неполяризованного излучения, для
409

Величины, характеризующие излучение
Таблица 24.1.2
Общие физические величины
Единицы измерения
Фотометрические величины
Единицы измерения
Энергия излучения, Еп
Поток (мощность) излучения, Р
Энергетическая освещенность (по-
(поверхностная плотность потока излу-
излучения), Е
Энергетическая сила излучения, /
Энергетическая яркость (плотность
излучения), В
Спектральная плотность
энергии E^—dEn/dX
потока P%=dP/dk
освещенности
яркости BK=dPx/dQdS cos cp
Дж
Вт
Вт/см2
Вт/ср
Вт/(см2-ср)
Дж/мкм
Вт/мкм
Вт/(см2-мкм)
Вт/(мкм-см2-ср)
Световая энергия (коли-
(количество света)
Световой поток
Освещенность (свети-
(светимость)
Сила света
Фотометрическая яркость
лм-с
люмен (лм)
люкс (лк = лм/см2
кандела (кд-лм/ср
кн лм
см2 см«ср
лм-с
мкм
лм
мкм
лк
мкм
лм
см2-ср-мкм
Примечание. dP — мощность излучения элементарного источника, dS и dQ — элементы поверхности и телесного угла,
ср — угол между нормалью к dS и направлением распространения излучения.
которого Q = U = V = 0, и полностью поляризованного излу-
излучения.
В общем случае
I2>Q2 + l/2 + V2. B4.1.7)
Часто используется ВПС в виде S = (/i, /2, U, V), где
/,= (/ + Q)/2, /2= (/-Q)/2.
Степень частичной поляризации определяется следующим
образом:
B4.1.8)
Поясним физический смысл параметров Стокса [38, 64]:
/ пропорциональный полной интенсивности излучения, Q —
разности интенсивностей с параллельной и перпендикулярной
ориентацией Е (поляризацией) относительно выбранной пло-
плоскости, U — разности иитенсивностей с поляризацией под
углами 45 и 135° относительно той же плоскости, V — раз-
разности интенсивностей с правосторонней и левосторонней
поляризацией.
ВПС может быть измерен с использованием поляриза-
поляризаторов и анализаторов электромагнитного излучения.
24.1.3. Основные определения
Рассеянием называется процесс, при котором молекулы
или частицы, находящиеся на пути излучения, заимствуют
энергию падающей волны и переизлучают ее в полный телес-
телесный угол, вершиной которого является рассеивающий эле-
элемент [51]. Рассеяние характеризуется сечением рассеяния и
объемным коэффициентом рассеяния.
Угловое распределение и состояние поляризации рассеян-
рассеянного излучения характеризуется параметрами Стокса с по-
помощью матрицы рассеяния (см. ниже). (Молекулярное рас-
рассеяние — см. п. 24.7.4, рассеяние частицами — см. п. 24.8)
При большой концентрации рассеивателей в среде излу-
излучение, рассеянное одними частицами, может снова рассеи-
рассеиваться другими частицами и т. д. Этот процесс называют
многократным рассеянием. В каждом из последовательных
актов рассеяние осуществляется по законам однократного
рассеяния. Окончательный результат получают суммирова-
суммированием с учетом статистических характеристик следования
актов рассеяния друг за другом.
Поглощением излучения называется уменьшение его энер-
энергии при распространении в веществе вследствие преобразо-
410
вания энергии волны во внутреннюю энергию вещества или
в энергию вторичного излучения.
Поглощение характеризуется сечением поглощения,
объемным коэффициентом поглощения, функцией поглощения
(см. ниже). (Молекулярное поглощение — см. п. 24.7.1—24.7.3,
поглощение частицами — см. п. 24.6 и 24.7.)
Ослабление излучения — это суммарный эффект взаимо-
взаимодействия излучения с молекулами или частицами, обусловлен-
обусловленный рассеянием и поглощением.
Сечение рассеяния ар (поглощения о*п) — это площадь,
через которую протекает поток падающего излучения, равный
потоку излучения, рассеянного во всех направлениях (или
поглощенного). (Сечение молекулярного поглощения — см.
п. 24.4.1, сечение молекулярного рассеяния — см. п. 24.5.1,
сечение рассеяния и поглощения частицами — см. п. 24.6.1)
Сечение ослабления — это сумма сечений поглощения и
рассеяния.
Объемный коэффициент рассеяния (поглощения) — это
отношение потока излучения, рассеянного во всех направле-
направлениях (или поглощенного) единичным объемом среды, к по-
потоку, падающему на этот объем. Коэффициент молекуляр-
молекулярного поглощения — см. 24.7.1, рассеяния — см. 24.7.4, аэро-
аэрозольного поглощения и рассеяния — см. 24.8.
Коэффициент ослабления — это сумма коэффициентов
поглощения и рассеяния. (Ослабление в атмосфере — см.
п. 24.3).
Коэффициент пропускания — это отношение потока излу-
излучения, прошедшего через среду, к потоку излучения, упав-
упавшему на нее. (Коэффициент пропускания для чистого воз-
воздуха— см. п. 24.7, для замутненной атмосферы — см. п. 24.6.)
Функция пропускания — это среднее значение коэффи-
коэффициента пропускания для интервала длин волн от %\ и Х2
(или частот от Vi до v2):
v2 v2
= \
lodvt B4.1.9)
Vi ' Vi
где / и /о — интенсивность излучения, пропущенного средой
и падающего на нее соответственно. Величина A—TVu Va)
называется функцией поглощения.
Матрица рассеяния — это матричный оператор М(9),
связывающий параметры Стокса (см. п. 24.1.2) рассеян-
рассеянного S и падающего So излучения [15]:
(/, Q, U, F) = M@)(/o, Qo, tfo, Vo). B4.1.10)
В общем случае матрица рассеяния М(Э) несимметрична
и содержит 16 элементов Мц DX4), каждый из которых

является функцией угла рассеяния 0 и зависит от оптиче-
оптических свойств рассеивателей. Угол рассеяния отсчитывается
от направления распространения падающего излучения в пло-
плоскости, содержащей падающий и рассеянный луч (плоскость
рассеяния). Обычно матрица рассеяния нормирована по
условию
где da — элемент телесного угла.
Для неполяризованного падающего излучения So =
= (/о, 0, 0, 0), поэтому I = Мп1о, Q = Afai/o, U = М31/0,
V = М41/0, где элемент матрицы Ми определяет индикатрису
рассеяния. (Матрица молекулярного рассеяния — см. п. 24.5.1,
матрица рассеяния сферических частиц — см. п. 24.6.3, мат-
матрица рассеяния атмосферных частиц — см. п. 24.7.)
Матрица экстинкции (ослабления) — матричный опера-
оператор, содержащий в общем случае 16 элементов а*/ DX4),
которые определяются через элементы матрицы рассеяния
вперед Mij @). Выражения для а/, можно найти в [57].
Матрица экстинкции используется для определения ко-
коэффициента ослабления излучения в оптически анизотропной
среде (т. е. если коэффициенты ослабления и рассеяния за-
зависят от состояния поляризации падающего излучения).
Индикатриса рассеяния f@)—это отношение интенсив-
интенсивности излучения, рассеянного в данном направлении 0,
к средней интенсивности, рассеянной во всех направлениях
4я, причем
1
4я
f (9) d® = 1.
B4.1.12)
Величина
§ f (9) cos ft/(cos 9)
<cos 9) =-=±- B4.1.13)
f не) rf (cos e)
—1
называется фактором асимметрии или средним косинусом
рассеяния и характеризует степень асимметрии индикатрисы
рассеяния.
24.2. УРАВНЕНИЕ ПЕРЕНОСА ИЗЛУЧЕНИЯ
В АТМОСФЕРЕ
24.2.1. Нестационарное уравнение
В основе теории переноса излучения лежит система
уравнений, описывающая изменение характеристик излучения
вдоль направления его распространения. Уравнение переноса
устанавливает связь между значениями параметров Стокса
Si(?, r, Q) (см. п. 24.1.2) в двух точках пространства г и
г — dr в момент / с учетом поглощения и рассеяния излуче-
излучения в элементарном объеме среды dV.
Нестационарное уравнение переноса излучения с учетом
поляризации имеет вид
{t> r' °) =-*'('. *> Q)+Q(t, r, О),
B4.2.1)
где а —коэффициент ослабления, или матрица экстинкции
(см. п. 24.1.3); Q — плотность источников, учитывающая
излучение, рассеянное в объеме и посторонними источниками,
либо собственное излучение среды:
t, r, G)--^- I 2_^"/(Q, Q')SjU. r, Q)dO'
[4я/=1
+ q(t, r, Q),
B4.2.2)
где Р коэффициент рассеяния; Мц — элементы матрицы рас-
рассеяния (см. п. 24.1.3); Q, Q' — направления испускания и
рассеяния фотонов; Sx = /, S2 = Q, S3 = U, S4 = V,
52*
Величина q определяется как количество энергии dEw,
излучаемой объемом dV в единицу времени в элементарный
телесный угол dQ:
dEn = q(ty r, Q)dVdQ. B4.2.3)
Решением уравнения B4.2.1), описывающего нестацио-
нестационарное поле излучения, является выражение
-±). r-/Q.p)expX
| __ [a(r—l'Q)dl' \dl"
V о3 )
X -
B4.2.4)
т. е. фотоны с направлением движения Q, которые в мо-
момент t находятся в точке г, должны были возникнуть
в точке г — IQ в момент t — lie. Экспонента определяет ве-
вероятность достижения эт^ми фотонами точки г.
Фотон пребывает в среде до тех пор, пока он не по-
поглотится средой либо не выйдет через границы простран-
пространственно ограниченной среды.
Уравнения, аналогичные уравнению B4.2.1), могут быть
написаны для каждого из параметров Стокса.
Нестационарное уравнение переноса необходимо для ре-
решения задачи о прохождении в среде коротких импульсов
электромагнитного излучения (см. п. 24.11).
24.2.2. Стационарное уравнение
Если характерное время пребывания кванта в среде
много меньше характерного времени изменения потока излу-
излучения (например, при стационарном источнике излучения),
то в каждый момент времени в среде устанавливается ква-
квазистационарный режим. Тогда уравнение B4.2.1) преобра-
преобразуется в стационарное уравнение переноса, в котором отсут-
отсутствует член, содержащий производную по времени.
При учете состояния поляризации необходимо записать
систему уравнений вида B4.2.1) для каждого из параметров
Стокса.
При решении различных задач, связанных с распро-
распространением в атмосфере электромагнитного излучения, ино-
иногда можно пренебречь рассеянием или собственным излуче-
излучением атмосферы, вследствие чего уравнение переноса пре-
преобразуется. Например, уходящее излучение системы Земля—
атмосфера, в котором превалирует собственное излучение
Земли и атмосферы в инфракрасном участке спектра волн,
описывают без учета рассеяния.
Стационарное уравнение переноса для интенсивности
в условиях, когда можно пренебречь рассеянием и собствен-
собственным излучением среды, известно как закон Буге—Ламберта—
Бера (см. п. 24.3).
В настоящее время существует достаточно много раз-
различных методов решения стационарного и нестационарного
уравнений переноса излучения в различных его формах
с учетом рассеяния. Эти методы можно условно разделить
на численные и приближенные аналитические. В основе пер-
первых, как правило, лежит некоторая итерационная процедура.
Достаточно хорошо известны численные методы, основанные
на алгоритмах Монте-Карло, расщепления, удвоения слоев.
Аналитические методы основаны на различных упрощающих
приближениях. Краткий обзор методов решения уравнения
переноса можно найти в [17, 55], а обзор задачи переноса
излучения в атмосфере — в [50].
Процессы переноса излучения в различных диапазонах
электромагнитного спектра имеют свои особенности, связан-
связанные с различным вкладом разных компонентов атмосферы
в поглощение и рассеяние излучения в этих диапазонах
(см. п. 24.7—24.12).
24.3. ОСЛАБЛЕНИЕ ИЗЛУЧЕНИЯ В АТМОСФЕРЕ
24.3.1. Закон Буге—Ламберта—Бера
Ослабление электромагнитного излучения в атмосфере
определяется поглощением и рассеянием атмосферными аэро-
аэрозолями и газами. Ослабление монохроматического излучения
в среде описывается законом Буге —Ламберта— Бера [10,
411

33] являющимся частным случаем уравнения переноса излу-
излучения (см. "п. 24.1.1):
dl = —alodlt B4.3.1)
где / и /0 — интенсивности прошедшего через среду и пада-
падающего на нее излучения, dl— элемент пути. После интегри-
интегрирования уравнения B4.3.1) по трассе L получаем
l / = /оехр(—т), B4.3.2)
где т = jj a.(l)dl — оптическая толщина слоя среды, Т —
о
= ///о — коэффициент пропускания.
Коэффициент ослабления а складывается из коэффициен-
коэффициентов поглощения и рассеяния (см. п. 24.1.3), которые в свою
очередь определяются суммой этих компонентов для газовой
и аэрозольной составляющих атмосферы, включая туманы,
осадки, облака (см. п. 24.4—24.8).
Ослабление в атмосфере выражают в км*, в децибелах
A дБ = 10 lg(///o), в дБ/км A дБ/км = — 4,343а), в неперах
на километр A нп/км = —а/2), а также через оптическую
плотность (D = lg(/o//).
При описании изменения интенсивности излучения с ис-
использованием выражений B4.3.1) — B4.3.2) предполагается,
что все рассеянное частицами излучение удаляется из пучка.
При измерении / наличие конечной апертуры приемника Ynp
приводит к тому, что совместно с прямым излучением ре-
регистрируется определенная доля рассеянного, зависящая от
оптических свойств среды и условий эксперимента, главным
образом от угловой апертуры приемника, пути L и индика-
индикатрисы рассеяния [34, 35] (см. п. 24.1.3).
Закон Буге — Ламберта — Бера применим при следую-
следующих условиях [35]:
1) монохроматичность излучения;
2) отсутствие собственного и индуцированного свечения;
3) независимость рассеяния излучения на частицах друг
от друга, но при этом число частиц N > 1. Имеет место для
относительно малых рассеивателей (х = 2пг/Х <С 10) при
расстояниях между ними более D ч-6) г, а для крупных
рассеивателей (х > 10) — при расстоянии 10 г и более;
4) малость многократного рассеяния (предельные зна-
значения тПр, при которых превалирует однократное рассеяние,
определены ниже);
5) длительность импульсов оптического излучения не
менее 10~8 с;
6) отсутствие нелинейного взаимодействия излучения со
средой (эффекты самофокусировки пучков излучения, мно-
многофотонные эффекты, испарение или разрушение частиц,
фотохимические реакции, спектроскопические эффекты насы-
насыщения и т. д.).
Если свойства среды зависят от интенсивности излуче-
излучения, то рассматриваемый закон в интегральной форме B4.3.2)
неприменим и его необходимо использовать в дифференци-
дифференциальной записи B4.3.1). В этом случае а = Р(/) +уA). При
подстановке в уравнение B4.3.1) конкретных выражений
Р(/), уA) и последующем интегрировании можно получить
выражения для ослабления излучения при том или ином
механизме нелинейности [38].
При спектрофотометрировании солнечного излучения
в атмосфере для видимого1 и ультрафиолетового диапазона
длин волн предельные значения тпр, для которых наблюда-
наблюдаются отклонения от закона Буге, связаны с приемной
апертурой ynv эмпирическим соотношением [35]
!gTnp = -0,04(lgYnpJ- 0,087 lgYnP + 0,32. B4.3.3)
При распространении узких лазерных пучков в атмо-
атмосферном аэрозоле тПр можно оценить с помощью выраже-
выражения [34]
l&f + ft B4.3.4)
где dn — диаметр пучка; а, Ь — эмпирические константы, за-
зависящие от оптических свойств рассеивающей среды. Для
гелий-неонового лазера (X = 0,63 мкм, 00 = 6') при опреде-
определенных значениях характеристик приемника (упр = 6', d =
= 1 м) в условиях плотных облаков и туманов (метеороло-
(метеорологическая дальность видимости 50 м) тпр « 22... 25.
Поскольку размер ледяных кристаллов больше размера
капель, то, следовательно, и значения индикатрисы рассеяния
ледяными кристаллами при малых углах 9 больше, а значит
возрастает доля принимаемого рассеянного света [81, 84].
24.3.2. Ослабление солнечного излучения
Оптическая толщина атмосферы является функцией зе-
зенитного угла Солнца 0с:
т(ес)==тот@с), B4.3.5)
где То — оптическая толщина атмосферы по вертикали,
т@(.)—оптическая масса атмосферы.
В [24] показано, что при 0С < 60°, когда можно прене-
пренебречь сферичностью атмосферы, с высокой точностью можно
положить
m(8c)=secec. B4.3.6)
При 9с>60° необходим учет кривизны атмосферы,
и m(Gc) определяется выражением
(по— 1) /lOSln0o '
B4.3.7)
где по — показатель преломления воздуха на уровне земной
поверхности, а 0а — астрономическая рефракция (см.
п. 24.3.3).
.Величина 0а для изотермической атмосферы описывается
выражением [44]:
Rono sin 8с/(/г + z(n))ndn
sin20c
B4.3.8)
где п — показатель преломления воздуха на высоте z\ Ro —
радиус земли; z(n)—функция, обратная функции n(z).
Поглощение и рассеяние излучения атмосферными газами
в основном определяет селективный характер ослабления
солнечного излучения в атмосфере (см. п. 24.4). Ослабление
солнечного излучения в атмосфере вследствие значительной
изменчивости микрофизических свойств аэрозоля (химиче-
(химического состава, размеров и концентрации) зависит от геогра-
географического положения, времени суток и т. д. (см. п. 25.1—
25.4). Ослабление излучения аэрозолем имеет менее селек-
селективный характер по сравнению с молекулярным ослабле-
ослаблением [44].
Спектральный ход оптической толщины атмосферы в УФ
и видимой областях спектра в отсутствии облаков по ре-
результатам статистических измерений описывается формулой
Ангстрема:
т (X) =aiX~ni + Ьг, B4.3.9)
где а\,Ь\,п{ — эмпирические константы, причем П\ < 4.
В диапазоне длин волн 8—14 мкм наблюдается значитель-
значительная изменчивость аэрозольной составляющей оптической
толщины атмосферы, причем вклад аэрозоля сопоставим
с вкладом водяного пара [61, 75].
Результаты наземных измерений спектрального ослабле-
ослабления солнечного излучения тонкими кучевыми и перистыми
облаками можно найти в [56, 61, 62].
24.3.3. Рефракция оптического излучения в атмосфере
Рефракция — явление, обусловленное искривлением траек-
траекторий лучей света в неоднородной атмосфере, приводящее
к кажущемуся смещению наблюдаемого положения источ-
источника излучения от истинного, а также к искажению резуль-
результатов измерения расстояния до источника [36, 41, 42, 47,
48]. Угол между истинным и видимым направлениями на
источник называется углом рефракции.
В зависимости от расстояния от излучателя и приемника
до центра Земли различают несколько основных типов ре-
рефракции. Среди них наиболее изучены астрономическая
(излучатель находится далеко за пределами атмосферы,
а приемник на поверхности Земли или вблизи нее) и земная
(или атмосферная) (излучатель и приемник находится в пре-
пределах атмосферы). Если излучатель находится на поверхно-
поверхности, а приемник в пределах атмосферы или за ее пределами,
то рефракция называется фотограмметрической.
Турбулентные движения атмосферного воздуха приводят
к флуктуациям во времени угла рефракции, поэтому принято
различать регулярную и случайную рефракции. Под регуляр-
регулярной (нормальной) рефракцией понимают среднее по времени
значение угла рефракции, зависящее, в частности, от метео-
метеорологических условий. Низкочастотные изменения рефракции
с частотой около 0,01 Гц (а иногда до 100 Гц) и неопреде-
неопределенным нижним пределом называют случайной рефракцией.
Вследствие случайной рефракции изображения звезд
в телескопах дрожат или превращаются в размытые бурля-
бурлящие световые пятна. Мерцание звезд, видимое невооружен-
невооруженным глазом, также обусловлено случайной рефракцией.
Устойчивые, длительно существующие (до нескольких часов)
отклонения рефракции от среднего значения при данном зе-
зенитном угле называют аномальной рефракцией.
412

Траектории световых лучей в атмосфере при различных
видах рефракции могут быть рассчитаны в приближении
геометрической оптики, если известно распределение показа-
показателя преломления вдоль трассы распространения лучей.
Земная рефракция
Угол земной рефракции для объекта, находящегося па
высоте И, можно вычислить по формуле [36, 42, 48]:
= arctg
6
sin 9!
1
B4.3.10)
где
sing
dR
RiiRn (г)J-(Ron(O)s\ntJ]l/2 '
B4.3.11)
| — видимое зенитное расстояние наблюдаемого источника,
Ro — радиус Земли в месте нахождения приемника, R =
= Ro + z, z — переменная высота по траектории светового
луча, n(z)—показатель преломления воздуха на высоте z.
Угол земной рефракции при зенитных углах ?', меньших
70°, с ошибкой не более 1" может быть вычислен по фор-
формуле [48]
&-*1-.о.б-^|
B4.3.12)
где X — длина волны излучения (мкм); pg и Тё — давление
(мм рт. ст.) и температура К в точке наблюдения, Ар—раз-
Ар—разность давлений в точке наблюдения и в месте нахождения
источника, р" = 2,06265, А = 28,764, В = 0,16288, С = 0,00136.
Угол земной рефракции определяет ошибку в определении
направления на объект, обусловленную рефракцией света
в атмосфере. Эта ошибка при высоте излучателя до 100 км
и большом зенитном угле (~80°) может достигать несколь-
нескольких угловых минут.
Земная рефракция на наклонных трассах, кроме угла
рефракции, характеризуется также полным углом рефракции,
равным углу между касательными к световому лучу в на-
начале и конце трассы.
На горизонтальных трассах земную рефракцию принято
характеризовать коэффициентом земной рефракции, который
определяется как отношение радиуса Земли к радиусу кри-
кривизны луча. ч
Иногда в атмосфере образуются слои, на границе кото-
которых может происходить полное отражение лучей. Тогда
можно видеть отраженное изображение предмета (мираж),
как прямое, так и обратное, и даже не одно, а несколько [47].
Частный случай земной рефракции при распространении
света в пределах приземного слоя атмосферы обычно назы-
называют геодезической рефракцией. Ее учет имеет особенности:
из-за существенных неоднородностей показателя преломле-
преломления в приземном слое нельзя точно определить в этом слу-
случае рефракцию на основе табличных данных или измерений
метеопараметров в точке наблюдения. Геодезическая рефрак-
рефракция, как правило, может быть рассчитана только при нали-
наличии данных о показателе преломления на трассе.
При исследовании рефракции над водоемами обнаружено,
что в нижнем надводном слое может наблюдаться сверх-
сверхрефракция световых лучей, практически не поддающаяся
учету.
Астрономическая рефракция
При нормальных условиях показатель преломления воз-
воздуха с высотой над поверхностью Земли убывает, поэтому
световой луч, идущий от звезды, принимает форму кривой,
обращенной выпуклостью вверх. Источник света кажется
смещенным к зениту. Если зенитный угол меньше 70°, то
угол астрономической рефракции практически (с точностью
до 1") не зависит от распределения показателя преломления
по высоте, а определяется его значением у поверхности и
приближенно может быть найден по формуле B4.3.12) при
#->¦ оо.
Вследствие быстрого роста угла рефракции при при-
приближении светила к горизонту нижний край диска Солнца
(или Луны) может быть приподнят на несколько минут дуги
выше верхнего, а солнечный диск кажется сплюснутым. Из-за
рефракции светила видны над горизонтом еще до восхода и
некоторое время после истинного захода.
Имеется большое число таблиц, в которых содержатся
результаты расчетов, позволяющие определить угол как
астрономической, так и земной рефракции. Однако необхо-
необходимо отметить, что они могут быть использованы скорее
в типичных, чем в конкретных условиях, так как нередко
встречаются значительные расхождения между рассчитан-
рассчитанными и наблюдаемыми углами рефракции. Особенно велики
эти расхождения при больших зенитных углах. В этом слу-
случае определение углов рефракции представляет сложную
задачу и может приводить к значительным ошибкам в опре-
определении координат объектов. В связи с этим для решения
многих практических задач важно иметь оперативную ин-
информацию о метеорологических параметрах, влияющих на
рефракцию. Весьма перспективной представляется разработка
с этой целью систем лазерного зондирования атмосферы.
При геодезических измерениях и прецезионной дально-
метрии при больших зенитных углах объекта для учета
рефракции необходимо вносить поправки на дальность. Бо-
Более детально учет поправок на дальность обсуждается в спе-
специальной литературе, посвященной геодезическим измерениям,
лазерной локации, светодальномерным и радиодальномерным
исследованиям.
24.4. ПОГЛОЩЕНИЕ ОПТИЧЕСКОГО ИЗЛУЧЕНИЯ
ГАЗОВЫМИ СОСТАВЛЯЮЩИМИ АТМОСФЕРЫ
24.4.1. Молекулярное поглощение
Поглощением излучения с частотой v называется про-
процесс, при котором молекула вещества в результате взаимо-
взаимодействия с фотоном с энергией hv возбуждается с энергети-
энергетического уровня Ех на более высокий уровень Еъ причем
E2 — Ei = hv, где h = 6,625 • 10~34 Дж • с — постоянная
Планка. Поэтому поглощение излучения определяется струк-
структурой и заселенностью энергетических уровней молекул
данного вещества и вероятностями переходов между
ними [21].
Поглощение характеризуется коэффициентом или функ-
функцией поглощения, сечением поглощения и массовым коэффи-
коэффициентом поглощения (см. п. 24.1.3). В табл. 24.4.1 приведены
Таблица 24.4.1
Переводные коэффициенты для мго компонента смеси
Kiv
NLmt.
роТ
пц
m
-l
переводные коэффициенты, которые позволяют связать между
собой коэффициент поглощения kiv, сечение поглощения o*iv
и массовый коэффициент поглощения kix, например:
*iv —
Ро
Jiv>
B4.4.1)
где NL — число Лошмидта; NL = 2,687-1010 см~3; т* —
масса молекулы газа (г); р0 и р, То и Т — давление и темпе-
температура газа при нормальных условиях и текущие значения со-
соответственно.
Коэффициент пропускания излучения однородной и рав-
равновесной газовой средой определяется соотношением
B4-4.2)
где /ov — начальная интенсивность излучения с частотой v,
/v — интенсивность излучения после прохождения слоя тол-
толщиной L, Пг—число поглощающих и рассеивающих молекул
типа / в единичном объеме, o*/v и <T/V —сечения поглощения
и рассеяния соответственно. Частота v (см-1) связана с дли-
длиной волны X (мкм) соотношением v = Ю4/^. Показатель
экспоненты в формуле B4.4.2) — оптическая толщина слоя.
413

Спектром поглощения (пропускания) называется зави-
зависимость г.оэффициента поглощения (пропускания) от частоты
(длины волны) излучения. Он представляет собой совокуп-
совокупность отдельных спектральных линий, соответствующих каж-
каждому возможному переходу.
"Положение (v0), интенсивность (So) и форма линии по-
поглощения / (р, 7\ v — vo) определяются соответствующими
свойствеми молекулы.
Энергетические уровни молекул определяются суммой
электрогпой, колебательной и вращательной энергии (при-
(приближение Борна— Оппенгеймера). Эти виды энергии обус-
обусловлены соответственно движением электронов в поле атом-
атомных ядер, периодическим смещением образующих молекулу
атомов от положения равновесия и вращением молекулы
как целого вокруг ее центра тяжести. Чисто вращательные
спектры (при поглощении кванта излучения изменяется
только вращательная энергия) расположены в микроволно-
микроволновой и дальней ИК-области (v ^500 см). Они наблюдаются
у молекул, имеющих дипольный момент, и являются наибо-
наиболее простыми по структуре. Эти спектры образованы сово-
совокупностью линий, среднее расстояние между которыми может
достигать нескольких см. Если при поглощении излучения
в молекулах изменяется колебательная и вращательная
энергия, то говорят о колебательно-вращательных спектрах,
наблюдающихся в спектральном интервале от нескольких
сотен до нескольких тысяч см. Эти спектры представляют
собой систему полос, каждая из которых имеет тонкую
структуру в виде линий, соответствующих переходам между
различными вращательными подуровнями двух колебатель-
колебательных состояний. Необходимым условием возникновения ин-
инфракрасного спектра поглощения является зависимость ди-
польного момента молекулы от ее колебательных координат.
Поскольку изменение межатомных расстояний в молекулах
азота и кислорода не приводит к возникновению дипольного
момента, эти основные компоненты атмосферы не активны
в инфракрасном поглощении.
Электронные спектры молекул, обусловленные переходами
с изменением электронной энергии, расположены, как пра-
правило, в видимом и ультрафиолетовом диапазонах длин волн.
Эти спектры отличаются более сложной структурой, по-
поскольку одновременно с электронной энергией изменяется
энергия колебательного и вращательного движения. Под
воздействием ультрафиолетовой радиации возможна иониза-
ионизация или диссоциация молекулы. Такому типу переходов
в спектре поглощения соответствуют широкие бесструктур-
бесструктурные полосы-континуумы.
24.4.2. Спектр поглощения атмосферного воздуха
Коэффициент поглощения атмосферного воздуха склады-
складывается из двух частей:
B4.4.3)
где A?y — коэффициент селективного поглощения, обусловлен-
обусловленный совокупным вкладом спектральных линий; k* — коэффи-
коэффициент континуального поглощения. Коэффициент селектив-
селективного поглощения можно представить в виде суммы вкладов
спектральных линий по всем поглощающим компонентам:
где Si] — интенсивность /-й линии, принадлежащей /-му газу;
fij(p,Tyv — Vij) — контур с максимумом на частоте v/y.
Форма контуров линий поглощения атмосферных газов
определяется одновременным действием трех механизмов
уширения. Первый из них связан с временем жизни энерге-
энергетических состояний (естественное уширение), второй — до-
плеровское уширение, третий — обусловлен межмолекуляр-
межмолекулярными взаимодействиями.
В условиях атмосферы первым механизмом можно
пренебречь. В верхних слоях, где давление не превышает
нескольких гектопаскалей, основным механизмом уширения
является эффект Доплера, а форма контура не зависит от
давления газа и описывается соотношением
1
Xexp | — In!
я ytjd(T,
(v-v//J 1
-X
B4.4.5)
где
' 2ln 2kf
mi с2
n — доплеровская
полуширина.
В тропосфере при давлении р > 65 гПа основным механизмом
уширения становится взаимодействие молекул, обусловливаю-
обусловливающее дисперсионный контур линий поглощения
T, v
> T)
B4.4.6)
с полушириной, пропорциональной давлению воздуха: уц =
= Vijo{T)p, где Yoo — коэффициент уширения воздухом.
100 кмкм
И И У/Л УЖ
JLJL
Ж
V//A Ш//Г
Г
L
И. И
юоооо
1OOOO
1000
100 V см''
Рис. 24.4.1. Спектр пропускания (поглощения) атмосферы для
излучения с А,=0,1... 100 мкм (а), фрагмент спектра про-
пропускания (б) и положение основных полос поглощения (в).
В промежуточной области давления контур спектральной
линии описывается функцией Фойгта [68].
Спектр поглощения атмосферного воздуха. В видимом
и ультрафиолетовом диапазонах основная роль в формиро-
формировании спектра поглощения воздуха принадлежит азоту, кис-
кислороду и озону. Основными атмосферными газами, погло-
поглощающими в ИК-диапазоне, являются водяной пар и угле-
углекислый газ. Существенную роль в формировании спектра
поглощения атмосферного воздуха в области около v ~
« 1000 см-1 играет озон. Остальные молекулярные компо-
компоненты атмосферы (окислы азота, метан, двуокись серы
и т. п.) из-за малых концентраций не оказывают столь за-
заметного влияния на ослабление ИК-радиации; исключение
составляют участки, соответствующие наиболее интенсивным
полосам поглощения (см. п. 24.8.3). В качестве примера на
рис. 24АЛ а приведен спектр пропускания атмосферы из [22],
на котором схематически указаны основные полосы погло-
поглощения атмосферных газов. На рис. 24.4.1 б приведен фраг-
фрагмент спектра солнечного излучения, зарегистрированный
с разрешением 0,1 см*1 на высоте 1600 м над уровнем моря
(США) [80]. Тонкая структура этого спектра образована
группой интенсивных линий вращательной полосы водяного
пара и слабыми линиями, относящимися к молекулам HNO3.
На рис. 24.4.1 в приведена диаграмма, которая показывает
положение спектральных интервалов, занятых основными
полосами поглощения атмосферных газов. В видимом и
ультрафиолетовом диапазонах значения длин волн приво-
приводятся, как правило, в нанометрах. Основные полосы погло-
поглощения электронных спектров молекул называют обычно по
414

фамилиям исследовавших их авторов. Для инфракрасного
диапазона наиболее простым обозначением колебательно-
вращательных полос является указание длины волны их
центров.
Основные колебательно-вращательные полосы Н2О
имеют сложную вращательную структуру и перекрывают
в спектре широкие интервалы с центром около 1670 и
3700 см. Эти полосы обусловливают практически полное
поглощение атмосферной солнечной радиации в указанных
диапазонах. Кроме того, водяному пару принадлежит си-
система менее интенсивных обертонных и составных полос,
заметно поглощающих инфракрасное излучение в диапазоне
от 2000 до 10 000 см-1. В области v ^ 800 см расположен
чисто вращательный спектр водяного пара, простирающийся
вплоть до микроволновой области. Электронный спектр
водяного пара наблюдается в области длин волн менее
190 нм и представляет собой сочетание континуумов и боль-
большого числа полос с ионизационным пределом вблизи 100 нм
[22, 94].
Основные колебательно-вращательные полосы углекислого
газа имеют регулярную вращательную структуру и располо-
расположены в области частот около 673 и 2349 см. Кроме того,
в спектре поглощения наблюдается большое число состав-
составных и обертонных полос, из которых наиболее интенсивной
является полоса с центром около 3700 см. Длинноволновая
граница электронного спектра поглощения СОг расположена
вблизи 190 нм. С уменьшением длины волны сечение погло-
поглощения быстро увеличивается (о~п ~ 6-10~21 см2 при Х&
» 175 нм), достигая значения 6-10~19 см2 при Хж 147,5нм.
В области А,<130 нм углекислый газ имеет несколько полос
с более высоким сечением поглощения.
Спектр поглощения озона содержит чисто вращательную
полосу в микроволновой области и систему колебательно-
вращательных полос, из которых наиболее интенсивными и
важными для атмосферной оптики являются перекрываю-
перекрывающиеся полосы вблизи частоты 1080 см. В электронном
спектре поглощения озона выделяют участки 450—750 нм
(полосы Шаппюи с максимальным сечением поглощения
— 4-10-21 см2) и 240—360 нм (полосы Хартли—Хеггинса
с выраженной структурой и максимальным сечением
~ Ю-17 см2) [52]. В более коротковолновом диапазоне сече-
сечение поглощения уменьшается до 2-10~19 см2 при X = 200,
а затем возрастает, достигая 8-10~19 см2 при X ~ 175 нм [94].
Длинноволновая граница электронного спектра поглоще-
поглощения азота (N2) наблюдается около X = 145 нм. С этой длины
волны начинается система полос, простирающаяся вплоть до
~ ПО нм, с максимальным сечением поглощения ~10-20 см2.
В более высокочастотной области (X < 80 нм) наблюдается
группа полос Уорли с сечением поглощения, достигающим
10-17__ю-18 см2.
В электронном спектре поглощения молекулярного кис-
кислорода наблюдаются две полосы, начинающиеся вблизи длин
волн 1280 и 760 нм («инфракрасная» и «красная» полосы О2).
Спектр поглощения в ультрафиолетовой области включает
полосы и континуум Герцберга B60—230 нм), а также си-
систему полос Шумана—Рунге A70—210 нм), налагающуюся
на интенсивный континуум с коротковолновой границей
около 130 нм. Полосы Шумана—Рунге имеют хорошо выра-
выраженную тонкую структуру, что приводит к существенной
зависимости сечения поглощения от длины волны (величина
ап может меняться на несколько порядков в интервале
~ 0,01 нм) [52]. Более подробные сведения о структуре
спектров поглощения атмосферных газов можно найти в ра-
работах [20—22, 52, 80, 94].
24.4.3. Методы расчета молекулярного поглощения
в атмосфере
Методики прямого расчета молекулярного поглощения на
атмосферных трассах в ИК-области спектра основаны на
применении формул B4.4.1) — B4.4.7). Необходимая инфор-
информация о параметрах спектральных линии сведена в специ-
специальных атласах, из которых наиболее известен атлас Мак-
латчи [78]. Этот атлас содержит данные о линиях погло-
поглощения атмосферных газов в диапазоне длин волн 20—
10 000 см. Содержащаяся в нем информация периодически
уточняется на основе проводимых научных исследований.
Так, в версии 1982 г. приведены параметры линий поглоще-
поглощения 28 присутствующих в атмосфере газов. Существуют
программные средства [82, 90], предназначенные для расчета
коэффициентов поглощения и пропускания на различных
атмосферных трассах.
При расчете молекулярного поглощения в области окна
прозрачности 8—12 мкм необходимо учитывать особенность,
связанную с континуумом водяного пара. Его природа до
конца еще не ясна, однако наиболее обоснованным является
предположение о связи континуума с образованием моле-
молекулярных комплексов в водяном паре. Для расчета контину-
континуального поглощения в работе [4] предложено соотношение,
полученное на основе экспериментальных исследований:
*vH2o = cv [М^Ч1 + арр) + к2а2екр(НТ-1)], B4.4.7)
где cv = b\ + 62ехр(—b^v), a — абсолютная влажность (г/м3),
Aj, =0,22.10-6 м3/(г-км-К), ^2 = 0,82.10-6 м6/(г2-км), Ь =
= 1,5, ар = 1,95 атм-1, Н = 2066 К, Ьх = 0,56, Ь2 = 769,2,
Ьъ = 79,1 - Ю-4 см.
Прямые методы расчета молекулярного поглощения
находят все более широкое применение на практике, что
связано, в частности, с развитием вычислительной техники.
Для расчетов функций пропускания в широких спектральных
интервалах (при оценках теплового баланса и мощности ухо-
уходящего излучения) применяются более оперативные методы,
основанные на численном моделировании пропускания в ко-
колебательно-вращательных полосах. Достаточно подробное
описание этих методов можно найти в [22]. При расчетах
поглощения атмосферой видимого и ультрафиолетового из-
излучения используется несколько методов, что обусловлено
сложной структурой спектров, наличием участков с интенсив-
интенсивным континуальным поглощением, отсутствием подробных
сведений о тонкой структуре электронных полос. Первый ме-
метод— это непосредственное использование полученных экспе-
экспериментально зависимостей сечения (коэффициента) поглоще-
поглощения от длины волны, заданных в графической или табличной
форме [94]. В отдельных спектральных интервалах величины
kv аппроксимируются аналитическими выражениями (напри-
(например, kvi — д^ехр [bi (v — Ci)])t включающими подгоночные па-
параметры: Аналогичные способы используются для задания
температурной зависимости коэффициента поглощения.
При наличии подробных сведений о тонкой структуре
спектра в каком-либо диапазоне длин волн для описания
коэффициента поглощения можно использовать соотношение
B4.4.3). Континуальное поглощение задается в этом случае
экспоненциальными или степенными функциями. Для расчетов
селективного поглощения создаются банки данных, включаю-
включающие экспериментально полученные параметры линий погло-
поглощения (например, в области полос Шумана—Рунге молеку-
молекулярного кислорода) [52].
24.5. МОЛЕКУЛЯРНОЕ РАССЕЯНИЕ ИЗЛУЧЕНИЯ
Молекулярное рассеяние (МР)—это рассеяние излучения
молекулами вещества (см. п. 24.5.1) оптическими неодно-
родностями, обусловленными флуктуациями давления, темпе-
температуры, анизотропии и концентрации молекул (см. п. 24.5.2),
а также рассеяние, вызванное неупругим взаимодействием
излучения с молекулами (см. п. 24.5.3).
24.5.1. Молекулярное рэлеевское рассеяние (МРР)
Название этому виду рассеяния дано по имени Рэлея,
который впервые объяснил цвет чистого неба молекулярным
рассеянием [101, 102]. Молекулы вещества, обладающие элек-
электрическими зарядами, под действием электромагнитного из-
излучения поляризуются, и в них возникает дипольный момент,
величина которого осциллирует синхронно с частотой облуча-
облучающего излучения. Колеблющийся диполь генерирует рассеян-
рассеянную волну.
МРР характеризуется объемным коэффициентом углового
(или направленного) рассеяния или индикатрисой рассеяния.
Полностью все характеристики поля рассеянного излучения
описываются параметрами Стокса (см. п. 24.1) и матрицей
рассеяния (см. п. 24.1.1).
Объемный коэффициент молекулярного рассеяния рм (км-1)
определяется выражением
Pm = ctmW, B4.5.1)
где сгм — сечение молекулярного рассеяния, N — число моле-
молекул в единице объема.
415

Для изотропной молекулы газа сечение рассеяние ом (см2)
описывается соотношением
/г2+ 2
где п — коэффициент преломления газа (см. [51, 100]).
В действительности молекулы газа обладают некоторой
анизотропией, поэтому с учетом анизотропии получена фор-
формула [15, 51]
a i оя
B4.5.3)
где 6 — фактор деполяризации рассеянного излучения (для
воздуха б = 0,035).
Значения я, 0М и (Зм для воздуха затабулированы; их
можно найти в [51, 99]. Например, для стандартных условий
при X = 0,55 мкм рм = 11,62-10~3 км-1. Это нижний предел
Рм для стандартной атмосферы при X = 0,55 мкм.
Объемный коэффициент углового рассеяния рм @)
(см^ср-1)— это отношение мощности излучения, рассеянного
единичным объемом среды в единичный телесный угол в на-
направлении угла 0, к интенсивности падающего излучения
/о (Вт/см2):
Рм(е)=ам(е)^, B4.5.4)
где 0м @)—сечение углового рассеяния, которое зависит от
поляризации излучения относительно плоскости рассеяния.
Если направление колебаний электрического вектора Ео пер-
перпендикулярно плоскости рассеяния, то
<«••¦•>
т. е. значения 0m_l от угла 9 не зависят.
Если направление колебаний электрического вектора
параллельно плоскости рассеяния, то
— 1 \2
)
B4*5-6)
Неполяризованное излучение можно представить в виде
суммы двух компонент с интенсивностью / = 1/2(/_l-г/||)
Тогда
B4<5'7)
Следует отметить, что если среда оптически однородна,
то излучение, рассеянное соседними объемами среды, оказы-
оказывается когерентным. В этом случае волны, испускаемые рав-
равными объемами, расположенными на расстоянии / — ~ sin в
один от другого, погасят друг друга вследствие интерферен-
интерференции (при любом угле 0=7^=0), и рассеяния наблюдаться не бу-
будет. Однако реальные среды всегда оптически неоднородны.
(Рассеяние света на флуктуациях оптической неоднородности
см. п. 24.5.3).
Величина Рм@) зависит от плотности среды. Некоторые
значения |Зм@) для стандартного воздуха приводятся в [51].
Матрица молекулярного рэлеевского рассеяния для пара-
параметров Стокса S = (/, Q, U, V) (см. п. 24.1.2) без учета
анизотропии имеет вид [64]
м О) = -?-
—sm2e
о
о
-sin29
о
о
о
о
2 cos В
0
0
0
0
2 cos 9
B4.5.8)
откуда получаем выражения для индикатрисы рассеяния для
неполяризованного падающего излучения So = (/, 0, 0, 0,):
и степени поляризации рассеянного излучения:
г, /Лч sin26
B4.5.9)
B4.5.10)
Для воздуха с учетом анизотропии молекул имеем
/м (9) =-0,7629 A +0,9324 cos2 6). B4.5.11;
Некоторые значения /м(9) для стандартной атмосферы
приводятся в [51].
На рис. 24.5.1 показаны диаграммы молекулярного рас-
рассеяния поляризованного и неполяризованного излучения
в одной плоскости рассеяния. Знаки J_ и || введены для обо-
Рис. 24.5.1. Индикатрисы молекулярного рэлеевского
неполяризованного излучения (/) и для перпендику-
перпендикулярно B) и параллельно C) поляризованных состав-
составляющих.
значения диаграммы рассеяния для перпендикулярной и па-
параллельной составляющих. При всех углах 0, кроме 0 и 180°,
рассеянный свет имеет частичную поляризацию.
Если бы в атмосфере имело место только молекулярное
рассеяние, то излучение, рассеянное под углом 90° от направ-
направления Солнце—Земля, было бы почти полностью поляризо-
поляризованным.
24.5.2. Рассеяние света на флуктуациях
плотности и анизотропии
В результате теплового движения молекул в среде возни-
возникают флуктуации плотности и анизотропии, которые приводят
к флуктуациям диэлектрической проницаемости Део^я2. Ин-
Интенсивность рассеянного света на оптических неоднородностях
флуктуационного происхождения определяется выражением [49]
/=/о
л2У
l/*(A?oJ(l +cos26), B4.5.12)
где V* и V — объем флуктуации и объем частиц, L — расстоя-
расстояние от рассеивающего объема до точки наблюдения.
Флуктуации Де0 могут быть вызваны флуктуациями дав-
давления (адиабатические флуктуации), энтропии (изобарические
флуктуации) либо концентрации растворенного вещества или
анизотропии молекул. Скорость распространения этих флук-
флуктуации определяется скоростью упругого возмущения, коэф-
коэффициентом температуропроводности и коэффициентом диффу-
диффузии соответственно. Поэтому при рассеянии на флуктуациях
плотности происходит изменение во времени амплитуды и фазы
рассеянного света, а следовательно, и его спектрального со-
состава. Наряду с излучением /с основной частоты, совпадаю-
совпадающей с частотой падающего излучения, в рассеянном свете
могут появиться смещенные частоты.
Рассеяние на изобарических флуктуациях плотности и
флуктуациях концентрации дает в рассеянном излучении
спектральные линии с центром v0, совпадающим с частотой
падающего излучения, и с полушириной, равной Dя2Д2)% и
Dя2Д2)?) соответственно (где % — коэффициент температуро-
температуропроводности, D — коэффициент взаимной диффузии). Интен-
Интенсивность линии, обусловленной флуктуациями концентрации,
существенно выше. Особенно она велика при критической тем-
температуре (критическая апалесценция).
Рассеяние на адиабатических флуктуациях дает две сме-
смещенные частоты: vo±Av. Это рассеяние Мандельштама—
Бриллюэна (РМБ). Для газов Av очень мало и может быть
зарегистрировано только приборами с высоким разрешением.
Соотношение интенсивностей компонент рассеянного излу-
излучения имеет вид
'с/'
РМБ'
B4.5.13)
416

Например, для воды cp/cv « 1, и центральная линия в спектре
рассеянного излучения отсутствует.
Спектр излучения, рассеянного на флуктуациях анизотро-
анизотропии представляет собой довольно широкую полосу с макси-
максимумом на частоте v0. Этот спектр называется крылом линии
Рэлея.
24.5.3. Неупругое рассеяние излучения молекулами
Комбинационное рассеяние (КР), или эффект Рамана,—
это неупругое столкновение фотона с молекулой, находящейся
на начальном энергетическом уровне, в результате которого
появляется фотон с меньшей энергией. В рассеянном излуче-
излучении появляются добавочные линии-спутники с частотами
vc = Vo — Av (стоксова частота) и va = Vo + Av (антистоксова
частота). Интервал Av соответствует внутренней энергии мо-
молекул, которая может быть энергией колебательного, враща-
вращательного или электронного возбуждения. Сечение КР обычно
меньше сечения рэлеевского молекулярного рассеяния на три
порядка. (Вынужденное комбинационное рассеяние — см.
п. 24.11.4.)
Резонансное комбинационное рассеяние (РКР) возникает
в том случае, когда значение v0 близко к собственной резо-
резонансной частоте атома или молекулы. Сечение РКР на 3— '
6 порядков больше, чем сечение КР.
Резонансная флуоресценция — спонтанное испускание фо-
фотона возбужденными атомом или молекулой при переходах
на первоначальный или другие лежащие ниже уровни. Этот
процесс испускания дает дискретный спектр. Однако вслед-
вследствие соударений атомов и молекул они перераспределяются
по другим возбужденным уровням, что приводит к широко-
широкополосной флуоресценции, имеющей почти непрерывный спектр.
Резонансное рассеяние — процесс испускания фотонов
с частотой, близкой или равной vq.
24.6. ПОГЛОЩЕНИЕ И РАССЕЯНИЕ
ИЗЛУЧЕНИЯ ЧАСТИЦАМИ
24.6.1. Основные параметры
Поглощение и рассеяние излучения частицами определя-
определяются следующими параметрами: размером частицы относи-
относительно длины волны X падающего излучения (я), показате-
показателем преломления вещества частицы (т), формой и состоя-
состоянием их поверхности [15].
Относительный размер частицы, называемый также пара-
параметром Ми или параметром дифракции, определяется выра-
выражением
x = 2nr/X = krt B4.6.1)
где k — волновое число, г — радиус частицы.
Поскольку в атмосфере могут присутствовать различные
частицы, диапазон значений параметра х может быть очень
широк: от л:<1 до *>1.
Показатель преломления — это отношение скорости элек-
электромагнитных волн в вакууме к их фазовой скорости в среде.
В общем случае показатель преломления вещества — ком-
комплексная величина:
Таблица 24.6.1
Значения m для воды [89]
= п—ш,
B4.6.2)
где п2 + к2 = 80, 2пк = 4яа/соо, 8о — диэлектрическая постоян-
постоянная, а—электропроводность, о)о — круговая частота падаю-
падающего излучения.
Действительная часть п определяет фазовый сдвиг излу-
излучения, прошедшего через вещество, а мнимая часть % — умень-
уменьшение амплитуды прошедшей волны из-за поглощения.
Коэффициент поглощения вещества у0 (см-1) выражается
через % следующим образом:
Yo = 4mc/A,. B4.6.3)
Значения m для воды при некоторых X приведены
в табл. 24.6.1 и в [16, 22], для льда —в [32, 104, 107].
Сложнее обстоит дело с выбором значений m для той
фракции частиц, которая носит название «атмосферный аэро-
аэрозоль», поскольку зависит от его химического состава и, как
правило, изменяется в зависимости от относительной влаж-
влажности воздуха. Значения m для составляющих атмосферного
аэрозоля можно найти в [32, 39, 45].
53 Заказ № 46
К мкм
т
0,7
3,5
12
17
28
40
60
100
140
200
337
500
700
1000
m
= 24°С
1,32—0,0/
1,423—0,0093/
1,111—0,199/
1,376—0,429/
1,549—0,338/
1,519—0,385/
1,703—0,587/
2,06—0,551/
2,07—0,470/
2,08—0,509/
2,20—0,600/
2,22—0,740/
2,32—0,890/
2,50—1,09/
А, мкм
2
5
10
20
33
г=о
2
3
4
5
7
m
>с
,5604—0
,1918—1
,2214—2
,8368—3
,1755—2
,8947/
,7657/
,5259/
,0046/
,8642/
Форма частиц. В отличие от характеристик сферических
частиц, оптические характеристики несферических частиц, по-
помимо параметров m и *, зависят также от их геометрической
формы и ориентации относительно падающего излучения и
плоскости колебания электрического вектора в падающем ли-
линейно-поляризованном излучении. Однако в связи с отсут-
отсутствием решений задачи для частиц любой формы, все атмо-
атмосферные частицы за исключением ледяных кристаллов в пер-
первом приближении принято считать сферическими частицами.
Ледяные кристаллы аппроксимируют пластинками, круг-
круглыми цилиндрами, эллипсоидами или гексагональными приз-
призмами (см. [11] и п. 24.6.4).
Частицы, поверхность которых не является гладкой, на-
называются «белыми». Отражение излучения от таких поверх-
поверхностей является диффузным. Большинство «белых» поверхно-
поверхностей подчиняется закону Ламберта, согласно которому,
яркость белой поверхности одинакова независимо от направ-
направления освещения. (Рассеяние белым шаром — см. п. 24.6.2.)
24.6.2. Поглощение и рассеяние излучения
отдельными сферическими частицами
Взаимодействие излучения со сферическими частицами
строго и полностью описывается теорией рассеяния Ми [15].
Поле рассеянного излучения определяется через две скаляр-
скалярные компоненты А\ и А2 амплитуды электрического вектора,
соответственно перпендикулярную и параллельную плоскости
рассеяния. Выражения для амплитуд Ах и А2 записываются
через амплитудные коэффициенты Ми ап и Ьп, зависящие от
х и //г, и через угловые коэффициенты пп и тп. Амплитуды
Ах и Л2 являются суммой бесконечных рядов (п — индекс
суммирования) [7, 15, 25]:
? п(п\\)
?
где
(cos9) + anxn (cos 9)), B4.6.4)
пг% (х) ^п (пгх)
In
% (тх) % (х) — ф„ (х) % (тх)
•фп, ?n H%,grt —функции Рикатти—Бесселя и их производ-
производные по аргументу, стоящему в скобках.
С помощью этих параметров Ми можно выразить все
характеристики поглощения и рассеяния излучения сфериче-
сферическими частицами любых размеров х и с любыми т.
417

Таблица 24.6.2
Область рассеяния
Условия применимости
Факторы эффективности
Индикатриса рассеяния / F)
Рэлеевское рассеяние
1.2
<,
\т— 1 | — произв.,
2* | т — 1 |< 1
\т— 1 | — 0
Сп = — 4*Im( (m2 —
tP = 32/27*2|m-l|2,
2 Рассеяние Рэлея—Ганса При х = 0
х — произв.,
ATo = 32/27(/z-1Jjc4,
/(p=|m2-l|2<p(*),
-j- A + cos2 0) G2 (u)
|
2х | т —
2.3
3 Аномальная дифракция
k=2x (я-
л\ о *~~- *•/ \•• ~~ 1) «^
/Cp-p|/2(l+tg2p),
/Cn = 4/3pAtgP-p|tg2p
/Сп = 1 + ехр (—4*х) D^х -— l)/8*2x2,
/Со = 2—4 ехр (—рл tg P) ^ [sin (о^-р) -
Рассчитывается по тео-
теории Ми
3.4
Геометрическая оптика
При х == 0, /г ^ 2
При р^ > 1
*»1,
| т— 1 | — произв.,
>1
При
При
5 sin 4x
Примечание. q> (*) = -^- д:2 — —j^—
-cosp^)
/Со «2
/Со «2
/Сп да 8/3*х//г [л3 — (п2 — 1 )•/.],
/Ср —¦ 1 "Ь /Сотр» «Сп ~~*1 —• /Сотр
•cos6JX
X
/? (A:sin0) 1
(ATSinBJ J
A — cos4д:)
1
2jc2
¦D*) .
w==2jcsin —, G (u)= 1/ a ^3/2 (tf)» ^3/2 и ^i —функции Бесселя порядка 3/2 и 1; G @) —часть индикатрисы, рас-
Я/2
считываемая по законам геометрической оптики; /Сотр = 2 § R(Qi, ™>) cos6^ sin QtdQi — фактор эффективности отражения;
о
R — отражательная способность, рассчитываемая по формулам Френеля; 9* — угол падения излучения на частицу.
Сечения поглощения ап, рассеяния <тР и ослабления <т0
излучения частицами определяются выражениями
О"п, р = /Сп,р (т> X)Sr,
сто = /Со (т, х) 5Г,
B4.6.5)
где /Сп, /Ср, /Со — факторы эффективности поглощения, рас-
рассеяния и ослабления. Для сферических частиц они могут быть
рассчитаны по теории Ми:
о
х
B4.6.6)
В некоторых диапазонах х и m возможно проведение
расчетов факторов эффективности по приближенным выраже-
выражениям. В табл. 24.6.2 приводятся эти выражения для четырех
областей х, т и трех промежуточных случаев (см. в табл. 24.6.2
п. 1.2, 2.3, 3.4). Таблицы значений факторов эффективности
для отдельных сферических частиц при некоторых т и X
можно найти в [31, 95].
На рис. 24.6.1 показана зависимость Ко(х) для непогло-
щающих сфер. При *->оо для всех т значение /Со-^2. При-
Приведенные кривые сглажены. В действительности на кривых
Ко(х) при малых к имеются острые нерегулярно расположен-
расположенные всплески, называемые «рябью», которые проявляются при
расчетах с таким малые шагом, как А* « 10~4.. . 10~7. По
своей природе рябь — явление оптического резонанса, физи-
Рис. 24.6.1. Зависимость фактора эффективности ос-
ослабления /Со от параметра х для непоглощающих
сферических частиц.
Цифры у кривых — значения п.
ческое объяснение которому дается в [15]. Рябь проявляется
как на кривой /СР(х), так и на кривой Кп(х) (рис. 24.6.2).
В случае полидисперсных систем рябь не проявляется.
418

0,015
0,010
0,005
10
20
30
50
50
Рис. 24.6.2. Фактор эффективности поглощения /Сп излуче-
излучения с А,= 1,2 мкм водяными каплями радиусом г.
I — точный расчет; 2 — расчет по приближенной формуле (см.
табл. 24.6.2, область рассеяния 4).
Матрица рассеяния для однородной сферической частицы
(см. п. 24.1) М@) при 0<9<я имеет вид [15]
Мп Ми 0 0
М12 Мп 0 0
0 0 Мзз М34
0 0 — Мы Мзз
М (9) =
М (я):
м.
0
0
0
0
0
0
М„
0
0
0
-Мп
0
0
0
-Ми
B4.6.7)
где 6 — угол рассеяния.
Элементы Ми строго определяются через комплексные
амплитуды А\ и Л2 [15]:
Рассеяние «белым» шаром отличается от рассеяния глад-
гладким шаром вследствие отличия углового распределения отра-
отраженного излучения. Интенсивность отраженного света на рас-
расстоянии / от частицы описывается в [15] выражением
B4.6.9)
где /о — интенсивность падающего излучения, Sr — геометри-
геометрическое сечение шара, к(9)—коэффициент:
к (9) = ¦—— ( sin 6 — 9 cos 9),
B4.6.10)
причем /с@)=0; к(п)= 2,667. Индикатриса отраженного из-
излучения имеет максимум в направлении я (т. е. назад). Этим
объясняется, почему Луна в полнолуние (9 = я) более яркая,
чем в новолуние.
24.6.3. Поглощение и рассеяние излучения системой частиц
Поглощение и рассеяние излучения системой частиц опре-
определяется:
1) их химическим составом, т. е. значениями т(Х);
2) функциями распределения по размерам частиц каждого
рода fi(г);
3) концентрацией частиц каждого рода Ni (см~3);
4) формой частиц.
Для частиц каждого типа (т. е. имеющих одинаковые
значения m(k)) объемные коэффициенты поглощения, рассея-
рассеяния и ослабления определяются [25] выражениями
(m, A, x)f(r)dr,
оо
=ЛГ [<xp(m, A, x)f(r)dr,
о
аА (b)=
, Я, x)f(r)dr, B4.6.11)
= — (А>Л* — АХА*{),
Мз4 = 4"
B4.6.8)
где звездочкой обозначены комплексные сопряженные ампли-
амплитуды.
В [25] выражения для Мц приведены к виду, удобному
для расчетов на ЭВМ. В работах [31, 72, 92] опубликованы
таблицы значений матрицы рассеяния для частиц разного раз-
размера. Нормированная индикатриса рассеяния неполяризован-
ного излучения определяется как /F) = Мц(9).
Для некоторых частных случаев получены приближенные
выражения для /(9) (см. табл. 24.6.2).
Изменение /(9) при увеличении размера частиц показано
на рис. 24.6.3.
а)
б)
Рис. 24.6.3. Индикатрисы рассеяния излучемия
частицами различного размера.
а) г «Л/10, б) г«Я/4, в) г>%.
где f(r) — нормированная функция распределения частиц по
размерам, ап, ар и а0 — сечения поглощения, рассеяния и
ослабления (см. п. 24.6.1).
Матрица рассеяния А (9) системы сферических частиц
одного рода для параметров Стокса (I, Q, U, V) имеет вид
B4.6.7) с элементами
оо
Аи (9) = J Mij (г, 9) / (г) dr, B4.6.12)
о
где Mij для каждого радиуса гит определяются выраже-
выражениями B4.6.8).
Общие значения у, Р, а и Л//(9) для всей системы частиц
получают, суммируя эти величины для частиц с разными т(Х).
24.7. ПОГЛОЩЕНИЕ И РАССЕЯНИЕ ОПТИЧЕСКОГО
ИЗЛУЧЕНИЯ АТМОСФЕРНЫМИ ЧАСТИЦАМИ
Атмосферными частицами (аэрозолями) называют взве-
взвешенные в воздухе частицы разного происхождения, среди
которых различают следующие:
1) атмосферный аэрозоль — частицы, присутствующие
в безоблачной атмосфере (см. главу 25);
2) частицы облаков и туманов — капли воды и кристаллы
льда;
3) частицы твердых и жидких осадков — гидрометеоры.
Оптические характеристики этих частиц различаются
вследствие различия основных параметров — т и f(r).
24.7.1. Поглощение и рассеяние атмосферным аэрозолем
Атмосферный аэрозоль — самая изменчивая фракция в ат-
атмосфере, оптические свойства которой трудно предсказать.
В 1983 г. на встрече экспертов по Международной научной
программе «Климат» были рекомендованы несколько оптиче-
оптических моделей аэрозоля, частицы которого считаются сфериче-
сферическими (табл. 24.7.1). На рис. 24.7.1 приводятся также
53*
419

Таблица 24.7.1
Оптические характеристики
К мкм
У А
Альбе-
до
Фактор
асим.
УА км-
Альбе-
Альбедо
Фактор
асим.
0,200
0,250
0,300
0,337
0,400
0 488
0,515
0,550
0,633
0,694
0,860
1,
1
1
1,
2,
2,
2,
2,
3,
,060
,300
536
800
000
'250
,500
,700
,000
3,200
3,392
3,500
3,750
4,000
4,500
5,000
5,500
6,000
6,200
6,500
7,200
7,900
8,200
8,500
8,700
9,000
9,200
9,500
9,800
10,000
10,591
11,000
11,500
12,500
13,000
14,000
14,800
15,000
16,400
17,200
18,000
18,500
20,000
21,300
22,500
25,000
27,900
30,000
35,000
40*000
Континентальная модель
+06 см-3, У=634,6 мкм*/см3
2,43Е
2,НЕ
1,83Е
1.65Е
1,40Е
1,14Е
1.08Е
1.00Е
8,49Е —01
7,60Е —01
5,77Е —01
4,48Е —01
3,43Е —01
2,83Е —01
2,13Е —01
1,70Е —01
1,51Е —01
1,35Е —01
1,53Е --01
1,18Е —01
1,1 IE —01
1,09Е —01
1,08Е —01
1.03Е —01
9,81Е —02
9,44Е —02
8,65Е —02
7,97Н —02
6,53Е —02
6,34Е —02
6,15Е —02
9,60Е —02
6,ЗЗЕ —02
7,12Е —02
1,15Е —01
1,12Е —01
1,26Е —01
1,36Е —01
1,08Е —01
9,81Е —02
9,69Е —02
8,84Е —02
8,44Е —02
8,13Е —02
7,52Е —02
7,17Е —02
7,41Е —02
7,83Е —02
9,03Е —02
7,90Е —02
8,07Е —02
7,60Е —02
7,52Е —02
7,46Е —02
7,63Е —02
7,86Е —02
7,87Е —02
7,ЗЗЕ —02
6,99Е —02
6,90Е —02
7,09Е —02
1,59Е
1,64Е
1,62Е
1,49Е
1,27Е
00
00
00
00
00
1>03Е 00
9,67Е —01
8,91Е —01
7,54Е —01
6,69Е —01
4,86Е —01
3,60Е —01
2,65Е —01
2,12Е —01
1,60Е —01
1,ЗЗЕ —01
1,15Е —01
1,01Е —01
8,37Е —02
7,97Е —02
8,51Е —02
8,17Е —02
8,45Е —02
8,05Е —02
7,60Е —02
6,94Е —02
6, ЗОЕ —02
5,38Е —02
3,53Е —02
3,26Е —02
2,96Е —02
4,96Е —02
2,61Е —02
1,88Е —02
3,47Е —02
4,76Е —02
5,37Е —02
5,05Е —02
4,82Е —02
4,75Е —02
4,70Е —02
4,59Е —02
4,67Е —02
4,54Е —02
4,19Е —02
3,81Е —02
4,08Е —02
4,00Е —02
3,98Е —02
3,99Е —02
4,06Е —02
3,83Е —02
3,75Е —02
3,19Е —02
3,13Е —02
3,32Е —02
3,41Е —02
2,85Е —02
2,41Е —02
2,29Е —02
2,31Е —02
8,39Е —01
4,76Е —01
2,13Е —01
1,63Е —01
1,40Е —01
1,16Е —01
1,1 IE —01
1,09Е —01
9,51Е —02
9,17Е —02
9,17Е —02
8,79Е —02
7,76Е —02
7,06Е —02
5,26Е —02
3,69Е —02
3,61Е —02
3,44Е —02
6,91Е —02
3,87Е —02
2,62Е —02
2,71Е —02
2,39Е —02
2,20Е —02
2,21Е —02
2,50Е —02
2,35Е —02
2,60Е —02
3,00Е —02
3,08Е —02
3,19Е —02
4,64Е —02
3,72Е —02
5,24Е —02
7,99Е —02
6,40Е —02
7,24Е —02
8,57Е —02
5,95Е —02
5,06Е —02
4,98Е —02
4,24Е —02
3,77Е —02
3,79Е —02
3,34Е —02
3,35Е —02
3,ЗЗЕ —02
3,85Е —02
5,04Е —02
3,90Е —02
4,01Е —02
3,75Е —02
3,77Е —02
4,27Е —02
4,51Е —02
4,54Е —02
4,47Е —02
4,48Е —02
4,58Е —02
4,61Е —02
4,77Е —02
0,655
0,775
8,884
0,902
0,901
0,898
0,897
0,891
0,883
0,879
0,841
0,804
0,774
0,750
0,753
0,783
0,761
0,746
0,548
0,673
0,764
0,751
0,779
0,785
0,775
0,735
0,728
0,674
0,540
0,514
0,482
0,517
0,413
0,264
0,303
0,427
0,426
0,371
0,447
0,484
0,486
0,520
0,553
0,558
0,556
0,532
0,551
0,511
0,441
0,506
0,503
0,507
0,498
0,427
0,410
0,423
0,433
0,389
0,345
0,332
0,326
0,726
0,688
0,659
0,651
0,646
0,640
0,638
0,637
0,633
0,631
0,633
0,631
0,637
0,645
0,680
0,718
0,741
0,764
0,790
0,794
0,784
0,779
0,768
0,779
0,790
0,804
0,821
0,844
0,871
0,868
0,862
0,807
0,918
0,930
0,856
0,738
0,679
0,696
0,712
0,713
0,713
0,734
0,729
0,737
0,759
0,775
0,751
0,783
0,737
0,717
0,700
0,702
0,703
0,702
0,681
0,650
0,Ь23
0,656
0,641
U, 602
0,651
Городская (индустриальная) модель
#=1,8196Е 06 см-3, К=202,1 мкм3/см3
0,200 2,52Е 00 1,35Е 00 1,17Е 00 0,535 0,690
0,250 2,29Е 00 1,36Е 00 9, ЗОЕ —01 0,593 0,645
0,515
0,550
0,633
0,694
0,860
1,060
1,300
1,536
1,800
2,000
2,250
2,500
2,700
3,000
3,200
3,392
3,500
3,750
4,000
4,500
5,000
5,500
6,000
6,200
6,500
7,200
7,900
8,200
8,500
8,700
9,000
9,200
9,500
9,800
10,000
10,591
11,000
11,500
12,500
13,000
14,000
14,800
15,000
16,400
17,200
18,000
18,500
20,000
21,300
22,500
25,000
27,900
30,000
35,000
40,000
1,09Е
1,00Е
8,29Е
7,ЗЗЕ
5,42Е
4,10Е
3,05Е
2,43Е
1.81Е
1,44Е
1,24Е
1.09Е
1,17Е
9.19Е
7,95Е
7,41Е
7,22Е
6,59Е
6,12Е
5,54Е
4,80Е
4,39Е
3,94Е
3,89Е
3,81Е
4,28Е
3,58Е
4,16Е
5,85Е
5,18Е
5,41Е
6,03Е
4,09Е
3,41Е
3,30Е
2,92Е
2,62Е
2,48Е
2, ЗОЕ
2,22Е
2,23Е
2,40Е
3,20Е
2,42Е
2,49Е
2,18Е
2,15Е
2,05Е
2,03Е
2,02Е
2,06Е
1,91Е
1,82Е
1,77Е
1,84Е
00
00
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—02
-02
—02
—02
-02
-02
-02
-02
-02
-02
-02
-02
-02
-02
-02
-02
-02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
7,НЕ —01
6,47Е —01
5,32Е —01
4,62Е —01
3,19Е —01
2,22Е —01
1.51Е —01
1,ПЕ —01
7,31Е —02
5,41Е —02
4,26Е —02
3,43Е —02
2,47Е —02
2,31Е —02
2,23Е —02
2,01Е —02
2,04Е —02
1,81Е —02
1,61Е —02
1,29Е —02
1,04Е —02
8,25Е —03
5,55Е —03
5,32Е —03
5,03Е —03
5,37Е —03
2,36Е —03
1,53Е —03
3,35Е —03
9,10Е —03
9,53Е —03
7,63Е —03
6,51Е —03
6,05Е —03
5,69Е —03
5,13Е —03
4,94Е —03
4,54Е —03
3,93Е —03
3,57Е —03
3,56Е —03
3,32Е —03
3,28Е —03
3,48Е —03
3,71Е —03
3,42Е —03
3,22Е —03
2,84Е —03
2,70Е —03
2,79Е —03
2,76Е —03
2,29Е —03
1,93Е —03
1,82Е —03
1,82Е —03
3,82Е
3,53Е
2,97Е
2,71Е
2,23Е
1,88Е
1,51Е
1,ЗЗЕ
1,08Е
9,03Е
8,18Е
7,50Е
9,26Е
6,89Е
5,72Е
5,40Е
5,18Е
78Е
4,51Е
4,25Е
3,76Е
3,57Е
3,39Е
3,36Е
3,31Е
3,75Е
3,35Е
4,01Е
5,51Е
4,27Е
4,46Е
5,27Е
3,44Е
2,80Е
2,73Е
2,40Е
2,13Е
2,02Е
1,90Е
1,86Е
1,88Е
2,07Е
2,88Е
2,07Е
2,12Е
1,84Е
1,83Е
1,77Е
1,76Е
1,74Е
1,78Е
1,68Е
1,63Е
1,59Е
1,66Е
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
-02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
0,651
0,647
0,641
0,631
0,588
0,542
0,494
0,455
0,403
0,375
0,342
0,314
0,211
0,251
0,281
0,271
0,283
0,274
0,262
0,233
0,217
0,188
0,141
0,137
0,132
0,125
0,066
0,037
0,057
0,176
0,176
0,126
0,159
0,178
0,173
0,176
0,188
0,183
0,171
0,161
0,159
0,138
0,102
0,144
0,149
0,157
0,150
0,138
0,133
0,138
0,134
0,120
0,106
0,103
0,099
N--
Морская модель
=4,7648Е 05 см-3, 1/= 1086 мкм3/см3
0,592
0,591
0,587
0,585
0,583
0,577
0,572
0,565
0,574
0,585
0,585
0,586
0,590
0,588
0,589
0,589
0,582
0,587
0,593
0,605
0,624
0,644
0,647
0,634
0,617
0,688
0,839
0,898
0,750
0,484
0,462
0,489
0,548
0,566
0,578
0,612
0,624
0,645
0,682
0,696
0,700
0,708
0,708
0,667
0,634
0,646
0,659
0,643
0,636
0,618
0,604
0,619
0,626
0,591
0,544
0,300
0,337
0,400
0,488
2,00Е
1,78Е
1,48Е
1,17Е
00
00
00
00
1,31Е 00
1.19Е 00
9,76Е —01
7,62Е —01
6,87Е —01
5,99Е —01
5,02Е —01
4,04Е —01
0,657 0,614
0,665 0,606
0,660 0,600
0,654 0,593
0,200
0,250
0,300
0,33?
0,400
0,488
0,515
0,550
0,633
0,694
0,860
1,060
1,300
1,536
1,800
2,000
2,250
2,500
2,700
1,ЗЗЕ
1,24Е
1,18Е
1,14Е
1,08Е
1,03Е
1,01Е
1,00Е
9,64Е
9,48Е
9,10Е
8,77Е
8,40Е
8,08Е
7,62Е
7,28Е
6,86Е
6,29Е
5,32Е
—00
00
00
00
00
00
00
00
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
1,12Е
1,14Е
1,15Е
1,12Е
1,07Е
1,02Е
9,99Е
9,89Е
9,55Е
9,38Е
8,97Е
8,63Е
8,26Е
7,93Ё
7,51Е
7,14Е
6,?5Е
6,07Е
4,38Е
00
00
00
00
00
00
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
2,12Е
1,02Е
2,87Е
1,64Е
1,35Е
1,07Е
1.01Е
1Л1Е
9,34Е
9,66Е
1,23Е
1,44Е
1,41Е
1,44Е
1,04Е
1,38Е
1,07Е
2,14Е
9,38Е
—01
—01
—02
—02
—02
—03
—03
—02
—03
—03
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
0,841
0,918
0,976
0,986
0,987
0,990
0,990
0,989
0,990
0,990
0,986
0,984
0,983
0,982
0,986
0,981
0,981
0,966
0,824
0,774
0,758
0,745
0,742
0,744
0,746
0,746
0,743
0,748
0,750
0,754
0,760
0,764
0,771
0,779
0,784
0,792
0,810
0,859
420

X мкм
км-'
Рд км-
Аль-
бедо
Фактор
асим.
К мкм
(Зд км-
7д км—
Аль-
Альбедо
Фактор
асим.
3,000
3,200
3,392
3,500
3,
4,
4,
5,
5,
6,
,750
,000
,500
,000
,500
,000
6,200
6,500
7,200
7,900
8,200
8,500
8,700
9,000
9,200
9,500
9,800
10,000
10,591
11,000
11,500
• 12,500
13,000
14,000
14,800
15,000
16,400
17,200
18,000
18,500
20,000
21,300
22,500
25,000
27,900
30,000
35,000
40,000
6,57Е —01
6,76Е —01
6,43Е —01
6,22Е —01
5,78Е —01
5,45Е —01
4,91Е —01
4,41Е —01
3,72Е —01
3,44Е —01
4, ЗОЕ —01
3,59Е —01
2,99Е —01
2,56Е —01
2,49Е —01
2,57Е —01
2,70Е —01
2,66Е —01
2,51Е —01
2,23Е —01
2,04Е —01
1,91Е —01
1.61Е —01
1,54Е -01
1,60Е —01
1,93Е —01
2,09Е —01
2,31Е —01
2,39Е —01
2,45Е —01
2,53Е —01
2,59Е —01
2,54Е —01
2,48Е —01
2,29Е —01
2,14Е —01
2,03Е —01
1,82Е —01
1,65Е —01
1,52Е -01
1,41Е —01
1,58Е —01
3,27Е —01
4,57Е -01
5,64Е —01
5.81Е -01
5,61Е —01
5,26Е —01
4,49Е —01
4,04Е —01
3,41Е —01
1,97Е —01
2,87Е —01
2,86Е —01
2,39Е —01
1,97Е —01
,85Е —01
,83Е —01
,99Е —01
,94Е —01
,77Е —01
,60Е —01
,43Е —01
,30Е —01
9,38Е —02
7,16Е —02
5,61Е —02
4,59Е —02
4,80Е —02
5,40Е —02
5,75Е —02
5,90Е —02
6,64Е —02
7,45Е —02
7,55Е —02
7,42Е —02
6,98Е —02
6,46Е —02
6,08Е —02
5,32Е —02
4,57Е —02
4,05Е —02
2,98Е —02
2,51Е —02
3,31Е
2,19Е
7,91Е
4.10Е
1,67Е
1.94Е
4.21Е
3,62Е
3,17Е
1,47Е
1,43Е
7, ЗОЕ
5,97Е
5,86Е
6.41Е
7,36Е
7,12Е
7,16Е
7,41Е
6,ЗЗЕ
6,09Е
6,НЕ
6,77Е
8,28Е
1,04Е
1.47Е
1,61Е
1,77Е
1,82Е
1.86Е
1,87Е
1,85Е
1,78Е
1,74Е
1,59Е
1,49Е
1,42Е
1,29Е
1,19Е
1.11E
1 ,'ЗЗЕ
—01
—01
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—01
—01
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
0,497
0,676
0,877
0,934
0,971
0,964
0,914
0,918
0,915
0,573
0,667
0,797
0,801
0,771
0,743
0,713
0,736
0,731
0,705
0,716
0,701
0,680
0,581
0,464
0,351
0,237
0,230
0,234
0,240
0,240
0,262
0,287
0,298
0,299
0,305
0,302
0,300
0,292
0,278
0,267
0,212
0,159
0,818
0,771
0,744
0,741
0,747
0,752
0,762
0,764
0,778
0,801
0,748
0,757
0,764
0,767
0,765
0,756
0,735
0,729
0,736
0,742
0,745
0,749
0,757
0,757
0,747
0,709
0,690
0,658
0,639
0,634
0,601
0,581
0,570
0,565
0,554
0,545
0,536
0,519
0,500
0,489
0,452
0,392
Стратосферная и вулканическая модели, 75 %-ный H2SO4
#=9088 см-3, V== 156,7 мкм3/см3
0,200
0,250 1
0,300
0,337
0,400 1
0,488 1
0,515
0,550
0,633 1
0,694 1
0,860 А
1,060 5
1,300 1
1,536 с
1,800 1
2,000 А
2,250 2
2,500 1
2,700 1
3,000 6
3,200 ?
3,392 *
3,500 8
3,750 6
4,000 1
4,500 А
5,000 А
5,500 1
6,000 1
6,200 А
6,500 2
7,200 А
7,900 1
1,49Е
1,55Е
L.55E
1,52Е
[,38Е
1,15Е
,09Е
1,00Е
*,22Е
',06Е
t,69E
>,89Е
,64Е
),99Е
),88Е
t,18E
>,73Е
,85Е
,ЗЗЕ
>,51Е
{,27Е
{,93Е
*,54Е
>,53Е
>,79Е
,76Е
U28E
),81Е
>,37Е
U39E
,34Е
t,46E
,19Е
00
00
00
00
00
00
00
00
—01 1
—01 '
—01 <
—01 1
—01
^-02 <
—02 ,
—02 i
—02 i
—02
—02 <
—02 (
—02 (
—02 (
—02 (
—02 1
—02 i
—02 1
—02 1
—02 1
—02
—02 1
—02 {
—02 1
-01 {
[,49Е
1,55Е
1,55Е
[,52Е
1,38Е
1.15Е
1,09Е
1,00Е
*,22Е
Г,06Е
*,69Е
2,89Е
1,64Е
Э,97Е
5,82Е
1,06Е
2,57Е
,56Е
),31Е
3,32Е
3,00Е
3,27Е
3,23Е
5,10Е
1,03Е
М2Е
,45Е
,03Е
1,05Е
*,78Е
5,53Е
,93Е
5,01Е
00
00
00
00
00
00
00
00
—01
—01
—01
—01
—01
—02
—02
—02
—02
—02
—03
—03
—03
—03
—03
—03
—03
—03
—03
—03
—03
—04
—04
—04
—04
2,05Е
1,62Е
1,26Е
1.10Е
8,77Е
6,86Е
6,43Е
5,92Е
7,29Е
8,78Е
5,93Е
3,70Е
1,85Е
1,99Е
6,44Е
1,28Е
1,57Е
2,89Е
4,03Е
5,88Е
7,67Е
8, ЗОЕ
7,92Е
6,02Е
5,39Е
4,52Е
4,13Е
5,70Е
5,26Е
4, ЗОЕ
3,28Е
4,44Е
1,18Е
—07
—07
—07
—07
—08
—08
—08
—08
—08
—08
—07
—06
—05
—04
—04
—03
—03
—03
—03
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—01
1,000
1,000
1,000
1,04)
1,000
1,000
1,000
1,000
1,000
1,000
1,000
1,000
1,000
0,998
0,989
0,969
0,942
0,844
0,698
0,097
0,073
0,070
0,073
0,078
0,070
0,051
0,034
0,018
0,020
0,020
0,017
0,004
0,004
0,680
0,693
0,713
0,725
0,739
0,736
0,732
0,726
0,709
0,694
0,650
0,592
0,518
0,447
0,372
0,322
0,269
0,223
0,192
0,158
0,142
0,130
0,124
0,111
0,098
0,078
0,063
0,052
0,045
0,043
0,038
0,029
0,022
8,200
8,500
8,700
9,000
9,200
9,500
9,800
10,000
10,591
11,000
11,500
12,500
13,000
14,000
14,800
15,000
16,400
17,200
18,000
18,500
20,000
21,30С
22,500
25,000
27,900
30,000
35,000
40,000
1,47Е
1.46Е
1,27Е
9,29Е
8,78Е
1,ЮЕ
7,32Е
5,02Е
4,07Е
5,74Е
3,57Е
1,97Е
1,94Е
1.87Е
1,89Е
1,95Е
3,67Е
4,15Е
2,ЗЗЕ
1,71Е
1.35Е
1,62Е
1.53Е
8,37Е
6,80Е
6,32Е
5,80Е
5,92Е
—01
—01
—01
—02
—02
—01
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
-03
—03
—03
-03
—03
7,75Е
9,54Е
9,64Е
7,20Е
5,80Е
7,07Е
6,72Е
4,86Е
2,72Е
2,62Е
2,58Е
1,27Е
9,83Е
6,56Е
4,95Е
4,50Е
3,75Е
5,37Е
4,68Е
3,78Е
2,28Е
1,73Е
1,61Е
1,07Е
6,75Е
5,05Е
2,66Е
1,56Е
—04
—04
—04
—04
—04
—04
—04
—04
—04
—04
—04
—04
—05
—05
—05
—05
—05
—05
—05
—05
—05
—05
—05
—05
—06
—06
—06
—06
1,46Е
1.45Е
1.26Е
9,22Е
8,72Е
9,99Е
7,26Е
4,97Е
4,04Е
5,71Е'
3,55Е
96Е
93Е
86Е
89Е
95Е
3,66Е
4,15Е
2,32Е
1,71Е
1,34Е
1,62Е
1,53Е
8,36Е
6,80Е
6,32Е
5,80Е
5,92Е
—01
—01
—01
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—03
-03
—03
—03
—03
0,005
0,007
0,008
0,008
0,007
0,007
0,009
0,010
0,007
0,005
0,007
0,006
0,005
0,004
0,003
0,002
0,001
0,001
0,002
0,002
0,002
0,001
0,001
0,001
0,001
0,001
0,000
0,000
Вулканическая модель, гулканический пепел
Л/=1,1093Е 04см-3, К= 167,5 мкм3/см3
0,200
0,250
0,300
0,337
0,400
0,488
0,515
0,550
0,633
0,694
0,860
1,060
1,300
1,536
1,800
2,000
2,250
2,500
2,700
3,000
3,200
3,392
3,500
3,750
4,000
4,500
5,000
5,500
6,000
6,200
6,500
7,200
7,900
8,200
8,500
8,700
9,000
9,200
9,500
9,800
10,000
10,591
11,000
11,500
12,500
1.15Е
1.18Е
1,19Е
1,18Е
1.14Е
1,06Е
1,04Е
1.00Е
9,13Е
8,49Е
6,89Е
5, ЗОЕ
3,88Е
2,80Е
1,97е
1,46Е
ьпе
8,63Е
7,19Е
6,08Е
5,20Е
4,50е
4,09е
3,40Е
2,74Е
2,09Е
Ь54Е
1,26Е
1,02Е
9,92Е
1,04Е
1,36Е
1,79Е
2,28Е
2,47Е
2,92Е
З.ПЕ
3,23Е
3,39Е
3,45Е
3,46Е
3,18Е
2,77Е
2,47Е
1,71Е
—00
00
00
00
00
00
00
00
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
7,01Е
9.01Е
1.08Е
МОЕ
1,07Е
1.00Е
9,80Е
9,47Е
8,68Е
8,08Е
6,57Е
5,06Е
3,69Е
2,65Е
1,85Е
1,35Е
1,02Е
7,79Е
6,34Е
5,13Е
4,26Е
3,76Е
3,44Е
2,91Е
2,39Е
1,77Е
1,20Е
8,69Е
5,70Е
4,67Е
3,78Е
2,50Е
1.36Е
9,94Е
2,57Е
4,81Е
6,02Е
5,73Е
5,18Е
4,75Е
4,49Е
3,22Е
2,60Е
1,91Е
8,97Е
—01
—01
00
00
00
00
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—01
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—02
—03
—03
—03
—03
—03
—03
—06
—03
—03
—03
—03
—03
—03
—03
—03
—03
—03
—04
4,48Е —01
2,82Е —01
1.13Е —01
8,90Е —02
7,24Е —02
5,96Е —02
5,65Е —02
5,27Е —02
4,53Е —02
4,08Е —02
3,18Е —02
2,45Е —02
1,88Е —02
1,49Е -^02
1,19Е —02
1,02Е —02
8,67Е —03
8,43Е —03
8,42Е —03
9,40Е —03
9,36Е —03
7,43Е —03
6,54Е —03
4,88Е —03
3,40Е —03
3,19Е —03
3,35Е —03
3,96Е —03
4,51Е —03
5,25Е —03
6,65Е —03
1,11Е —02
1,65Е —02
2,18Е —02
2,22Е —02
2,44Е —02
2,51Е —02
2,66Е —02
2,87Е —02
2,98Е —02
3,01Е —02
2,86Е —02
2,51Е —02
2,28Е —02
1,62Е —02
0,610
0,762
0,905
0,928
0,936
0,944
0,945
0,947
0,950
0,952
0,954
0,954
0,952
0,947
0,939
0,930
0,922
0,902
0,883
0,844
0,820
0,835
0,840
0,857
0,873
0,848
0,783
0,687
0,558
0,471
0,362
0,183
0,076
0,044
0,104
0,165
0,194
0,177
0,153
0,138
130
0,101
0,094
0,077
0,052
0,020
0,020
0,021
0,021
0,020
0,019
0,021
0,021
0,017
0,015
0,016
0,012
0,011
0,009
0,008
0,008
0,006
0,006
0,007
0,006
0,005
0,004
0,004
0,003
0,003
0,002
0,002
0,001
0
0,827
0,761
0,715
0,708
0,705
0,701
0,700
0,698
0,693
0,689
0,675
0,656
0,630
0,606
0,577
0,556
0,526
0,496
0,473
0,440
0,420
0,402
0,392
0,370
0,349
0,313
0,277
0,247
0,217
0,205
0,191
0,162
0,135
0,123
0,137
0,162
0,176
0,171
0,163
0,156
0,152
0,133
0,123
0,108
0,080
421

км-'
13,000
14,000
14,800
15,000
16,400
17,200
18,000
18,500
20,000
21,300
22,500
25,000
27,900
30,000
35,000
40,000
VA км-
Аль-
Альбедо
Фактор
асим.
км
,-f
1,60Е —02
1,49E —02
1,57E —02
1,67E —02
1,65E —02
1,73E —02
1,86E —02
1,77E —02
1,42E —02
l,08E —02
1,12E —02
l,05E —02
l,08E —02
1,13E —02
1,19E —02
1,33E —02
7,07Е
4,63Е
3,ЗЗЕ
3,18Е
2,82Е
2,86Е
3,05Е
3,ЮЕ
2,61Е
2,27Е
1,98Е
1,38Е
8,39Е
5,90Е
3,05Е
1,85Е
—04
—04
—04
—04
—04
—04
—04
—04
—04
—04
—04
—04
—05
—05
—05
—05
,53E
,45E
,53E
,64E
,62E
,71E
,83E
,74E
,39E
,05E
,10E
,04E
,07E
,12E
,19E
1,ЗЗЕ
—02 0,
—02 0,
— 02 0,
—02 0,
—02 0,
—02 0,
—02 0,
—02 0,
—02 0,
—02 0,
—02 0,
— 02 0,
—02 0,
—02 0,
—02 0,
—02 0,
044 0,
031 0,
021 0,
019 0,
017 0,
016 0,
016 0,
017 0,
018 0,
021 0,
018 0,
013 0,
008 0,
005 0,
003 0,
001 0,
073
061
053
051
046
045
045®
045'
043
042
039
033
025
020
013
010
KM
10*
lO*
1O"Z
i i
ю~
яг'
Ю"
101 К мим
Рис. 24.7.1. Коэффициенты ослабления, рассеяния и погло-
поглощения излучения аэрозолем пустыни (а) и в пыльной буре
(б) [105, 106].
/ — ослабление, 2 — рассеяние, 3 — поглощение.
значения ал, Рл и ул для модели пустынного аэрозоля и
пыльной бури [105]. Значения cu> Ра и ул для некоторых
других моделей можно найти в [45]. Приведенные значения
нормированы на значение а @,55 мкм) = 1 км-1.
Следует учесть, что аэрозоль в конкретном районе и
в конкретное время может отличаться от этих моделей, по-
поэтому существенное значение имеет прямое измерение необ-
необходимых оптических характеристик.
Для определения оптической толщины аэрозольного слоя
необходимо знать распределение (Ха(А-) по трассе прохожде-
прохождения луча.
Обычно горизонтальные слои естественного аэрозоля
считают однородными. Модель вертикального профиля па
@,55 мкм), рекомендованная в [108], приводится в табл. 24.7.2
(см. также табл. 24.7.1). Некоторые другие высотные профили
аА можно найти в [40, 43].
Матрица рассеяния атмосферного аэрозоля А (9) для
параметров (/, Q, U, V) (см. п. 24.1) имеет вид
А F)==
Л,2 0
А22 0
0 Агз
0 Л43
при 0 < 9 < зх. B4.7.1)
Значения элементов ///(9) = А//(9)/Лп (9) по результатам
измерений для X = 0,55 мкм приводятся в [66], а для моде-
моделей— в [43]. Значения индикатрисы рассеяния для некоторых
моделей можно найти в [45], а значения фактора асимметрии
(см. п.,24.1)— в табл. 24.7.1.
Профиль атмосферного аэрозоля
Таблица 24.7.2
Профиль аэрозоля
Модель аэрозоля
т@,55)
а @,55) км-'
Рекомендации
Городской
Конт-1
Морской-1
Конт-2
Морской-2
Конвективный
Стратосферный
аэрозоль
Вулканический
стратосферный
аэрозоль
Аэрозоль верхней
атмосферы
0—2
2—12
0—2
2—12
0—2
2—12
0—6
6—12
0—2
2—6
6—12
0—4,382
4,382—12
15—20
20—30
12—20
20—30
35
40
45
50
70
100
Городской/индустри-
Городской/индустриальный
Континентальный
„
Морской
Континентальный
»,
,,
Морской
Континентальный
,,
„
Стратосферный
»»
t^.\ мес: вулк. (пепел)
/>1 мес: вулк. G5 %
H2SO4)
t^.\ год: вулк. (пепел)
1 год<^5 лет вулк.
G5 % H2SO4)
5 лет<*< 30лет G5%
H2SO4)
0,3
0,025
0,1
0,025
0,05
0,025
1,5
0,015
0,05
3,0
0,015
0,217
0,019
1,744-10
0,003
0,0306
0,15
0,05
0,05
0,15
0,0025
0,05
0,0025
0,025
0,0025
0,526г~2/3
0,0025
0,025
0,75
0,0025
0,2*~~*
0,0025
2,18-104 B0 км)
3,32-10s C0 км)
3,83-Ю-3
1,15-Ю-2
3,84-Ю-3
3,83-Ю-3
2,45-Ю
8,00-10
4,02-10
2,10-Ю
1 ,60-10
9,3-10~IQ
Для городского индуст-
индустриального района
Для сельского континен-
континентального района
Для морского района
Для континентальной пу-
пустыни пои плотной дым-
дымке, но не буре
Для дымки из пустынь
над Атлантическим океа-
океаном
Для условий конвекции
В слое 20—30 км —ли-
—линейная интерполяция
Примечание, t — период после извержения.
422

24.7.2. Поглощение и рассеяние излучения
в облаках, туманах, дымках
Поглощение и рассеяние излучения
Поглощение и рассеяние излучения в облаках, туманах
и дымках определяется их фазовым состоянием, концентра-
концентрацией частиц, спектром размеров f(r) и значениями показателя
преломления воды и льда т(Х) (см. п. 24.6.1).
Объемные коэффициенты поглощения уА, рассеяния Рл
и ослабления а а определяются выражениями B4.6.11).
Капельные облака, туманы, дымки. На рис. 24.7.2 пока-
показаны зависимости аА(Х) и $а(Х) для трех моделей капель-
СС;(В км
,-f
Ю
15 & мм
Рис. 24.7.2. Коэффициенты ослабления (У) и рассеяния B)
излучения капельными дымками и облаками, а также коэф-
коэффициент молекулярного рассеяния C).
М (дымка) L (дымка) СС.1 (облако) С.2 (облако) С.З (облако)
ru m л ~ 0,05 0,07 4 4 2
V см» .... 4,948.10-4 1.167.10-»1 6,255.10-» 3,016.10-» 3,77-Ю-»
гм — модальный радиус частиц, V — общий объем частиц в 1 см3.
ных облаков и двух моделей дымки, рассчитанных при
N = 100 см~3 [25]. Для сравнения показан также объемный
коэффициент молекулярного рассеяния рм(^) ~А,4 (см. п. 24.5).
Различие кривых ал и $а при Х>2 мкм вызвано погло-
поглощением водой (ХА = а а—Ра). Особенности: •
1) почти нейтральное ослабление излучения в видимой и
ближней ИК-области спектра для облаков;
2) наличие минимума ослабления в области X = 8. ..
12 мкм для облаков и дымки;
3) некоторое уменьшение ослабления дымкой при увели-
увеличении X от 1 до 2 мкм.
Различие облаков и дымки обусловлено только различием
распределений частиц по размерам. При А,>20 мкм ослабле-
ослабление излучения облаками, туманами и дымкой уменьшается
с увеличением X, причем при А,>50 мкм аА~Х-4.
Кристаллические облака. Ослабление в области длин волн
от 0,5 до 40,0 мкм можно считать одинаковым ввиду того,
что размеры облачных кристаллов значительно превышают X.
Следовательно, фактор эффективности ослабления Ко ~ 2.
По данным [91], пропускание излучения перистыми обла-
облаками при X = 0,5 мкм составляло 0,75 и плавно уменьшалось
до значения 0,64 при X = 40 мкм.
Кристаллические туманы. Могут содержать частицы, раз-
размеры которых соизмеримы с X в ИК-области спектра [87],
поэтому спектральный ход а(Х) должен зависеть от формы и
размеров кристаллов, их ориентации в пространстве, от зна-
значений гп(Х) для льда.
На рис. 24.7.3 в качестве примера приведен спектральный
ход отношения показателей ослабления а (X)/а @,63), получен-
полученный в искусственно создаваемых кристаллических туманах,
содержащих кристаллы столбчатой формы длиной от 30 до
150 мкм и кристаллы пластинчатой формы диаметром от 10
до 100 мкм [111 В окрестности X = 2,85 и 10,5 мкм наблю-
наблюдаются минимумы ослабления, обусловленные зависимостью
показателя преломления льда m от X. За исключением этих
минимумов эффективность ослабления с ростом X от 0,5 до
9 мкм постепенно возрастает примерно в 1,3 раза. Глубина
минимумов зависит от среднего размера кристаллов [11, 46].
В окрестности отмеченных минимумов \пг—1|<С1, по-
поэтому для расчетов /Со, Кп можно применить приближение
«аномальной дифракции» для гексагональных призм с раз-
различным отношением осей //2а. Расчетные формулы для Ко,
Кп очень громоздки. Полностью они приводятся в [46]. При
хаотической ориентации частиц и при_ р = 2&гэ(я—1)^2,5
где (гэ = 0JSV/S, V — объем частицы, 5 — средняя площадь
геометрической тени частицы) значения Ко, Кп для призм
можно определить по выражениям для сфер, где х — кгц (см.
табл. 24.6.2, область рассеяния 3).
Облака смешанной фазы. Коэффициенты поглощения, рас-
рассеяния и ослабления определяются относительным вкладом
капель и кристаллов. Присутствие кристаллов в облаке должно
увеличить ослабление излучения в области 8—12 мкм и сгла-
сгладить минимумы, показанные на рис. 24.7.2.
Элементы матрицы рассеяния
Элементы матрицы рассеяния Ац для полидисперсной
среды определяются выражением B4.6.12). Некоторые значе-
значения элементов Ац(&) можно получить из таблиц РгF), при-
1,0
0,5
2
TV"'
10 11 12 *3 ** мкм
Рис. 24.7.3 Относительное ослабление излучения кристаллическим туманом,
/ — кристаллы-стол.бики, 2 — кристаллы пластинчатой формы,
423

веденных в [25] для ряда моделей облаков и дымки, учиты-
учитывая, что ЛиF)= (Л(в)+Р2(в))/2; Л12(в) = (Р2(в)-Р,(е))/2;
^(е)р(9) л(е)р(е)
K(); 34(L()
а рис. 24.7.4 показаны значения Pi(8)/4n и P2@)/4jt
(для модели С.1) для X — 0,7 мкм. Это нормированные зна-
значения индикатрисы рассеяния для линейно поляризованного
(параллельно и перпендикулярно плоскости рассеяния) излу-
Рис. 24.7.4. Индикатрисы рассеяния видимого излу-
излучения капельным облаком.
/ — вектор Е параллелен плоскости рассеяния, 2 — вектор
Е перпендикулярен плоскости рассеяния.
чения. Для неполяризованного излучения f(8) равно полу-
полусумме этих значений. Индикатриса рассеяния капельного об-
облака характеризуется большой асимметрией: рассеяние вперед
существенно превышает рассеяние назад. Кроме того, отме-
отмечается максимум в окрестности 0 ~ 140°, называемый раду-
радугой (см. ниже).
Кристаллические облака и туманы. Если кристаллы имеют
форму гексагональных призм и хаотически , ориентированы
в пространстве, то нормированная матрица рассеяния для
параметров Стокса S(/, Q, U, V) (см. п. 24.1.2) при
0<9<я имеет вид B4.7.1). При O«jt: А{4 = Л44, ^зз = —^22-
Из вида матрицы рассеяния для кристаллической среды
ясно, что при облучении этой среды линейно поляризованным
излучением, например S A,1, 0,0) в отличие от капельной
среды при всех углах рассеяния, даже при 0 ~ л, возможна
деполяризация, определяемая как D@) = I±/I\\. Для 0 =
= я : ?(я) = (Ап — An)/(An + Л22).
Элементы матрицы для видимого излучения рассчитаны
в [86] для кристаллов — столбиков и пластинок. Расчет про-
проведен в приближении геометрической оптики с учетом ди-
дифракции. На рис. 24.7.5 показаны индикатрисы рассеяния не-
неполяризованного излучения: f (8) = А^/Ап.
SO
Рис. 24.7.5. Индикатрисы рассеяния видимого из-
излучения ледяными кристаллами с хаотической
ориентацией в пространстве.
/ и 2 — расчетные для кристаллов-пластинок и кристал-
кристаллов-столбиков; 3 — экспериментальные для кристаллов-
пластинок.
Отметим следующие отличия от рассеяния сферическими
частицами:
1) имеются максимумы рассеяния в окрестности 0 — 22
и 46°, которые известны как малое и большое гало (см. ниже);
2) рассеяние в направлении 0 = 90. .. 120 и 180° больше,
чем на каплях.
Измерения, проведенные в искусственно создаваемых кри-
кристаллических туманах, подтверждают эти особенности, но
максимумы гало и f(n) оказались несколько меньше расчет-
расчетных [11]. Это, по-видимому, объясняется присутствием
в среде кристаллов разных размеров и наличием кристаллов
не идеальной гексагональной формы.
Облака смешанной фазы. Каждый элемент матрицы рас-
рассеяния складывается из элементов матриц для капель и кри-
кристаллов с учетом относительного вклада фракций в общий
объемный коэффициент рассеяния. Индикатрисы рассеяния
для смешанной среды с разным содержанием кристаллов по-
показаны на рис. 24.7.6. Значения f@) нормированы на fA0°).
60
120
180 0°
Рис. 24.7.6. Индикатрисы рассеяния для кристалличе-
кристаллических туманов (/) и смешанных туманов с разным со-
содержанием кристаллов B и 3) (X=0,63 мкм).
Оптические явления, наблюдаемые при наличии облаков
Описание и физическое объяснение наблюдаемых при на-
наличии облаков оптических явлений можно найти в [11, 15,
53]. Рассмотрим наиболее распространенные из них.
1. Венцы — светлые или окрашенные кольца вокруг
Солнца или Луны, объясняемые дифракцией света на каплях
или кристаллах, если их размеры почти одинаковы. Угловое
расстояние между кольцами пропорционально Х/г, а интен-
интенсивность убывает пропорционально 0~3.
2. Радуга — разноцветные дуги, обусловленные преломле-
преломлением солнечного света в больших водяных каплях. Лучи,
испытавшие одно внутреннее отражение, выходят из капли
в направлении 8~ 138°—1-я радуга. Внутренний край
1-й радуги — фиолетовый, а наружный — красный. С умень-
уменьшением размера частиц при г<50 мкм цвета перекрываются
и образуется «белая радуга». Лучи, выходящие из капли
после двух внутренних отражений, образуют 2-ю радугу при
0 ~ 128,7°. Цветные полосы раздвинуты шире, чем в 1-й ра-
радуге, и расположены в обратном порядке.
Строгой теорией радуги, описывающей распределение ин-
интенсивности, является теория Ми.
3. Глория — окрашенные кольца вокруг тени человека,
стоящего на ^ вершине горы и наблюдающего свою тень на
слое капельного облака или тумана, расположенного ниже.
Часто наблюдается с самолета вокруг его тени на облаке.
Глорию объясняют излучением тороидального волнового
фронта, возникающего за счет касательно падающих на капли
424

лучей, испытавших одно внутреннее отражение при участии
поверхностной волны [15]. Максимум рассеяния, близкий к 0 = я
на индикатрисе капель, и является глорией (см. рис. 24.7.4).
4. Гало — разнообразные световые кольца и дуги, наблю-
наблюдаемые при наличии кристаллических облаков в окрестности
Солнца или Луны, а также в окрестности противосолнечной
точки. Явление гало имеет множество разновидностей. Рас-
Расположение основных из них в окрестности Солнца показано
на рис. 24.7.7.
Рис. 24.7.7. Расположение на небосводе оптиче-
оптических явлений, вызванных присутствием кристал-
кристаллов в атмосфере.
5 —солнце; / — малое гало; 2 — большое гало; 3 — гори-
горизонтальное (паргелическое) кольцо; 4 — ложные, или по-
побочные солнца; 5 — вертикальные светлые бесцветные
столбы над солнцем и под ним; 6 — касательные дуги
к малому гало; 7 — околозенитное (малое кольцо); 8 —
касательные дуги к большому гало; 9 — дуги Ловица;
10 — противосолнца.
24.7.3. Поглощение и рассеяние в осадках
Частицы осадков в оптическом диапазоне длин волн имеют
параметр х = 2ягД>1, поэтому фактор эффективности ослаб-
ослабления для частиц любой формы Ко ~ 2. Следовательно, объ-
объемный коэффициент ослабления не зависит от длины волны
и определяется как а ~ 25Г, где Sr (км-1)— геометрическое
сечение всех частиц в единице объема. Величина Sr зависит
от спектра размеров и интенсивности осадков [58, 59].
Для дождя получено эмпирическое соотношение
ад =@,2 ... 0,5)
B4.7.2)
Для снегопада аналогичное соотношение имеет вид
ас = 3,2/0'91, B4.7.3)
где / — интенсивность дождя и снега (мм/ч); q = 0,6... 0,8.
Фактор эффективности поглощения при Х^З мм для
дождя и снега Кп ~ 1, поэтому объемный коэффициент погло-
поглощения вдвое меньше а.
Матрица рассеяния для дождя имеет такой же вид, как
для капельного облака, однако элементы матрицы рассчитаны
только для Я > 1 мм [25]. Для снега элементы матрицы не
определялись.
24.8. РАСПРОСТРАНЕНИЕ РАДИОИЗЛУЧЕНИЯ
В АТМОСФЕРЕ
24.8.1. Поглощение и рассеяние радиоизлучения в облаках
Поглощение и рассеяние радиоизлучения в облаках можно
рассчитать, используя формулы, приведенные в п. 24.6, и эм-
эмпирические функции распределения облачных частиц по раз-
размерам. Такой подход правомерен при моделировании свойств
жидкокапельных облаков. Частицы кристаллических облаков
являются несферическими, и применение теории Ми для одно-
однородных сфер менее оправдано, хотя данная теория часто
применяется и в этом случае. Размеры облачных капель редко
превосходят 50—80 мкм, а распределение этих капель по раз-
54 Заказ № 46
мерам удовлетворительно описывается функцией Хргиана—
Мазина [71]:
f (г) = Сг2 ехр (—Вг), B4.8.1)
где В = 3/г, г — средний радиус капель в облаке, С = NB*/2 =
= ?6W7160 л;рв, Af — общее число капель в 1 см3, W — водность
облака, рв — плотность воды. Средний размер капель зависит
от типа облаков и составляет для слоистых облаков St при-
приблизительно 4,5 мкм, а для кучевых Си и слоисто-кучевых Sc
~4,7 мкм.
При длинах волн Я,>0,3 см и радиусах капель г<80 мкм
для расчетов коэффициентов ослабления радиоизлучения
в облаках можно использовать приближение Рэлея (см.
табл. 24.6.2), которое дает погрешность расчета не более 1 %.
Вероятность выживания кванта для радиоизлучения Л = |3/а
не превышает 10~4, поэтому недождевые капельные облака
можно считать чисто поглощающей средой для радиоизлуче-
радиоизлучения с длиной волны X > 0,3 см (радиотепловое излучение,
РТИ) и рассчитывать соответствующий коэффициент поглоще-
поглощения в рэлеевском приближении: »
B4.8.2)
где
W
max
4тг Г
= -^-# J f(r)r*dr,
т — комплексный показатель преломления воды (см.
табл. 24.6.1). Для расчета коэффициента поглощения РТИ
в облаках у при А,>0,8 см предложена приближенная фор-
формула [74]
W.
B4.8.3)
где /Обл—температура облачных капель; W — в г/м3.
В табл. 24.8.1 приведены значения коэффициента B(tO6n)
для нескольких длин волн.
Таблица 24.8.1
Коэффициент температурной зависимости В (/Обл)
А,
0
1
1
3
см
80
35
60
20
—10
2,И
2,38
2,32
2,51
0
1,59
1,68
1,67
1,70
1
1
1
1
t °с
10
,23
,27
,29
,27
1
1
1
1
20
,00
,00
,00
,00
0
0
0
0
30
,81
,81
,81
,81
На рис. 24.8.1 для иллюстрации приведен спектральный
ход удельного коэффициента поглощения радиоизлучения
в облаках, не дающих осадки.
см
Рис. 24.8.1. Спектральная зависимость
удельного коэффициента поглощения y' ра-
радиоизлучения в облаках при различной тем-
температуре.
425

В отличие от жидкокапельных кристаллические облака
слабее влияют на перенос РТИ. Это прежде всего связано
с различием в показателях преломления воды и льда. Если
для воды действительная часть этого показателя в диапазоне
длин волн А, = 0,3... 5 см увеличивается от пжЗ до я^8,5,
а мнимая варьирует в диапазоне 1,3... 3, то для льда пж 1,75,
а к возрастает от 0,0001 при t = — 50 °С до 0,001—0,002 при
t = 0 °С. При этом показатель преломления льда слабо зави-
зависит от длины волны.
В табл. 24.8.2 приведены значения величины Д, представ-
представляющей собой отношение коэффициента ослабления радиоиз-
радиоизлучения в кристаллическом облаке к коэффициенту ослабления
в жидкокапельном облаке при единичной водности и темпе-
температуре t = —7 °С.
Таблица 24.8.2
Сравнение ослабления радиоизлучения кристаллическими
и жидкокапельными облаками
Я см
Д . .
.6-
0,3
0,5
7.10
0,8
МО
1,35
2-Ю
1,6
3-Ю"8
2,4
4-Ю-3
Как видно из табл. 24.8.2, ослабление в кристаллических
облаках приблизительно на три порядка меньше, чем в жидко-
капельных.
Здесь необходимо лишь ометить, что в кристаллических
облаках Л«1, т. е. ослабление радиоизлучения происходит
в основном за счет рассеяния.
24.8.2. Поглощение и рассеяние радиоизлучения в осадках
Размеры капель дождя варьируют от rmm~0,25 до
rmax~3,5 мм. Если рассматривать (как это часто делается)
дождь с учетом вклада мороси, то rmin~0,l мм. Для капель
осадков рэлеевское приближение при расчете характеристик
распространения радиоизлучения с Я<3 см уже неприменимо
и необходимо пользоваться точными формулами теории Ми
(см. п. 24.6.2).
Практически все используемые в настоящее время функ-
функции распределения капель по размерам являются частным
случаем модифицированного гамма-распределения:
п (г) = f{dp exp(—f2dq), B4.8.4)
где d — диаметр капли.
Для широко распространенного распределения Маршал-
Маршалла—Пальмера f! = 0,08, р = 0, f2 = 41/0-21. q = 1. Для распре-
распределения Беста f, = 2,837-10 /°.324, р = —1,75, q = 2,25,
f2 = 98,5/-°>522, где / — средняя интенсивность дождя (мм/ч).
Наблюдается сильная зависимость коэффициентов ослаб-
ослабления и рассеяния радиоизлучения жидкими осадками от я (г).
На рис. 24.8.2, 24.8.3 приведены спектральные зависимо-
зависимости коэффициентов ослабления а и рассеяния |3 радиоизлуче-
радиоизлучения в дожде, рассчитанные по теории Ми с использованием
CL(%i) KM 7
io'y 1=100 мм/V
10е
10
-1
10
10'
10"
-2
I
10
см
Рис. 24.8.2. Спектральная зависи-
зависимость коэффициента ослабления а
радиоизлучения в жидких осадках
разной интенсивности при темпера-
температуре 0 °С.
10
10"
10''
100 мм/ч
I . ¦ .?...!
1 10 Ъ* СМ
Рис. 24.8.3. Спектральная зависи-
зависимость коэффициента рассеяния |3 ра-
радиоизлучения в жидких осадках раз-
разной интенсивности при температуре
0°С.
функции распределения капель по размерам Маршалла—
Пальмера. Температура капель дождя предполагалась рав-
равной 0 °С.
Отметим, что Л^0,5. При Х>3 см капли дождя можно
считать рэлеевскими частицами и коэффициенты рассеяния и
ослабления становятся пропорциональными Я~4 и Х~2 соответ-
соответственно.
В осадках характеристики распространения радиоизлу-
радиоизлучения меньше зависят от температуры, чем в облаках.
Расчеты показывают, что при Я>0,6 см коэффициенты
ослабления радиоизлучения в твердых осадках значительно
меньше коэффициентов ослабления в жидких осадках той же
водности. Появление же пленки воды на поверхности частиц
увеличивает ослабление. Сказанное иллюстрирует табл. 24.8.3,
где представлены значения коэффициентов ослабления в жид-
жидких (вариант I), твердых (вариант 4) осадках и осадках из
неоднородных частиц, размеры ядра которых равны 0,5 и 0,75
общего размера частиц (варианты 2 и 3 соответственно).
Эквивалентная водность осадков во всех вариантах состав-
составляла 0,15 г/м3, что соответствует их интенсивности приблизи-
приблизительно 3 мм/ч. Предполагалось, что показатель преломления
твердой фазы осадков равен соответствующей величине для
льда; температура частиц предполагалась равной 0°С. При
моделировании использовалась функция распределения Мар-
Маршалла—Пальмера.
Таблица 24.8.3
Сравнение коэффициентов ослабления а (км-1)
в осадках различных типов
Я, см
0,3
0,5
0,8
1,6
2,4
3,2
1 7,8-Ю 4,8-10 2,2-Ю 4,8-10 1,9-Ю 9,Ы0"*3
2 7,6-Ю 4,7-Ю 2,2-Ю 4,9-Ю 2,0-Ю 9,5-10~3
3 6,7-Ю 4,2-Ю 2,МО-1 5,3-Ю 2,Ы(Г2 9,9-10~3
4 2,9-Ю-1 7,0-Ю 1,3-10~2 8,4-10~4 1,8-Ю 7,0-10~5
В диапазоне длин волн 0,6—3 см индикатрисы рассеяния
(см. п. 24.1.3) жидких и неоднородных осадков (варианты
1—3) при /^20 мм/ч слабо отличаются от рэлеевской
f (8) ~ A + cos2 9). Отличия не превосходят, как правило,
10-12%.
Довольно часто в практических радиометеорологических
задачах используется степенная аппроксимация коэффициен-
коэффициентов ослабления, поглощения и рассеяния радиоизлучения
в осадках:
Y = a,/\ |3 = a2/\ а-ав/*\ B4.8.6)
где пх и bi — параметры, зависящие от длины волны.
В табл. 24.8.4 для ряда длин волн радиодиапазона приве-
приведены полученные на основе функции распределения Маршал-
Маршалла—Пальмера значения параметров степенной аппроксимации
426

Таблица 24.8.4
Значения параметров а* и bi (i=l,2) в аппроксимационных формулах
для коэффициентов поглощения и рассеяния радиоизлучения в осадках
X см
Ь1 . .
0,7 I
712 ^ 627
0,92Tiro,93T
3080" 2460
1,15 1,18
для коэффициентов поглощения и рассеяния. Приведенные
оценки получены с помощью теории Ми для сферических ча-
частиц, которая используется в большинстве приложений.
Однако форма капель осадков близка к форме сплюснутого
сфероида, поэтому при более конкретном рассмотрении пере-
переноса радиоизлучения в атмосфере с осадками необходимо
применять теорию рассеяния на сфероидальных частицах.
24.8.3. Поглощение радиоизлучения атмосферными газами
Поскольку молекулярное рассеяние в микроволновом диа-
диапазоне практически отсутствует, общее ослабление излучения
определяется его поглощением. При этом поглощение не зави-
зависит от состояния поляризации излучения. В этом диапазоне
спектра заметным поглощением обладают лишь газы, моле-
молекулы которых имеют дипольные моменты. Из основных газов
атмосферы электрический дипольный момент имеет молекула
водяного пара и магнитный момент — молекула кислорода.
Дипольными моментами обладают также и некоторые малые
газовые примеси (Оз, СО, О2, NO, NO2, N2O и др.), однако
их содержание в атмосфере и интенсивность линий поглоще-
поглощения настолько малы, что" их вкладом в общее поглощение
микроволнового излучения в нижних слоях атмосферы обычно
пренебрегают. Лишь на высотах' 18—25 км, в области макси-
максимума концентрации озона, вклад этого газа в общее молеку-
молекулярное поглощение может достигать 10—15 %• В большинстве
радиометеорологических задач, в которых исследуются слои
атмосферы, лежащие в тропосфере и нижней стратосфере,
полагают, что общий коэффициент молекулярного поглощения
равен сумме вкладов поглощения водяным паром и кисло-
кислородом: Ym = Yh2o + Yo2.
Микроволновый спектр кислорода и водяного пара обус-
обусловлен вращательными квантовыми переходами.
Микроволновый спектр кислорода состоит из системы
линий в районе X = 0,5 см и одиночной линии, имеющей резо-
резонансную частоту вблизи X = 0,252 см. При давлении ^40гПа
система линий в районе X = 0,5 см не разрешается и обра-
образует непрерывную область поглощения. Кроме того, в микро-
микроволновом спектре кислорода наблюдается существенное не-
нерезонансное поглощение, обусловленное крыльями далеких
линий. В диапазоне длин волн 0,7—1 см нерезонансное погло-
поглощение составляет приблизительно 10—30 % общего поглоще-
поглощения излучения кислородом. Его доля увеличивается с ростом
X и достигает при X = 2 см примерно 70 % суммарного по-
поглощения. При Х^З... 4 см поглощение излучения кислоро-
кислородом является почти полностью нерезонансным.
Одна из методик расчета уо2> дающих удовлетворитель-
удовлетворительное согласие с экспериментом, приведена в [27, 97].
Для практического использования в «окнах прозрачности»
(диапазонах частот между полосами поглощения) весьма
удобна формула, аппроксимирующая вертикальный ход коэф-
коэффициента поглощения радиоизлучения в кислороде в зави-
зависимости от давления и температуры [60]:
0,8
494
0,94
1590
1,25
1
324
1
705
1
,0
,02
,36
1
178
1
211
1
,35
,07
,47
1
124
1
104
1
,6
,1
,5
2
75
1
41
1
,0
,14
,52
2
47
1
19
1
,4
,18
,53
3,2
20
1,23
5,8
1,54
(-.8.7,
где ро = 1013 гПа; Го = 293 К. Значения у0 при нормаль-
нормальных условиях для ряда длин волн приведены в табл. 24.8.5.
0
0
,8
,0101
1
0
,35
,0031
1
0
,6
,0025
2
0
Таблица
,4
,0019 0,
24.8.5
32
0018
X км . .
Yo km .
Основной вклад в поглощение радиоизлучения водяным
паром вносят две резонансные линии, центрированные возле
Х= 1,348 и 0,163 см.
Для расчета поглощения микроволнового излучения в во-
водяном паре часто применяется инженерная методика
А. Ю. Зражевского. Согласно этой методике, для А,>0,28 мм
B4,8,8)
Первый член B4.8.8) описывает поглощение 23 резонансными
линиями, частоты переходов которых находятся в диапазоне
спектра Я ^28... 20 мм, второй — вклад всех остальных
линий. При этом расчет y' проводится по модифицированной
квантомеханической формуле. Член y" получен на основе
дБ/км
100
10
¦ff
100
200
zoo
Рис. 24.8.4. Спектр поглощения безоб-
безоблачной атмосферы при нормальных ус-
условиях (ро=Ю13 гПа, Г0=293 К, р =
= 7,5 г/м3).
/ — расчет, 2 — эксперименты.
анализа экспериментальных данных. На рис. 24.8.4 приведен
спектральный ход коэффициента поглощения безоблачной ат-
атмосферы при нормальных условиях.
24.8.4. Статистические характеристики
радиотеплового излучения облачной атмосферы
В качестве функции источника при решении уравнения
переноса излучения атмосферы в радиодиапазоне применимо
приближение Рэлея—Джинса для функции Планка. В этом
приближении функция источника в уравнении переноса излу-
излучения (см. п. 24.2) пропорциональна термодинамической тем-
температуре Т.
В предположении квазизеркальности подстилающей по-
поверхности яркостная температура восходящего и нисходящего
радиотеплового излучения определяется следующим образом:
z
Т* @, г, X) = J T (z) у (z, X) sec9 X
о
X ехр Г- J sec 9-Y {г, X) dz') dz + [Tsep (X, 9) +
V г, /
ОО
+ A-гр(Х, e))seceJr(z)Y(z, X) X
о
A
X ехр I —
z'. X)dzAdz]
54*
427

(-1
Xexp
, z, X) =
B4.8.9)
верхности описывается выражением
То
Т (х)е~х dx,
B4.8.12)
7, X) X
о
или
f — J
Xexpf — J sec6.7B", X)dz
"\dz',
B4.8.10)
где Ts — термодинамическая температура поверхности;
?p(k, 6)—коэффициент излучения поверхности (р— индекс
поляризации: V — вертикальная, Н — горизонтальная), кото-
который выражается через формулы Френеля:
(9, Л) = 1 -
?о cos 8 —
— sin26
е0 cos 9 +
— sin 2 9
cos 9 — VeoW — sin 2 9
cos 9 + л/ео(Х) — sin2 9
B4.8.11)
Здесь 8о(Л)—комплексная диэлектрическая проницаемость ве-
вещества поверхности.
Яркостной температурой Тя называется температура абсо-
абсолютно черного тела, при которой его спектральная плотность
энергетической яркости (СПЭЯ) Вк равна СПЭЯ данного
объекта на той же длине волны (СПЕЯ — см. табл. 24.1.2).
В формулах B4.8.9), B4.8.10) рассеянием радиотеплового
излучения пренебрегают, а коэффициент поглощения равен
сумме коэффициентов поглощения кислорода, водяного пара,
облаков и осадков. В терминах оптической толщины атмо-
атмосферы яркостная температура нисходящего радиотеплового
излучения атмосферы в направлении в зенит на уровне по-
погде Т* — эффективная температура атмосферы: Г* = Г@)—
—ДГ, где Г@) — температура у поверхности, AT — поправка на
с»
неизотермичность, т0 (X) = jj у (г, X) dz.
о
Заметим, что при расчетах характеристик радиотеплового
излучения на наклонных трассах необходимо учитывать яв-
явление рефракции и сферичность Земли. Методы учета этих
эффектов изложены в [6, 69].
Оптическая толщина. На рис. 24.8.5 приведены значения
оптической толщины То в зените и ее среднеквадратического
отклонения (СКО) ат для атмосферы без облаков и с конвек-
конвективной облачностью (Ас и Sc) [18, 69]. Локальные макси-
максимумы в значениях т0 и СКО соответствуют отдельным резо-
резонансным линиям поглощения водяного пара и кислорода, а
также полосе поглощения кислорода в окрестности v ж 60 ГГц.
Наибольшие различия в спектрах оптической толщины и ее
СКО для безоблачной и облачной атмосферы наблюдаются
в окнах прозрачности между линиями поглощения Ог и НгО.
Они составляют около 0,05 нп зимой и 0,17 нп летом для to
и около 0,02 нп зимой и 0,05 нп летом для аг Эти различия
для отдельных форм облаков приблизительно на порядок
меньше. В целом зимой как средние значения to, так и СКО
оптической толщины меньше соответствующих значений для
лета в 2—3 раза (исключение составляют линии поглощения
О2). Это обусловлено различием в поглощении водяным па-
паром, поскольку его содержание и вариации летом больше,
чем зимой.
Радио яркостная температура атмосферы. На рис. 24.8.6
приведены спектры среднеклиматических значений и СКО
120
J /0~
60
120
60
120 Ъ ГГЦ
О 60 120 0 60
Рис. 24.8.5. Средние климатические значения (t0) и СКО (ах) оптической толщины при зондировании с поверхности Земли
в зенит для лета (а, в) и зимы (б, г).
1 — безоблачная атмосфера, 2 и 3 — облачность типа Ас и Sc соответственно.
300
200
1ОО
- г)
-
— — — 2
j
4
у у
if/
4/
60
120 ЪГГи,
60 120 О 60
Рис. 24.8.6. Средние климатические значения (Г^). и СКО (о>) радиояркостной температуры при зондировании с по-
поверхности Земли в зенит для лета (а, в) и зимы (б, г),
Усл. обозначения см. рис. 24.8.5,
428

радиояркостной температуры нисходящего излучения в зе-
зенитном направлении на уровне поверхности Земли для лет-
летнего и зимнего сезонов. Среднеклиматические значения радио-
радиояркостной температуры обозначены через TJ[, а среднеквад-
ратические отклонения — через о>. Здесь в окнах прозрач-
прозрачности также наблюдается существенное различие в значениях
Т* и От облачной и безоблачной атмосферы. Особенно велико
это различие в коротковолновом участке рассматриваемого
диапазона в окнах прозрачности при v = 75... Ill ГГц
(^ = 0,27... 0,4 см) и при v=125... 150 ГГц (X = 0,2...
0,24 см). Оно достигает 50—55 К для 7^ и 5—6 К для о>.
Различие в значениях Т^ и от для различных форм облач-
облачности существенно только для зимы. При этом значения Т\
и От зимой значительно меньше, чем летом, особенно в окне
прозрачности при v=125... 150 ГГц. Так, на v = 150 ГГц
(Я = 0,2 см) значения Т^ для лета приблизительно в 2—
3 раза превышают аналогичные значения для зимы. Также
велики в рассматриваемом диапазоне абсолютные вариации
радиояркостной темпертуры как для облачной, так и для
безоблачной атмосферы.
Рисунок 24.8.7 иллюстрирует спектральные зависимости
средних значений радиояркостной температуры восходящего
излучения системы атмосфера—подстилающая поверхность
при наблюдении в надир в случае водной подстилающей по-
поверхности и в случае сухой почвы, покрытой растительностью.
Сухая почва с растительностью по излучательным свойствам
в радиодиапазоне близка к абсолютно черному телу (еР — 1),
а коэффициент излучения водной поверхности значительно
меньше единицы. Поэтому области повышенного поглощения
в атмосфере дают положительный яркостный контраст над
водной поверхностью и отрицательный — над сушей.
Эффективная температура атмосферы и поправка на не-
неизотермичность. Поправка на неизотермичность ДГ тесным
образом связана с эффективной температурой атмосферы, по-
поэтому остановимся лишь на рассмотрении поправки на не-
неизотермичность. На рис. 24.8.8 приведены спектры среднекли-
матических значений ДГ как для нисходящего, так и для вос-
восходящего излучения для безоблачной атмосферы и для лет-
летнего и зимнего сезонов.
Спектральные зависимости ДГ для нисходящего и вос-
восходящего излучения почти совпадают везде, кроме областей
вблизи линий поглощения О2. В этих областях ситуация прямо
противоположная. Для нисходящего излучения поправка на
неизотермичность значительно уменьшается, а для восходя-
восходящего — резко возрастает. Это объясняется тем, что в указан-
указанных линиях поглощения восходящее излучение формируется
в верхних слоях атмосферы, а нисходящее — в нижних, тем-
температура которых значительно выше, а поправка на неизо-
неизотермичность меньше. Принципиально важным обстоятельством
при этом является то, что объемная концентрация кислорода
с высотой в тропосфере фактически не изменяется. В линии
поглощения Н2О на Я = 1,35 см (v = 22,26 ГГц) поправка
на неизотермичность как для нисходящего, так и для восходя-
восходящего излучения в целом уменьшается, незначительно возра-
возрастая лишь в центре линии. Обусловлено это тем, что и в том,
и в другом случае на склонах линии излучение формируется
300
200
400
ГаУ/^Кс-^
ф
60
i20
60
120
Ac,Sc
-
у 1
Ас,
1 1
SC
.—
V
1
2
J
60
120
60
120 V ГГц
Рис. 24.8.7. Радиояркостная температура восходящего излучения G^) системы атмосфера—подстилающая поверх-
поверхность для лета (а, в) и зимы (б, г.)
а, б —гладкая водная поверхность; в, г — сухая почва с растительностью. Усл. обозначения 1—3 см. рис. 24.8.5.
м
11
11
11
/ \ I
' ч- 2 ¦
120
60
120
60
120
60
120
Рис. 24.8.8. Средние климатические значения поправок (ДГ0) на изотермичность атмосферы для лета (а, в) и
зимы (б, г).
а, б — безоблачная атмосфера; в, г — слоисто-кучевые облака; / — нисходящее излучение, 2 — восходящее.
429

в нижних Слоях атмосферы, где сосредоточено основное ко-
количество водяного пара, а в центре линии оно формируется
в более высоких слоях.
Угломестная зависимость радиотеплового излучения. Ри-
Рисунки 24.8.9 и 24.8.10 иллюстрируют угломестную зависимость
Ac,Sc
50
100 150
50
400 450 б?
Рис. 24.8.9. Угломестная зависимость оптической толщины ат-
атмосферы для лета* при высоте приемника 40 м.
/ — горизонтальная поляризация, 2 — вертикальная.
оптической толщины атмосферы и яркостной температуры
радиотеплового излучения для высоты 40 м при измерениях
над водной поврехностью. При 0>9О° наблюдается различие
в яркостных температурах радиотеплового излучения при раз-
различных поляризациях (при моделировании учтена рефракция
и сферичность поверхности Земли).
Радиолокационная отражаемость, высота границ и пло-
площадь радиоэха. В рэлеевском приближении радиолокацион-
радиолокационная отражаемость (в дальнейшем — отражаемость) облаков
и осадков определяется выражением [9]:
~
B4.8.13)
где X — длина волны метеорологического радиолокатора
(МРЛ), т] — см. ниже.
Можно показать, что отражаемость Zp с физической
точки зрения может интерпретироваться как средняя сумма
возведенных в шестую степень диаметров отражающих час-
частиц в единице объема. Отсюда исходя из микрофизических
свойств облаков и осадков получаем, что диапазон изменения
Zp находится в пределах от Zmm = 10~5 ммб/м3 до Zmai =
= 107 ммб/м3.
В практике радиолокационных метеонаблюдений отража-
отражаемость облаков и осадков выражают в мм6/м3 или дБZ от-
относительно ZPo = 1 мм6/м3. Связь между отражаемостями, вы-
выраженными в различных единицах, описывают следующие
формулы:
Рис. 24.8.10. Зависимость ра-
диояркостной температуры без-
безоблачной атмосферы от зенит-
зенитного угла для разных значе-
значений \.
а —0,2 см; 6 — 0,86 см; в — 1,35 см;
г —2 см; д — 3 см; е — 5 см; / —
весна, 2 — лето, 3 — осень, 4 — зи-
зима. Сплошные кривые соответ-
соответствуют горизонтальной поляриза-
поляризации, штриховые — вертикальной.
450 /SO
50
400
150 180
430

Когда 2р определяется не через диаметр, а через радиус
частиц, то отражаемость обозначается через Za:
или
Za-Zp/64,
Za [дБ Z]=ZP UBZ]-18.
B4.8.14)
Эквивалентная радиолокационная отражаемость Z3. От-
Отражаемость можно получать на основании микрофизических
измерений распределений частиц осадков по размерам и на
основании радиолокационных измерений с помощью уравне-
уравнения радиолокации:
(Я)
B4.8.15)
где РПр и Ро — средняя мощность принятого сигнала и мощ-
мощность передатчика МРЛ соответственно; Go — коэффициент
усиления антенны; 00 и ср0 — углы, представляющие диаграмму
направленности по уровню половинной мощности; Ro — рас-
расстояние от МРЛ до зондируемого объема; Кз— коэффициент
заполнения исследуемого объема отражающими частицами;
а и Р(я)—объемные коэффициенты ослабления и обратного
рассеяния соответственно (см. п. 24.1.3) (Р(я) в радиолока-
радиолокационной литературе часто обозначают через ц (м-1) и назы-
называют удельной эффективной поверхностью обратного радио-
радиолокационного рассеяния).
Метеорологические радиолокаторы работают в милли-
миллиметровом, сантиметровом и дециметровом диапазонах. При
этом для частиц облаков во всех диапазонах выполняются
условия рэлеевского приближения. Для частиц осадков усло-
условия рэлеевского приближения, вообще говоря, не выполня-
выполняются уже в миллиметровом диапазоне.
Уравнение B4.8.15) справедливо только в случае неко-
некогерентного рассеяния. По мнению автора [76], частицы могут
рассеивать излучение в обратном направлении когерентно.
Когда отражаемость получают с помощью МРЛ, вводят
понятие эквивалентной отражаемости Z3 (или Ze — в иностран-
иностранной литературе). Эквивалентная отражаемость облаков и
осадков — величина, характеризующая свойства единичного
объема в предположении, что отраженный сигнал создается
водяными каплями. Величина Za определяется формулой
B4.8.16)
m2— I
m2
где тп — комплексный показатель преломления водяных час-
частиц (см. табл. 24.6.1), для которых
Для льда к\ = 0,176. . . 0,208 [9].
т2— 1
'0,93.
С учетом диапазона изменения к^ для ледяных частиц
получаем следующие выражения:
в единицах мм6/м3
в единицах
= @,189 ... 0,224) Zp,
= Zp-G,2 ... 6,5).
B4.8.17)
Для частиц, отличных от рэлеевских, для Zp (мм6/м3)
имеем следующую формулу [19]:
= 3,52 • 10V4,
B4.8.18)
где т] — в см, X — в сантиметрах.
С помощью функции распределения частиц осадков по
размерам Маршалла—Пальмера расчетным путем была полу-
получена зависимость между Zp и интенсивностью / дождя:
;220/1>6,
B4.8.19)
где Zp — в мм6/м3, / — в мм/ч.
Однако проведенные в разных районах земного шара
проверки соотношения Zp—/ показали, что коэффициенты Л
и В изменяются в широких пределах и зависят от многочис-
многочисленных факторов, и в первую очередь от типа осадков и
особенностей синоптических процессов в районе наблюдений.
За высоту верхней (нижней) границы отображения ра-
радиоэха облаков принимается максимальная (минимальная)
высота их радиоэха, определенная на индикаторах МРЛ.
Следует отметить, что границы облачности, определяемые
с помощью радиолокации, практически никогда не совпадают
с наблюдаемыми визуально.
Радиолокационные границы облаков — это геометрическое
место точек, где Zp = Zp mm (Ro) (здесь Zp min(#o) —порого-
—пороговое значение отражаемости, Ro — расстояние от облака до
МРЛ).
Иногда за верхнюю границу радиоэха облаков принимают
высоту изолинии отражаемости Za = 30 &BZ или Za = 23 rBZ.
Однако в подавляющем большинстве исследований за вы-
высоту Н облаков принимают высоту контура изоэха с Zp =
Zp mm. Максимальный радиус ^max, в котором производится
измерение высоты кучево-дождевых облаков, зависит от тех-
технических параметров и длины волны МРЛ. Например, для
МРЛ типа WSR-57 это Rmax « 225 км, для МРЛ-1 и МРЛ-2
¦/?тах~180 км, для облаков слоистых форм ^тах заметно
меньше и не превосходит 20 км.
Из-за эффекта осреднения диаграммой направленности
антенны МРЛ областей с неравномерным распределением Zp
в верхней части облака всегда выполняется неравенство
Za<Zp. Следовательно, для уверенного измерения высоты
верхней границы облака с помощью МРЛ значение отражае-
отражаемости Zp, полученное по результатам микрофизических иссле-
исследований на вершине облака, должно быть примерно на
5 дБZ больше уровня Zm\n(R). Высота визуальной верхней
границы СЬ может оказаться меньше высоты верхней границы
радиоэха СЬ, если за счет восходящих потоков будет суще-
существовать выброс из облака крупных частиц диаметром больше
500 мкм.
Примерно 40—50 % слоистообразной облачности не обна-
обнаруживается МРЛ и не дает радиоэха. Границы наблюдаемых
на МРЛ слоистообразных облаков, как правило, занижаются,
причем нижние границы за счет выпадения частиц осадков,
а верхние — из-за недостаточной концентрации и малых раз-
размеров частиц в таких облаках.
В зависимости от способа измерений высоты верхней гра-
границы радиоэха на индикаторах МРЛ для ее расчета исполь-
используются следующие формулы:
B4.8.20)
B4.8.21)
где Н — высота облаков над уровнем моря; Ло — высота уста-
установки антенны МРЛ над уровнем моря; ф0 — угол возвыше-
возвышения антенны МРЛ; Ro — удаление радиоэха наблюдаемого
облака от МРЛ; gH = 6-10—5 км~!—коэффициент, учитыва-
учитывающий влияние нормальной рефракции радиоволн в атмосфере
(см. п. 24.3.3).
Под площадью (S) радиоэха облаков и осадков пони-
понимают площадь радиоэха облаков и осадков при заданных
параметрах МРЛ в радиусе ее обнаружения; площадь радио-
радиоэха ограничивается внешним контуром, на котором Za со-
составляет 18, 23 или 30 дБZ. В каждом конкретном случае ого-
оговаривается, что понимается под площадью осадков, измерен-
измеренных на МРЛ. Однако часто границей площади S является
изолиния Zp = Zmin(RM), где RM — максимальный радиус об-
обзора МРЛ при заданных технических параметрах.
24.9. РАСПРОСТРАНЕНИЕ ОПТИЧЕСКОГО
ИЗЛУЧЕНИЯ В ТУРБУЛЕНТНОЙ АТМОСФЕРЕ
24.9.1. Статистические характеристики
оптических неоднородностей в атмосфере
Турбулентная атмосфера представляет собой оптически
неоднородную среду, в которой показатель преломления воз-
воздуха испытывает случайные флуктуации. Эти флуктуации вы-
вызывают искажение распространяющихся через атмосферу све-
световых волн. Флуктуационные помехи ограничивают возмож-
возможности оптических наблюдений в атмосфере (астрономия, гео-
геодезия, оптическая связь, локация и др.). Особенно сильно
проявляется влияние турбулентности при распространении
в атмосфере пространственно ограниченных пучков излучения
лазеров. При этом чем меньше расходимость излучения или
чем выше его пространственная и временная когерентность,
тем в большей степени сказывается влияние турбулентности
на флуктуации параметров световых пучков — интенсивности,
поперечных размеров пучка, когерентности, направлении рас-
распространения и др.
431

Флуктуации показателя преломления воздуха практиче-
практически полностью обусловлены флуктуациями температуры.
Связь между флуктуациями показателя преломления п! =
= п — <//> и флуктуациями температуры V = Т — <7> в опти-
оптическом диапазоне длин волн излучения можно описать фор-
формулой [23]
$?(^). B4.9.1)
где р— атмосферное давление (гПа); Т — температура воз-
воздуха (К); <я> и <Г> — средние значения показателя прелом-
преломления и температуры соответственно. Вследствие пропорцио-
пропорциональности флуктуации п' и Т статистические характеристики
этих величин можно считать подобными, и при рассмотрении
влияния флуктуации показателя преломления на статистиче-
статистические характеристики флуктуации оптического излучения
в атмосфере для описания структуры турбулентности можно
использовать известные сведения о поле флуктуации темпе-
температуры воздуха в атмосфере.
Случайное поле флуктуации температуры в турбулентной
атмосфере для широкого диапазона масштабов турбулентных
неоднородностей можно считать локально однородным и изо-
изотропным. В соответствии с этим для структурной функции
флуктуации температуры в атмосфере справедлив «закон 2/з»
Колмогорова—Обухова [70]:
@ =
= 4'2/з. B4.9.2)
где с\ — структурная характеристика флуктуации темпера-
температуры, характеризующая интенсивность турбулентности; / —
расстояние между точками наблюдения, ограничиваемое диа-
диапазоном масштабов неоднородностей (инерционным интерва-
интервалом) /o</<^Lo, А) и Lo — внутренний и внешний масштабы
турбулентности соответственно. В приземном слое атмосферы
до высоты порядка нескольких десятков метров внутренний
масштаб турбулентности /0 составляет 0,1—1 мм, а внешний
масштаб Lo равен 0,4/г, где h — высота над поверхностью
Земли [23]. В соответствии с выражением B4.9.1) флуктуа-
флуктуации п также описываются «законом 2/з», а связь между струк-
структурной характеристикой флуктуации показателя преломления
с2 и величиной с2 выражается соотношением
Величина с2 в приземном слое атмосферы может изме-
изменяться в широком диапазоне значений в зависимости от усло-
условий местности, времени года, времени суток и условий стра-
стратификации атмосферы [23]. Так, над равнинной поверхностью
в летнее время ночью при устойчивой и безразличной страти-
стратификации атмосферы значения с2 составляют 10~19—10~17 см~2/*
(слабо развитая турбулентность). Днем в летнее время при
безразличной стратификации с2 = 10~15... 10~16 см~2/з, а в ус-
условиях сильно развитой турбулентности при неустойчивой
стратификации атмосферы значение с2 может достигать
10~13 см/з. Для зимы типичны значения сп = 10~17...
10~15 см~2/з. С увеличением высоты над поверхностью Земли
значение с2 убывает [23]. Структурная функция для локально
однородного и изотропного поля флуктуации связана с трех-
трехмерной спектральной плотностью Фп(хв) соотношением
B4.9.4)
где хв — см. ниже.
Если поле флуктуации пг статистически однородно и изо-
изотропно, то существует корреляционная' функция
Вп (I) = <л' (lo + I) п' A0)) = -~ (Dn (оо) - Dn (/)),
B4.9.5)
связанная с трехмерным спектром соотношением
оо
ВпA)=4л \х2Фп(хв) SmX/B dx,B. B4.9.6)
п Хв'
и
Для локально изотропной турбулентности трехмерный
спектр, соответствующий «закону 2/з», описывается следующим
образом:
:~П/з, B4.9.7)
где диапазон волновых чисел хв ограничен инерционным ин-
интервалом волновых чисел:
х0 = 2л/Lo < хв < хт = 5,92//0.
B4.9.8)
Флуктуации параметров оптического излучения обуслов-
обусловлены в основном турбулентными неоднородностями, попада-
попадающими в инерционный интервал. Однако в ряде случаев на
характеристики флуктуации излучения могут оказывать влия-
влияние и неоднородности, не входящие в инерционный интервал
волновых чисел. В тех случаях, когда необходимо учитывать
влияние турбулентных неоднородностей, размеры которых вы-
выходят за пределы инерционного интервала, используются раз-
различные модельные описания спектра турбулентности. Наибо-
Наиболее часто при расчетах статистических характеристик флук-
флуктуации оптического излучения спектр Фп(хв) описывается
формулой
Фл(хв)^0,132с2(х2+х2)-п/бехр 1- , B4.9.9)
V х™ /
которая совпадает с формулой для спектра Ф»(хв) в инер-
инерционном интервале волновых чисел B4.9.7) и учитывает
конечность размеров внешнего (Lo = 2я/хо) и внутреннего
(/о = 5,92/хт) масштабов турбулентности в атмосфере.
24.9.2. Флуктуации интенсивности излучения
Пусть источник света на входе в турбулентную среду
излучает в направлении оси z световую волну с распределе-
распределением поля в плоскости, перпендикулярной направлению рас-
распространения:
(г2 ikv2 \
Ya? WJ* B4'9Л°)
где а — радиус светового пучка; F — радиус кривизны свето-
светового Фронта на излучающей апертуре источника света;
k — 2яД; г — расстояние от оси пучка. Пучок света с рас-
распределением поля вида B4.9.9)- после прохождения трассы
длиной z будет сфокусированным, если z/F = 1, параллельным
при z/F = 0 и расходящимся при z/F<0. Дифракционный
режим излучения источника света на трассе заданной длины z
принято характеризовать числом Френеля Q{ = ka2jz. При
Q\ <ti 1 источник света излучает сферическую волну, а при
^i^>1—плоскую. При промежуточных значениях Qi пучок
света считается пространственно ограниченным. На входе
в турбулентную среду (при z = 0) распределение интенсив-
интенсивности в поперечном сечении светового пучка в соответствии
с B4.9.10) имеет вид
/@, г) = /оехр(—г2./а2).
B4.9.11)
Исследования показывают, что закон распределения флук-
флуктуации интенсивности света при распространении в турбулент-
турбулентной атмосфере весьма близок к логарифмически нормальному
закону. Распределение плотности вероятностей при этом за-
зависит от среднего значения логарифма интенсивности (уровня)
(In /) и дисперсии этого уровня а2 = ((In / — (In I)J):
B4.9.12)
Величины <1п /> и а2 связаны со средней интенсивностью
</> и относительной дисперсией флуктуации интенсивности
°7 = (A—ОУJУ1О2У следующим образом:
а2 = In (l+<??)>
(In /> = In (/> (l + а2-
B4.9.13)
B4.9.14)
Дисперсия флуктуации интенсивности при распростране-
распространении светового пучка через турбулентную среду определяется
интенсивностью турбулентности (характеризуемой величиной
ся) и зависит от условий распространения светового пучка
на трассе — условий фокусировки излучения (характеризуемых
соотношением z/F), режима дифракции на излучающей апер-
432

туре (определяемого параметром Qi). Различают режимы сла-
слабых и сильных флуктуации интенсивности, определяемые ве-
величиной |3q= 1,23с^7/бгп/б, характеризующей турбулентные
условия распространения света на трассе. При Cq < 1 (сла-
(слабые флуктуации) дисперсия флуктуации интенсивности воз-
возрастает пропорционально Ро, при некоторых значениях E0
(зависящих от режимов дифракции и условий фокусировки
пучка) достигает максимума (фокус флуктуации) и при
Pq > 1 с дальнейшим ростом Pq медленно убывает до не-
некоторого постоянного значения. Последний случай называют
режимом насыщения или режимом сильных флуктуации.
При средней интенсивности турбулентности в атмосфере
(^ = 10~16 см"''3) режим сильных флуктуации интенсивности
излучения видимого диапазона длин волн реализуется на при-
На приземных атмосферных трассах для оптического диа-
диапазона длин волн излучения практически всегда реализуется
условие -vM,z>/o. Для этого случая значения дисперсии флук-
флуктуации интенсивности в параллельном световом пучке приве-
приведены в табл. 24.9.1. Для ограниченного слабо расходящегося
параллельного или сфокусированного пучка дисперсию флук-
флуктуации интенсивности можно оценить по следующим форму-
формулам [54]:
о?-
1,40Г7/6Ро
,3/5 ^
ПрИ Pq ^> 1 ,
при Q,Po = '
3.
B4.9.16)
Рис. 24.9.1. Корреляционные функции флуктуации интен-
интенсивности параллельного пучка излучения в режиме слабых
(а) и сильных (б) флуктуации.
Кривая ....
Q . . . .
Кривая . . .
;
0
8
2
0,1
9
3
0,2
10
4
1
5
4
6
10
10
48
1600
земных трассах длиной свыше 3 км, а при сильно развитой
турбулентности (с^=10~14 см~2/з) —на трассах длиной бо-
более 200 м.
Для относительно коротких трасс, для которых выпол-
выполняется условие УХг <С 1о , дисперсия флуктуации интенсив-
интенсивности определяется величиной внутреннего масштаба турбу-
турбулентности /о- Так, в режиме слабых флуктуации
2,8с^г3/о~7/3 при Q{ ^> 1 (плоская волна),
,8с^2;3/^/3 при Qj «< 1 (сферическая волна).
B4.9.15)
В режиме сильных флуктуации и при выполнении условия
cffizl)j* ^ 1 уровень насыщения дисперсии флуктуации
также зависит от величины /0: с увеличением /0 уровень на-
насыщения флуктуации возрастает. Наибольшее влияние изме-
9
нения Oj оказывают при этом на пространственно ограничен-
Вид корреляционной функции флуктуации интенсивности
определяется режимом флуктуации и зависит от параметра
Pq. В режиме слабых флуктуации пространственный масштаб
флуктуации интенсивности равен max (УЛг, /о) При сильных
флуктуациях пространственный масштаб флуктуации интен-
интенсивности определяется параметром /т =
?3)
~~ 3/п
ве-
величина которого на приземных атмосферных трассах в усло-
условиях сильно развитой турбулентности
= 10~ 14
см
~2^3
Pq2/5
i > Ро~ 12/5« Так, для параллельного
2
ные пучки, когда Pq2/5 >
пучка (z/F = 0) при &i«l величина о2т увеличивается от 1
до 4 при изменении отношения а//0 от 0 до 0,3.
Таблица 24.9.1
Дисперсия флуктуации интенсивности при V
Режим флуктуации
Плоская волна
Сферическая волна
Слабые флуктуа-
флуктуации (Ро2<1)
Сильные флуктуа-
флуктуации (Ро2>1)
Фокус флуктуации
ау=1...2
при
07 = 2...4 при
)
имеет порядок 1 см. Примеры нормированных пространствен-
пространственных корреляционных функций (коэффициентов корреляции)
при различных режимах распространения световых пучков
приводятся на рис. 24.9.1. Как видно из рисунка, в режиме
слабых флуктуации вид корреляционных функций флуктуации
интенсивности зависит от режима дифракции и фокусировки
светового пучка на трассе, а в режиме насыщения, кроме
того, от интенсивности турбулентности (величины с^).
Характерный временной масштаб изменения интенсивности
пучка в турбулентной атмосфере определяется временем пере-
переноса оптических неоднородностей с размерами порядка мас-
масштаба корреляции интенсивности через точку наблюдения.
На рис. 24.9.2 приводятся нормированные временные энерге-
энергетические спектры флуктуации интенсивности U = со5(со)/а/
(где S((d)—временная спектральная плотность флуктуации)
в зависимости от безразмерной частоты Q = сорк/у_^ (где
со — частота; Vj_ —перпендикулярная трассе составляющая
скорости ветра; рк — масштаб корреляции: рк = ^Цк при
Ро -Cl и рк = 1т при Pq»1). Как видно из рисунка, в режиме
слабых флуктуации временной спектр флуктуации — одномо-
дальный с максимумом на характерной частоте со = v± i/k/L
Таким образом, характерная временная частота флуктуации
интенсивности на реальных атмосферных трассах длиной по-
порядка 1 км при типичной скорости ветра в приземном слое
2—6 м/с составляет 30—100 Гц.
55 Заказ № 46
433

Ьди(ао)
-f
-2
-J,
0,01
iO
Рис. 24.9.2. Частотные спектры флуктуации интенсив-
интенсивности параллельного пучка излучения.
Кривая / 2 3 4 5
10 25 200
о2
Ро
<1
Кривые 1—5 соответствуют D=oo, кривая 1' =
С ростом величины pj; частотный спектр расширяется
в области высоких и низких частот и при Pq >* становится
двухмодальным с максимумами на частотах со» 10tJj_//r и
со= 09IvjJIt. В области высоких частот спектральная плот-
плотность флуктуации интенсивности существенно зависит от по-
поведения спектра турбулентных флуктуации показателя пре-
преломления воздуха в области внутреннего масштаба турбулент-
турбулентности. В частности, при уменьшении величины внутреннего
масштаба турбулентности /0 высокочастотная часть спектраль-
спектральной плотности флуктуации интенсивности смещается в область
более высоких частот.
24.9.3. Флуктуации фазы и нарушение когерентности
в лазерных пучках
Флуктуации показателя преломления воздуха в турбу-
турбулентной среде приводят к случайным флуктуациям фазы
световой волны, прошедшей среду, что, в свою очередь, при-
приводит к нарушению когерентности излучения. Учет фазовых
флуктуации особенно актуален для лазерных источников
света, где когерентность — одно из основных свойств лазер-
лазерного излучения. Флуктуации фазы определяются как измене-
изменения оптической длины пути S в точках волнового фронта рас-
распространяющейся волны, разнесенных на некоторое расстоя-
расстояние р в плоскости, перпендикулярной направлению распро-
распространения.
Статистические свойства флуктуации фазы описываются
структурной функцией, которая имеет следующий вид:
Для оценки величины структурной функции флуктуации фазы
в приземном слое атмосферы можно использовать следующие
формулы [23, 70]:
l,46zp5/3
2,92zp5/3
при
при
при L0>p>max(
при р>?0>
, /0),
B4.9.18)
где b = b(Q\)—численный коэффициент, слабо зависящий от
режима дифракции на излучающей апертуре источника света
(Ь = 1 при Qi = оо, Ь = 3/в при Qi = 0).
Дисперсия флуктуации фазы описывается выражением
(S2) = DS (oo)/2=l,2cyzL5Q13. B4.9.19)
Наибольший вклад в флуктуации фазы вносят крупные
оптические неоднородности турбулентной атмосферы, которые
относятся к энергетическому интервалу спектра турбулентно-
турбулентности. Вследствие этого дисперсия флуктуации фазы (так же,
как и пространственный масштаб флуктуации) определяется
величиной внешнего масштаба турбулентности Lo. Характер-
Характерное время флуктуации определяется временем переноса опти-
оптических неоднородностей с размерами порядка Lo через точку
наблюдения в плоскости, перпендикулярной направлению рас-
распространения световой волны. Максимум временного частот-
частотного спектра флуктуации фазы наблюдается на частоте
co«Uj_/L0. В низкочастотной области спектра спектральная
плотность флуктуации возрастает до своего максимального
значения пропорционально со, а в высокочастотной области
убывает по закону со~5/з.
Флуктуации фазы световой волны в турбулентной среде
приводят к нарушению когерентности — меры статистической
связи оптических колебаний в двух разнесенных на некоторое
расстояние точках волнового фронта. Для оценки степени
пространственной когерентности излучения лазерных источни-
источников света используется параметр gK = (яо/ЯкJ, где а0 — ра-
радиус светового пучка; ак — радиус когерентности излучения
источника света. Для полностью когерентного излучения ла-
лазерного источника gK = 0, для некогерентного излучения теп-
теплового источника света gK->-oo, частично когерентное излуче-
излучение характеризуется конечной величиной gK.
В турбулентной среде когерентность излучения ухудша-
ухудшается, т. е. уменьшается радиус пространственной когерентно-
когерентности излучения после прохождения излучения через среду.
Уменьшение радиуса когерентности определяется интенсивно-
интенсивностью турбулентности на трассе распространения излучения и
зависит от степени когерентности источника излучения на
входе в среду (от параметра gK)t условий фокусировки излу-
излучения (характеризуемых параметром z/F) и режима дифрак-
дифракции на апертуре источника света (параметр Qy). Изменение
радиуса когерентности в турбулентной атмосфере в зависи-
зависимости от этих параметров можно рассчитать по следующей
формуле [54]:
1 + gK + -f- ?Qi + (i - -Jr
a?
— 1/2
Рк = Ро
B4.9.20)
где ро = (l ,46 с2 k2z)~3/5, q = z/kp20.
В отсутствии турбулентности (сп = о) для некогерент-
некогерентного источника (gK = 00) из выражения B4.9.20) получаем
92K = 2z/ka0. B4.9.21)
Для турбулентной атмосферы и некогерентного источника на-
находим
91 =
B4.9.22)
Для полностью когерентного источника (gK = 0), излучающего
параллельный световой пучок (z/F = 0), имеем
2 3(l+Q2)+4qQl
Ро
B4.9.23)
В реальных условиях распространения видимого излуче-
излучения в атмосфере на приземных трассах длиной порядка 1 км
радиус когерентности р0 может изменяться в диапазоне 0,5—
50 см при изменении величины с2п от 10~13 до 10~18 см~2/з.
Как видно из выражения B4.9.23), радиус когерентности пло-
плоской волны (fii = 00) совпадает с величиной ро, а радиус
когерентности сферической волны (&i = 0) в -у/3 раза превы-
превышает это значение.
434

Одним из способов экспериментального исследования про-
пространственной когерентности излучения является измерение
распределения средней интенсивности в фокальной плоскости
приемной линзы [23].
24.9.4. Средняя интенсивность и уширение световых пучков
Флуктуации амплитуды и фазы световой волны в турбу-
турбулентной атмосфере приводят к размыванию профиля средней
интенсивности в световом пучке из-за рассеяния на турбулент-
турбулентных неоднородностях, что, в свою очередь, приводит к уши-
рению размеров светового пучка и к ослаблению интенсив-
интенсивности на оси пучка по сравнению с параметрами пучка, кото-
которые должны наблюдаться в однородной (без флуктуации)
среде.
Для светового пучка с распределением интенсивности при
входе в среду (при z = 0) вида B4.9.10) по прохождении
через турбулентную среду трассы длиной z распределение
средней интенсивности в плоскости, перпендикулярной направ-
направлению распространения, имеет вид [54]
</ (г, г)) = (/ (z, 0)) ехр (~г2/а2э (z)), B4.9.24)
где ослабление средней интенсивности в центре пучка описы-
описывается формулой
B4-9-25)
Здесь /0 — интенсивность в центре пучка на входе в среду;
Ds — структурная функция флуктуации фазы, вычисляемая
по формуле B4.9.18). Функция
•Q
,-2
B4.9.26)
описывает изменение размеров пучка с учетом размывания
пучка под влиянием турбулентности (последнее слагаемое
в формуле B4.9.26)) в соответствии с формулой
аэ (z) = aog (z).
B4.9.27)
Вид функции f(x) в выражении B4.9.25) приближенно
с хорошей точностью описывается формулой
/ (*)=(l +*6/5)-l. B4.9.28)
Формулы для расчета средней интенсивности и размеров
светового пучка пригодны в случае как слабых, так и силь-
сильных флуктуации интенсивности. Влияние турбулентности на
ослабление средней интенсивности и уширение размеров пучка
описывается параметром Pq= l,23c?fc7/6z11/6 — дисперсией
флуктуации интенсивности излучения.
24.9.5. Случайные смещения световых пучков
(случайная рефракция)
Турбулентная среда искажает поле световой волны, что
приводит к случайному перераспределению энергии по попе-
поперечному сечению пучка света. Это перераспределение прояв-
проявляется как случайные смещения светового пучка в плоскости,
перпендикулярной направлению распространения. Смещения
пучков в турбулентной атмосфере обусловлены в основном
флуктуациями фазы. Положение светового пучка в плоскости,
перпендикулярной направлению распространения, характери-
характеризуется положением центра тяжести случайного распределения
интенсивности:
к Л B4.9.29)
где Fo — поток излучения.
Дисперсия смещений центра тяжести пространственно
ограниченного пучка света определяется в общем случае ин-
интенсивностью турбулентных флуктуации на трассе, условиями
фокусировки и дифракции на передающей апертуре источника
света, а также зависит от величины внешнего масштаба тур-
турбулентности. Формула для расчета дисперсии флуктуации сме-
смещений имеет вид [54]
где функция /(Qi, z/F, C, р0), описывающая влияние выше-
вышеперечисленных параметров на величину случайных смещений,
имеет вид
1
z/F,
B4.9.31)
где функция g(x) выражается соотношением B4.9.26), а ве-
величина параметра р = 2/х0 а0 характеризует влияние внеш-
внешнего масштаба турбулентности Lo (см. п. 24.9.1) на величину
случайных смещений. Для случая широких (Qi>l) сфокуси-
сфокусированных пучков (z/F = If при р>1 в условиях слабых
флуктуации интенсивности (Pq <Cl) функция f(Q\, z/F, р, р0)
имеет максимальное значение, равное единице. При этих усло-
условиях абсолютное значение смещений световых пучков макси-
максимально. Так, на приземных атмосферных трассах длиной по-
порядка 1 км среднеквадратические значения смещений лазер-
лазерного пучка диаметром 10 см составляют 2,8 мм при слабой
турбулентности (с^=10~16 см"~2/3)
витой турбулентности (с2п = 10~13 см~~2^3). Для лазерного
пучка диаметром 1 см эти значения соответственно увеличи-
увеличиваются в 2,2 раза.
Во всех остальных случаях величина /(fii, z/F, p, ро)<1,
что характеризует уменьшение величины смещений при изме-
изменении вышеперечисленных параметров.
Пространственный масштаб корреляции случайных сме-
смещений также определяется условиями распространения свето-
светового пучка на трассе. Для оценки масштаба корреляции сме-
смещений в свободной атмосфере, когда реализуется условие
Р>1, можно использовать формулу [54]
3) и 8,8 см при сильно раз-
раз) Для
Рс= "Г A~
B4.9.32)
> Ро). B4.9.30)
Из выражения B4.9.32) следует, что при Р>1 масшта-
масштабом корреляции смещений является эффективный радиус
пучка. В приземном слое атмосферы, когда может реализо-
реализоваться условие Р^ 1, масштаб корреляции случайных смеще-
смещений увеличивается. При этом он зависит от величины внеш-
внешнего масштаба турбулентности и при р<С1 может превышать
рассчитанный по формуле B4.9.32) в е3«20 раз.
Характерная частота смещений пучка определяется ско-
скоростью переноса оптических неоднородностей через диаметр
пучка. При этом максимум временной спектральной плотности
смещений наблюдается на частоте со = Vj_/a0, а форма
спектра в низкочастотной части существенным образом зави-
зависит от поведения спектра турбулентности в энергетическом
интервале волновых чисел хв<хо. Так, с увеличением внеш-
внешнего масштаба турбулентности Lq спектр смещений уширяется
в сторону более низких частот. В высокочастотной области
спектра уменьшение спектральной плотности смещений опре-
определяется формой спектра турбулентности в инерционном ин-
интервале.
24.10. ПЕРЕНОС ОПТИЧЕСКОГО ИЗОБРАЖЕНИЯ
И ВИДИМОСТЬ ОБЪЕКТОВ И ОГНЕЙ В АТМОСФЕРЕ
В замутненной атмосфере, где присутствует аэрозоль
(атмосферная дымка, туман или облачная среда), излученный
или отраженный от объектов свет рассеивается и поглощается
в этих средах. Изображение объектов, формируемое распро-
распространяющимся от объектов светом, при этом искажается —
контраст изображения уменьшается, а распределение яркости
изображения размывается. Изменения в изображении объек-
объектов, обусловленные влиянием светорассеивающей среды, яв-
являются предметом исследования теории переноса изображения,
основывающейся на применении аппарата теории линейных
систем к формированию изображения оптическими системами
и использовании результатов теории переноса излучения
в светорассеивающих средах. При этом рассеивающая среда
рассматривается как один из элементов системы наблюдения,
и ее влияние на перенос изображения можно учесть отдельно
от других элементов оптической системы.
65*
435

24.10.1. Перенос изображений
Во многих практически важных случаях наблюдения объ-
объектов в атмосфере оптические системы наблюдения можно
с некоторыми ограничениями [29] считать линейными и ин-
инвариантными. Для таких систем наблюдения при описании
переноса изображения используется математический аппарат
Фурье-анализа. Пусть объект наблюдения характеризуется
некоторым рспределением яркости B0(r)t где г — радиус-век-
радиус-вектор точки наблюдения в плоскости объекта, расположенной
перпендикулярно направлению визирования. Регистрация изо-
изображения (наблюдение) производится через слой рассеиваю-
рассеивающей среды оптической системой, удаленной от объекта на
расстояние L. Тогда распределение освещенности в плоскости
формируемого оптической системой изображения можно полу-
получить, вычисляя Фурье-преобразование от следующего выра-
выражения [26, 29]:
S(v, L)=F(v, L)#(v)S0(v). B4.10.1)
Здесь Sq(v) и S(yt L)—двумерные преобразования Фурье-
распределения яркости объекта B0(v) и наблюдаемого через
среду изображения Б (г, L); H(v)—оптическая передаточная
функция (ОПФ) системы наблюдения, характеризующая сте-
степень искажения изображения оптическими элементами;
F{vf L)—ОПФ слоя рассеивающей среды, определяющая
влияние среды на изображение наблюдаемого через нее объ-
объекта и являющаяся основной характеристикой для оценки
качества переноса изображения в светорассеивающей среде.
Если оптическая система и среда, через которую наблюдается
объект, не искажают изображение, то #(v) = l, F(v, L) = l и
S(v, L)=S0(v), т. е. Фурье-образы объекта и наблюдаемого
через среду изображения совпадают. При наличии светорас-
светорассеяния в среде \F(yt L)|^l и ОПФ определяет степень иска-
искажений, вносимых средой в пространственно-частотный спектр
изображения. При наблюдении через рассеивающую среду
тест-объекта—миры с синусоидальным распределением ярко-
яркости определенной пространственной частоты v ОПФ опреде-
определяет уменьшение наблюдаемого контраста в изображении
миры по сравнению с ее истинным контрастом.
Для расчета ОПФ необходимо решить уравнение пере-
переноса излучения от точечного диффузно светящегося источ-
источника света через слой светорассеивающей среды. ОПФ явля-
является Фурье-преобразованием от распределения освещенности
в изображении такого источника. Примеры ОПФ для различ-
различных типов облачных сред показаны на рис. 24.10.1. ОПФ
1000 VL
Рис. 24.10.1. ОПФ облачной среды при т=1.
1, 2 — облако по всей трассе; 3, 4 — тонкий облачный слой
ближе к наблюдателю; /, 3 —гм=-10 мкм; 2, 4, 5 — гм =
—4 мкм.
являются убывающими функциями пространственной частоты,
т. е. рассеивающая среда представляет собой фильтр высоких
пространственных частот. Форма ОПФ определяется оптиче-
оптической толщиной слоя рассеивающей среды, светорассеивающими
свойствами среды (определяемыми ее микроструктурой), по-
положением слоя среды на трассе наблюдения. Зависимость
ОПФ от оптической толщины рассеивающего слоя т с высо-
высокой точностью можно описать формулой [29]
F (v, L) = [F(v)]T, B4.10.2)
где F(v)—соответствующая ОПФ слоя среды с оптической
толщиной х = 1.
величина ОПб на всех пространственных частотах дЛя
аэрозольных сред с более крупными частицами больше, чем
для сред с меньшим размером частиц. Это означает, что
искажения изображения объектов, наблюдаемых через относи-
относительно крупнокапельные среды (например, туман), меньше,
чем при наблюдении через среды с более мелкими частицами
(атмосферные дымки). Смещение слоя рассеивающей среды
на трассе наблюдения ближе к наблюдателю приводит
к уменьшению величины ОПФ на всех пространственных ча-
частотах, что означает, в частности, ухудшение качества наблю-
наблюдаемого через слой изображения в этом слое.
Наклон линии визирования по отношению к плоскости
объекта и поверхности слоя рассеивающей среды также влияет
на ОПФ и, следовательно, на качество переноса изображения.
В этом случае функция F(v, L) в формуле B4.10.1) является
комплексной. ОПФ среды \F(v, L)\ становится немонотонной
(см. рис. 24.10.1), что приводит к дополнительным искаже-
искажениям в изображении объекта. Кроме того, на наклонных трас-
трассах появляются фазовые искажения в изображении объектов,
приводящие не только к уменьшению наблюдаемого контраста
определенных пространственных структур, но и к взаимному
смещению их по отношению друг к другу. Наклон трассы
приводит, в частности, к тому, что изображения осесимметрич-
ных объектов через рассеивающий слой наблюдаются как
асимметричные. Примеры расчета изображений объектов
в форме круглого диска, наблюдаемых через туман на на-
наклонных и вертикальных трассах, приводятся на рис. 24.10.2
и 24.10.3.
Рис. 24.10.2. Профили изображе-
изображения диска, наблюдаемого через ту-
туман A, 3) и через тонкий облач-
облачный слой вблизи наблюдателя B,
4) при т=1.
/, 2— угловой радиус диска фо=15°;
3, 4 — фо=1,5°; ф — наблюдаемый угло-
угловой радиус.
Гх
Рис. 24.10.3. Профили изображения диска с угловым
радиусом фо=1О/ в двух направлениях в тумане на на-
наклонной трассе с углом наклона 6° при т=5.
436

Для объектов с малыми угловыми размерами (менее
0,5—Г) формулу B4.10.1) для расчета изображения можно
записать в следующем виде (при #(v)= 1):
В (г, L) = (B0(r))A(r) Z + В0(г)ехр(-т). B4.10.3)
Здесь (?0(г)) и 2—средняя яркость объекта и площадь его
поверхности; Л (г)—распределение яркости от точечного диф-
фузно светящегося источника света в среде. Первое слагае-
слагаемое в выражении B4.10.3) описывает яркость светового
ореола, создаваемого рассеянным в среде светом от малораз-
малоразмерного объекта, второе — ослабление видимой яркости объ-
объекта. Для оценок яркости ореола вблизи небольших само-
самосветящихся объектов, наблюдаемых через облачный слой или
туман, можно воспользоваться следующими приближенными
формулами [26]:
т,
ехр _ -i——-^ 1
L A 3mi /
J.
,16т ехр I «—
0,89,4,
Г~
т In
где А{ = 4,6г^техр (—т)/А2;
толщина; X — длина волны
B4.10.4)
оптическая
излучения; гм — модальный
радиус капель облачной среды; тх = M/L, М — расстояние
между рассеивающим слоем и наблюдаемым объектом.
Рассеивающая среда искажает изображение объекта,
ухудшает качество изображения и, в частности, уменьшает
его контраст, что в конечном счете приводит к ухудшению
видимости объектов при наблюдении через туман. Изменение
контраста в изображении круглого диска в зависимости от
его угловых размеров и от положения рассеивающего слоя
на трассе показано на рис. 24.10.4. Величина контраста здесь
100 Ср0 мраа
Рис. 24.10.4. Изменение контраста
изображения диска в зависимости от
Фо при т=1 (а) и т = 3 (б).
/) m, = l, 2) т,=0,1, 3) mi=0,01, 4) mx = Q.
определена как отношение перепада яркости на границе объ-
объекта к яркости фона вблизи объекта. Контраст при увеличе-
увеличении оптической толщины слоя среды монотонно уменьшается.
Наблюдаемый контраст изображения уменьшается также
с увеличением угловых размеров объекта, с уменьшением рас-
расстояния между рассеивающим слоем и объектом, а также
с увеличением размера частиц облачной среды. Для оценки
изменения контраста малоразмерных объектов, наблюдаемых
через облака или туман, можно использовать следующую
формулу [26]:
*<m<l
A+0,163т)
B4.10.5)
1,41/тхо,
1,
24.10.2. Видимость объектов в атмосфере
Важнейшим приложением теории переноса изображения
через рассеивающие среды является определение видимости
объектов в замутненной атмосфере, и в частности одной из
основных характеристик — дальности видимости объектов.
Термин «видимость» применяется для обозначения наи-
наибольшего расстояния, на котором можно видеть невооружен-
невооруженным глазом:
1) в дневное время — реальные объекты на фоне других
объектов или неба;
2) в ночное время — самосветящиеся объекты (например,
сигнальные огни).
«Видимость» объекта на каком-либо световом фоне опре-
определяется величиной контраста в изображении объекта
К = \В—Вф|/Вф, где В— яркость изображения объекта;
Бф — яркость фона. Если наблюдаемый контраст изображения
превышает некоторое значение /Спор, называемое пороговым
контрастом, то объект воден. В противном случае объект не
виден. Значения пороговых контрастов зависят от ряда фак-
факторов — цвета объекта и цвета фона, размеров и формы объ-
объектов, средней яркости наблюдаемой картины, времени наблю-
наблюдения и, кроме того, от индивидуальных особенностей зрения
наблюдателя. Установлено, однако, что для достаточно широ-
широкого диапазона условий наблюдения (дневная освещенность
объектов, угловые размеры объекта не менее 30', объекты
достаточно простой формы, свет от объекта и фона белый,
продолжительное время наблюдения более 0,5 с) пороговый
контраст /Спор для человеческого зрения практически постоя-
постоянен и для различных наблюдателей составляет 0,02—0,05 [191
Дальность видимости объекта в замутненной атмосфере
определяется как наибольшее расстояние между наблюдате-
наблюдателем и объектом, при котором объект еще виден, т. е. такое
расстояние, при котором наблюдаемый контраст изображения
объекта равен пороговому контрасту. Для вышеперечислен-
вышеперечисленных условий наблюдения дальность видимости объекта Ls
в замутненной атмосфере можно оценить по следующей фор-
формуле [19]:
Ls = ;
, B4.10.6)
где а — показатель ослабления света в атмосфере; Вф — яр-
яркость фона, на котором наблюдается объект; В^ — яркость
бесконечно протяженного слоя рассеивающей среды; Ко б —
истинный (не искаженный рассеивающей средой) контраст
между объектом и фоном.
Если объект наблюдается на фоне неба у горизонта, то
В л = В^ и дальность видимости объекта описывается выра-
выражением
1
При наблюдении абсолютно черного тела, когда
выражения B4.10.7) получаем соотношение
SM = Ls = —In КnonlСС,
B4.10.7)
= 1, из
B4.10.8)
где х0 = 2,87гмф0Д, ф0 — угловой диаметр диска.
являющееся определением так называемой метеорологической
дальности видимости (МДВ), широко используемой при опенке
видимости объектов в замутненной атмосфере. В соответствии
с вышеизложенным, МДВ есть характеристика прозрачности
атмосферы, равная расстоянию, на котором из-за влияния
аэпозольной среды теряется видимость абсолютно верного
объекта с угловым размером не менее 30' на фоне неба
у горизонта.
На определении SM сказывается индивидуальное восприя-
восприятие объекта, определяемое контрастной чувствительностью
зрения. Исследования показали, что /Спор изменяется у раз-
разных людей в интервале 0,02—0.05. Соответственно у разных
автопов можно встретить различные формулы для 5М, на-
например
5м = з,912/а, B4.10.9а)
SM = 2,95/a. B4.10.96)
Последняя формула соответствует определению «метеорологи-
«метеорологическая оптическая дальность», приведенному в ГОСТ 7601-78.
В табл. 24.10.1 представлены значения S4 и международ-
международный код видимости для разных метеоусловий, из которых
можно оценить а, пользуясь формулой B4.10.9а). В нижней
строке таблицы представлены данные, которые относятся
к условиям, связанным только с молекулярным рассеянием
света чистым воздухом при нормальных условиях.
437

Таблица 24.10.1
Международный код видимости и метеорологическая
дальность видимости
Кодо-
Кодовый
номер
Погодные условия
метрические
единицы
английские единицы
0 Плотный туман
1 Густой туман
2 Обычный туман
3 Легкий туман
4 Слабый туман
5 Дымка
6 Легкая дымка
7 Ясно
8 Очень ясно
9 Совершенно ясно
— Чистый воздух
<50 м
50—200 м
200—500 м
500—1000 м
1—2 км
2—4 км
4—10 км
10—20 км
20—50 км
>50 км
277 км
<50 ярдов
50—219 ярдов
219—547 ярдов
547—1095 ярдов
1095 ярдов —
1,1 м. мили
1,1—2,2 м. мили
2,2—5,4 м. мили
5,4—11 м. мили
11—27 м. мили
>27 м. миль
149 м. миль
Наклонная дальность видимости — это расстояние по го-
горизонтали, на котором ослабление будет равно ослаблению,
фактически наблюдаемому для реального наклонного пути [51].
24.10.3. Видимость точечных источников света
Порог восприятия точечного источника света определяется
не яркостным контрастом, а освещенностью, создаваемой
источником у глаза и определяемой законом Аллара A876 г.):
А
L
= -^-exp(-o
B4.10.10)
где /о — сила света источника; L — расстояние до источника.
Расстояние Lc, на котором освещенность достигает* та-
такого малого значения ?Пор, при котором глаз перестает видеть
этот источник, называется дальностью видимости сигнального
огня.
?поР—порог освещенности в соответствии с выражением
B4.10.10) описывается формулой
-4-exp (—aLc)
B4.10.11]
Различают три вида пороговой освещенности: на появле-
появление светового сигнала (в известном направлении), на исчез-
исчезновение сигнала (при увеличении расстояния L) и на обна-
обнаружение сигнала (в неизвестном направлении). Минимальное
значение порога освещенности — на исчезновение, а макси-
максимальное — на обнаружение.
Выражение B4.10.11) решается обычно посредством
номограмм. Некоторые данные о ?ПОр и о дальности види-
видимости сигнальных огней содержатся в [19].
24.10.4. Перенос оптических сигналов в атмосфере
Влияние атмосферы на передачу через нее оптических
сигналов переменной интенсивности (световых импульсов) за-
зависит от времени изменения интенсивности (длительности си-
сигнала) и от времени пребывания кванта в среде [34, 38].
Время пребывания кванта в рассеивающей среде склады-
складывается из времени tu затрачиваемого непосредственно на акт
рассеяния, и времени, затрачиваемого квантом на путь про-
пробега между рассеивателями. Среднее время пребывания
кванта в пути между двумя последовательными рассеяниями
определяется как ^= 1/са, где с — скорость света; a — пока-
показатель ослабления среды. В оптически плотной среде (при
оптической толщине t>l) большая часть фотонов испытывает
несколько рассеяний, прежде чем выйдет из среды. Среднее
время прихода фотонов в данную точку определяется выра-
выражением
\jb(t)tdt
о
| /б (о dt
о
B4.10.12)
где /б(/)—интенсивность в рассматриваемой точке в момент/
при облучении среды дельта-импульсом излучения.
Если длительность сигналов /и больше t*, то в среде осу-
осуществляется стационарный процесс, рассматриваемый в п. 24.7.
При tu<t* (короткий импульс) происходит нестационарный
процесс распространения излучения, описываемый нестацио-
нестационарным уравнением переноса излучения (см. п. 24.2.1). Такие
процессы имеют место при распространении коротких свето-
световых импульсов в облаках.
Интенсивность излучения в данной точке среды в момент
t при распространении в ней импульса конечной длительности
описывается выражением [29, 67]:
п,
n, u)B0(u0-u)du, B4.10.13)
где t = <xR, R — геометрический радиус-вектор точки наблю-
наблюдения; n — единичный вектор в направлении распространения
излучения; щ = t/(t\ + t2), t — время; В0(и0)—функция ис-
источника; /g(t, n, и)—отклик среды на мгновенное возбужде-
возбуждение. Вид функции I$(t, n, Uo) зависит от следующих фак-
факторов:
1) от оптической толщины в облаке t;
2) от оптических характеристик элементарного объема
(см. п. 24.1.3);
3) от расположения точки наблюдения (R, п) относи-
относительно облачного слоя и распространяющегося прямого излу-
излучения.
В качестве основных эффектов, сопровождающих распро-
распространение коротких световых импульсов в облаке можно от-
отметить следующие:
1) ослабление интенсивности вследствие поглощения и
рассеяния излучения облачными частицами,
2) увеличение диапазона (дисперсия) углов выхода из-
излучения из среды,
3) пространственное «уширение» пучка пропущенного и
отраженного излучения,
4) временное «уширение» прошедшего и отраженного им-
импульсов по" сравнению с посылаемым в среду,
5) нарушение пространственной и временной когерентно-
когерентности первоначально когерентного излучения,
6) деполяризация первоначально поляризованного излу-
излучения.
Угловые и пространственные эффекты взаимосвязаны и
имеют место и при стационарном излучении. Однако в случае
коротких световых импульсов все они являются функцией
времени.
Прохождение импульса через облако В импульсе, пропу-
пропущенном облачным слоем в разные моменты времени и = act,
присутствует излучение разных кратностей рассеяния. Пропу-
Пропущенное (без взаимодействия с частицами) и однократно рас-
СР<7Нрпе излучение повторяют Форму падающего импульса.
Изучение (nt — 1)-й и яг-й кратностей рассеяния в про-
шетшем импульсе существует в течение времени и = т.. . л,-т,
поэтому малые кратности (до m = 3) выходят из среды за
время и ^ Зт. Приближенные выражения для расчета интен-
интенсивности излучения разных кратностей рассеяния для некото-
некоторых частных случаев можно найти в [381. Чем больше т, тем
более высокие кратности рассеянного издучения содержатся
в пропущенном облаком сигнале, причем рассеяние высоких
кратностей может выходить из облака в течение, времени;
существенно превышающего длительность импулься: вслед-
вследствие чтого и происходит временное уширение. Наиболее от-
отчетливо ^тот эффект проявляемся для видимого излучения, не
поглощаемого каплями. На рис. 24.10.5 показаны рассчитан-
рассчитанные методом Монте-Карло импульсы видимого излучения,
поопутпенньте капельными облаками с разной оптической тол-
шиной т (при исходном лелътя-имттульсе) [871.
При tv = тA — (со^ 0))^дЯ полное пропускание излу-
излучения облаком можно оценить с помощью выражения [851
1/1п = А^1(те + 1,42), B4.10.14)
где /41Ь — коэффициент, зависящий от угла г|) падения излуче-
излучения на облако: Ayh = 1,69 при of = 0.
При т><2. .. 3 на временное и пространственное ушире-
уширение оказывает влияние индикатриса рассеяния f(9), а при
тР>3 что влияние несущественно. При т>>3 62 % всех фото-
нол рыходит из среды за время
L
0,74
^0,83
B4.10.15)
438

Рис. 24.10.5. Формы им-
импульсов излучения (/),
пропущенных облаками
с различной оптической
толщиной.
/) Т=20, 2) Т=40, 3) Т=60.
20 Ь мкс
а средний радиус светового пятна составляет
B4.10.16)
где L — толщина облачного слоя.
Величина l/ti определяет максимально возможную час-
частоту оптической сигнализации через облако. Пространствен-
Пространственное уширение ответственно за передачу изображения в рас-
рассеивающей среде (см. п. 24.10.1).
Измеренные характеристики пропущенных импульсов за-
зависят от оптико-геометрических параметров измерительной
системы, которыми определяется вклад многократного рассея-
рассеяния в принятый сигнал.
Отражение импульса облаком. В случае отражения рас-
рассеивающей средой импульсов малой, но конечной длитель-
длительности при t<tm интенсивность разных кратностей рассеяния,
начиная с первой, последовательно возрастает и достигает
максимума в моменты
и (л/)=-
ас/и
"О
B4.10.17)
При />/„ происходит последовательное затухание различ-
различных кратностей рассеяния. Интенсивность, длительность и
фаза отраженного излучения зависят от оптической толщины
облака, индикатрисы рассеяния, от показателя ослабления и
его распределения по высоте в облачном слое.
Измеренные характеристики отраженных импульсов зави-
зависят также от геометрии эксперимента и параметров оптиче-
оптической системы, особенно при небольшой оптической плотности
среды, когда отражение формируется однократно рассеянным
излучением.
Границы применимости теории однократного рассеяния
для расчетов отражения определяются углом поля зрения
приемника (уир): с увеличением уПр до нескольких градусов
учет многократного рассеяния необходим уже при малых
оптических толщинах, таких, как тл;0,5.
Для решения задачи при многократном рассеянии излу-
излучения могут быть использованы приближенные или численные
методы решения нестационарного уравнения переноса. С уве-
увеличением а отраженный импульс сужается (в отличие от про-
пропущенного) и наклон заднего фронта становится круче.
В предельном случае очень плотного слоя тумана последний
должен играть роль диффузного отражателя, при отражении
от которого световой импульс не искажается.
Поскольку существует зависимость формы отраженного
импульса от оптических характеристик облака, то можно ис-
использовать ее для извлечения информации о среде. Однако
практическая реализация этой возможности сопряжена с боль-
большими трудностями, вызванными в первую очередь отсутствием
для целого рядя реальных условии подходящих алгоритмов
решения обратной задачи, а также с необходимостью введе- -
ния в алгоритмы априорной информации.
24.11. РАСПРОСТРАНЕНИЕ ИНТЕНСИВНОГО
ЛАЗЕРНОГО ИЗЛУЧЕНИЯ В АТМОСФЕРЕ
Распространение в атмосфере лазерного излучения высо-
высокой интенсивности может вызывать изменения физических
свойств среды, приводящие к изменению условий прохождения
через нее как данного (воздействующего), так и другого
(зондирующего) излучения. Изменения физических свойств
среды зависят от интенсивности воздействующего излучения
и, как правило, носят пороговый характер, т. е. проявляются
при превышении некоторого значения интенсивности излуче-
излучения, называемого пороговым (или порогом). Взаимодействие
излучения со средой, приводящее к изменению ее физических
свойств, обычно называют нелинейным. Некоторые из эффек-
эффектов, сопровождающих нелинейное взаимодействие, будут рас-
рассмотрены ниже.
24.11.1. Тепловое самовоздействие лазерного излучения
в воздухе
Среди разнообразных нелинейных эффектов наиболее низ-
низкий энергетический порог имеет тепловое самовоздействие.
Диссипация энергии излучения приводит к пространственно
неоднородному изменению показателя преломления среды
в зоне пучка, что в свою очередь вызывает фазовые и ампли-
амплитудные искажения распространяющейся волны [16].
Даже при относительно малом поглощении излучения сре-
средой тепловое самовоздействие часто оказывает определяющее
влияние на процесс распространения излучения в атмосфере.
Градиенты температуры, формирующиеся в результате погло-
поглощения излучения, могут достигать 10~2—Ю-1 К/м. В резуль-
результате нелинейные искажения пучков могут развиваться на рас-
расстояниях порядка сотен метров. Тепловые эффекты прояв-
проявляются по-разному в зависимости от параметров излучения
и атмосферных условий на трассе. Характер теплового само-
самовоздействия в атмосфере определяет ряд процессов: тепло-
теплопроводность, вынужденная конвекция, турбулентные флуктуа-
флуктуации показателя преломления п.
Влияние теплового самовоздействия на характеристики
светового пучка в атмосфере является, как правило, негатив-
негативным. Оно приводит к уменьшению плотности мощности пучка,
увеличению его расходимости, появляются отклонения от пря-
прямолинейного направления, возникают значительные фазовые
искяжения.
Распространение светового пучка в атмосфере описыва-
описывается уравнением квазиоптики
B4.11.1)
где с — скорость света; у(Х)—коэффициент поглощения;
Е(х, у, z, t)—комплексная амплитуда электрического поля
волны, распространяющейся вдоль оси z; An — изменение по-
показателя преломления, вызванное нелинейным взаимодей-
взаимодействием излучения со средой и флуктуациями в атмосфере;
Aj_ — оператор Лапласа в плоскости х, у, k = 2.ттД — волно-
волновое число; X — длина волны излучения.
Для опенки искажений фазового фронта используются
разные приближения.
В частности, в приближении фазового экрана искажения
гЬяяового (Ьронта после прохождения нелинейного участка дли-
длиной z рассчитываются по формуле
с, /у, z\ t)dz't
B4.11.2)
где р' — отклонения плотности среды от исходной.
Свойства тепловой линзы приближенно можно характе-
характеризовать коэффициентами разложения эйконала So = cp/& [8]
в ряд по координатам х, у [16]:
S0 = S' — е** — 0^+ x2/BFx) — xy/BD*) -
B4.11.3)
где параметры Эх. 0?/ являются углами наклона фазового
фронта относительно оси 2, а параметры .Р*, F^, D* опреде-
439

ляют фокусное расстояние тепловой линзы и поворот ее осей
симметрии.
Характер теплового самовоздействия существенно зависит
от соотношения длительности светового импульса и харак-
характерного времени физических процессов, происходящих в среде
под действием излучения. Пусть на входе в среду задан
световой импульс. Этот импульс вызывает возмущение плот-
плотности, которое описывается уравнением
B4.11.4)
где D/Dt =djdt 4- (^оА j_), Vq — скорость относительного дви-
движения среды; Уз — скорость звука в воздухе, ус = cP/cv —
отношение теплоемкостей; / = ——\Е\2—интенсивность волны.
оя
Уравнение B4.11.4) описывает генерацию звуковой волны
мощным световым пучком.
Если скорость относительного движения среды мала
(vo — 0), то в случае гауссова распределения интенсивности
пучка радиусом а0 и с интенсивностью на оси /0
У> *) =
(-У (V г
-(х2
для параметров тепловой линзы, входящих в уравнение
B4.11.3), можно получить следующие выражения [16]:
. = 9^ = 0; \/D*--
~ = 4Л (z) —
1
где
1 dn ,
при
при
по
-^-, B4.11.5)
n dp
малых временах t<^ao/v3, так и при больших в среде
появляются создаваемые гауссовым пучком дефокуси-
рующие линзы F>0. Случай, когда время сравнимо
с временем пробега звука через пучок /~ао/^з описан
в [16]. При скорости движения среды, сравнимой со скоро-
скоростью звука, выражения для параметров, входящих в формулу
B4.11.3) в стационарном случае, имеют следующий вид:
в дозвуковой области (М<1, \М—1|<С1, М = vo/v3 —
число Маха)
9^ = 0, l/D* = 0, \/2Fx = 0,
1
_L дп Ус — 1 /о
~п~др v v? a7
*
дп ус— \
п др
в сверхзвуковой области. (М > 1)
1 __ _Уя_ J_ din_ (ус — 1)
2Fy — 2 /2 ф . „V
B4.11.6)
X
B4Л1.7)
1 _ Уя 1 дп (ус — 1 Ко 1 •— ехр (—у (Я) z)
2F* — 2/2 ф VqVIuq M2 ^/М2 __ !
B4.11.8)
При М > 1 в околозвуковой области образуется тепловая
линза, которая фокусирует пучок в плоскости у — О и дефоку-
сирует его в плоскости x = 0(Fx < 0, Fy > 0).
При временах t^>cio/v3 и М < 0,9 процесс тепломассооб-
тепломассообмена можно считать изобарическим. В этом случае изменение
показателя преломления определяется возмущением темпера-
= -^= Т'. Нагрев среды Т' описывается уравне-
туры среды:
нием теплопроводности
, B4.11,9)
где х ~ коэффициент температуропроводности.
440
Если скорость перемещения среды постоянна, то в ста-
стационарном случае возмущения температуры описываются урав-
уравнением
дТ
B4.11.10)
В случае гауссова распределения интенсивности в пучке
выражения для параметров тепловой линзы имеют вид [16]
= 0,
в*- == —-
1 dn /о (l—exp(—y(A)z))
п dT VopCp '
Уя dn /р (l — ехр (—у (К) z))
п dT
B4.11.11)
Параметры тепловой линзы 9Х, Fyt описываемые формулой
B4.11.11), приведены в табл. 24.11.1 для случая, когда харак-
характеристики среды и пучка имеют следующие значения:
n=l, dn/dT=\0-* К, р = 1,2-10-3 г/см*, сР=\ Дж/(г-К),
у(Я) =4-10-6 см-1, vo=5 м/с, z=103 м, ао=1О см,
Я=^10,6 мкм.
Таблица 24.11.1
ю2
103
ю4
5
5
5
,5-
,5-
10
10
10
—1
—1
,03-
,03-
,03-
ю5
ю4
103
6
61
614
,Н
,4
Искажения фазового фронта пучка грп можно оценить,
используя формулу B4.11.3). Значения срп при х — у—а0
приведены в табл. %24.11.1.
24.11.2. Распространение интенсивного
лазерного излучения в облаках и туманах
В процессе распространения излучения, хорошо погло-
поглощаемого водными каплями, в облаках и туманах возникает
ряд нелинейных эффектов [2, 3, 12—14, 37, 79]: а) возрастание
прозрачности среды в объеме пучка на выбранной длине
волны либо в некотором спектральном диапазоне (просветле-
(просветление) и замутнение среды, связанные с трансформацией дис-
дисперсной структуры аэрозоля вследствие нагрева, испарения,
взрыва капель и конденсации пара; б) тепловая рефракция
излучения на индуцированной тепловой линзе, связанная
с неоднородным нагревом и изменением диэлектрической про-
проницаемости среды за счет теплоотвода от горячих капель
и в результате молекулярного поглощения излучения; в) пре-
преобразование статистики излучения и среды за счет вынужден-
вынужденных случайных изменений дисперсного состава и температур-
температурных неоднородностей или стимулированное излучением не-
неустойчивости движения воздуха.
Одним из основных эффектов самовоздействия электро-
электромагнитной волны в капельном аэрозоле является эффект
просветления среды излучением, хорошо поглощаемым водой.
Процесс создания зоны просветления в капельном аэрозоле
схематично можно представить следующим образом. В начале
трассы капли, поглощая энергию электромагнитного поля,
нагреваются и интенсивно испаряются. По мере испарения
прозрачность начального участка трассы возрастает, и, следо-
следовательно, увеличивается интенсивность излучения в следующем
слое среды. Далее картина разрушения аэрозоля повторяете,!
от слоя к слою, и формируется волна просветления. Создание
протяженного канала с высокой степенью прозрачности зави-
зависит как от длины волны и начальной интенсивности излучения
(плотности энергии), так и от начальной оптической толщины
среды и процессов замывания канала—диффузионного и вет-
ветрового. Наиболее подходящим для передачи энергии излучения
чорез облака и туманы в условиях просветления считается из-
излучение СО2-лазера с Л,= 10,6 мкм. При относительно невысо-
невысокой интенсивности этого излучения (/ < 104 Вт/см2) капли, со-
составляющие основную массу облака, испаряются. С увеличе-
увеличением интенсивности излучения выше некоторого порогового
значения 1п (зависящего, в частности, от размера частиц)
капли разрушаются в режиме взрывной фрагментации на
осколки с последующим их испарением.

Обычно используемая система уравнений, описывающая
нелинейное распространение интенсивного излучения в капель-
капельном аэрозоле с учетом перечисленных эффектов и режимов
разрушения конденсированной фазы, включает следующие
уравнения:
для напряженности Е электрического поля волны (в па-
параболической форме)
B4.11.12)
dR(l-pT)an(R)X
для температуры Т воздуха
dt
дг
оо
Х/(г, ОН*, г, 0+ \dR4nR2RpKcnp(T*~T0)X
Xf(R, Г, t)dR+yu(k)Ib B4.11.13)
для функции f(r, R, t) распределения капель по размерам
^ R)f(r, *', „X
, /))-f (г, Я, ОХ
Xb(t-tB(Rt /))9(#-/?к(/)), B4.11.14)
для уравнения сохранения энергии и массы отдельной
капли
(Т* —
B4.11.15)
Рк
Г
B4.11.16)
где Я* — удельная теплота испарения. Эти уравнения опреде-
определяют температуру поверхности капли Г*, скорость ее испаре-
испарения и функцию $т=—4nR2RpKH*/anI, дающую долю по-
поглощаемой каплей энергии, расходуемой непосредственно на
испарение. Условия реализации взрывного режима разруше-
разрушения капель — пороговая интенсивность In(R) и время /в до-
достижения температуры взрыва Тв — определяются соотноше-
соотношениями
ЛЛп (R) # = 33 Вт/см,
о =GWo)P
B4.11.17)
B4.11л8)
Описанная система должна быть дополнена соответствую-
соответствующими начальными и граничными условиями.
В уравнениях B4.11.12) — B4.11.18) введены следующие
с»
обозначения: k — волновое число; а= § dRuo (R) f (R, г, /) —
о
коэффициент ослабления излучения аэрозолем; ao(R)y aa(R) —
сечение ослабления и поглощения излучения каплей радиу-
радиусом R; То — начальная температура среды; v — скорость пере-
переноса; % — температуропроводность и YmM—молекулярное
поглощение среды; рср — теплоемкость единицы объема среды;
ср(/?, R')—функция распределения осколков взрыва капли
радиусом R по размерам R'; рк и ск — плотность и теплоем-
теплоемкость вещества капли; cJJ, рн (Т )— теплоемкость и давление
насыщенного пара; а* — коэффициент конденсации; |j, и jutK —
молекулярный вес воздуха и воды.
Представленная система в общем случае допускает лишь
численное решение. Простое решение, позволяющее осуществить
необходимые оценки, можно получить для случаев, когда про-
протяженность просветляемой среды значительно меньше длины
тепловой рефракции Lp, дифракции LR = ka2, газового ослабле-
ослабления Lr-=y~l(K). В этом случае уравнение B4.11.12) сводится
к нелинейному уравнению переноса
р- + -|^-/ + <х(/, 0 /==°» B4.11.19)
где 60F*0, 0г/о) —вектор угла начальной расходимости воздей-
воздействующего пучка.
В зависимости от соотношения характерных времен задачи
(t3 = an/vt c%\/D—время замывания просветленных областей
с поперечным масштабом ап; tn — время просветления, /и —
длительность импульса) могут реализоваться режимы нестаци-
нестационарного (/з>^п, tw > tn) и стационарного (^и>^з, ^п) про-
просветления. Здесь D — коэффициент диффузии пара.
Характерные закономерности изменения параметров про-
просветляемой среды, воздействующего и зондирующего пучков
подробнее рассмотрим на примере, когда в области регуляр-
регулярного испарения капель реализуется постоянство рт и так назы-
называемое приближение водности. В этом приближении в области
наиболее вероятных размеров облачных капель факторы эф-
эффективности ослабления Ко и поглощения Кп допускают ли-
линейную аппроксимацию: Ko=AoR) Kn=AnR, где Ло, Ап —
константы аппроксимации; для излучения ^=10,6 мкм
Ло=2-103 см-1, Лп=Ло/2. В результате коэффициенты а,
ап ослабления и поглощения каплями становятся линейными
функциями водности:
а = СоВУ, (Хп = ?пИУ> ^о(^п) == ЗАоАп/4рк.
Уравнение . B4.11.14) для функции f(r, R, t) в этом случае
с учетом постоянства рт сводится к уравнению для водности,
решение которого имеет вид
w==Woe~qTt B4.11.20)
где до0 — водность невозмущенной среды; qT — функция тепло-
теплового действия, которая для нестационарной задачи имеет вид
t
gTn(Tt t)=llT\dtI(Tt 0.
о
а для стационарной задачи — вид
ans(r,_Jt Trf,/(r),
X) J
—00
где 1и1т = ЗРтЛи/4ркЯ* и средняя скорость v направлена вдоль
оси х. В случае коллимированного пучка, решая уравнения
B4.11.19) для нестационарной задачи, получаем
/(z, р, 0 = /0(Р' O/{l+(*To-l)exp[-??.H(p, 0]},
B4.11.21)
а для стационарной задачи
/B, p) = /o(p)/{l+(eTo-l)exp[-4c(p, 0]}>
B4.11.22)
где
t х
<7°н = Мт 1| dtf0 (г, 0» ^гс ==-~- J dxlo(x,y)9
/0(р, *)=¦
-o. /,(P)-/(Z, Р)|г-О>
t/j — начальная оптическая толщина просветляемого облака
протяженностью z на длине волны воздействующего излу-
излучения:
То == а0 z ==
В рассматриваемой ситуации выражения для текущей оп-
оптической толщины среды (изменяющейся в процессе просвет-
просветления) и функции теплового действия Цт имеют следующий
вид:
56 Заказ № 46
441

для нестационарной задачи
<7Гн(г, /)~In
для стационарной задачи
qTc (z, Р) = 1
(Р)] -
B4.11.23)
B4.11.24)
Из выражений B4.11.21), B4.11.23) следует, что если
начальные параметры излучения и среды удовлетворяют соот-
соотношению qTll ^>to, то остаточная оптическая толщина среды
в области просветления удовлетворяет соотношению
а интенсивность на конце трассы — соотношению
/(г, р, t) »/0 (р, /){1-ехр(т0-</5-и(О)}»/0(р. О-
Время просветления tn и скорость Оф фронта волны про-
просветления могут быть оценены из условия q°TH^X0. Для им-
импульса прямоугольной формы в фиксированной точке сечения
пучка можно записать
Мр) =
toff*
.(р) = -
B4.11.25)
Пространственно-временная эволюция коэффициента ослаб-
ослабления зондирующего (малоинтенсивного) излучения на других
длинах волн в просветляемой среде с учетом приближения
водности определяется соотношением
со
а (А,, г, t)=\dRKo(\, R) e~qT/3nR2f0 (R),
о
B4.11.26)
где fo(R)—функция распределения капель в невозмущенной
среде; К0(Х, R)—фактор ослабления излучения с длиной
волны X частицей радиусом R.
Для зондирующего излучения ультрафиолетового и види-
видимого диапазонов длин волн соотношение B4.11.26) можно
записать в упрощенном виде
г, t)=a0
B4.11.27)
где гH = ао(А,)/а0. Величина т]0 в случае гамма-распределения
капель в невозмущенной среде с параметром s и среднеквад-
среднеквадратичным значением радиуса R02 имеет вид:
Соотношение B4.11.27) указывает на более медленное про-
просветление капельного аэрозоля по отношению к видимому
излучению.
Следует обратить внимание на то, что выражения для tn
и Уф получены в предположении постоянства параметра (Зг-
Вообще говоря, величина $т не постоянна в процессе прохож-
прохождения излучения через аэрозоль. Она зависит от интенсивности
падающего излучения, размера капли, температуры окружаю-
окружающей каплю среды [12]. Учет всех этих факторов требует чис-
численного анализа исходной системы уравнений распространения
излучения в просветляемом капельном аэрозоле. Однако для
оценок tn, уф зависимость (Зг от интенсивности можно учесть
с помощью следующих соотношений:
1 —
Р°г 1
4иМт У° J
B4.11.28)
¦Г-
т L ^ *>***ря(Г0)
К, уг = 0,12 — 0,И- 10-2(Г0 — 273) —
— 0,3- 10-4(Г0~ 273J,
Rn — газовая постоянная пара; D — коэффициент диффузии
пара; к — коэффициент теплопроводности среды.
Для пучка воздействующего излучения с отличной от
нуля начальной расходимостью во уравнение для /(г, р, t)
и вытекающее из него уравнение для функции теплового
действия допускают лишь численное решение. Однако в об-
области с хорошим просветлением (qT > 1) для qT выполняются
следующие асимптотические соотношения:
для нестационарной задачи
Qth(z> Р» 0 -
A+2/F)»
для стационарной задачи
B4.11.29)
, B4.11.30)
где F — начальный радиус кривизны волнового фронта; угол
расходимости на входе в среду принимался в виде
|(/Л lF)
|( y)
Наличие начальной или приобретенной в результате нели-
нелинейной рефракции расходимости пучка приводит к увеличению
энергетических затрат на просветление среды заданной тол-
толщины to по сравнению со случаем воздействия коллимирован-
ным пучком. Время просветления при этом также увеличи-
увеличивается, и его можно оценить с помощью соотношения
/Р_. /к Г
1п — 1п^
!+¦
, B4.11.31)
где
время просветления для коллимированного пучка.
При выполнении условий B4.11.17), B4.11.18) реализуется
взрывной режим просветления капельного аэрозоля, когда под
действием излучения капли дробятся на мелкие фрагменты,
а затем мелкодисперсная фракция аэрозоля может испаряться.
Для основной части спектра облачных капель взрывной режим
имеет место при />5-104 Вт/см2. В соответствии с экспери-
экспериментальными данными при этом размеры основной массы
осколков дробления сосредоточены в области г»0,3... 1 мкм.
Эффективность взрывного режима просветления выше, чем
регулярного, вследствие уменьшения потерь воздействующего
излучения на рассеяние (/Ср(А,, r)<g.Kp(%, R)) и на нагрев
окружающей каплю среды (Рг-^1). Строгий расчет парамет-
параметров просветляемой среды при взрыве капель необходимо про-
проводить с помощью системы уравнений B4.11.12) — B4.11.14).
Для оценки времени просветления облачной среды с начальной
оптической толщиной т0 во взрывном режиме можно восполь-
воспользоваться соотношением
т И*
':-7Г- B4'"-32)
Минимальная энергия, необходимая для создания канала
просветления сечением Sr в любом из рассмотренных режимов,
описывается соотношением
Q = /0Sr/n, B4.11.33)
где tn = t
Соответственно энергия лазерного пучка
облако, определяется выражением
прошедшего через
Таблица 24.11.2
Энергия Qn (Дж), необходимая для создания канала
просветления
/о Вт/см2
102
104
ю5
6
3
1,5
1
• ю2
• ю2
• ю2
1
7
3
,5
,5
5
•103
•103
•102
То
1С
6-
з.
1,5-
103
103
103
4
2
15
9
,5-
,3
103
103
103
20
1,2-
6-
з.
ю4
103
103
442

Условие /и = /п определяет максимальную длину просветления.
Значения энергии Qn, необходимой для создания канала
просветления сечением 5г=100 см2 в облачной среде при
Г0=273 К нерасходящимся пучком излучения СО2-лазера при
различных начальных значениях to и /о, представлены
в табл. 24.11.2.
24.11.3. Оптический пробой в атмосфере
Если интенсивность лазерного излучения в атмосфере
превосходит некоторое пороговое значение — порог пробоя
(ПП), то на трассе распространения излучения возникают
плазменные очаги, аналогичные искрам электрического раз-
разряда. Поскольку в данном случае лавинообразная ионизация
среды инициируется излучением, процесс образования плазмен-
плазменного очага назван «оптическим пробоем» (ОП) [63]. Визу-
Визуально ОП наблюдается в виде ослепительной вспышки белого
цвета, объективно ОП регистрируется по появлению ионов
и электронов в среде, возникновению проводимости металличе-
металлического типа либо по резкому увеличению ослабления излучения.
Значение порога пробоя /п зависит от газового и аэро-
аэрозольного состава атмосферы, давления воздуха, начальной
степени ионизации, длины волны излучения, длительности
и формы импульса.
Для длин волн излучения А,«0,3... 11 мкм в при-
приземном слое атмосферы значения /п лежат в пределах
5-105—5-Ю11 Вт/см2. Значения /п > Ю10 Вт/см2 характерны
для пробоя в хорошо очищенном воздухе:
/пВт/см2 . . 2-10е 1010 3-1011
X мкм . . . 10,6 2,7 0,69
Значения порога пробоя /п«E... 10) • 106 Вт/см2 наблю-
наблюдаются в сильно запыленном воздухе. Наличие аэрозольных
частиц (АЧ) в атмосфере, таким образом, приводит к значи-
значительному снижению порога пробоя.
Для нормальных условий и относительно высокой прозрач-
прозрачности, когда концентрации твердых (пылевых) АЧ с эффектив-
эффективным диаметром d^ 1 мкм составляет менее 1 см~3, харак-
характерны следующие значения порога пробоя в атмосфере:
107—Ю8 Вт/см2 для Я,= 10,6 мкм и 109—1010 Вт/см2 для
Л,= 1,06 мкм при длительности импульса tH=2-\0~8... 10~6 с.
Значение порога пробоя /п (Вт/см2) может быть оценено с по-
помощью выражения
7 ¦ 10-27со2
B4.11.34)
где со = 2лсД; d — в микрометрах.
В слабофокусированных интенсивных пучках лазерного
излучения искры ОП могут возникать вокруг множества АЧ,
образуя ряд искр, расположенных вдоль направления распро-
распространения излучения. Это явление получило название длинной
лазерной искры (ДЛИ). К настоящему времени получены
ДЛИ длиной «100 м. На рис. 24.11.1 приведены пороги
1п Вт/см2
7* мкм
Рис. 24.11.1. Зависимость по-
порога возникновения ДЛИ (/п)
от длины волны излучения.
/ — экспериментальные данные, 2 —
порог пробоя чистого воздуха.
возникновения ДЛИ по результатам различных работ при
фокусном расстоянии /7=3... ПО м, /и = 2,5... 100 не,
а = \... 10 мкм.
При повышении концентрации АЧ размером ^? 1 мкм до
N > 103 см1 возможен наиболее низкопороговый тип ОП —
56*
низкопороговый коллективный оптический разряд (НКОР) [28].
Критерием возникновения НКОР служит условие:
при *и^ 100 мке, B4.11.35)
где SK — энерговклад воздействующего излучения в среду;
d — средний размер аэрозольных частиц. Для излучения
с Я =1,06 мкм время развития НКОР /^50 мке и
/п ^ Ю6... 107 Вт/см2. Значения SK зависят от отношения А/Гк,
где А и Тк — потенциал ионизации и температура кипения
вещества соответственно. В табл. 24.11.3 приведены значе-
значения SK Для ряда веществ при Я= 1,06 мкм, d=l... 20 мкм,
#«2-103... 106 см-3.
Таблица 24.11.3
Значения SK (Вт/см3) при А, = 1,06 мкм
AgNO3
А12О
SiO2
СаСОз
NaSO4
NaCl
2,0-107 3,8-104 5,4-10б 6-105 1,0.10е 1,6-10в 1,6.10е 107
При повышении влажности в атмосфере до 100 % порог
пробоя возрастает в 1,5—2 раза за счет обводнения твердых
аэрозольных частиц.
Свечение плазмы оптического разряда может быть исполь-
использовано для дистанционной спектральной диагностики элемент-
элементного состава газов и веществ аэрозольных частиц в атмосфере.
24.11.4. Эффекты вынужденного рассеяния
Вынужденное рассеяние (ВР) — это рассеяние на измене-
изменениях показателя преломления, обусловленных нелинейным по
полю откликом среды на воздействие излучения, приводящим
к резонансной раскачке первоначально слабых флуктуации
параметров среды. ВР можно рассматривать как процесс взаи-
взаимодействия трех волн: падающей волны (волны накачки)
с частотой (оо и волновым вектором ко, рассеянной волны
с частотой (Oi и волновым вектором ki и волны показателя
преломления An с частотой Qn и волновым вектором q, для
которых должны выполняться условия синхронизма: coi =
=:0о — Qn и ki=k0 — q.
Для развития процессов ВР в атмосфере требуется, чтобы
длина взаимодействия намного превосходила поперечные раз-
размеры пучков. Таким образом, наиболее эффективно будут
взаимодействовать с падающей волной рассеянные волны, рас-
распространяющиеся вдоль оси пучка накачки в попутном и
встречном направлении (ВР вперед и назад).
Выражение для An зависит от типа рассеяния (см.
п. 24.5.3).
Вынужденное комбинационное рассеяЛие (ВКР). Для ВКР
An определяется возбуждением внутренних степеней свободы
молекул. Выражение для интенсивности рассеянного излучения
в случае стационарного рассеяния плоских волн в приближе-
приближении заданного поля накачки имеет вид
/ (Z) = / @) ехр (М), М = ghz B4.11.36)
и соответствует усилению или ослаблению рассеянной волны.
Здесь /0 — интенсивность накачки; / — интенсивность рассеян-
рассеянной волны; g— коэффициент усиления; z — длина трассы.
В отсутствие инверсии заселенности электронных уровней
# > 0 при Qn > 0 (стоксово смещение частоты) и g < 0 при
Qn < 0 (антистоксово смещение частоты), т.е. в стоксовой
области происходит усиление, а в антистоксовой — ослабление
рассеянной волны. Для определения g в стоксовой области
можно воспользоваться выражением [1, 103]
1
dS
hn2c2
дпп
B4.11.37)
справедливым для лоренцовой формы линии спонтанного ком-
комбинационного рассеяния (КР). Здесь dS/dQ — сечение спон-
спонтанного рассеяния; Av — ширина линии КР (см-1); AN=
= N\ — — N2, N\ и N2 — населенность нижнего и верхнего
Я\
уровней комбинационного активного перехода, a q\ и q<i — их
кратности вырождения; h — постоянная Планка.
В газах различают ВКР на колебательных (КВКР)
и вращательных (ВВКР) переходах. Согласно эксперимен-
экспериментальным данным [93], в приземном слое атмосферы наиболь-
наибольшее значение g наблюдается для ВВКР на вращательных
443

переходах молекул азота (^=2,5-10~12 см/Вт для Х =
= 1,053 мкм). В случае когда ВР развивается из спонтанных
шумов, пороговое значение инкремента М принимается при-
примерно равным 30.
Стационарное решение B4.11.36) справедливо для им-
импульсов накачки длительностью t4 > g/oz/2Av. Для более
коротких импульсов имеет место нестационарный режим рас-
рассеяния. В этом случае для инкремента М имеем:
М = 2
— 2/и Av.
B4.11.38)
Для ВВКР на молекулах азота Av=0,25 см~!. Таким обра-
образом, для /о=1О8 Вт/см2, /„ > 2 не (стационарное рассеяние)
пороговое значение инкремента достигается при z=l,2 км,
а например, для ?и = 0,1 не (нестационарное рассеяние)—при
2=5,1 км.
Вынужденное рассеяние Манделыитамма—Бриллюэна
(ВРМБ). Для ВРМБ Ая определяется возмущениями давле-
давления при постоянной энтропии. Коэффициент усиления ВРМБ
описывается формулой [1, 5]:
§ = -
4cn9pvs
B4.11.39)
Здесь Тз = 2/Г3?2 — характерное время затухания звуковой
-плотность, vs — скорость звука; Г5= — X
волны; р
X
I -у, Л + Л' + -у Г— 1) 1 — коэффициент затухания
звука,г] и т]' — сдвиговая и объемная вязкости, х — коэффи-
коэффициент теплопроводности; ср и cv—теплоемкость при постоян-
постоянном давлении и объеме. В отличие от ВКР при ВРМБ т3 за-
зависит от q, причем при малых q, соответствующих рассеянию
вперед, т.-,, как правило, больше длительности импульса на-
накачки. Поэтому ВРМБ вперед возможно только в нестацио-
нестационарном режиме.
Для ВРМБ назад в воздухе при нормальных условиях
Я» Ю-12 см/Вт (для А,«1 мкм).
Вынужденное температурное рассеяние (ВТР). Для ВТР
Ая определяется возмущениями температуры при постоянном
давлении. В отличие от ВКР и ВРМБ при ВТР наблюдается
усиление в антистоксовой и ослабление в стоксовой области.
Максимум усиления наблюдается при Qn=—1/тР. Для коэф-
коэффициента усиления в этом случае имеем [30]:
-*>тр (дг/дТ)
2рсрпс
B4.11.40)
где Kv — коэффициент поглощения; TP=cp/(xpq2)—время ре-
релаксации возмущений температуры.
По тем же причинам, что и для ВРМБ, для ВТР вперед
реализуется, как правило, нестационарный режим, причем
в этом случае из-за отсутствия частотного смещения ВТР
фактически сводится к тепловому самовоздействию, для кото-
которого ' лазерный пучок сам для себя служит источником не-
неустойчивых возмущений. В этом случае пороговое значение
инкремента может быть менее 30. Например, для ВТР вперед
в воздухе в случае излучения на Я=10,6 мкм (/Cv«10~6 см-1,
/0?и=10 Дж/см2, 2=1 км) имеем М = 6.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Авербах В С. и др. Эффекты вынужденного рассея-
рассеяния и самовоздействия в газах и влияние их на распро-
распространение оптического излучения.— Изв. вузов, сер. Ра-
Радиофизика, 1978, т. 21, № 8, с. 1077—1106.
2. Алмаев Р. X., Неру ше в А. Ф., Семенов Л. П.
Флуктуации температуры и водности в зоне просветления
облачной среды.— Изв. АН СССР. Физика атмосферы
и океана, 1978, т. 14, № 3, с. 292—299.
3. А л м а е в Р. X., С в и р к у н о в П. Н. Роль флуктуации
лазерного излучения при просветлении дисперсных сред.—
Письма в ЖТФ, 1977, т. 4, вып. 12, с. 719—723.
4. Арефьев В. Н., Погадаев Б. Н., Сизов Н. И.
Исследование поглощения излучения перестраиваемого
СО2-лазера водяным паром в диапазоне 9—11 мкм.—
Квантовая электроника, 1983, т. 10, № 3, с. 496—502.
5. Беспалов В. И., Пасманик Г. А. Нелинейная оп-
оптика и адаптивные лазерные системы.— М.: Наука, 1986.
6. Во бы лев Л. П., Т ар а буки н И. А., Щукин Г. Г.
Характеристики радиотеплового излучения и поглощение
облачной атмосферы.— Труды ГГО, 1979, вып. 470,
с. 114—122.
7. Б о р е н К., X а ф м е н Д. Поглощение и рассеяние света
малыми частицами.— М.: Мир, 1986.
8. Борн М., Вольф Э. Основы оптики.— М.: Наука,
1973.
9. Брыл ев Г. Б., Гашина С. Б., Низдойми-
н о г а Г. Л. Радиолокационные характеристики облаков
и осадков.— Л.: Гидрометеоиздат, 1986.
10. Буге р П. Оптический трактат о градации света.—
М.—Л.: Изд. АН СССР, 1950.
11. Волковицкий О. А., Павлова Л. Н., Петру-
шин А. Г. Оптические свойства кристаллических обла-
облаков.— Л.: Гидрометеоиздат, 1984.
12. Волковицкий О. А., С еду но в Ю. С, Семе-
Семенов Л. П. Распространение интенсивного лазерного из-
излучения в облаках.— Л.: Гидрометеоиздат, 1982.
13. В о л ко в ицк и й О. А. и др. Эффект «замутнения»
кристаллической облачной среды при воздействии излуче-
излучением СО2-лазера.— Изв. АН СССР. Физика атмосферы
и океана, 1975, т. 11, № 8, с. 861—867.
14. Во лковицкий О. А., Диденко Н. К., Пин-
чу к С. Д. Возникновение оптических неоднородностей
при просветлении турбулентной облачной среды.— Труды
ИЭМ, 1978, вып. 18A1), с. 78—83.
15. Ван де Хюлст Г. Рассеяние света малыми части-
частицами.— М.: Изд-во иностр. лит., 1961.
16. Воробьев В. В. Тепловое самовоздействие лазерного
излучения в атмосфере.— М.: Наука, 1987.
17. Васильков А. П., ДолинЛ. С, Монин А. С.
Уравнение переноса излучения и основные методы его
решения.— В кн.: Оптика океана.— М.: Наука, 1983,
* с. 55—95.
18. Васишева М. А., Щукин Г. Г. Экспериментальные
исследования водности облаков. Статистические модели
атмосферы.— Обнинск: обзор ВНИИГМИ—МЦД, сер. ме-
теорол., 1976.
19. Га ври лов В. А. Видимость в атмосфере.— Л.: Гидро-
Гидрометеоиздат, 1966.
20. Г е р ц б е р г Г. Строение спектра двухатомных молекул.
Колебательные и вращательные спектры многоатомных
молекул.— М.: Изд-во иностр. лит.,- 1949.
21. Грибов Л. А. Введение в молекулярную спектроско-
спектроскопию.— М.: Наука, 1976.
22. Гуди Р. Атмосферная радиация.— М.: Мир, 1966.
23. Гурвич А. С, Кон А. И., Миронов В. Л., Хме-
Хмеле в ц о в С. С. Лазерное излучение в турбулентной ат-
атмосфере.— М.: Наука, 1976.
24. Гущин Г. П., Жукова М. П. Оптические массы аэро-
аэрозолей и атмосферы.—Труды ГГО, 1977, вып. ,384,
с. 32—43.
25. Дейрменджан Д. Рассеяние электромагнитного из-
излучения сферическими полидисперсными частицами.— М.:
Мир, 1977.
26. Д р о ф а А. С. Видимость малоразмерных объектов в за-
замутненной атмосфере.— Изв. АН СССР. Физика атмо-
сАеры и океана, 1984, т. 20, № 10, с. 939—946.
27. Ж е в а к и н С. А., Наумов А. П. К расчету коэффи-
коэффициентов поглощения сантиметровых и миллиметровых ра-
радиоволн в атмосферном кислороде.— Радиотехника и элек-
электроника, 1965, т. 10, № 6, с. 987—996.
28. Захарченко С. В., Семенов Л. П., Скрип-
Скрипки н А. М. Низкопороговый оптический разряд в аэро-
аэродисперсной среде.— Квантовая электроника, 1985, т. 11,
№ 2, с. 2487—2492.
29. Зеге Э. П., Иванов А. П., Кацев И. Л. Перенос
изображения в рассеивающей среде.— М.: Наука и тех-
техника, 1985.
30. Зельдович Б. Я-, Пилипецкий Н. Ф., Шку-
нов В. В. Обращение волнового фронта.— М.: Наука,
1985.
31. 3 е л ь м а н о в и ч И. Л., Шифоин К. С. Таблицы по
светорассеянию. Часть III. Коэффициенты экстинции, рас-
рассеяния и светового давления.— Л.: Гидрометеоиздат, 1968.
32. Золотарев В. М., Морозов В. Н., Смир-
Смирнова Е. В. Оптические постоянные природных и техни-
технических сред.— Л.: Химия, 1984.
33. Зуев В. Е. Прозрачность атмосферы для видимых и ин-
инфракрасных лучей.—М.: Советское радио, 1966.
444

34. 3 у ё в В. E.j Кабанов М. В. Перенос оптических сиг-
сигналов в земной атмосфере (в условиях помех).— М.: Со-
Советское радио, 1977.
35. 3 у е в В. Е., Кабанов М. В. Оптика атмосферного
аэрозоля.— Л.: Гидрометеоиздат, 1987.
36. 3 у е в В. Е. Распространение лазерного излучения в ат-
атмосфере.— М.: Радио и связь, 1981.
37. Зуев В. Е., Земляков А. А., Копытин Ю. Д. Не-
Нелинейная оптика атмосферы.— Л.: Гидрометеоиздат, 1988.
38. Иванов А. П. Оптика рассеивающих сред.— Минск:
Наука и техника, 1969.
39. И в л е в Л. С. Химический состав и структура атмосфер-
атмосферного аэрозоля.— Л.: ЛГУ, 1982.
40. Ипполитов Н. И., Комаров В. С, Ми цель А. А.
Оптико-метеорологическая модель атмосферы для модели-
моделирования лидарных измерений и расчета распространения
радиации.— В сб.: Спектроскопические методы зондирова-
зондирования атмосферы.— Новосибирск: Наука, 1985, с. 4—44.
41. Колосов М. А., Шабельников А. В. Рефракция
электромагнитных волн в атмосферах Земли, Венеры и
Марса.— М.: Советское радио, 1976.
42. К о л ч и н с к и й И. Г. Рефракция света в земной атмо-
атмосфере.— Киев: Наукова думка, 1967.
43. К р е к о в Г. М., Рахимов Р. Ф. Оптико-локационная
модель континентального аэрозоля.— Новосибирск: Наука,
1982.
44. Кондратьев К. Я. Актинометрия.— Л.: Гидрометеоиз-
Гидрометеоиздат, 1965.
45. Кондратьев К- Я-, Москаленко Н. И., Поздня-
Поздняков Д. В. Атмосферный аэрозоль.— Л.: Гидрометеоиздат,
1983.
46. Кузнецов В. В., Павлова Л. Н. Ослабление и по-
поглощение радиации оптически «мягкими» частицами ци-
цилиндрической формы.— Изв. АН СССР. Физика атмо-
атмосферы и океана, 1988, т. Н № 2, с. 205—211.
47. Курс метеорологии/Под ред. П. Н. Тверского.— Л., 1951,
гл. 41.
48. Куш тин И. Ф.> Рефракция световых лучей в атмо-
атмосфере.— М.: Недра, 1971.
49. Ландсберг Г. С. Оптика.—М.: Наука, 1976.
50. М а л к е в и ч Н. С. Оптические исследования атмосферы
со спутников.— М.: Наука, 1973.
51. Мак-Картни Э. Оптика атмосферы. Рассеяние света
молекулами и частицами.— М.: Мир, 1979.
52. М е р з о н Д. Б. Сечения поглощения газов в ближней
УФ-области спектра, формирующих поле радиации в зем-
земной атмосфере. I. Обзор.— В кн.: Оптические методы ис-
исследования и оптические характеристики атмосферы. Се-
Серия «Проблемы физики атмосферы», 1986, вып. 18.
53. М и н н а р т М. Свет и цвет в природе.— М.: Наука,
1969.
54. М и р о н о в В. Л. Распространение лазерного пучка
в турбулентной атмосфере.— Новосибирск: Наука, 1981.
55. Нагирнер Д. И. Теория нестационарного переноса
излучения.— Астрофизика, 1974, т. 10, вып. 3, с. 445—469.
56. Оптика атмосферы и аэрозоля/Под ред. Е. М. Фейгель-
сон.—М.: Наука, 1986.
57. П р иш и в а л ко А. П., Бабе! ко В. А., Кузь-
Кузьмин В. Н. Рассеяние и поглощение света неоднородными
и анизотропными сферическими частицами:—Минск,
Наука и техника, 1984.
58. П о л я к о в а Е. А. Исследование метеорологической даль-
дальности видимости в дождях.— Труды ГГО, 1960, вып. 100.
59. Полякова Е. А., Третьякова В. В. Исследование
метеорологической дальности видимости при снегопадах.—
Труды ГГО, 1960, вып. 100.
60. Р а б и н о в и ч Ю. И., Щукин Г. Г. Определение со-
содержания водяного пара в атмосфере по измерению мик-
микроволнового излучения.— Труды ГГО, 1968, вып. 222,
с. 62-73.
61. Радиация в облачной атмосфере/Под ред. Е. М. Фей-
гельсон.— Л.: Гидрометеоиздат, 1981.
62. Радиационные свойства перистых облаков/Под
ред. Е. М. Фейгельсон.— М.: Наука, 1989.
63. Ра из ер Г. М. Физика газового разряда.— М.: Наука,
1987.
64. Розенберг Г. В. Вектор-параметр Стокса.— УФН,
1955, т. 56, вып. 1, с. 77—110.
65. Розенберг Г. В. Спектральная теория светового
поля.— В кн.: Распространение света в дисперсной
среде.— Минск: Наука и техника, 1982, с. 22—32.
66. Розенберг Г. В., Горчаков Г. И., Георгиев-
Георгиевский Ю. С, Любовцева Ю. С. Оптические пара-
параметры атмосферного аэрозоля.— В кн.: Физика атмосферы
и проблемы климата.— М.: Наука, 1980, с. 216—257.
67. Скрелин А. Л., Иванов А. П., Калинин И. Й.
Пространственно-временная структура световой дымки от
импульсного излучателя в атмосфере.— Изв. АН СССР.
Физика атмосферы и океана, 1970, т. 6, № 9, с. 889—899.
68. С о б е л ь м а н И. И. Введение в теорию атомных спек-
спектров.— М.: Физматгиз, 1963.
69. С т е п а н е н к о В. Д., Щукин Г. Г., Бобылев Л. П.,
Матросов С. Б. Радиотеплолокация в метеорологии.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1987.
70. Т а т а р с к и й В. И. Распространение волн 13 турбулент-
турбулентной атмосфере.-—М.: Наука, 1967.
71. Хргиан А. X. Физика атмосферы. Т. 2.— Л.: Гидроме-
Гидрометеоиздат, 1978.
72. Шифрин К. С. Рассеяние света в мутной среде.— М.:
ГИТТЛ, 1951.
73. Шифрин К. С, 3 е л ь м а н о в и ч И. Л. Таблицы по
светорассеянию. Ч. II. Таблица матриц рассеяния и со-
составляющих рассеянного света.— Л.: Гидрометеоиздат,
1968.
74. Черняк М. М. Ослабление электромагнитного излучения
малыми каплями воды.— Труды ВГИ, 1970, вып. 17,
с. 274—276.
75. Ш у к у р о в А. X., М а л к е в и ч М. С, Ч а в р о А. П.
Экспериментальное исследование закономерностей спек-
спектрального пропускания радиации вертикальным столбом
атмосферы в окнах интервала 2—13 мкм.— Изв. АН СССР.
Физика атмосферы и океана, 1976, т. 12, № 3, с. 264—270.
76. Ю р ч а к Б. С. О некоторых подходах к выводу уравне-
уравнения радиолокации метеообъектов.— Изв. вузов, сер. Ра-
Радиофизика, Деп. ВИНИТИ № 853-25, 1985.
77. Яворский Б. М., Д е т л а ф А. 'А. Справочник по фи-
физике.— М.: Наука, 1985.
78. AFGL trace GAS Compilation: 1980 version/L. S. Rothman,
A. Goldman, J. R. Gillis et al.— Appl. Opt., 1981, vol. 20,
N 8, p. 1323—1328.
79. A 1 m ae v R. Kh., S ed unо v Yu. S., Semenov L. P.,
Slesarev A. G., Volkovitsky O. A. Laser beam
propagation in a cloud under droplet scattering condi-
conditions.—Infrared Physics, 1985, vol. 25, N 1/2, pp. 475—478.
80. Analysis of High Resolution Solar Spectra in the 2.5 to
15 u.m Region/A. Goldman et al.— Denver, Colorado, 1978.
81. Asa no S., Takano Y. Fraunhofer diffraction by ice
crystals suspended in the atmosphere.— J. Met. Soc. Jap.,
1983, v. 61, N 2, p. 289—300.
82. Atmospheric Transmittance/Radiance Computer Code
LONTRAN 6/F. X. Kneizys et al.—AFGL-TR-83-0187, En-
Environmental Research Papers, N 846, 1983.
83. Beverly R. E. Meteorological effects on laser propa-
propagation for power transmission.— Space Solar Power Rev.,
1982, v. 3, N 1, p. 9—27.
84. Bohren Craig F., Koh Gary. Forward scattering
corrected extinction by nonspherical particles.— Appl. Opt.,
1985, v. 24, N 7, p. 1023—1029.
85. В u с h e r E. A. Computer simulation of light pulse pro-
propagation for communication through thick clouds.— Appl.
Opt., 1973, v. 12, N 10, p. 2391—2400.
86. С a i Q., L i о u K.-N. Polarized light scattering by hexa-
hexagonal ice crystals: theory.— Appl. Optics, 1982, v. 21,
N 19, p. 3569—3580.
87. Clouds, their formation, optical properties and effects/Ed.
by P. Hobbs, A. Deepak.— New-York — London: Academic
Press, 1981. 492 p.
88. Debye P. The light pressure upon a sphere of arbitrary
material.—Am. Phys., 1909, v. 30, N 4. 57 p.
89. D ei r men d j i a n D. Far-infrared and submillimeter
wave attenuation by clouds and rain.— J. Appl. Met., 1975,
v. 14, N 12, p. 1584—1593.
90. FASCODE-Fast Atmospheric Signature Code (Spectral
Transmittance and Radiance)/H. J. P. Smith et al.—
AFGL-TR-78-0081, Scientific Report N 2, 1978.
91. Grassel H. Bestimmung der Grossenverteilung von
Wolkenelementen aus spektralen Transmissionsmessun-
gen.—Belt. Z. Phys. der Atmos., 1970, v. 43, N 4.
p. 225—284.
92. Gumprecht R. O. et al. Angular distribution of inten-
intensity of light scattered by large droplet of water.— J. Opt.
Soc. Am., 1952, v. 42, p. 226—231.
93. Henesian M. A., Swift C. D., Murray J. R. Sti-
Stimulated rotational Raman scattering in nitrogen in long
air path.—Opt. lett., 1985, v. 10, N 11, p. 565—567.
94. Hudson R. D. Absorption Cross Sections of Stratospheric
Molecules.—Can J. Chem., 1974, 52, p. 1465—1478.
95. Irvine W. W., Pollack J. B. Infrared optical pro-
properties of water and ice spheres.— Icarus, 1968. v. 8, N 4,
p. 324—360.
445

96. К е г к е г М. The scattering of light and other electro-
electromagnetic radiation.— New-York: Academic Press, 1969.
97. Liebe H. J., Gimmes tad G., Hopponen J. At-
Atmospheric microwave spectrum experiment versus theory —
IEEE Trans., 1977, v. AP-25, v. 3, p. 327—336.
98. L i о u K.-N. Theory of the scattering phase-matrix deter-
determination for ice crystals.— J. Opt. Soc. Am., 1957, v. 65,
N 2, p. 159—162.
99. M i e G. A contribution to the optics of turbid media,
especially colloidal metallic suspensions.— Ann. Phys.,
1908, v. 25, N 4, p. 377—445.
100. Pen n dor f R. Tables of the reflective index for stan-
standard air and the Rayleigh scattering coefficient for the
spectral region between 0,2 and 20,0 jim, and their appli-
application to atmospheric optics.— J. Opt Soc. Am., 1957, v. 47,
p. 176—182.
101. Rayleigh, Lord. On the light from the sky, its polari-
polarization and color.— Phyl. Mag., 1871, v. 41, p. 107—120,
274—279.
102. Rayleigh, Lord. On the scattering of light by small
particles.—Phyl. Mag., 1871, v. 41, p. 447—454.
103. Rokni M., Flusberg A. Stimulated rotational Raman
Scattering in atmosphere.— IEEE J. Quantum Electron.
1986, v. QE-22, N 7, p. 1102—1108.
104. Shaaf J. W., Williams D. Optical constants of ice
in the infrared.—J. Opt. Soc. Amer., 1973, v. 63, N 6,
p. 726—732.
105. Shettle E. P., Turner V., Abreu L. W. Aerosol
phase funetions models and measurements.— Proc. Intern.
Radiat. Symp.—Perugia, Italy, 1984, p. 34—37.
106. Shettle E. P. Optical and radiative properties of a de-
desert aerosol model —J. Opt. Soc. Amer., 1973, v. 63, N 6,
p. 74—77.
107. Warren S. G. Optical constants of ice from ultraviolet
to the microwave.—Appl. Opt., 1984, v. 23, N 8,
p. 1206—1225.
108. World Climate Research Programme, a preliminary cloud-
cloudless standart atmosphere for radiation computation.—
Boulder, Col., 1984.

Глава 25. АТМОСФЕРНЫЙ АЭРОЗОЛЬ
25.1. ВВЕДЕНИЕ
Атмосферный аэрозоль является продуктом сложной сово-
совокупности химических и физических процессов. Вследствие
сложности этих процессов и относительно короткого времени
жизни аэрозоля, его химический состав и физические харак-
характеристики очень изменчивы. Пространственная изменчивость
. характеристик аэрозоля велика. Оценки мощности глобальных
источников природного и антропогенного аэрозоля сугубо
ориентировочны.
Атмосферный аэрозоль в зависимости от его состава или
источников можно разделить на следующие классы.
I — аэрозоль природного происхождения:
продукты испарения морских брызг;
поднятая в атмосферу ветром минеральная пыль;
вулканический аэрозоль (как непосредственно выброшен-
выброшенный в атмосферу, так и образовавшийся за счет газофазной
реакции);
частицы биогенного происхождения (непосредственно вы-
выброшенные в атмосферу и образовавшиеся в результате кон-
конденсации летучих органических соединений, например терпе-
терпенов, а также химических реакций между этими соединениями);
продукты природных газофазных реакций (например,
сульфаты, возникающие за счет восстановленной серы, посту-
поступающей с поверхности океана).
II — аэрозоль антропогенного происхождения:
непосредственные промышленные выбросы частиц (напри-
(например, частиц сажи, дыма, дорожной пыли и др.);
продукты газофазных реакций.
Кроме того, целесообразно различать тропосферный
и стратосферный аэрозоль (табл. 25.1.1, рис. 25.1.1).
Задача, связанная с изучением воздействия аэрозоля на
климат, состоит в учете его влияния на перенос кратковолно-
вой и длинноволновой радиации с точки зрения тех изменений
климата, которые могут порождать региональные и глобаль-
глобальные вариации содержания и состава аэрозоля в атмосфере.
В последние годы большое внимание уделялось проблеме воз-
воздействия на климат дымового аэрозоля, образующегося в ре-
результате пожаров при ядерных взрывах в атмосфере.
Развитие численного моделирования климата вызывает
необходимость надежного учета влияния аэрозоля на климат
на основе разработки моделей аэрозоля и оценки чувствитель-
чувствительности климата к различным характеристикам аэрозоля.
Основными оптическими характеристиками, определяю-
определяющими влияние аэрозоля на перенос излучения и соответствую-
соответствующее воздействие на климат, являются: объемный коэффициент
экстинкции бе (наличие данных о вертикальном профиле бе
позволяет рассчитать оптическую толщину атмосферы т), объ-
объемный коэффициент рассеяния os (или альбедо однократного
рассеяния о)о = огв/<Ге) и объемная индикатриса рассеяния,
которую можно приближенно описать, введя коэффициент
асимметрии индикатрисы q.
Формулы, приводимые разными авторами для описания
распределения частиц, могут быть разбиты на эмпирические,
подбираемые в соответствии с конкретными эксперименталь-
экспериментальными данными; универсальные четырехпараметрические эмпи-
эмпирические формулы, описывающие почти все получающиеся
в эксперименте распределения; теоретические формулы, выве-
выведенные на основе определенных физических представлений
о закономерностях образования и трансформации аэрозолей.
К группе эмпирических формул, описывающих распределе-
распределение частиц по размерам, в частности, относится формула Юнге
где с — коэффициент, определяемый концентрацией частиц
и условиями нормировки, a v — показатель степени, изменяю-
изменяющийся от трех до шести для разных условий измерения. Эта
формула приближенно описывает спектр размеров частиц
от 0,1 до 1,0 мкм. Широкое употребление формулы Юнге для
описания экспериментальных данных связано не только с про-
простотой определения показателя степени в этой формуле, но
и с тем, что приближенный расчет аэрозольных коэффициентов
ослабления и рассеяния радиации для юнговских распределе-
распределений весьма прост и позволяет с помощью формулы Ангстрема
легко проводить сравнения спектрального хода этих коэффи-
коэффициентов со спектральным ходом ослабления радиации в атмо-
атмосфере в видимой области спектра. Правомерность этих опера-
операций оправдана тем, что в атмосфере в большинстве случаев
для видимой области спектра оптические характеристики
аэрозолей определяются в основном частицами размером
0,1—1,0 мкм.
Большое число эмпирических формул было предложено
для аэрозолей дисперсионного происхождения. В некоторых
случаях часть этих формул может достаточно удовлетвори-
удовлетворительно описывать экспериментальные данные.
Лог-нормальное распределение было одним из первых ис-
использовано для описания спектра размера аэрозольных частиц.
Функция распределения имеет следующий вид:
п (d) =
lg2ar],
Таблица 25.1.1
Количество аэрозолей (млн. т/год), поступающих в атмосферу от разных источников
по максимальным и минимальным оценкам
Источник естественного
происхождения
Тропосфера
Стратосфера
Источник искусственного происхождения
Тропосфера Стратосфера
Почва и горные породы
Океан (в основном
NaCl)
Вулканы (пепел)
Лесные пожары (сажа)
Космическая пыль
Серная кислота и
/"*Х 7 ТТТ_ /Т\ *5 ЛПТ-Т
СуЛЬфаТЫ
Соли аммония
Нитраты
Органические соединения
(терпены и др.)
Всего
1304-8000
300-М 300
200-НООО
З-т-360
0,254-14
130—200
804-270
60-7-450
75-7-540
978-7-12100
Первичные аэрозоли
—
—
4,04-50
0,25-4-14
Промышленные предприятия
Пашни
Установки для сжигания топлива
Транспорт
Вторичные аэрозоли
5-т-ЗО
2-Г-15
0,1
11-7-109
Процессы горения и химические
nOQVTTTJIJ
рсаКЦИИ
сульфаты из SO2
нитраты из NO*
органические соединения
5-7-27
2-7-80
ю-мзз
1,0
65-7-230
25-7-40
Ю-г-90
118-7-601
0,014-0,1
0,01-7-0,1
0,01
0,03-7-0,2
447

ТРОПОСФЕРА
Газы,
не образующие
аэрозоль
СО, С027СН4г>.
Газообразные
предшественники
аэрозоля
2;H2S7 NO, N02,
СН, NH3|H2O
А г
0*
СТРАТОСФЕРА
Аэрозоль с низкой
относительной
влажностью
Газы,
не образующие
аэрозоль
Газообразные
предшественники
аэрозоля
Аэрозоль
с высокой 03
Растворенный
реагент
Теплые облака
Растворенный
реагент
Продукт реакции.
Аэрозоль
$0%~ сажа,
вулканический пепел,
Водородные
соединения
Н2, СгЦ, НС,...
Водяной
пар |
Холодные
облака
Жидко -капельные
облака
Лед
N0, Н2О,СО,...
Рис. 25.1.1. Тропосфера и стратосфера как
химические системы.
/ — структурные элементы схемы; 2 — процессы,
для которых существует лишь одно направление
потока вещества; 3 — обратимые процессы. ОВ—
относительная влажность.
Тропосфера: а — источники, б —стоки, в — пре-
превращение газ—частица, г — сорбция, <9 — разжи-
разжижение, е — флуоресценция, ж — равновесие по за-
закону Рауля, з — реакция в концентрированном
растворе капельки, и — образование капелек и
конденсация паров воды, к — испарение, л — за-
захват аэрозоля облачными каплями, м — реакция
в разбавленном растворе, н — дождь, о — замер-
замерзание переохлажденной капли с образованием
ледяного ядра, п — плавление, р — прямая субли-
сублимация льда на ядро льда, с — осаждение.
Стратосфера: а — источники, б —стоки, в — пре-
превращение газ—частица, г — реакция окисления,
д — реакции восстановления, е — образование ка-
капелек и осаждение воды, ж — сублимация, з —
реакция образования озона, и — реакции расхода
озона, к — радиация.
где dr — геометрический средний диаметр частиц; аГ — геомет-
геометрическая стандартная девиация,
lg аг == V2 (п lg d — п lg dTJIN\
d\ = (l/lgor л/2я) j d2 exp [~ (]gd - lgrfr)/2 lg2ar] 6 Igd;
о
площадь поперечного сечения частиц —
Легко показать, что предлагаемая четырехпараметрическая
функция распределения случайных величин является обобще-
обобщением большинства известных эмпирических и теоретических
законов статистического распределения случайных величин.
При определенных значениях параметров она преобразуется
в нормальный закон Гаусса—Лапласа, законы Максвелла,
Пирсона и другие.
Для описания спектра размеров аэрозольных частиц ис-
используется функция
п (Г) = ar~~k exp (—brs),
для которой достаточно просто определяются моменты р-го по-
порядка
JLf
4
2;
So = -у- \ d2nd6 lg d = -j- N0d2r;
oJ
масса —
^ Т"р
К эмпирическим формулам относится формула Хргиана—Ма-
зина
п(г) = Аг2 ехр (—6Г),
которая хорошо описывает результаты измерений дисперсности
в аэрозолях конденсационного происхождения.
Среди универсальных эмпирических формул широкое при-
применение нашло модифицированное гамма-распределение, ис-
использованное в расчетах матриц рассеяния для шести моделей
распределения частиц атмосферных аэрозолей по размерам:
М(р)=
и интегральное распределение
N{r) =±-b{l-k)lsY{(k-\)ls)y{(k-s-\)ls\ b/rs).
Эта функция, в частности, может достаточно хорошо заменять
функцию Юнге п(г)=—сг~4 при значениях k = 4, s=l для
частиц радиусом от 1,4-10~2 до 12 мкм.
Следует отметить, что интегральная функция распреде-
распределения
= J
n(r)dr
используется многими исследователями в силу того, что ряд
методов измерения спектра размеров частиц позволяет изме-
измерять именно эту функцию. Например, для лог-нормального
448

распределения интегральная функция распределения при т =
имеет вид
Таблица 25.2.1
Характерные значения оптических параметров аэрозоля
различных типов
где
z = (\п г — /гг)/[д/2 In ог — т In аг/л/2],
гг — средний геометрический радиус, аг — стандартное геомет-
геометрическое отклонение.
Как уже говорилось ранее, вид функции распределения
частиц по размерам определяется методом (выбор А/, Л К
и Аг), местом и временем измерения (х, у, z, /), основными
характеристиками источников аэрозолей (начальная функция,
возраст и химический состав частиц).
25.2. ПОЧВЕННЫЕ АЭРОЗОЛИ
Основным аэрозольным компонентом нижней атмосферы
ряда регионов земного шара являются частицы почвенного
происхождения, самые большие концентрации которых зафик-
зафиксированы над аридными зонами, покрывающими более трети
поверхности суши [1, 93, 106]. В то же время высокие кон-
концентрации частиц обнаружены над обширными районами
океана на расстоянии нескольких тысяч километров от кон-
континента [148, 164, 168].
Почвенные аэрозоли могут сильно менять оптические свой-
свойства атмосферы. На спутниковых фотографиях нередко видна
пылевая дымка (шлейфы) [17—20]. Концентрация пылевых
частиц зависит от географического района; наиболее сильная
дефляция наблюдается в полуаридных регионах. Дефляция
почвы определяется ее физическим состоянием, в частности
влагосодержанием и степенью нарушенности пахотного слоя.
Эти факторы связаны с сезонным землепользованием. Для
каждой частицы почвы существует критическая скорость ветра
в диапазоне 10—50 м/с, по достижении которой начинается
процесс дефляции [80]. Такие условия часто связаны с клима-
климатической сезонной изменчивостью [1, 33, 164].
Концентрация пыли в атмосфере в значительной степени
зависит от размеров генерируемых почвой частиц, которые
могут изменяться в широких пределах: от нескольких десятых,
а возможно, и сотых долей микрометра до нескольких сотен^
микрометров. Скорость оседания частиц размером больше '•
10 мкм относительно высока, и они быстро выводятся из ат-
атмосферы (т<102—104 с), что приводит к заметному уменьше-
уменьшению концентрации частиц сразу после их подъема с поверхно-
поверхности почвы. В задачах, связанных с дальним переносом и дол-
долговременными эффектами, представляют интерес физические
и химические свойства частиц размером менее 10 мкм. Однако
с точки зрения процесса дефляции весьма существенна роль
больших частиц.
Для понимания физических причин изменчивости концен-
концентраций почвенных аэрозолей необходимо знать состав почвы
и ее физическое состояние, а также влияние мелко- и крупно-
крупномасштабных метеорологических процессов на интенсивность
образования частиц разных размеров и их перенос в атмо-
атмосфере.
В литературе, посвященной определению концентрации
почвенной пыли в атмосфере, отмечается весьма сильная про-
пространственно-временная изменчивость содержания пыли и от-
отчетливая связь с аридными районами земного шара [17, 106,
148, 164]. Согласно данным [147], площадь полуаридных земель
составляет около 21 млн. км2, аридных —21,5 млн. км2, крайне
аридных — 5,6 млн. км2, т. е. общая площадь аридных земель
составляет примерно 48,4 млн. км2, или 36 % поверхности
суши.
Количественных данных о глобальном распределении поч-
почвенной пыли и ее физико-химических свойствах пока еще мало.
Поэтому приходится пользоваться такими показателями, как
частота пылевых бурь и повторяемость пылевых дымок.
Большая часть количественных данных по пылевым характе-
характеристикам ограничивается данными измерений массовой кон-
концентрации пыли. Однако поскольку физико-химические харак-
характеристики почвенной пыли в глобальном масштабе относи-
относительно постоянны, значения массовой концентрации можно
переводить в значения счетной концентрации и распределения
частиц по размерам, которые затем использовать для модели-
моделирования (табл. 25.2.1).
Распределение частиц по размерам изучалось в работах
[26, 43, 59, 93], общим итогом которых можно считать вывод
о том, что почвенные аэрозоли различных районов земного
шара характеризуются достаточно похожими функциями рас-
Тип аэрозоля
Сажевый
Океанический
Пылевой
Растворимый
в воде
Морской
Континентальный
Городской
Сернокислотный
Вулканический
о
0,55 мкм
0,209
1
0,653
0,957
0,989
0,891
0,647
1
0,947
10 мкм
0
0,692
0,558
0,209
0,680
0,486
0,173
0,010
0,130
1-д
0,66
0,22
0,12
0,37
0,26
0,36
0,41
0,27
0,30
ое A0 мкм)/ое
@,55 мкм)
0,038
0,2, 0
1.0S
0," 9
0, 9
0,097
0,03 .
0, 4F-0
0,035
пределения частиц по размерам [160]. Их можно представить
в виде суперпозиции нескольких лог-нормальных функций
(рис. 25.2.1).
10
10й
10'
10 г мкм
Рис. 25.2.1. Распределение частиц по раз-
размерам для аэрозолей почвенного происхож-
происхождения.
/ — модельное [б/]; 2 — штат Колорадо, США [192];
3, 4 — Северный' Казахстан, СССР [26]; 5 — мо-
модельное распределение фоновых и почвенных
аэрозолей; 6 — Раджастан, Индия; 7 — пустыня
Сахара [107]; 8 — штат Техас, США; 9 — пустыня
Сахара [107]; 10 — сахарская пыль над Атланти-
Атлантическим океаном [107].
Радиус оптически активных почвенных частиц нтх-дитс
в диапазоне 0,5—10 мкм при среднем поверхности \? ! "дггл
г ^1,5 мкм и геометрическом стандартном отклонении 2,1. Э-
справедливо для усредненного глобального распр^д^л^шь
почвенных аэрозольных частиц по размерам. В зависимости
от физико-химических свойств почвы, высоты подъема частш.чг
и метеорологических факторов может происходить значигчт
пая трансформация функции распределения частиц ко р^
рам [26, 30, 39].
В табл. 25.2.2 представлены данные об относится го ¦
содержании главных элементов почвенной пыли r pi--T у-
районах [106]. Сведения о малых компонентах поч, ;:н !л
аэрозолей ограничены в основном данными о выносе пыли из
Сахары [102, 168, 177, 178] и пустынь Азии [197]. Важным
57 Заказ № 46
449

Таблица 25.2.2
Относительное содержание главных элементов почвенного аэрозоля
Место отбора пробы
SiO2
ТЮ3
А12О3
Fe2O3
СаО
MgO
К2О
Na2O
P2Oe
SiO2
А12О3
А12О3
Fe2O3
Айова (США)
Канзас (США)
Сванси (В. Б.)
Сурей (В. Б.)
Западная Африка
Атлантический океан
Новый Южный Уэльс
Атлантический океан
Гренландия
Австралия
Ароса
Фруме
Красное море
Польша
Баден
Тунис
Среднее
69,87
66,31
54,03
57,20
50,53
49,34
64,40
75,30
58,02
45,38
62,25
70,60
79,10
75,10
49,49
37,30
56,05
58,49
60,43
59,73
57,94
41,69
70,95
59,99
0,55
0,63
1,11
0,94
0,66
1,10
0,30
1,45
0,58
0,68
0,70
0,88
11,53
13,93
28,50
17,26
20,18
10,34
9,80
11,50
17,18
20,55
14,93
13,74
10,58
12,10
15,50
10,59
12,44
12,76
12,30
13,92
2,13
2,88
4,24
10,39
7,80
4,14
5,30
6,20
5,45
9,39
4,66
2,97
6,80
22,60
9,95
8,45
92
88
04
49
29
3,15
1,98
5,29
0,80
0,90
2,27
5,09
0,70
2,00
0,10
9,10
11,46
6,35
6,63
1,73
1,97
2,03
7,91
1,08
1,43
0,47
— 9,50 2,04
2,21
3,00
1,60
3,27
0,40
3,30
1,20
1,48
1,78
1,77
19,20
2,46
2,58
2,53
1,62
2,30
2,70
3,64
2,02
1,70
1,56
1,79
2,97
2,72
1,18
0,92
1,27
0,80
1,80
2,10
2,33
4,01
2,15
0,79
0,53
0,31
2,83
0,14
0,19
0,11
0,25
0,24
0,31
0,28
0,24
0,42
6,06
4,76
1,90
3,31
2,50
4,77
6,54
6,54
3,38
2,22
4,17
3,77
7,78
4,10 — — — — —
14,13 6,85 3,94 2,60 2,35 1,50 0,24
4,09
3,62
5,52
4,86
4,68
4,71
2,99
33,30
5,73
4,00
3,29
2,74
2,21
2,50
1,55
1,85
3,15
2,19
4,02
3,56
1,22
1,83
2,15
2,11
1,81
2,24
2,63
0,52
2,41
обстоятельством для элементного состава почвенной пыли явля-
является его сходство со средним элементным составом коркового
вещества или почвы, что резко отличает почвенные аэрозоли,
например, от городских аэрозолей, которые сильно обогащены
элементами явно антропогенного происхождения. Существует
обстоятельная литература по минералогии почвенных аэрозо-
аэрозолей [168]. Основные данные получены методами рентгено-
структурного анализа. Трудности этого анализа обусловлены
в первую очередь тем, что объем исследуемых проб очень мал
(от миллиграмма до нескольких десятков миллиграмм). Ме-
Методы, которые могли быть использованы, ограничены способом
подготовки образца для анализа. Кроме того, так как аэро-
аэрозольное вещество представляет собой наиболее сильно вы-
выветриваемую часть почвы, интерпретация результатов рентгено-
структурного анализа становится весьма трудной и в нее
привносятся субъективные соображения. Поэтому выводы из
этих анализов достаточно сомнительны.
Тем не менее существующие данные позволяют сделать
некоторые определенные выводы. Прежде всего частицы
фракции диаметром меньше 10 мкм составляют в основном
глинистые минералы, преимущественно иллит и слойные
глины. Это верно для аэрозолей, собранных вблизи источ-
источника [93] и над океанами [168]. Кварцевые частицы, как пра-
правило большого размера, обволакиваются глинистыми части-
частицами [93]. Однако на значительном удалении от источника
кварц может быть главным компонентом в частицах размером
меньше 10 мкм, при этом их доля в общем содержании пыли
составляет 2—20 % [168].
Минеральный состав почвенных аэрозолей, поступающих
от характерных основных источников, по-видимому, довольно
постоянный. В работах, посвященных минералогическому со-
составу сахарских аэрозолей, отмечается консерватизм минераль-
минерального ссстаЕа пылевых проб, взятых как за одни, так и за
несколько суток, а также собранных в период повышенной
запыленности или в разные сезоны [102]. Однако состав
почвенной пыли, поступившей в атмосферу от различных
источников в разных регионах, может существенно разли-
различаться. Например, по минералогическому составу пылевые
пробы, собранные над относительно небольшим районом во-
восточной экваториальной части Тихого океана в течение не-
нескольких недель, можно было разделить на две сильно разли-
различающиеся группы [169]. В первой группе значительная доля
приходилась на плагиоклаз и пироксен, что свидетельствует об
андезитном источнике, расположенном, вероятно, в Мексике.
Вторая группа содержала материал, скорее всего, поступивший
из аридных прибрежных районов Перу и северной части Чили,
в основном это были иллит и кварц.
Минеральный состав аэрозолей дает богатую информацию
об источнике пылевого материала и характере режима вывет-
выветривания.
Оптические свойства почвенных аэрозолей в значительной
степени определяются комплексным показателем преломления
m(X)—nRe — inim зависящим от длины волны излучения X,
где rtRe — действительная компонента показателя преломления,
a nim — мнимая, являющаяся параметром поглощения и для
массивных образцов и связанная с коэффициентом к соотно-
соотношением mm = ?X-4ji. Для оптических характеристик почвенных
аэрозолей важны также размеры и форма частиц. Климатоло-
Климатологически важными радиационными характеристиками почвенных
аэрозолей являются оптическая толщина т, альбедо однократ-
однократного рассеяния со и параметр асимметрии q, определяемый
отношением интенсивностей рассеяния излучения частицей впе-
вперед и назад.
Показатель преломления аэрозолей обусловлен их физико-
химическими свойствами, определяемыми механизмами генера-
генерации и химическим составом частиц. Почвенные аэрозоли со-
состоят из гигантских частиц, представляющих собой по большей
части минералы (кварц, шпат и др.), и более мелких частиц,
которые в основном относятся к глинам. Показатели прелом-
преломления для этих двух типов частиц должны существенно раз-
различаться. Мнимая часть комплексного показателя преломле-
преломления п\т может быть измерена непосредственно либо опреде-
определена из данных измерений оптических свойств аэрозолей. Ис-
Используются оба подхода [28, 29, 159, 187].
Общепринято, что для каждого основного компонента
почвенных аэрозолей nRe~l,5 для видимой области спектра
при относительной влажности около 50 %. Мнимая часть по-
показателя преломления кварца в диапазоне длин волн
0,3—0,7 мкм значительно меньше 10~6. В инфракрасной об-
области спектра наблюдается более сложная зависимость обоих
компонентов комплексного показателя преломления. Имеется
большое число измерений этих характеристик кварца в ИК
диапазоне [162, 184, 191, 196]. Для других важнейших компо-
компонентов почвенных аэрозолей результаты измерений оптических
констант приведены в работах [28, 29, 68, 86, 91, 92, 139, 167,
174, 186].
В видимой области спектра для большинства компонентов
почвенных аэрозолей мнимая часть показателя преломления
nim^.0,001. Наибольший интерес с этой точки зрения пред-
представляют минералы, содержащие оксиды железа. У них наблю-
наблюдаются более высокие значения с характерным спектральным
ходом [27].
Отметим, что в ИК-области спектра для различных при-
природных веществ, составляющих почвенные аэрозоли, суще-
существуют характерные полосы поглощения, из которых наиболь-
наибольший интерес представляют полосы поглощения в атмосферном
окне прозрачности 8—13 мкм. Доминируют сильные полосы
поглощения: при Х=9,2 мкм A080 см-1) принадлежащая
кварцу и при Х = 9,8 мкм A020 см-1) принадлежащая вулка-
вулканическому материалу. Полоса поглощения кварца относи-
450

тельно ^узка, так как определяется практически колебательной
полосой поглощения SiO2, содержащего только ион Si. Вулка-
Вулканические материалы и глины имеют различные структуры,
в которые включены также ионы алюминия и других элемен-
элементов. Включения этих элементов уменьшают частоту колебаний,
что в результате увеличивает длину волны максимума погло-
поглощения по отношению к максимуму поглощения кварца: для
вулканического материала до 9,8 мкм, а для минерала монт-
морилонита до 9,5 мкм.
Исследования [77, 166] радиационных характеристик са-
харской пыли показали, что мутность, обусловленная почвен-
почвенными аэрозолями, является почти независимой от длины
волны излучения в видимом и близком к видимому диапазо-
диапазонах длин волн. Расчеты [152], в которых использованы мо-
модельные представления о дисперсности и оптических констан-
константах вещества частиц, свидетельствуют о почти полном отсут-
отсутствии спектрального хода для т почвенных аэрозолей при
Х=1—10 мкм. В работе [77] показано, что для сахарских
аэрозолей при Х = 0,48 мкм о = 0,7. Близкое значение
@ = 0,75 при Х = 0,55 было получено в работе [161] для аэро-
аэрозолей глинистого типа. Значения со будут уменьшаться с уве-
увеличением длины волны от 1 до 10 мкм при увеличении погло-
поглощения и уменьшении эффективности рассеяния. Около сили-
силикатного пика поглощения величина о> уменьшается до 0,4.
По данным работы [77] для сахарских аэрозолей при Х=
= 0,48 мкм q « 0,78, а при К = 0,55 мкм q ~ 0,75.
25.3. ОКЕАНИЧЕСКИЕ АЭРОЗОЛИ
Понятие океанические аэрозоли вошло в практику геохи-
геохимических, экологических, климатологических и других исследо-
исследований. К океаническим аэрозолям относят: твердые и жидкие
частицы малых размеров (от долей до десятков мкм в диа-
диаметре), содержащиеся в атмосфере над океаном, и атмосфер-
атмосферные частицы, источником которых является морская вода.
Для изучения влияния океанических аэрозолей на климат
необходимо рассмотреть закономерности обмена веществом
между океаном и атмосферой, определить концентрацию и хи-
химический состав аэрозолей над океаном и их оптические
характеристики. К настоящему времени получен многочислен-
многочисленный фактический материал, позволяющий определить генезис
аэрозолей в атмосфере над океаном и выявить закономерности
пространственного распределения их концентраций.
Океан занимает 2/3 поверхности Земли и является мощ-
мощным постоянно действующим поставщиком аэрозольного ве-
вещества в атмосферу. Химический состав океанических аэрозо-
аэрозолей существенно отличается от химического состава морской
воды, из которой они образуются. Причину этого следует
искать в особенностях химического состава поверхностного
микрослоя морской воды, которые обусловлены: 1) химическим
составом океанической воды; 2) концентрированием на поверх-
поверхности раздела океан—атмосфера поверхностно-активных ве-
веществ; 3) флотацией к поверхности взвешенных в морской
воде частиц; 4) выпадением из атмосферы эолового мате-
материала; 5) фото-, био- и другими химическими превращениями
на поверхности океана.
Распределение концентрации и химический состав аэрозо-
аэрозолей в океанической атмосфере зависят от ряда факторов,
среди которых следует особо отметить динамику атмосферных
процессов над океаном, влажность и температуру воздуха,
частоту и интенсивность выпадения метеорных осадков и т. д.
Из факторов, определяющих закономерности обмена вещест-
веществом между океаном и атмосферой, наиболее существенным
является химический состав океанической воды.
Вертикальная структура и дисперсность океанических
аэрозолей определяется механизмами их образования и эво-
эволюции. Значительная доля аэрозольных частиц возникает
в результате испарения капель морской воды и содержит
в основном легкорастворимые, гигроскопические вещества.
Процессы генерации диспергированного вещества в результате
разбрызгивания и высыхания капель рассматриваются в ра-
работах [9, 26, 39], а образование частиц при схлопывании
всплывающих на поверхность пузырьков газа — в [39, 71, 133].
Образование частиц при разбрызгивании и высыхании капель
происходит в том случае, когда скорость ветра больше 7 м/с.
Причем размеры частицы в основном более 1 мкм и их кон-
концентрация не выше 5-Ю см~3. Схлопывание пузырьков
происходит тремя различными способами: 1) при распаде
струйки воды, выбрасываемой из центра каверны лопающегося ,
пузырька; 2) при стягивании лопнувшей пленки пузырька; .
3) в момент разрыва пленки всплывающего на поверхность
Пузырька, газ в котором находится под избыточным давлс-
57*
нием. Первым способом образуются частицы большого диа-
диаметра (г>0,5 мкм), поэтому он эффективен только при
ветре. Вторым и третьим способами образуются более мелкие
частицы, причем третий способ генерации аэрозольных частиц
наиболее эффективен. Размеры образующихся частиц состав-
составляют 0,1—0,25 мкм, а по некоторым данным [34] преимуще-
преимущественные размеры частиц 0,05—0,1 мкм.
Электронно-микроскопический анализ проб океанических
аэрозолей также свидетельствует, что размеры значительной
доли частиц меньше 0,05 мкм [14]. Причем их морфологиче-
морфологическая структура соответствует структуре сульфатных частиц.
Следовательно, необходимо предположить, что в воздухе над
морской поверхностью идет интенсивная генерация аэрозолей
из газовой среды. В частности, возможен вариант образования
частиц на кластерах, содержащих Na+ или ионы других
металлов.
Таким образом, диапазон размеров аэрозольных частиц
достаточно широк и в распределении частиц по размерам
должно быть не менее двух максимумов: в области г > 0,5 мкм
из-за механизма разбрызгивания, в области 0,05 мкм^г^
^0,15 мкм из-за лопающихся пузырьков, а также возможно
в области г<0,05 мкм в результате процессов образования
частиц из газовой фазы. Практически все частицы весьма
гигроскопичны, а значит, при довольно высокой относительной
влажности над морской поверхностью, они будут заметно
укрупняться при даже небольших колебаниях влажности
и легко удаляться из нижних слоев атмосферы. Это должно
приводить к необычной вертикальной структуре аэрозолей —
рост или постоянство концентрации частиц с высотой, до вы-
высоты 0,5—1 км [7, 26]. Причем с высотой должна меняться
дисперсность, в первую очередь вследствие уменьшения влаж-
влажности. Кривая распределения частиц по размерам со стороны
крупных частиц будет более пологой, чем для частиц конти-
континентального аэрозоля. Этот факт отмечают практически все,
проводившие натурные наблюдения [26, 56, 67, 129]. При опи-
описании ниспадающей ветви формулой Юнге dN/d \g г — —Cr"~v
значения v* варьируют от 1 до 4, при средних значениях г,
равных 2,30 [130] и 3,5 [26]; в [56] v* = 2,5. Метниекс [130]
предположил, что в экспериментах он наблюдал смесь океани-
океанических и континентальных аэрозолей. На основании этого он
полагает, что океанические аэрозоли можно описать формулой
Юнге с постоянной v0K =3, а вариации vHa6jI определяются
соотношением между содержанием аэрозолей двух типов.
Большой цикл натурных наблюдений, выполненных как
в, открытом океане, так и во внутренних морях, в том числе
в прибрежных зонах, позволяет утверждать, что вклад кон-
континентальных аэрозолей в общее содержание аэрозолей над
океанами и морями достаточно велик и особенно существен
в тропосфере [4, 6, 7, 26, 56].
Экспериментальные данные о вертикальной структуре
аэрозолей над морями довольно ограничены. В приводном
слое до высоты 10 м очень велика концентрация капельных
частиц, размер которых достигает 102 мкм и более. Вер-
Вертикальный турбулентный обмен над морями менее интенсивен,
чем над континентами, в связи с чем зоны активного турбу-
турбулентного обмена над океаном располагаются ниже, чем над
континентами. В приземном слое может быть заметное воз-
возрастание счетной концентрации частиц до высоты 0,3—0,5 км,
что, вероятно, обусловлено высокой эффективностью захвата
солевых частиц морскими волнами, резко понижающими их
концентрацию в приповерхностном слое атмосферы. В слое
0,5—1,5 км обычно наблюдается экспоненциальное падение
содержания аэрозолей с высотой, затем до высоты 4—5 км
концентрация частиц с 0,1 мкм^г^2,0 мкм может быть по-
постоянной, хотя отмечаются слои с относительными максиму-
максимумами [172]. В отдельных случаях (в послеполуденное время)
наблюдалось даже непрерывное увеличение счетной концентра-
концентрации с высотой [7]. Изучение вертикальных профилей солевых
компонентов океанических аэрозолей свидетельствует, что уже
на высоте 3,0 км над поверхностью океана (в средних широ-
широтах) их концентрация составляет не более 1 % концентрации,
отмечаемой на уровне 0,5 км. Столь резкое обеднение соле^-
выми частицами этого слоя тропосферы объясняется высокой
эффективностью «облачного фильтра». Это подтверждают дан-
данные наблюдений за дисперсностью и морфологической струк-
структурой частиц с помощью электронного микроскопа [6].
Непосредственные заборы проб аэрозолей с помощью
фильтров над поверхностью океанов и морей и последующий
их химический анализ в большинстве случаев свидетельствуют
о разной интенсивности вымывания аэрозолей различного хи-
химического состава и дисперсности. Оценки экспериментально
измеренных среднемассовых значений радиуса частиц для раз-
разных элементов были сделаны в работе [131]:
451

Вещество
Na
Zn
Си
Mn
Fe
Cl, Mg, K, Ca, Br
3,5+0,6
0,4
0,96+0,70
0,88+0,30
0,7±0,2
3—4
Вещество
Co, V, Se, Cs, Rb,
Hg, Та, Ей, Се
Pb, Cd, Sb
Органические
Сульфаты, H2SO4
1+0,5
0,3—0,5
<0,25
0,2—0,5
Очевидно, время жизни в атмосфере частиц, у которых гт
меньше, должно быть больше.
Для расчета оптических характеристик океанических аэро-
аэрозолей наибольшее значние имеют данные о поле концентраций
в атмосфере тех элементов (или соединений), которые опре-
определяют основную массу аэрозольного вещества в диапазоне
размеров 0,05 мкм^гт^1,0 мкм. Массовая концентрация
морской соли приближенно описывается регрессионным урав-
уравнением
1п? = 0,16ы + 1,45,
где с — в мкг/м3, аи — в м/с.
Данные измерений последних лет свидетельствуют о том,
что значительную долю аэрозолей в этом диапазоне размеров
составляют сульфатные частицы из органических веществ. На
долю NaCl приходится всего лишь 20 % общей аэрозольной
массы; 60 % мелких частиц содержат сернистые соединения,
в основном сульфаты, а 30 % —такие элементы, как Н, С, N,
О. Причем более высокое содержание вторичных сульфатных
и нитратных аэрозолей наблюдается в низких широтах. Обна-
Обнаруживается суточный ход их содержания, свидетельствующий
о преимущественно фотохимических процессах образования
сульфатных и нитратных аэрозолей (их максимальное содер-
содержание отмечается в полдень). Содержание органических ве-
веществ в аэрозолях составляет примерно 0,15-^0,50 мкм/м3,
причем наблюдается прямая зависимость их содержания от
концентрации морской соли, если концентрация NaCl меньше
Химический состав атмосферных аэрозолей в тропических районах Атлантики. По [56]
2,5 мкг/м3, и отсутствие этой зависимости при более высокой
концентрации NaCl, т.е. при скорости ветра «>5 м/с.
Это служит доводом в пользу предположения, что частицы
органического происхождения — это в основном высыхающие
и гниющие морские водоросли. Вклад аэрозолей минерального
происхождения в состав аэрозолей над океанами может быть
значительным при мощном пылении почв. Экспериментально
это неоднократно наблюдалось в периоды выноса пыли из
Сахары в Атлантику, из пустынь Центральной Азии в Тихий
океан, из пустыни Каракум в Каспийское море [4, 6, 7, 23, 26,
39, 42—44, 56, 145, 171 и др.] (табл. 25.3.1—25.3.3). В таких
случаях массовая концентрация аэрозольного вещества может
превышать 200 мкг/м3, в основном за счет частиц радиусом
10 мкм, и определять оптические свойства атмосферы над
морской поверхностью. В частности, в составе минеральной
пыли может присутствовать гематит (Fe^Cb), поглощающий
радиацию в видимой области спектра. Влияние антропогенных
факторов на химический состав и концентрацию аэрозолей
существенно в районах Северной Атлантики, Средиземного
и Северного морей. В частности, одним из таких факторов
может быть загрязнение поверхности океана нефтяной
пленкой.
Таблица 25.3.1
Химический состав аэрозолей, собранных над Балтийским
морем с помощью импактора
Эле-
Элемент
Na
Zn
Си
Mn
Концентрация
аэрозоля,
нг/м3
200—700
20—30
10—20
4—8
гт мкм
3,5+0,6
0,3
0,96+0,7
0,88+0,3
Эле-
Элемент
Fe
Сг
Li
Сорг
Концентрация
аэрозоля,
нг/м3
10
1—2
1—4
1500
гт мкм
0,72+0,2
Таблица 25.3.2
Район
Концентрация, мкг/м3
С1
к
X
^
а
и
i ТО
то са
2 2
• X
? ^
s са
S S
so4
к
X
rj
о.
о
с ТО
55
s s
са
• X
S J3
К ТО
2 S
Na+
Т.НЯЯ
О,
i ТО
то то
S S
са
i5
Ж с;
S ТО
S S
Са*+
З.НЯЯ
и
| ТО
S X
О Л
a: i=j
то са
2 2
• X
S Д
X ^
S то
2 2
С1
Na+
4
ci-
Карибское море
Юкатанский залив
Мексиканский залив
Флоридский пролив
Атлантический океан
13,0
21,4
20,6
19,2
15,5
11,6
10,7
13,6
15,8
6,8
8,7
>золен
23,3
44,2
25,3
33,5
13,0
5,1
7,5
4,4
6,0
2,1
[ d приводном
3
9
3
6
2
,8
,8
,5
,0
,6
[ слое
8,0
24,4
8,4
14,8
7,8
Атлаш
1
2
0
1
0
,7
,8
,9
,6
,7
кческого
12,8
9,0
9,4
4,5
6,1
14
20
6
океана
,6
,6
,1
10,
3,
3,
8
3
3
1,3
1,7
— — 1 ,67
1,72
0,33
2,6 0,7 1,68
1,93
0,29
0,51
0,44
0,38
—
0,14
0,28
Таблица 25.3.3
в экваториальной зоне (НИС «Профессор Визе»,
АТЭП-74), мкг/м3 [29]
Время взятия пробы
дата часы
Элемент
Na
К
[so,]-»
Fe
Ni
Al
Ca Pb
Mn
Mg
Cu
Zn C<,
24.07
27.07
13.08
31.08
1.09
12
12
12
14
12
09
12
18
3,0
1,7
2,0
7,3
5,2
8,0
1,8
3,5
0,70
0,45
0,50
1,8
1,3
2,1
0,40
1 ,1
0,40
1,2
0,40
1,0
0,50
1,8
1,5
1,9
5,0
1,8
6,1
13,1
7,1
0,46
0,46
3,1
0,20
0,15
0,73
0,70
0,09
0,21
0,20
0,20
1,5
2,0
1,2
7,2
1,3
0,49
1,4
0,47
0,80
2,5
0,46
1,2
9,71
12,0
10,0
12,0
0
0
0
—
—
,036
,10
,10
—
—
—,
0,040
0,050
0,067
0,18
0,11
0,26
0,16
0,10
1
1
1
3
2
4
2
4
,0
,3
,3
,8
,1
,3
,7
,1
0,050
0,060
0,050
0,13
0,070
0,90
0,50
0,90
—
—
1,3
2,3
0,98
0,30
0,16
0,90
— 0,050
0,16
452

Таким образом, можно сделать вывод, что поле массовой
концентрации аэрозолей над морской и океанской поверх-
поверхностью весьма неоднородно, зависит от метеоусловий и меня-
меняется в течение суток, а также от сезона к сезону. Довольно
неоднороден и химический состав океанических и морских
аэрозолей.
Особенности оптических свойств морских и океанических
аэрозолей определяются физико-химическими характеристи-
характеристиками генерируемых над морской поверхностью частиц, отно-
относительно высокой влажностью приводного слоя атмосферы
и характером движения воздушных масс. Довольно много
экспериментальных исследований оптических свойств нижних
слоев атмосферы и всей атмосферной толщи выполнено в при-
прибрежных районах. Исследовались как спектральные характе-
характеристики ослабления, так и индикатрисы рассеяния, а в от-
отдельных случаях проводились измерения и других элементов
матрицы рассеяния [4, 35, 49, 50, 51, 53, 62, 66]. Обнаружены
определенные зависимости этих характеристик от влажности
и ветрового режима, причем выяснилось, что определяющим
фактором формирования оптических свойств нижних слоев
атмосферы прибрежных районов является относительная влаж-
влажность [4, 24, 28, 41]. Эти результаты хорошо укладываются
в рамки представлений о конденсационном росте растворимых
аэрозольных частиц, химический состав которых близок к мор-
морской соли [41, 42, 56, 67].
Для открытых районов океана экспериментальных данных
об оптических характеристиках атмосферных аэрозолей значи-
значительно меньше. В частности, в широкой области спектра до
Х= 13 мкм есть материалы только единичных измерений [4,
47, 65, 66]. Для решения задач климатического мониторинга
наиболее важны оптические характеристики аэрозолей в види-
видимой и ближней ИК-области спектра, которые исследованы
значительно более основательно [4, 25, 35, 44, 47, 53]. В на-
настоящее время накоплен большой наблюдательный материал
по сезонному и широтному ходу оптических аэрозольных толщ
над поверхностью Атлантического и Тихого океанов [43, 51,
53]. В сезонном ходе оптической аэрозольной толщи атмо-
атмосферы проявляется заметное влияние вклада в него континен-
континентального компонента. Основной максимум оптической аэро-
аэрозольной толщи приходится на летние месяцы (т A0,5 мкм) «
^0,3-=-0,4), когда интенсивность генерации аэрозолей наибо-
наиболее велика. По данным различных авторов, широтный ход
аэрозольных оптических толщ обнаруживает увеличение зна-
значений т с уменьшением широты, на которой производились
измерения [53].
Данные исследований спектрального хода аэрозольных
оптических толщ атмосферы в видимой области спектра пока-
показывают значительное разнообразие типов спектрального хода.
Спектральный ход оптических аэрозольных толщ в видимой
области спектра в основном определяется дисперсностью
частиц, тогда как более важный в климатологическом плане
параметр — спектральная функция поглощения радиации аэро-
аэрозолями—зависит от химического состава диспергированного
вещества, наличия в нем поглощающих компонентов — сажи
или оксидов железа.
В работе [53] по виду спектрального хода аэрозольные
оптические толщи атмосферы над Атлантическим океаном
предложено разбить на следующие типы:
1) континентальная (влажные воздушные массы); наблю-
наблюдается при северных ветрах; для нее характерно регулярное
заметное уменьшение та(Х) с ростом длины волны;
2) приморская с минимумом таЩ в красной области
спектра и возрастанием ТаЩ в ближней ИК-области спектра;
3) океаническая с минимумом ТаЩ в зеленой области
спектра (подтип а) и с дополнительным минимумом в ультра-
ультрафиолетовой области спектра (подтип б);
4) арктическая (сухие воздушные массы) с максимумом
ТаСк) в видимой области спектра;
5) послеливневая, таЩ растет с увеличением длины
волны и очень низких значениях таЩ\
6) нейтральный ход ta(?i), наблюдающийся в морском
тумане.
Большинство исследователей отмечают, что значительная
доля вещества диспергированной фазы (до 70ч-80 %) прихо-
приходится на воду [14, 24, 26]. Это в значительной степени опре-
определяет спектральный ход коэффициентов аэрозольного ослаб-
ослабления в инфракрасной области спектра. Наблюдается опреде-
определенный рост та (А,) с увеличением X, что не обнаруживается ни
для одного типа та(А,) в континентальных условиях. Слабо
проявляется или совсем не проявляется полоса поглощения
в области 9—10 мкм, обусловленная присутствием в атмосфере
сульфатных и силикатных частиц.
Исследование вертикальной структуры оптических харак-
характеристик аэрозолей над океанами проводилось эпизодически
[4, 6, 35]. Значительно больше данных таких наблюдений над
внутренними морями. Общий вывод, основанный на данных
натурных исследований вертикальной структуры оптических
характеристик океанических аэрозолей, состоит в следующем:
все особенности структуры, обусловленные химическим соста-
составом и физико-химическими свойствами частиц океанических
аэрозолей, наблюдаются только до высоты 3—4 км, а влияние
физических свойств океанической или морской поверхности на
стратификацию атмосферы (температурный профиль, вер-
вертикальные движения воздушных масс, турбулентный обмен,
структура аэрозольных слоев)—до высоты 5—6 км.
В последние годы идет накопление экспериментальных
данныл о пространственной структуре коэффициентов рассея-
рассеяния, обратного рассеяния и ослабления, полученных со спут-
спутников [132] и методами лазерного зондирования [25, 35].
Однако следует отметить, что отсутствие параллельных микро-
микрофизических исследований океанических аэрозолей существенно
обедняет получаемую при этих измерениях информацию.
25.4. ВТОРИЧНЫЕ АЭРОЗОЛИ
ИЛИ АЭРОЗОЛИ, ОБРАЗУЮЩИЕСЯ in situ
Реакции образования и трансформации атмосферного
аэрозоля происходят в газовой и жидкой фазах, а также на
поверхности взвешенных в воздухе твердых частиц, выступаю-
выступающих в качестве катализаторов. В этом разделе мы рассмотрим
образование аэрозоля из газовых компонентов непосредственно
в атмосфере. Этот тип аэрозоля получил название вторичного
аэрозоля.
Процесс перехода легкоконденсирующихся веществ, изна-
изначально находящихся в газообразном состоянии, в диспергиро-
диспергированную фазу может происходить в результате: 1) гомогенной
конденсации молекул одного и тою же газа (пара); 2) гомо-
гомогенной гетеромолекулярной конденсации молекул нескольких
газов (паров); 3) адсорбции молекул газа (пара) на аэрозоль-
аэрозольных частицах-катализаторах и 4) гетерогенной конденсации
(на ядрах). Первые два типа конденсации характерны для
условий, реализующихся в практически незапыленной атмо-
атмосфере. Скорость процессов конденсации в этом случае зависит
от частоты случайных столкновений между молекулами газа
(газов), способности последних к образованию связей и фи-
физико-химических характеристик среды, в которой протекают
интересующие нас процессы. Если указанные выше условия
благоприятствуют формированию комплексов-ассоциаторов
(кластеров), состоящих хотя бы из нескольких молекул, и эти
кластеры под влиянием микролокальных флуктуации темпера-
температуры и парциального давления конденсирующегося газа (пара)
растут, то появляется возможность образования вторичного
аэрозоля по механизму гомогенной (в том числе и гетеромо-
гетеромолекулярной) конденсации.
Процесс гетерогенного конденсационного роста частиц
проходит несколько стадий: с повышением влажности среды
возникновение многослойного покрытия ядра конденсации при-
приводит к его обводнению, а в последующем — к превращению
в каплю. При формировании капли на растворимом ядре, рав-
равновесная упругость пара у ее поверхности уменьшается на
величину, зависящую от природы и концентрации растворяе-
растворяемого вещества. В случае негигроскопических ядер процесс за-
заканчивается обводнением ядра и дальнейший рост может
иметь место только при парциальном давлении, превышающем
давление насыщения. Если состав ядер смешанный (т. е. ядро
содержит гигроскопические и негигроскопическис вещества), то
стадия конденсационного роста прекращается с исчерпыванием
растворенного компонента ядра.
В атмосфере основными продуцентами вторичных аэрозо-
аэрозолей являются оксиды серы, азота, аммиак, Н2О, а также окис-
окисленные и полимеризованные углеводороды. Процессы окисле-
окисления идут в присутствии сильных окислителей (таких, как Оз,
атомарный кислород, и некоторые другие) и при облучении
смеси реагентов коротковолновой солнечной радиацией.
Более четверти века назад было показано [113], что основ-
основным компонентом этого типа аэрозоля являются соединения
серы, благодаря чему он и получил название сульфатного.
^ Очень важной особенностью сульфатного аэрозоля явля-
является его повсеместная встречаемость. Так, по данным [95],
содержание сульфатов в аэрозоле над прибрежными водами
Южной Калифорнии составило 17,5% (по массе). Над при-
прибрежными водами Тихого океана 25 % от общего объема аэро-
аэрозоля (rm<l\ мкм), содержащегося в 1 см3 воздуха, имели
сульфатный состав [115]. В Антарктике более 50% частиц,
собранных импакторами, представляли собой соединения серы
в виде сульфатов и серной кислоты [78]. В воздухе над
453

Центральной Европой до высоты 5 км зарегистрированы ча-
частицы, содержание сульфатов в которых составило 50 % со-
содержания частиц с гт = 0,28—0,55 мкм и 50—100 % содержа-
содержания частиц с гт = 0,18ч-0,26 мкм. Обширный комплекс импак-
торных измерений над Северной Америкой, Тихим океаном
и некоторыми другими океаническими и континентальными
районами мира позволил обнаружить, что усредненное по вы-
высоте массовое элементное отношение S/Si составляло
0,5—1,24 и достигало максимума над океанами [90]. Было
также обнаружено, что в воздухе над ледниковым щитом
Гренландии 40 % массы аэрозольных частиц состоит из суль-
сульфатов [87]. Наконец, по данным химического анализа, от 30
до 80 % так называемых ядер Айткена (частицы с г<0,2 мкм)
в основном состоят из соединений серы [107, 193].
Таким образом, эти и многие другие экспериментальные
материалы, указывающие на универсальную распространен-
распространенность сульфатного аэрозоля, свидетельствуют также о том,
что на земной поверхности существуют источники соединений
серы, инжектируемой в атмосферу, и что сульфатный аэрозоль
должен обладать способностью хорошо перемешиваться в ат-
атмосфере.
Анализ возможных источников соединений серы и их
балансов в тропосфере достаточно сложен, и до настоящего
времени этот вопрос в значительной мере остается открытым.
Оценки содержания в тропосфере сульфатного аэрозоля
различного происхождения значительно варьируют [85, 150,
174, 188]. В работе [85] на основании анализа такого рода
оценок высказывается мнение, что наиболее адекватными сле-
следует считать следующие значения массы субмикронного суль-
сульфатного аэрозоля, образующегося в атмосфере в течение года:
из естественных источников — 244-106 т; из антропогенных
источников — 220-106 т.
В отличие от пространственного распределения собственно
почвенно-эрозионного и морского аэрозоля поле концентрации
субмикронных частиц, образующийся in situ, характеризуется
чрезвычайной неравномерностью и нестабильностью и варьи-
варьирует от единиц до сотен тысяч частиц в 1 см3.
Для географических вариаций в значительной степени при-
присущи относительно низкие средние значения концентраций
рассматриваемых здесь частиц над океанами и высокие — над
континентами (за исключением полярных широт). Типичным
примером можно считать измерения изменения концентрации
частиц Айткена при перемещении с континента в открытый
океан в средних широтах: исходная концентрация 104 см-3
уменьшалась до 300—600 см~3 над океаном на расстоянии
1500 км от береговой черты [191]. Наблюдения в Северной
Атлантике выявили колебания концентрации частиц Айткена
в диапазоне 150—950 см~3 [120]. По данным [121], средние
и минимальные значения этих частиц над островами и океа-
океанами составляли 2900, 460 и 940, 340 см~3 соответственно.
Довольно близки к этим оценкам типичные концентрации ча-
частиц Айткена для умеренных и тропических широт, сообщае-
сообщаемые в [174]: над океанами — 300 см~3, над континентами —
примерно на порядок выше. В то же время имеются данные,
что в полярном морском воздухе в районе Юго-Восточной
Австралии, а также в наиболее северных частях Тихого и Ат-
Атлантического океанов значения концентрации частиц Айткена
нередко опускаются до 10 см'~3 и даже 5 см~3 [112].
По данным [120], содержание же этих частиц в призем-
приземном воздухе над ледниковым щитом Гренландии составляет
150—950 см~3, что хорошо согласуется с данными [88], со-
согласно которым средняя концентрация частиц Айткена над
Гренландией составляет 807 см~3.
Весьма значительны концентрации частиц Айткена в воз-
воздухе больших промышленных городов. Данные измерений над
Будапештом [127] показывают, что в 1 см3 у поверхности
содержится около 34 300 частиц, а на высоте 3 км — 2860 ча-
частиц. Существуют многочисленные данные, свидетельствующие,
что антропогенно обусловленные высокие концентрации частиц
Айткена могут адвектироваться в другие районы, иногда до-
достаточно удаленные, и вызывать там значительное увеличение
содеожания субмикронных частиц в воздухе.
Временная изменчивость субмикронных частиц может быть
вызвана и метеорологическими факторами. В работе [601 со-
сообщается, что концентрация частиц Айткена в слое до 500 м
зимой после прохождения антициклона не превышала 100 см~3.
Низкие значения (менее 150 см~3) счетной концентрации этих
частиц наблюдались и после продолжительных периодов до-
дождей в штате Орегон, США [1031.
На содержание частиц Айткена заметное влияние оказы-
оказывает режим инсоляции, что не является неожиданным, если
учесть вышесказанное о фотохимических процессах, участвую-
участвующих в образовании in situ сульфатного аэрозоля. В этом же
плане естественно ожидать наличие сезонного и суточного
хода концентрации этих частиц. Подтверждением этому могут
служить данные работы [104], согласно которым концентрация
«фонового» сульфатного аэрозоля днем увеличивалась на 50 %
по сравнению с ночью. О существовании сезонного хода со-
сообщается в работе [128].
До высоты 5—6 км поле концентрации частиц Айткена
продолжает оставаться достаточно неоднородным.
Поле весовых концентраций сульфатного аэрозоля, как
и поле счетной концентрации, весьма изменчиво. Результаты
измерений концентрации взвешенных субмикронных частиц на
внегородских станциях некоторых штатов США [63] показы-
показывают, что массовое содержание в них сульфатов колеблется
от 2 до 6,5 мкг/м3.
Концентрация сульфатов в промышленных городах США
изменяется в более широком диапазоне, что обусловлено уров-
уровнем интенсивности антропогенных выбросов E—50 мкг/м3)
[63, 191]. Содержание сульфатов в воздухе некоторых сканди-
скандинавских городов оказывается в зависимости от направления
устойчивого ветра, т. е. регулируется метеорологическими ус-
условиями адвекции. По-видимому, можно считать, что нижний
предел 1 мкг/м3 соответствует естественному «фоновому» со-
содержанию сульфатов в этом районе, а верхний — 13,5 мкг/м3 —
условиям адвекции антропогенных сульфатов из промышленно
развитых областей Центральной и Северо-Западной Европы
[151]. В работе [192] в качестве усредненного значения весовой
концентрации сульфатного аэрозоля в нижней тропосфере над
континентами предлагается принять 4 мкг/м3, а для средней
и верхней тропосферы — 0,1 мкг/м3.
Детальное изучение физико-химических процессов, проду-
продуцирующих in situ атмосферный аэрозоль, показывает, что об-
образующиеся субмикронные частицы имеют характерное двух-
модальное распределение поверхности по размерам
(рис. 25.4.1). Первой моде свидетельствуют так называемые
Химические ^превращения
газов в соединения с
низким давлением пара
Горячий
пар
Конденсация
Соединения с низким
давлением пара
Первичные
частииы
Цепочечные
агрегаты
Гомогенная нуклеация
Конденсация, рост ядер
0,002
0,001
Диапазон
0,1
ОСпМКМ
ядер
Айткена
¦*+*-
Диапазон
аккумуляционных
частиц
-Н
Рис. 25.4.1. Образование субмикронных
in situ.
частиц
ядра Айткена, размеры которых не превышают 0,1 мкм. Вто-
Вторая мода обусловлена частицами, называемыми аккумуляцион-
аккумуляционными и имеющими размеры 0,08—1,5 мкм.
Анализ многочисленных экспериментальных данных об
аэрозоле, присутствующем в континентальном воздухе, выпол-
выполненный в работе [192], показал, что примерно 95 % содержа-
содержания сернокислого аммония и сульфатов приходится на акку-
454

муляционную моду. Последняя характеризуется следующими
наиболее типичными параметрами: dr=0,37 мкм, о*г =
=2,00 мкм.
Характер распределения dS/d log dr аэрозольных частиц
свидетельствует о том, что аккумуляционная мода должна
играть доминирующую роль в рассеянии солнечного излучения.
И поскольку она состоит в основном из сульфатного аэрозоля,
вопрос об оптических свойствах последнего представляет
исключительный интерес.
В первом приближении можно полагать, что сульфатный
аэрозоль в тропосфере представлен H2SO4 и (NH^SO^ Ока-
Оказывается, что именно это обстоятельство и обусловливает ос-
основную трудность адекватного описания оптических свойств
этого типа аэрозоля: оба вещества гигроскопичны. Прежде
всего это относится к серной кислоте, концентрация которой
в капельном аэрозоле непрерывно изменяется с изменением
относительной влажности окружающего воздуха от 0 до
100 %. Несколько проще обстоит дело с сульфатом аммония,
который растворяется в поглощенной атмосферной влаге лишь
при /^80 %, поэтому при / = 0—80 % его оптические свойства
вполне определены.
Однако, начиная с /==81 %, оптические свойства сульфат-
аммонийного аэрозоля начинают очень сильно зависеть от
относительной влажности воздуха.
Поскольку при Я = 0,525 мкм яН2О = 1,33; rtHaSO4 (f = 50%):==:
= 1,4 и ^(nh4JSO4 (/<80 %) = 1,52, можно полагать, что в ви-
видимом диапазоне спектра коэффициент преломления собственно
сульфатного аэрозоля варьирует в пределах 1,4—1,52 при
/<80%, а при />80% стремится к 1,33.
Несмотря на то что вопрос об органическом аэрозоле
начал обсуждаться в литературе относительно давно и даже
выработалось общее мнение об универсальной распространен-
распространенности и значительной роли органического аэрозоля в формиро-
формировании совокупных свойств атмосферного аэрозоля, наши све-
сведения о нем, к сожалению, до сих пор исключительно бедны
и фрагментарны. Причинами его неудовлетворительной изу-
изученности послужили многие обстоятельства, среди которых
прежде всего следует отметить чрезвычайно широкий диапазон
самого понятия «органический аэрозоль». К этому типу аэро-
аэрозоля относятся: 1) частицы, образующиеся in situ из органи-
органических молекул естественного и антропогенного происхожде-
происхождения; 2) частицы, являющиеся продуктами взаимодействия
растений и живых организмов с почвой и морской водой и по-
попадающих в атмосферу под воздействием механических сил,
и 3) пыльцу растений, споры, различного рода микроорга-
микроорганизмы, вирусы.
Уже из этого'перечисления явствует, что органический
аэрозоль как совокупное понятие должен характеризоваться
исключительно сложным химическим составом, весьма широ-
широким спектром распределения по размерам и универсальной
распространенностью.
Можно полагать, что диапазон распределения по разме-
размерам органического аэрозоля составляет 10~3—102 мкм.
Хорошо известна способность частиц биологического про-
происхождения переноситься на большие расстояния [63]; напри-
например, споры грибов находили над Карибским морем по крайней
мере на расстоянии 1000 км от ближайшего источника,
пыльцу — на расстоянии 2500 км, а морские бактерии обнару-
обнаруживались на суше на расстоянии 130 км от побережья. Ча-
Частицы биологического происхождения находили также на
очень большой высоте. Классическим экспериментом явился
запуск стратостата «Эксплорер-11»: в ловушки, открывавшиеся
на высоте 22 км и закрывавшиеся на высоте 11 км, были
собраны споры ряда плесневых грибов. В качестве другого
примера универсальной распространенности органического
аэрозоля можно указать результаты исследования природы
высокотемпературных (t — —4°С) биогенных ядер конденса-
конденсации [163], согласно которым продукты естественного разложе-
разложения зеленой массы растений Северной Америки, Европы и
Азии, а также фитопланктона в морской воде являются обиль-
обильными источниками органического аэрозоля. Наконец, свиде-
свидетельством глобального масштаба продуцирования органиче-
органического аэрозоля in situ являются данные наблюдений [189, 190]:
хвойные деревья, полынь, креозотовый кустарник и многие
другие виды растений выделяют в атмосферу органические
споры, которые под влиянием первичных фотохимических реа-
реагентов (предположительно оксидов азота) образуют своеобраз-
своеобразный органический смог, который в виде более или менее
густой дымки существует над джунглями Южной Америки,
над высокогорьями Юго-Восточной Мексики и летом над боль-
большей частью территории Соединенных Штатов. Аналогичные
наблюдения проводились и в многочисленных лесных районах
СССР [61].
В работе [117] была оценена общая масса органического
вещества в тропосфере. В табл. 25.4.1 представлены основные
результаты этих расчетов. В отличие от предыдущих расчетов
такого рода [83, 141] здесь предпринята попытка объединить
газовый и аэрозольный каналы поступления органики в ат-
атмосферу.
Согласно результатам расчетов, для океанического воз-
воздуха концентрация аэрозоля равна 2 мкг/м3, для континен-
континентального — 5 мкг/м3. Далее, исходя из предположения, ранее
выдвинутого в [111], что 85% тропосферного аэрозоля явля-
является фоновым, а остальные 15 % обусловлены континенталь-
континентальным вкладом, общее содержание аэрозольного органического
вещества в тропосфере было оценено равным 8-Ю6 т. Это
значение хорошо согласуется с соответствующим значением,
полученным в [84] (хотя и несколько превышает его). Если
же принять среднее время жизни органического аэрозоля
10 сут (что является своеобразным компромиссом между от-
относительно длительным временем жизни частиц в верхней тро-
тропосфере и более короткими сроками пребывания аэрозоля
в подоблачном атмосферном слое), то общее количество обра-
образующегося за год органического аэрозоля должно составлять
300•106 т. В случае если бы использовалось более короткое
время жизни, как это, например, рекомендуется в [122], зна-
значение было бы значительно больше.
Из ежегодно образующихся 300-106 т аэрозольных орга-
органических частиц, 220-106 т продуцируется быстрыми газообраз-
газообразными превращениями, в то время как на непосредственное
поступление в атмосферу «готовых» органических частиц
приходится лишь 80-106 т. Это значение хорошо согласуется
с независимыми непосредственными оценками — 56-106 т.
Насколько нам известно, весьма мало данных, касающихся
количественного распределения органического аэрозоля по
размерам.
Данные непосредственных измерений [69, 97], свидетель-
свидетельствуют о том, что максимум счетной концентрации органиче-
органического аэрозоля расположен в субмикронной области. Подтвер-
Подтверждением тому могут служить и экспериментальные ре-
Таблица 25.4.1
Оценка общей массы органического вещества в тропосфере
Эмиссия
Мощность, 10е т/год
выбросов
эффективная
Время жизни
Общее содер-
содержание в атмос-
атмосфере, 10е т
Средняя концен-
концентрация, мкг/м3
Примечание
Газ
метан
Другие
углеводороды
другие органические
соединения
Аэрозоль
из газовой фазы
непосредственно
в виде частиц
900
400
80
900
220
Данные
220
80
5 лет
0,6 года
отсутствуют
10 сут
10 сут
4500
132
8
8
1100
11
130
2
5
Распределение равномер-
равномерное
Над океаном
Над континентами
Океаническое фоновое
значение
Над континентами
455

зультаты [69, 96, 116], согласно которым концентрация
органических веществ в фоновом аэрозоле практически оста-
остается постоянной. Тем не менее полагать, как это делается
в [190], что частицы Айткена практически полностью состоят
из органических веществ, представляется неоправданным.
По-видимому, более правильно считать, что частицы
Айткена состоят из сульфатов с примерно 25 %-ным содержа-
содержанием органики [96]. На рис. 25.4.2 представлено эксперимен-
экспериментально полученное [108] распределение субмикронных органи-
tftf/rflgr см*
200
100
10'
10'
10'
10° г мкм
Рис. 25.4.2. Распределение субмикронных
органических частиц по размерам.
ческих частиц по размерам. Примечательной особенностью
этого спектра является плоская часть кривой в диапазоне
10~3—10~2 мкм. Поразительно, что процессы коагуляции
с голь подвижных частиц, какими должны быть аэрозоли раз-
размером около 10~~3 мкм, не успевают «отсечь» эту часть
спектра, и в воздухе сохраняется значительная концентрация
сверхмалых частиц. Единственным реальным объяснением
этому может служить предположение о повсеместном суще-
существовании непрерывно действующего источника таких сверх-
сверхмалых частиц. Оценки [108] времени жизни аэрозоля субмик-
субмикронного диапазона свидетельствуют о том, что частицы разме-
размером менее 0,01 мкм находятся в воздухе не более 1 сут,
а частицы, радиус которых не превышает 0,1 мкм, примерно
80 сут. Это значительно превышает среднее время жизни
E—10 сут) тропосферных частиц, полученное на основании
более ранних оценок. В связи с этим в [108] высказывается
предположение, что от коагуляции зависит в\ основном время
жизни частиц радиусом не более 0,04 мкм, т. е. частиц, размер
"оторых соответствует максимуму кривой распределения про-
продуцирования субмикронных аэрозольных частиц.
Гигантские частицы органического происхождения обнару-
обнаруживают нетривиальные свойства по сравнению с другими
частицами этого диапазона размеров. Прежде всего это про-
язляется в существенно пористой структуре большинства ги-
гигантских аэрозольных частиц и как следствие — малой эффек-
эффективной плотности. Отсюда их способность к весьма протяжен-
протяженным переносам в атмосфере, что сближает их в этом отноше-
отношении с мелкими частицами. Весьма вероятно, что ввиду этой
особенности в массовом распределении гигантских частиц по
размерам, органические частицы практически не проявляются,
в то время как в счетном распределении они могут обнаружи-
обнаруживаться в виде вторичного максимума [109, 128], в пробах
аэрозоля, адвектированного от удаленного источника.
Среднее содержание органического аэрозоля в диапазоне
гигантских частиц составляет 10 %. Однако в [128] отмеча-
отмечается, что эта величина является функцией размеров частиц.
Так, в диапазоне более 10 мкм органический компонент дости-
достигает 20—30 %. Кроме того, имеет место сезонный ход относи-
относительного количества органических частиц. Например, в июне
под Будапештом в аэрозоле в диапазоне г более 10 мкм
содержание биологического аэрозоля составляло 10—15 %,
а в августе —30—40 %.
Анализ влияния органических пленок на свойства атмо-
атмосферного аэрозоля (прежде всего морского происхождения
и смога) показывает, что, поскольку в смешанных частицах
органическое вещество имеет тенденцию концентрироваться на
поверхности, а не внутри частицы [149], оно стабилизирует
размеры последней при значительных колебаниях влажности
окружающего воздуха, замедляя как конденсационный рост,
так и испарение с поверхности частицы [105]. В случае тума-
туманов и облаков наличие органической пленки приводит к умень-
уменьшению поверхностного натяжения жидкой капли и, следова-
следовательно, к возрастанию ее равновесного размера [72]. Однако,
как уже отмечалось, присутствие органической пленки затруд-
затрудняет проникновение молекул воды внутрь частицы и таким
образом замедляет конденсационный рост, который является
доминирующим процессом на начальных стадиях образования
облаков. В работе [72] отмечается далее, что влияние умень-
уменьшения поверхностного натяжения (как следствие наличия
органической пленки) усиливается с ростом относительной
влажности воздуха. Причем в большей степени оно должно
сказаться на частицах айтксновского диапазона размеров.
Однако в общем расчеты показали, что наиболее су-
существенным оказывается замедление конденсационного роста
частиц, что приводит к значительному уменьшению коэффи-
коэффициентов ослабления и поглощения света, а также водности
туманов и облаков. Увеличение коэффициентов ослабления
и поглощения, а также возможности, обусловленное уменьше-
уменьшением поверхностного натяжения, оказывается менее существен-
существенным. Отмечают, что большинство полос поглощения органиче-
органического компонента атмосферных аэрозолей попадает на сильные
полосы поглощения неорганических компонентов: воды, суль-
сульфатов, нитратов и карбонатов. Поэтому специфическая роль
органических веществ в оптических свойствах атмосферы не
всегда четко проявляется. Влияние органического компонента
на коэффициент поглощения, проявляющееся через изменение
поверхностного натяжения и скорости роста капель, очень
мало в тех областях спектра, в которых поглощение радиации
водой незначительно по сравнению с поглощением сухим ком-
компонентом аэрозоля. В таком случае нагревание атмосферы за
счет поглощения солнечной радиации частицами аэрозоля и
каплями тумана или облака практически не зависит от коли-
количества воды, сконденсировавшейся на частицах или каплях
(это относится к данным расчета на длине волны 0,55 мкм).
Противоположная ситуация имеет место в инфракрасной об-
области спектра, где влияние количества сконденсировавшейся
воды на поглощение проявляется сильно. Такое же соотноше-
соотношение наблюдается в изменении коэффициента ослабления.
Как уже отмечалось выше, химический состав органиче-
органического аэрозоля весьма сложен. В органическом компоненте
атмосферного аэрозоля обнаруживают сложную смесь разно-
разнообразных алифатических и ароматических соединений (плот-
(плотность которых в среднем мало отличается от 1 г/см3), слож-
сложные белковые соединения и др. Исследование проб атмосфер-
атмосферных осадков и непосредственно аэрозольного вещества на
фильтрах [185] показывает, что фракция, растворимая в спирте,
в высушенном состоянии представляет собой коричневую
аморфную массу. Инфракрасный спектр последней обнаружи-
обнаруживает наличие полос поглощения при 2,8, 6 и 7 мкм. Менее
окисленные по сравнению с экстрактированным спиртом орга-
органические соединения были получены промывкой сухого аэро-
аэрозольного вещества в бензине. В результате получали желтова-
желтоватую маслянистую массу. ИК-спектр поглощения этого
экстракта характеризуется полосами при 2Д 3,4, 5,8 и 6,9 мкм.
Средние коэффициенты поглощения k в максимуме полосы
оказялись равными 550 см2/г (Х = 5,8 и 6,9 мкм) и k =
= 1900 см2/г (Х = 3,4 мкм) при уровне поглощения вне по-
полос— 6 = 700 см2/г.
Детального отнесения наблюдаемых полос к определенным
функциональным группам автор [185] не сделал, поскольку не
производил детального химического анализа проб.
К сожалению, имеющиеся данные по этому вопросу недо-
недостаточны и не позволяют еще даже в общих чертах составить
представление об оптических свойствах органического аэро-
аэрозоля — одного из основных компонентов глобального атмо-
атмосферного аэрозоля. Несомненно, что потребуются еще значи-
значительные экспериментальные усилия, прежде чем появится
реальная возможность учета этого компонента в общей аэро-
аэрозольной модели.
25.5. СТРАТОСФЕРНЫЙ АЭРОЗОЛЬ
В настоящее время понимание природы стратосферного
аэрозоля основано на обширных экспериментальных данных,
подкрепленных результатами теоретических исследований.
Особое внимание следует обратить на результаты недав-
недавних измерений, на которых могло сказаться влияние изверже-
извержений вулканов, происшедших в последние годы.
Многие обзоры, опубликованные в последнее время, со-
содержат полный перечень теоретических и экспериментальных
материалов о стратосферном аэрозоле [13, 32, 37, 63, 173, 179,
194, 195].
Для определения вертикального профиля концентрации
аэрозоля существуют четыре наиболее распространенных ме-
метода измерений: с помощью лидара; установленными на
спутнике приборами, измеряющими ослабление; импактором,
установленным на аэростате или самолете, и фотоэлектриче-
456

ским счетчиком, установленным на ракете, аэростате или
самолете.
Не один метод, взятый в отдельности, не дает полного
описания стратосферного аэрозоля, поэтому при анализе по-
полученной информации и отборе репрезентативных результатов
пристальное внимание должно уделяться сильным и слабым
сторонам используемого метода, точности показаний прибора.
С помощью лидара можно получить профиль обратного
рассеяния для заданной длины волны. Получаемые результаты
находятся в зависимости от оптических свойств аэрозоля, его
распределения по размерам, а также от его концентрации.
Было отмечено, что в периоды малого загрязнения страто-
стратосферы локальный температурный профиль хорошо коррелирует
с профилем рассеяния, описывающим аэрозольный компонент
[136]. Так как применяемые приборы обычно не измеряют аб-
абсолютную интенсивность, профиль обратного рассеяния должен
быть нормирован на значение рассеяния, получаемое на вы-
высоте, где предполагается, что аэрозоль вносит несущественный
вклад. Эти вопросы рассматриваются в работе [161]. Точность
метода значительно снижается в периоды малого загрязнения
стратосферы. Несмотря на эти сложности, лидар хорошо заре-
зарекомендовал себя как средство дистанционного зондирования
и значительно расширил наши знания о стратосферном аэро-
аэрозоле.
При переводе данных лидарных измерений в единицы мас-
массовой концентрации, необходима априорная информация о рас-
распределении частиц по размерам и об их оптических свой-
свойствах.
В настоящее время измерения ослабления солнечного из-
излучения со спутников — единственный способ получать инфор-
информацию о вертикальном распределении аэрозоля в глобальных
масштабах. Преимуществом этого метода является получение
абсолютных измерений ослабления, не требующих нормировки,
как в случае применения лидаров. Однако необходимо знать
одновременно измеренный профиль температуры для выделе-
выделения аэрозольного ослабления из полного* ослабления. Кроме
того, существует неопределенность в пересчете данных об
ослаблении измеренных на линии визирования со спутников
в вертикальный профиль ослабления [79]. Кроме того, особое
внимание должно быть уделено получению абсолютной вер-
вертикальной шкалы высот для каждого индивидуального про-
профиля. Этим проблемам посвящены работы [153, 159, 160],
в которых рассмотрены проведенные соотнесенные измерения.
Лишь недавно были получены достоверные данные об из-
изменении стратосферного аэрозоля с широтой. Такие измерения
стали возможны только при использовании спутников. Первые
результаты приведены в работах [123—126].
С помощью импактора были получены самые первые до-
достоверные профили стратосферного аэрозоля [29, 30, 33, 114].
Однако прибор привносит трудности в анализ получаемых
вертикальных профилей. Наиболее удобным для получения
вертикального профиля аэрозоля прибором является фото-
фотоэлектрический счетчик. Как и у других приборов, у него есть
свои преимущества и недостатки. Калибровка прибора зави-
зависит от оптических свойств и формы частиц.
Так как мы считаем, что состав частиц и их форма до-
достаточно хорошо известны для нормальных условий, то
ошибки при измерении стратосферного аэрозоля, очевидно,
достаточно малы. Однако после больших вулканических из-
извержений характер стратосферного аэрозоля может суще-
существенно меняться и, следовательно, приводить к большим
ошибкам в измерениях с помощью фотоэлектрического счет-
счетчика [155].
Глобальное распределение стратосферного аэрозоля было
получено с помощью: 1) спутниковых измерений; 2) заборов
проб на фильтры ловушками, установленными на самолетах
и аэростатах; 3) измерений «пылевым зондом»; 4) лидарных
измерений; 5) заборов проб импактором с борта самолета.
Данные приведены на рис. 25.5.1 и в табл. 25.5.1 и 25.5.2.
В настоящее время не вызывает возражений тот факт, что
достаточно мощные вулканические извержения могут оказы-
оказывать большое влияние на стратосферный аэрозоль. Это под-
подтверждается тем, что после некоторых извержений зарегистри-
зарегистрирован значительный рост концентрации частиц в стратосфере
в течение длительного времени.
Для климатологии наибольший интерес представляют
лишь взрывные извержения, во время которых газопиропласти-
ческая струя (газопепловая колонна) проникает в страто-
стратосферу. Вулканы взрывного типа (эксплозивные) вносят основ-
основной вклад в массу изверженного вещества. По разным оцен-
оценкам объем пиропластики, рассеивающейся в атмосфере, может
достигать 75 % от общего объема извергнутых масс [2, 18, 54,
55, 58] и даже 98 % [48]. В продуктах извержений вулкана
Таравсра в 1886 г., Шевелуч в 1964 г. и многих других было
100 % обломочного материала [12],
Mm
J0r-
25
20
15
10
10
-1
10й
W1
Ю2 103 Ncm'1
Рис. 25.5.1. Результаты аэростатных
измерений счетной концентрации аэро-
аэрозолей.
Ядра Айткена: / — X. Юнге [111]; 2—
Дж. Розен A974 г.); 3, 4 — Дж. Хабсрл и
др. A974 г.); 5 — 0,1 мкм, Е. Бигг A972 г.):
6 — 0,3 мкм, область наблюдаемых концен-
концентраций для Арктики и средних широт
(Дж. Розен).
Таблица 25.5.1
Оценки содержания сульфатов (мкг/м3)
в аккумуляционной моде [192]
Район наблюдения
Общая мас-
массовая кон-
концентрация
эзоля
о.
со
q О
|?_
DQ ГГ4—'
И
* « §
<а ю ._,
s «1
и § *
со та О
Нью-Йорк
Нагой я
Калифорния
Побережье США
восточное (в условиях го-
города)
западное (в условиях го-
города)
восточное (сельская мест-
местность)
западное (сельская мест-
местность)
Восточно-центральная часть
гтттд
Южная Атлантика
Фоновый уровень для
Атлантики
Гренландия
118
131
:
—
__
—
59
66
—
—
—
0,4
12,4
14,5
13,5
6,4
8,1
2,6
12,3
0,14
0,6
0,24
21
22
15
10—20
5—10
15-25
15—25
—
34
60
24
Таблица 25.5.2
Оптическая толщина САС, рассчитанная по данным
измерений фотоэлектрических счетчиков и лидаров в 1982 г.
20 X
25 X
26 X
3 XI
4 XI
22,5—20
2,5—5
22,5—25
17,5—20
42,5—45
0,137
0,109
0,044
0,126
0,079
0,135
0,101
0,045
0,130
0,076
58 Заказ № 46
457

Список наиболее мощных извержений за последние 200 лет
приведен в работе [22].
По оценкам, ежегодно в атмосферу вулканами выбрасы-
выбрасывается примерно 4-Ю6 т аэрозолей, которые могут принимать
участие в глобальном переносе вещества. Из них около 105 т
тонкодисперсного пепла выбрасывается в стратосферу.
Существует вероятность, что стратосферный аэрозольный
слой на высоте около 20 км возник в результате вулканиче-
вулканической деятельности. Твердые частицы пепла, выброшенные
вулканом, или быстро осаждаются, или перемешиваются
в процессе диффузии с остальной атмосферой, и через корот-
короткое время (через несколько дней) их концентрация становится
незначительной [81].
Долговременные эффекты, наблюдаемые в стратосфере,
можно отнести за счет выбрасываемого при извержении диок-
диоксида серы [21, 44, 45, 73—76], который превращается в пары
серной кислоты и участвует в образовании и росте частиц.
Поэтому оценка вулканического извержения и его возможного
влияния проводится по объему выброшенного диоксида серы.
Тропосфера может служить источником частиц с диамет-
диаметром более чем 0,01 мкм. Вертикальный профиль концентрации
этих частиц дает основание предполагать, что в процессе
диффузии вверх в стратосферу их количество уменьшается за
счет коагуляции [156, 177, 183]. Эти частицы малых диамет-
диаметров могут служить ядрами концентрации для паров H2SO4
и поэтому сильно влияют на физические характеристики стра-
стратосферного аэрозоля. В дальнейшем будет показано, что тро-
тропосфера может быть стоком частиц размером более 0,1 мкм.
Различными авторами были проведены расчеты с целью
определить, какое воздействие на стратосферный аэрозоль мо-
могут оказать SO2 и сажа, образующиеся при полете сверхзву-
сверхзвуковых самолетов [143, 182], твердые частицы А12Оз, образую-
образующегося при запусках космических кораблей «Шаттл» [102, 143,
182] и промышленных выбросах [180, 181]. В настоящее время,
по мнению специалистов, частицы стратосферного аэрозоля
имеют в основном естественное происхождение. Однако по
данным некоторых измерений удалось обнаружить антропоген-
антропогенный компонент на пределе чувствительности [100, 165].
Являясь источником малых частиц в стратосферу, тропо-
тропосфера в свою очередь становится стоком для больших частиц
(с радиусом более 0,1 мкм). Это подтверждается относительно
малыми концентрациями больших частиц в верхней тропо-
тропосфере, в особенности в тропических широтах [157]. Предпола-
Предполагается, что стратосферный аэрозоль переносится к районам
стока в тропосферу в основном процессами седиментации-диф-
седиментации-диффузии и прямого переноса. В первом случае возможно
усиление эффекта седиментации в районе формирования по-
полярных стратосферных облаков. При рассмотрении второго
процесса, надо принять во внимание горизонтальную адвекцию
через так называемые разрывы в тропопаузе, идущие при
свертывании тропопаузы. Воздух, ушедший из тропосферы,
должен быть заменен, и предполагается, что важную роль
в этом играет вертикальный перенос во внутритропической
зоне конвергенции.
Одним из основных свойств аэрозолей является распреде-
распределение частиц по размерам, дающее основу для расчета мно-
многих других свойств аэрозоля и экстраполяции уже измеренных
величин. Если для частиц неправильной или несферической
формы данные о распределении по размерам не всегда можно
использовать в расчетах, то для частиц стратосферного аэро-
аэрозоля, которые считаются сферическими, точное знание распре-
распределения частиц по размерам имеет большое значение [94, 174].
В работе [160] рассмотрен метод, позволяющий системати-
систематизировать модели, описывающие распределение стратосферных
частиц по размерам, предложенные другими авторами. Дан-
Данные приведены в табл. 25.5.3 и 25.5.4.
Говоря о химическом составе стратосферного аэрозоля,
можно сделать вывод, что он в основном состоит из разбав-
разбавленной серной кислоты, с незначительным добавлением других
веществ. Зарегистрировано также небольшое количество со-
соединений аммония, в основном в районе тропопаузы. Это
подтверждают данные о том, что в стратосфере максимум
газа, содержащего аммоний, зарегистрирован около тропо-
тропопаузы [89, 98, ПО, 114, 134, 154].
В работе [138] приведены таблицы для реальной и мнимой
части комплексного показателя преломления для 75 %-ного
Таблица 25.5.3
Модели распределения частиц по размерам во внутреннем стратосферном слое
Тип распределения
Формула
Предлагаемые параметры
Изменения параметров
в данной работе}
Логнормальное (не вул-
вулканический аэрозоль)
Экспоненциальное (не
вулканический аэро-
аэрозоль)
Зольд-1 (не вулканиче-
вулканический аэрозоль)
Зольд-2 (после извер-
извержения, нерастворимый
аэрозоль)
Зольд-3 (южное полу-
полушарие)
Модифицированное
гамма-1
Модифицированное
гамма-2 (фон)
Модифицированное
гамма-3 (вулканический
аэрозоль)
-in» (г/гг)
0, г 0,1 мкм
Аг~р, 0,1 мкм ^ г ^0,5 мкм
0, г >0,5 мкм
— In2 (г/гм)
2 In2 a
Лгаехр(— bry)
Araexp(—bry)
rv = 0,0825 мкм
аг = 1,86
(#,2 = 4,9)
Го = 0,075 мкм
(#,2 = 3,8)
/> = 4,0
(#12 = 5,2)
гм = 0,035 мкм
а = 2,0
(#12 = 5,0)
гм = 0,1—1,0 мкм
а =1,8
(#12=1,0-2,7)
гм = 0,035—0,04 мкм
о = 1,72
(Ni2= 13—16)
6 = 20 мкм
Yl
(#12 = 3,4)
Ь = 18 мкм
а = 1
Y=l
(#12 = 4,1)
6 = 8 и 16 мкм~1/2
а=1
Y=l/2
(#12=1,4 и 3,2)
а> = 0,412—0,028 мкм
(#12==1,2-16)
г0 = 0,548—0,0361 мкм
(#,2 = 1,2—16)
р = 0,362—6,383
(#12= 1,5—16)
гм = 0,263—0,11
(#,2=1,2-16)
гм = 0,288—0,025
(#,2=1,2-16)
лм = 0,296—0,035
(#,2=1,2-16)
Ь = 4,069—36,527 мкм-1
(#,2=1,2-16)
6 = 4,079—32,119 мкм-1
(ЛГ,2= 1,2-16)
6 = 5,689—30,867 мкм~1/2
(#12=1 „2—16)
458

Таблица 25.5.4
Модели распределения частиц по размерам для слоя
тропопаузы и верхней тропосферы
Распределение
Формула
Степенное
Степенное
Степенное
Аг-Р, Р
Аг-Р, Р =
Аг-Р, Р =
Степенное
Аг-Р,
0,05 мкм
0,05 мкм 0,09 мкм
0,09 мкм 0,9 мкм
0,9 мкм 1,0 мкм
1,0 мкм
(экстраполяция)
0,5 мкм
0,05 мкм 0,09 мкм
0,09 мкм 0,6 мкм
0,6 мкм 1,0 мкм
1,0 мкм
(экстраполяция)
0,15 мкм
0,15 мкм 0,3 мкм
0,3 мкм 1,0 мкм
1,0 мкм
(экстраполяция)
Верхняя тропосфера
О, г < 0,045 мкм
_ ] 3, 6, 0,045 мкм<г<5 мкм
5, 6, 5 мкм<г<30 мкм
х, г>30 мкм
раствора серной кислоты. Эти данные применимы лишь до тем-
температуры 300 К. Используя приведенную выше информацию,
получаем, что действительная часть комплексного показателя
преломления для стратосферных частиц в видимом диапазоне
длин волн будет составлять 1,45. Соответствующей мнимой
частью комплексного показателя преломления для этих же
длин волн можно пренебречь. Более полное описание приве-
приведенной модели показателя преломления дано в [158].
В работе [138] значения пик для серной кислоты при
Л = 0,35—25 мкм также получены для температуры Г = 300 К,
тогда как температура в нижней стратосфере изменяется от
190 до 240 К. В [142] приводятся результаты измерений п
и х для серной кислоты с концентрацией 75 и 95,6 % при
7=250 К, когда кислота еще находится в жидком состоянии.
В [142] пик получены для длин волн 1,67—25 мкм. Для
определения действительной части показателя преломления
H2SO4 при низкой температуре в видимой области спектра
в работе [13] используется формула Лоренц-Лоренца
______ Rf{kh
где р — плотность вещества, Rf(X) — удельная рефракция, не
зависящая от 7\
Авторами [142] показано, что измеренные значения п для
Г=250 К в инфракрасной области спектра хорошо согласу-
согласуются с результатами расчетов по этой формуле, если в каче-
качестве исходных значений п при Г = 300 К использовать ре-
результаты,, полученные в работе [138]. Таблицы значений п
для 75 %-ного раствора H2SO4 при Г=233 и 203 К получены
в [13] по формуле Лоренц-Лоренца для ряда длин волн
в диапазоне 0,36—2,5 мкм. Использовались данные из ра-
работы [138], однако плотность вещества р принималась равной
1,662, 1,727, 1,751 г/см3 соответственно для Г = 300, 233,
203 К [57].
В [159] формула использовалась для оценки п серной
кислоты для Я = 0,69 при температурах, типичных для страто-
стратосферы. Полученное значение п изменяется от 1,43 до 1,46
для H2SO4 с концентрацией в пределах 60—85 %.
Приведенная выше модель комплексного показателя пре-
преломления стратосферного аэрозоля не дает полной информа-
информации о его мнимой части, так как малые нерастворимые вклю-
включения, обнаруженные в частицах, могут дать ощутимый
эффект.
Значения комплексного показателя преломления для ряда
других веществ, встречающихся в пробах стратосферного
аэрозоля, приведены в [8, 66, 144, 176].
Прямые измерения аэрозольного поглощения, проведенные
группой Огдена [82], дают основания считать наиболее веро-
вероятным значением альбедо однократного рассеивания 0,985
с неопределенностью от 0,96 до 1,00. Верхний уровень неопре-
неопределенности дается определением альбедо однократного рас-
рассеяния; в реальности погрешности измерений дают значения
чуть больше 1,0.
Так как проведенные измерения предполагают наличие
небольшого поглощения, желательно включение в оптические
модели мнимой части показателя преломления с небольшими
значениями для проверки чувствительности модели к возмож-
возможному поглощающему компоненту.
Однако в настоящее время не ясно, в каких рамках дол-
должна лежать предлагаемая мнимая часть показателя преломле-
преломления. В настоящее время еще не решены все вопросы, связан-
связанные с поглощающими свойствами стратосферного аэрозоля.
Изменения во времени стратосферного аэрозоля отража-
отражаются на форме вертикальных профилей, концентрации, распре-
распределении по размерам, глобальном распределении и составе.
К сожалению, существует ограниченное число измерений, ре-
регистрирующих эти параметры в течение достаточно длитель-
длительного времени.
Данные о сезонных изменениях полной аэрозольной массы
над тропосферой приведены в работах [91, 101], в которых
обнаружено, что в средних широтах летом верхняя тропо-
тропосфера и нижняя стратосфера являются сравнительно чистыми,
в то время как зимой и весной содержание аэрозоля в них
значительно выше. Эти же авторы отмечают заметные вариа-
вариации кривых распределений частиц по размерам в период малой
вулканической деятельности в 1978—1979 гг., однако эти
изменения нельзя связать с сезонными вариациями.
Возможные долгопериодные вариации концентрации стра-
стратосферного аэрозоля, возникновение которых нельзя приписать
воздействию вулканических извержений, рассмотрены в рабо-
работах [99, 165]. Однако до тех пор пока не будут проведены
измерения в течение достаточно долгого периода времени,
очевидно, нельзя будет сделать определенные не оспариваемые
никем выводы.
25.6. КЛИМАТИЧЕСКИЕ ЭФФЕКТЫ АЭРОЗОЛЯ
Анализ современного состояния теории климата, а также
результатов работ, посвященных оценке роли аэрозоля как
климатообразующего фактора, свидетельствует о важной роли
аэрозольно-радиационных эффектов. Вместе с тем создание
теории формирования глобального аэрозоля все еще остается
делом будущего, что и определяет сложность задачи пара-
параметризации воздействия аэрозоля на климат. Разработка
методик параметризации эффектов аэрозоля возможна лишь
на основе получения значительно более полной информации
о поле концентрации, микрофизических и оптических свойствах
глобального аэрозоля [3, 5, 10, 11, 37, 38, 52, 64, 118, 119].
Основные направления дальнейших исследований клима-
климатических эффектов аэрозоля могут быть суммированы следую-
следующим образом:
а) построение реалистических моделей аэрозоля, предна-
предназначенных для проведения исследований по чувствительности;
б) сравнение и калибровка схем расчета переноса радиа-
радиации с учетом аэрозоля, предназначенных для моделей общей
циркуляции атмосферы и климата;
в) введение указанных схем в модели общей циркуляции
атмосферы и климата и проведение численных экспериментов
с ними;
г) типизация глобального аэрозоля для целей численного
моделирования климата.
1. Агаркова А. П. Пылевые бури и их прогноз.
1981.—100 с.
2. Активный вулканизм как источник обогащения атмо-
атмосферы халькофильными элементами (на примере извер-
извержения Новых Толбачинских вулканов в 1975—1987 гг.)/
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
м.,
А. 3. Миклешанский, И. А. Меняйлов, Л. П. Никитина
и др. Вулканология и сейсмология, 1979, № 3, с. 6—15.
3. Атмосферный аэрозоль и его влияние на перенос из-
излучения.— Л.: Гидрометеоиздат, 1978.— 120 с.
4}. Аэрозоль в АТЭП и его радиационные свойства/
58*
459

К. Я- Кондратьев, О. Д. Бартенева, О. Б. Васильев
и др.—Труды ГГО, 1977, вып. 381, с. 3—68.
5. Аэрозоль и климат/К. Я. Кондратьев, В. И. Биненко,
B. Ф. Жвалёв и др.—Обнинск: Обзор ВНИИГМИ—МЦД,
1980, вып. 1.—54 с.
6. Аэрозольные исследования в экспедиции «Беринг»/
Л. С. Ивлев, В. И. Дмоховский, В. А. Иванов, В. К. Со-
ломатин.—Труды ГГО, 1976, вып. 363, с. 37—43.
7. Аэрозольные исследования (г. Баку)/Л. С. Ивлев,
C. Д. Андреев, В. И. Дмоховский, В. А. Иванов — Труды
ГГО, 1975, вып. 336.
8. Б ах ир Л. П., Леваненко Р. И., Полякова Н. Г.
Определение мнимой части показателя преломления Н2О4
в пламени.— Журнал прикладной спектрометрии, 1973,
т. 18, № 6, с. 1047—1054.
9. Б с л я е в Л. И. О выносе морских солей в атмосферу
и о ходе его.— Труды Морского гидрофиз. ин-та
АН СССР, 1955, вып. 7, с. 49—63.
10. Будыко М. И. Изменения климата.— Л.: Гидрометео-
издат, 1974.—280 с.
11. Влияние аэрозоля на перенос излучения: возможные
климатические последствия.— Л.: Изд. ЛГУ, 1973.— 66 с.
12. Влодавец В. И. Вулканы земли.— М.: Наука, 1973.—
169 с.
13. Вулканы, стратосферный аэрозоль и климат Земли/
М. Л. Асатуров и др.— Л.: Гидрометеоиздат, 1986.— 256 с.
14. Гарбалевски Ч. О физических характеристиках мор-
морских аэрозолей, связанных с условиями эмиссии и диф-
диффузии частиц в открытом море.— В кн.: Физические ас-
аспекты загрязнения атмосферы. Вильнюс, 1976, с. 217—224.
15. Головина Е. Г., Ивлев Л. С, Соломатин В. К.
О влиянии влажности на структуру аэрозолей промыш-
промышленного происхождения.— Труды ГГО, 1974, вып. 332,
с. 104—109.
16. Гордеев В. В. Речной сток в океан и черты его гео-
геохимии.—М., 1983.— 160 с.
17. Григорьев А. А., Кондратьев К. Я. Атмосферная
пыль по наблюдениям из космоса. Ч. 2.— Бюллетень ВМО,
1981, т. 30, № 1.
18. Григорьев А. А., Кондратьев К. Я. Пылевые
бури на Земле и Марсе.— М., 1981.— 64 с.
19. Григорьев А. А., Липатов В. Б. Распространение
пылевых загрязнений в Приаралье по наблюдениям из
космоса.—Изв. АН СССР. Сер. географ., 1983, № 4,
с. 73—77.
20. Григорьев А. А., Ивлев Л. С, Липатов В. Б.
Анализ ТВ-изображений пылевой бури с ИСЗ «Метеор-4»
в районе Северного Предкавказья.— В кн.: Проблемы фи-
физики атмосферы, 1976, вып. 14.
21. Гущенко Г. И. Пеплы Северной Камчатки и условия
их образования.— М.: Наука, 1965.
22. Гущенко И. И. Извержения вулканов мира. Каталог —
М.: Наука, 1979.—475 с.
23. Ж и в а ю В. Н., Богданов Ю. А. Эоловая взвесь над
Атлантическим и Тихим океанами.— В кн.: Гидрооптиче-
Гидрооптические и гидрофизические исследования в Атлантическом
и Тихом океанах. М., 1974, с. 259—279.
24. 3 у е в В. Е., К р е к о в Г. М. Оптические модели атмо-
атмосферы.—Л., 1986.—256 с.
25. Иванов А. П., X у т к о И. С, Калинин И. И. Иссле-
Исследование прозрачности атмосферы методом лазерного зон-
зондирования в открытых районах Атлантического океана.—
В кн.: 5-й Всесоюзный симпозиум по лазерному акустиче-
акустическому зондированию атмосферы. Тезисы докладов. Ч. 1.
Томск, 1978, с. 61—65.
26. И в л е в Л. С. Химический состав и структура атмосфер-
атмосферных аэрозолей.— Л., 1982.— 366 с.
27. И в л е в Л. С. Оптические свойства аэрозолей, погло-
поглощающих коротковолновую радиацию.— В кн.: Материалы
Всесоюзного совещания по распространению оптического
излучения в дисперсной среде. М., 1978, с. 134—138.
28. Ивлев Л. С, Андреев С. Д. Оптические свойства ат-
атмосферных аэрозолей.— Л., 1986.— 359 с.
29. Ивлев Л. С, Попова С. И. Комплексный показатель
преломления диспергированной фазы атмосферного аэро-
аэрозоля.— Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 1973,
т. 9, № 10, с. 1034—1043.
30. И в л е в Л. С, Бурс а ко в а Н. С, Суриков О. М.
Измерения распределения атмосферного аэрозоля в при-
приземном слое.— В кн.: Проблемы физики атмосферы, 1968,
вып. 6, с. 76—77.
31. Ивлев Л. С. Аэростатные исследования структуры ат-
атмосферного аэрозоля.— В кн.: Проблемы физики атмо-
атмосферы, 1972, вып. 10, с. 92—103.
32. И в л с в Л. С. Структура аэрозолей в стратосфере.*—
В кн.: Параметризация некоторых видов непреднамерен-
непреднамеренного и направленного воздействия на атмосферу. Л.,
1984, с. 73—89.
33. Ивлев Л. С, О г о р о д н и к о в а Б. И., С е м о в а А. Ю.
Определение содержания некоторых химических элементов
в стратосферном аэрозоле.— Труды ИПГ, 1976, вып. 21,
с. 159—163.
34. Исследование морских субмикронных аэрозолей/
Ю. В. Жуланов, Б. Ф. Садовский, О. Н. Никитин,
И. В. Петряков —ДАН СССР, 1978, т. 242, № 4,
с. 800—803.
35. Исследование оптических характеристик и микро-
микроструктуры аэрозоля методом многоволнового зондирова-
зондирования/А. П. Иванов, Ф. П. Осипенко, А. П. Чайковский,
В. И. Щербаков.— Изв. АН СССР. Физика атмосферы
и океана, 1986, т. 22, № 8, с. 813—822.
36. Кондратьев К. Я. Радиационные факторы современ-
современных изменений глобального климата.— Л.: Гидрометеоиз-
Гидрометеоиздат, 1980.—279 с.
37. К о н д р а т ь е в К. Я. Стратосфера и климат.— Итоги
науки и техники. Метеорология и климатология. М., 1981,
т. 6.-222 с.
38. Кондратьев К. Я., Биненко В. И., Петрен-
ч у к О. П. Влияние города на радиационные свойства
облачности.— Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана,
1981, т. 17, № 1.
39. Кондратьев К. Я-, Поздняков Д. В. Аэрозольные
модели атмосферы.— М., 1981.— 103 с.
40. Кондратьев К- Я-, Москаленко Н. И., Поздня-
Поздняков Д. В. Атмосферный аэрозоль.— Л., 1983.— 224 с.
41. Кондратьев К. Я-, Москаленко Н. И., Тер-
з и В. Ф., С к в о р ц о в а С. Я- Моделирование оптических
характеристик атмосферного аэрозоля над морскими ак-
акваториями.—ДАН СССР, 1981, т. 261, № 6, с. 1329—1332.
42. Кондратьев К. Я., Прокофьев М. А., Ива-
Иванов В. А. Опыт осуществления Радиационной программы
АТЭП и программа «Разрезы».— Итоги науки и техники.
Т. 2. М., 1984.—103 с.
43. Креков Г. М., Рахимов Р. Ф. Оптико-локационная
модель континентального аэрозоля.— Новосибирск, 1982.—
196 с.
44. Л о г и н о в В. Ф., Пивоварова 3. И., Крав-
Кравчук Е. Г. Оценка вклада естественных и антропогенных
факторов в изменчивость солнечной радиации на поверх-
поверхность Земли.— Метеорология и гидрология, 1983, № 8,
с. 55—60.
45. Л у ч и ц к и й И. В. О количественном учете продуктов
вулканической деятельности прошлого в палеовулканоло-
палеовулканологии.— Вулканология и сейсмология, 1976, № 1, с. 40—47.
46. Лучицкий И. В. Древние вулканические области юж-
южных материков в фанерозое.— Новосибирск: Наука,
1979.—296 с.
47. Л ю б о в ц е в а Ю. С. Инфракрасные спектры поглощения
континентального и океанического аэрозоля в пробах.—
В кн.: 5-й Всесоюзный симпозиум по распространению ла-
лазерного излучения в атмосфере. Тезисы докладов. Ч. 1.
Томск, 1978, с. 3—8.
48. М а р х и н и н Е. К. Роль вулканизма в формировании
земной коры на примере Курильской островной дуги.—
М., 1967.—254 с.
49. Морачевский В. Г., Головина Е. Г., Цвет-
Цветков а А. В. Роль углеводородных соединений СНР
в конденсационных процессах в атмосфере.— В кн.: Ме-
Метеорологические аспекты загрязнения атмосферы. М.:
Гидрометеоиздат, 1981, с. 139—144.
50. Некоторые результаты исследований оптических
свойств морской прибрежной дымки/В. Е. Зуев, М. В. Ка-
Кабанов, М. В. Панченко и др.— Изв. АН СССР. Физика ат-
атмосферы и океана, 1978, т. 14, № 12.
51. Овчинникова А. И., Волкова С. С, Горош-
к о Б. Б. Исследование дисперсного состава твердых
аэрозольных примесей под факелами промышленных пред-
предприятий в приземном слое атмосферы.— В кн.: Содержа-
Содержание примесей в атмосферных осадках, атмосферные аэро-
аэрозоли. Вильнюс, 1976, вып. 3, с. 183—192.
52. Оптика океана и атмосферы.— М., 1981.—230 с.
53. Оптические параметры атмосферного аэрозоля/
Г. В. Розенберг, Г. И. Горчаков, Ю. С. Георгиевский,
Ю. С. Любовцева.— В кн.: Физика атмосферы и проблема
климата. М.: Наука, 1980, с. 216—257.
54. Оптические свойства атмосферы над водной подсти-
подстилающей поверхностыо/С. И. Авдюшин, Е. М. Артемин,
В. Н. Емельянов, А. Е. Микиров.— Труды ИПГ, 1980,
вып. 40, с. 65—73,
460

55. Оптические характеристики аэрозольных образова-
ний/Н. И. Москаленко, М. В. Танташев, В. Ф. Терзи,
С. Я. Скворцова.— В кн.: Первый глобальный экспери-
эксперимент ПИГАП. Т. 1. Аэрозоль и климат. Л.: Гидрометео-
издат, 1981, с. 154-165.
56. П е т р е н ч у к О. П. Экспериментальные исследования
атмосферного аэрозоля.— Л., 1979.— 264 с.
57. Растворы электролитов с высоко- и низкотемпера-
низкотемпературных режимах/И. М. Максимова, Н. М. Правднн,
В. Е. Разуваев и др.—Л., 1980.— 127 с.
58. Р о з е н б с р г Г. В. О природе аэрозольного поглощения
в коротковолновой области спектра.— Изв. АН СССР. Фи-
Физика атмосферы и океана, 1979, т. 15, № 12, с. 1280—1292.
59. Романов Н. И. Пыльные бури в Средней Азии.— Таш-
Ташкент, I960.—210 с.
60. С е л е з н е в а Е. С. Атмосферные аэрозоли.—Л.: Гидро-
метеоиздат, 1966.— 174 с.
61. Токин Б. П. Целебные яды растении. Повесть о фитон-
фитонцидах.—Л.: Лениздат, 1967.—237 с.
62. Физические аспекты дистанционного зондирования
системы океан—атмосфера. Ч. 2. Аэрозольное ослабление
радиации.—М., 1981.—216 с.
63. Химия нижней атмосферы.— М.: Мир, 1976.— 408 с.
64. Хм ел ев цо в С. С, Кабанов А. С, К о л о -
меев М. П. Влияние стратосферного аэрозоля на
климат.— Обзорная информация. Серия «Метеорология».
Обнинск: ВНИИГМИ—МЦД, 1981, вып. 6, с. 1—42.
65. Ш у к у р о в А. X. Некоторые закономерности ослабления
излучения атмосферой в окнах прозрачности оптического
диапазона спектра.—М., 1982.—51 с.
66. Ш у к у р о в А. X. О спектральной структуре аэрозоль-
аэрозольного ослабления солнечного излучения в окне прозрачно-
прозрачности 8—13 мкм.—Изв. АН СССР. Физика атмосферы и
океана, 1986, т. 22, № 10 с. 1034—1041.
67. Юнге X. Г. Химический состав и радиоактивность атмо-
атмосферы.—М., 1965.—424 с.
68. Aerosols and their climatic effects. Report of WMO
(CAS) radiation commission of IAMAP Meeting of Ex-
Exports. WCP-55, Williamburg, Virg. USA, March 1983.—
110 p.
69. Barge r W. R., G a r r e 11 W. D. Surface active organic
material in the marine atmosphere.— J. Geophys. Res.,
1970, v. 75, p. 4561—4566.
70. Barrett E. W., Pa run go F. P., Pueschel R. F.
Cloud modification by industrial pollution: A physical de-
demonstration.—Meteorol. Rundsch., 1979, N 32, S. 136—149.
71. Blanchard D., Woodcock A. H. The production,
concentration and vertical distribution of the sea-salt aero-
aerosol.— In: Anthropogenic and Natural Sources and Trans-
Transport. Publ. N.-Y. Acad. Sci., ANYAA 338, 1980, p. 330—347.
72. В u 1 1 r i с h K., Hand G. Effects of organic aerosol con-
constituents on extinction and absorption coefficients and
liquid water contents of fogs and clouds.— Pageoph., 1978,
v. 116, p. 293—301.
73. С a d 1 e R. D. A comparison of volcanic with other fluxes
of atmospheric trace gas constituents.— Res. Geophys.
Space Phys., 1980, v. 18, p. 746—752.
74. С a d 1 e R. D. Some effects of the emissions of explosive
volcanoes on the stratosphere.— CACGP Symp. Budget and
Cycles Trace Gases and Aerosols Atmos., Boulder, CO,
1979.
75. С a d 1 e R. D. Volcanic emissions o!" bolides and sulfur
compounds to the troposphere and stratosphere.—J. Geo-
Geophys. Res., 1975, v. 80, p. 1650—1652.
76. Cadle R. D., Kiang С S., Louis J. F. The global
scale dispersion of the Eruption cloud from major volcanic
eruptions.—J. Geophys. Res., 1976, v. 81, p. 3125—3132.
77. Cadle R. D., Grams G. W. Stratospheric aerosol par-
particles and their optical properties.— Reviews Geophys.
Space Physics, 1975, v. 13, N 14, p. 47.
78. Cadle R. D., Fischer W. H., Frank E. R.f Lod-
Lodge J. P. Particles in the Antarctic atmosphere.—J. Atm.
Sci., 1968. v. 25, p. 100.
79. Chu W. P., McCormick M. P. Inversion of strato-
stratospheric aerosol and gaseous contituents from spacecraft
solar extinction data in the 0,3—1,0 jim wavelength re-
region.—Appl. Opt., 1979, v. 18, p. 1404—1413.
80. Collins D. G., Wells M. B. Scattering and reflectance
of light from airborne laser system.— Radiation Res. Assoc.
Int. Report RRA-T81, Texas, 968 — 94 p.
81. Deepak A.— Proc. Conf. Mt. St. Helens Eruption,
Washington, D. C, Nov. 18—19, Spectrum Press, Hamp-
Hampton VA., 1982.
82. Dlugi R., Glisten H. The catalytic and photocataiy-
tic activity of coal fly ashes.—Atm. Env. 1983 v 17,
N 9, p. 1765—1771.
83. Duce R., Q u i n n G., Wade L. Residence time of non-
methane hydrocarbons in the atmosphere.— Mar Poll.
Bull., 1974, v. 5, p. 59—61.
84. Duce R. A. Particulate and vapor phase organic carbon
in the global troposphere: budget considerations.— Pure
Appl. Geophys., 1978, v. 116, p. 244—273.
85. E 1 1 s а с s s e r H. W. The upward trend in airborne
particulates that isn't.— In: The Changing Global Envi-
Environment. Dordrecht: D. Reidel Publ. Company, 1975,
p. 235—269.
86. F а г 1 о w N. H., F e г г у G. V, L e m H. Y., H а у e s D. M.
Latitudinal variations of stratospheric aerosols.— J. Geo-
Geophys. Res., 1979, v. 84, N C2, p. 733—743.
87. F с n n R. W, Gerber H. E., Wasshausen D. On the
chemical and physical characteristics of aerosol over some
remote ice covered regions.— J. Atm. Sci., 1963, v. 20,
p. 155—161.
88. Flyger H., Hansen K., Megaw W. J., Cox L. С
The background level cf the summer tropospheric aerosol
over Greenland and the North Atlantic.— J. Appl. Met.,
1973, v. 12, p. 161 — 174.
89. Friend J. P. Properties of the stratospheric aerosol.—
Tellus, 1966, v. 18, p. 465—473.
90. Gillete D. A., Blifford I. H. Composition of tro-
tropospheric aerosols as a function of altitude.— J. Atm. Sci.,
1971, v. 28, p. 1199—1208.
91. G r a s J. L., L a b у J. E. Southern hemisphere stratosphe-
stratospheric aerosol measurements. 2. Time variation and the
1974—75 aerosol events.—J. Geophys. Res., 1979, v. 84,
N Cl, p. 303—307.
92. G r a s J. L., L a b у J. E. Southern hemisphere stratosphe-
stratospheric aerosol measurements. 3. Size distribution 1974—1979.—
J. Geophys. Res., 1981 v. 86, N C10, p. 9767—9775.
93. H a n e 1 G., Bull rich K. Physico-chemical property
models of tropospheric aerosol particles.— Beitr. Phys.
Atm., 1978, Bd 51, S. 129—138.
94. H a r r i s F. S., Rosen J. M. Measured and analytic
distributions of stratospheric aerosols: A review and com-
commentary.—Paper MA21, NTIS Document, NASA, CP-2004,
1976.
95. H i d у G. M. et al. Observations of aerosols over Southern
California coastal waters.— J. Appl. Met., 1974, v. 13,
p. 96.
96. Hoffman E. J., Duce R. A. The organic carbon content
of marine aerosols collected on Bermudas.— J. Geophys.
Res., 1974, v. 79, p. 4474—4477.
97. Hoffman E. J., Duce R. A. Organic carbon in the
marine atmospheric particulate matter: concentration and
particles size distribution.— Geophys. Res. Lett., 1978,
v. 12, p. 121—127.
98. H о f m a n n D. J., Rosen J. M. Balloon-borne observa-
observations of stratospheric aerosol and condensation nuclei
during the year following the Mt. St. Helens Eruption.—
J. Geophys. Res., 1982, v. 87.
99. Hofmann D. J., Rosen J. M. On the background
atratospheric aerosol layer.— J. Atm. Sci., 1981, v. 38,
p. 168—181.
100. Hofmann D. J., Rosen J. M. Stratospheric sulfuric
acid layer: Evidence for an anthropogenic component.—
Science, 1980, v. 208, p. 1368—1370.
101. Hofmann D. J., Carroll D. E., Rosen J. M. Esti-
Estimate of the contribution of the space shuttle effluent to
the natural stratospheric aerosol.— Geophys. Res. Lett.,
1975, v. 2, p. 113—116.
102. Hofmann D. J., Rosen J. M., P e p i n T. J., Pin-
nick R. G. Stratospheric aerosol measurements. 1. Time
variations at Northern Midlatitudes.— J. Atm. Sci., 1975,
v. 32, p. 1446—1456.
103. Hogan A. W. Experiments with Aitken counters in ma-
maritime atmosphere.—J. Rech. Atm., 1968, v. 3, p. 53—57.
104. Hogan A. W. Physical properties of the atmospheric
aerosol.— Atmospheric Sciences Research Center Publ.
No. 408, State University of New York, Albany, 1975,
101 p.
105. Husar R. В., Fried lander S. K-, Heisler S. L.
Physical properties of the Los Angeles smog aerosol.—
Amer. Chem. Soc, 1973, v. 166, p. 201—214.
106. Irvine W. M., Pollack J. B. Infrared optical pro-
properties of waW and ice spheres.— Icarus, 1968, v. 8,
p. 324—332.
461

107. Jaenicke R. New results about the tropospheric back-
background aerosol.— J. Geophys. Res., 1974, v. 79,
p. 4474—4486.
108. Jaenicke R. The role of organic material in atmosphe-
atmospheric aerosols.—Pageoph., 1978, v. 116, p. 283—292.
109. Jaenicke R., Junge C. Studien zur oberen Grunz-
grosse des naturlichen Aerosols.— Beitr. Phys. Atm., 1967,
Bd 40, S. 129—143.
110. Johnson E. A., Meyer R. С, ( Н о р к i n s R. E.,
Mack W. H. The measurement of light scattered by the
upper atmosphere from a Searchlight Beam.— J. Opt. Soc.
Amer., 1939, v. 29, p. 512—517.
111. Junge C. Large scale distribution of condensation
nuclei in the troposphere.— J. R. A., 1963, v. 1,
p. 185—190.
112. Junge С. Е. Our knowledge of the physico-chemistry of
aerosols in the undisturbed maritime environment.—
J. Geophys. Res., 1972, v. 77, p. 5183—5200.
113. Junge С The chemical composition of atmospheric
aerosols. 1. Measurements at round Hill Field station.
June-July, 1953.—J. Meteorol., 1954, v. 11, p. 323—333.
114. Junge C. E., Mans on J. E. Stratospheric aerosol
studies.—J. Geophys. Res., 1961, v. 60, p. 2163—2182.
115. J u n g e С E., Robinson E.', L u d w i g F. L. A study
of aerosols in Pacific air masses.— J. Appl. Met., 1969,
v. 8, p. 340—351.
116. Ke-tseridis G., Hahn J., Jaenicke R., Junge C.
The organic constituents of atmospheric particulate mat-
matter.—Atm. Env., 1976, v. 10, p. 274—282.
117. Ketseridis G., Jaenicke R. Organische Beimen-
gungen in Atmospharischer Reinluft: Ein Neitrag zur
Budget-Abschatzung.— Organische Verunreinigungen in
der Umwelt-Erkenner, Bewerten, Vermindern. Berlin:
E. Schmidt Verlag, 1977.—278 p.
118. Ко n d r a t у e v K. Ya. Radiation in the atmosphere.—
N. Y.: Academic Press, 1969.—912 p.
119. Kondratyev K. Ya. Radiation processes in the at-
atmosphere.— Second IMO Lecture. WMO Monograph
N 309, Geneva, 1972.—214 p.
120. Landsberg H. E. Observations of condensation nuclei
in the atmosphere.— Mon. Wea. Rev., 1934, v. 62,
p. 442—445.
121. Landsberg H. E. Atmospheric condensation nuclei.—
Erg. Kosm. Phys., 1938, v. 3, p. 155—252.
122. Mar tell E. A., Moore H. E. Tropospheric aerosol
times: a critical review.—J.R.A., 1974, v. 8, p. 903—910.
123. McCormick M. P. SAM II measurements of the polar
stratospheric aerosol. V. 2. April, 1979 — October, 1979.—
NASA Reference Publ. N 1088, 1982.
124. McCormick M. P. SAM II measurements of the polar
stratospheric aerosol. V. 1. October 1978—April 1979.—
NASA Reference Publ. N11081, 1981.
125. McCormick M. P. Stratospheric aerosols,
NASA-TM-83217, 1981.
126. Me С or m i с к М. P. et al. High-latitude stratospheric
aerosols measured by the SAM II satellite system in 1978
and 1979.—Science, 1981, v. 214, p. 328—331.
127. Meszaros A. Vertical profile of large and giant
particles in the lower troposphere.— In: Proc. 7th Int.
Conf. on Condensation and Ice Nuclei.— Prague & Vienna,
1969, p. 86—90.
128. Meszaros A. On the size distribution of atmospheric
aerosol particles of different composition.— Atm. Env.,
1977, v. 11, p. 1075—1081.
129. Meszaros A., Vissy K. Concentration, size distribu-
distribution and chemical nature of atmospheric aerosol particles
in remote oceanic areas.— J. Aerosol Sci., 1974, v. 5,
p. 101—109.
130. Metnieks A. L. The size spectrum of large and giant
sea-salt nuclei under maritime conditions.— Geophys.
Bull., School of Cosmic Phys., Dublin, 1958, v. 15.
131. Meyers J. L., Duce S. A. Gaseous and particulate bro-
bromine in the marine atmosphere.— J. Geophys. Res., 1972,
v. 77, N 27, p. 5330—5338.
132. Model for calculating desert aerosol turbidity over the
ocean from geostationary satellite data/C. C. Norton
et al.—J. Appl. Met., 1980, v. 19, N 6, p. 633—644.
,133. Moore D. J., Mason B. J. The concentration, size
distribution and production rate of large nuclei over the
ocean.—Quart. J. Roy. Met. Soc, 1954, v. 80, p. 583.
134. Moss op S. С Stratospheric particles at 20 km alti-
altitude.— Geoschima Cosmichima Acta, 1965, v. 29,
p. 201—207.
135. Munger J. W., Jacob D. J., Waldman J. M.,
Hoffman M, R. Fog-water chemistry in an urban at-
atmosphere.—J. Geophys. Res., 1983, v. 88, N C9,
p. 5109—5121.
136. North am G. B. et al. Dustsonde and lidar measure-
measurements of stratospheric aerosols: A comparison.— Appl.
Opt., 1974, v. 13, p. 2416—2421.
137. Ogre n J. A., Ahlquist N. C, Clarke A. D.,
Charlson R. J. Measurements of the absorption coef-
coefficient of stratospheric aerosols.— Geophys. Res. Lett.,
1981, v. 8, p. 912.
138. Palmer K. F., Williams D. Optical constants of
sulfuric acid; Application to the clouds of Venus? — Appl.
Opt., 1975, v. 14, p. 208—219.
139. Patterson E. M. Optical absorption coefficients of
aerosol particles and volcanic ash between 1 and 16 nm.—
Science, 1975, v. 189, p. 177—180.
140. Patterson E. M. Optical properties of the crystal
aerosol: relation to chemical and physical characteris-
characteristics.—N. Y., 1980.
141. Peterson J. Т., Junge С. Е. Sources of particulate
matter in the atmosphere in impact on climate.— Cam-
Cambridge, Mass, 1971.
142. Pinkley L. W., Williams D. The infrared optical
contents of sulfuric acid at 250 K.— J. Opt. Soc. Amer.,
1976, v. 66, p. 122—124.
143. Pollack J. B. et al. Stratospheric aerosols and clima-
climatic changes.—Nature, 1976, v. 263, p. 551—555.
144. Pollack J. В., Toon О. В., Khare В. N. Optical pro-
properties of some terrestrial rocks and glasses.— Icarus,
1973, v. 19, p. 372—389.
145. Prospero J. Mineral and sea salt aerosol concentra-
concentration in various ocean regions.— J. Geophys. Res., 1979,
v. 84, N 2, p. 725—731.
146. Puesschel R. F., Barrett E. W., Wellman D. L..
McGuire F. A. Cloud modification by man-made pollu-
pollutants: Effects of a coal-fired power plant on cloud drop
spectra.—Geophys. Res. Lett., 1981, v. 8, p. 221—224.
147. Reagan J. A. et al. Atmospheric particulate properties
inferred from lidar and solar radiometer observations
compared with simultaneous in situ aircraft measurements:
A case study.—J. Appl. Met., 1977, v. 16, N 9, p. 911—928,
148. Reid С. С Ice clouds at the summer polar meso-
pause.—J. Atm. Sci., 1975, v. 32, p. 523—535.
149. Ripper ton L. A., Jeffries H. E. Organic matter in
maritime lightscattering aerosols.— University of North
Carolina, Final Rep. ESE-Pub-261, 1971.—21 p.
150. Rod he H. A study of the sulfur budget for the at-
atmosphere over Northern Europe.— Tellus, 1972, v. 24, N 2,
p. 128—138.
151. Rod he A., Persson C, Akesson O. An investiga-
investigation into regional transport of soot and sulfate aero-
aerosols.—Atm. Env., 1972, v. 6, p. 672—693.
152. Rosen J. M., Hofmann D. J. On the background
stratospheric aerosol layer.— J. Atm. Sci., 1981, v. 38,
p. 168—181.
153. Rosen N. M., Hofmann D. J. Results of instrument
comparisons for the July 1981 ACE Mission.— University
of Wyoming, Dept. of Physics and Astronomy, Atmosphe-
Atmospheric Physics Report AP-69, 1982.
154. Rosen J. M., Hofmann D. J. Stratospheric conden-
condensation nuclei.— University of Wyoming, Dept. of Physics
and Astronomy, Report No. AP-68, 1981.
155. Rosen J. M., Hofmann D. J.— University of Wyom-
Wyoming and Leningrad State University Cooperative Strato-
Stratospheric Aerosol Research Program. Univ. of Wyoming
Dept. of Physics and Astronomy, Atmospheric Physics
Report WL-6, 1978.
156. Rosen J. M., Hofmann D. J.,v Kaselau К. Н.
Vertical profiles of condensation nuclei.— J. Appl. Met.,
1978, v. 17, p. 1737—1740.
157. Rosen J. M., Hofmann D. J., La by J. Stratospheric
aerosol measurements. 2: The World wide distribution.—
J. Atmos. Sci., 1975, v. 32, p. 1456—1462.
158. Russell P. В., Н ami 11 P. Spatial variation of stra-
stratospheric aerosol composition and model refractive index:
implications of recent results.— Paper submitted for publi-
publication, 1982.
159. Russell P. B. et al. Satellite and correlative measure-
measurements of the stratospheric aerosol. 2: Comparison of
measurements made by SAM II, Dustsondes and an
air-borne lidar.—J. Atm. Sci., 1981, v. 38, p. 1295—1312.
160. Russell P. B. et al. Satellite and correlative measure-
measurements of the stratospheric aerosol. 1: Optical model for
data conversions.—J. Atm. Sci., 1981, v. 38, p. 1279—1294.
161. Russell P. В., ViezeeW., Hake R. D., Col-
lis R. Т. Н. Lidar observations of the stratospheric
462

aerosol: California, October 1972 to March 1974.—Quart.
J. Roy. Met. Soc, 1976, v. 102, p. 675—695.
162. Sahara Dust. Mobilization, transport, deposition.—
SCOPE 14. Chichester: J. Willey & Sons, 1979.—297 p.
163. Schnell R. C, Valid G. Biogenic ice nuclei. Part 1.
Terrestrial and marine sources.— J. Atm. Sci., 1976, v. 33,
N 8, p. 1554—1564.
164. Schwiesow R. L. et al. Aerosol backscatter coefficients
profiles measured at 10.6 m.— J. Appl. Met., 1981, v. 20,
N 2, p. 184—194.
165. S e d 1 а с e к W. A., M г о z E. Т., L a z r u s A. L., G a n d -
r u d B. W. A decade of stratospheric sulfate measure-
measurements compared with volcanic activity.— J. Geophys. Res.,
1982, v. 87.
166. Sellers W. D. A global climatic model based on the
energy balance of the Earth-atmospheric system.— J. Appl.
Met., 1969, v. 8, p. 392—400.
167. S hettle E. P., Fenn R. W. Models of the atmospheric
aerosols and their optical properties.— AGARD Conf.
Proc. 1976, AGARD-CP—183, US N. T. J. S., AD-A028-61.
168. Spinhirne J. Monitoring of tropospheric aerosol op-
optical properties by lidar.— In: Atmospheric Aerosol: Their
Optical Properties and Effects. NASA CP-2004, Williams-
burg, Vir., 1976.
169. S t r a t os p h e r i с aerosol layer.— Berlin—Heidelberg—
New-York: Springer-Verlag, 19в2.— 156 p.
170. Tana к а М., Nakajima Т., Takamura T. Simul-
Simultaneous determination of complex refractive index and
size distribution of airborne and water-suspended particles
from light scattering measurements.— J. Met. Soc, Japan,
1982, v. 60, N 6, p. 1259—1272.
171. Toba Y. Sea-salt particles: a factor in the sea-air-sea
interaction.— Umi to Sora, 1966, v. 41, N 5.
172. Toba Y. On the giant sea salt particles in the atmo-
atmosphere. Pt. 1. General features of the distribution.— Tel-
lus, 1965, v. 17, p. 145—151.
173. Toon О. В., Far low N. H. Particles above the
tropopause.—Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 1981, v. 2,
p. 19—58.
174. Toon О. В., Р о 11 а с к J. В. A global average model
of atmospheric aerosols for radiative transfer calcula-
calculations.—J. Appl. Met., 1976, v. 15, p. 225—246.
175. Toon О. В., Pollack J. B. Atmospheric aerosols and
climate.— Amer. Sci., 1980, v. 63, p. 268—278.
176. Toon О. В., Pollack J. В., Khare B. N. The optical
constants of several atmospheric aerosol species: ammo-
ammonium sulfate, aluminium oxide, and sodium chloride.—
J. Geophys. Res., 1976, v. 81, p. 5733—5748.
177. Toon O. B. et al. A one-dimensional model describing
aerosol formation and evolution in the stratosphere.
2: Sensitivity studies and comparison with observations.—
J. Atm. Sci., 1979, v. 36, p. 718—736.
178. Tozer W. F., Bees on D. E. Optical model of noctilu-
cent clouds based on polarometric measurements from
two sounding rocket compaigns.— J. Geophys. Res., 1974,
v. 79, p. 5607—5612.
179. Turco R. P., Whit ten R. C, Toon О. В. Strato-
Stratospheric aerosols: observation and theory.— Rev. Geophys.
Space Phys., 1982.
180. Turco R. P. et al. OCS stratospheric aerosols and
climate.—Nature, 1980, v. 283, p. 283—286.
181. Turco R. P. et al. Carbonyl sulfide. Stratospheric
aerosols and terrestrial climate.— In: Environmental and
Climatic Impact of Coal Utilization. New York: Academic
Press, 1980.
182. Turco R. P. et al. Stratospheric aerosol modification
by supersonic transport and space shuttle operations.
Climate Implications.—J. Appl. Met., 1980, v. 19,
p. 78-^89.
183. Turco R. P. et al. An one-dimensional model describing
aerosol formation, and evolution in the stratosphere.
1: Physical processes and mathematical analogs.—J. Atm.
Sci., 1979, v. 36, p. 69'9—717.
184. Тут en G., But or J. F., Rensux A. Quelgnes cha-
racteristiques de l'aerosol situe au-dessus de l'Atlanti-
que.—Chemosphere, 1975, v. 4, p. 357—360.
185. Volz F. Infrared absorption by atmospheric aerosol
substances.— J. Geophys. Res., 1972, v. 77, N 6,
p. 1017—1031.
186. Volz F. E. Infrared optical constants of ammonium
sulfate. Sahara dust, volcanic pumice and flyash.— Appl.
Optics, 1973, v. 12, N 3, p. 564—568.
187. Volz F. E. Infrared optical constants of aerosols at
some locations.—Appl. Optics, 1983, v. 22, N 23,
p. 3690—3700.
188. Wei с km a nn H. K., Puerschel R. F. Atmospheric
aerosols: residence times, retainment factor and climatic
effects.—Beitr. Phys. Atmos., 1973, v. 46, p. 112—118.
189. Went F. W. Organic matter in the atmosphere and its
possible relation to petroleum formation.— Proc. Nat.
Acad. Sci. U. S., 1960, v. 46, p. 212—221.
190. Went F. W. On the nature of Aitken condensation
nuclei.—Tellus, 1966; v. 18, p. 549—556.
191. Whit by К. Т. Modelling of atmospheric aerosol particle
size distribution. Progress Report on EPA Research
Grant No. R800971: sampling and analysis of atmospheric
aerosols. April 1975.—35 p.
192. Whit by К. Т. The physical characteristics of sulfur
aerosols.—Atm. Env.,. 1978, v. 12, p. 135—159.
193. Whit lock С H., Bart let t D. S., Gurganus E. A.
Sea foam reflectance and influence on optimum wave-
wavelength for remote sensing of ocean aerosols.— Geophys.
Res. Lett., 1982, v. 9, p. 719.
194. Whitten R. C, ed. The stratospheric sulfate aerosol
layer.—Heidelberg: Springer Verlag, 1982.—151 p.
195. Whitten R. C, Toon О. В., Turco R. P. The stra-
stratospheric sulfate aerosol layer: Processes, models, obser-
observations and simulations.— Pure Appl. Geophys., 1980,
v. 118, p. 86—127.
196. You G. K. et al. Modeling atmospheric aerosol back-
scatter at CO2 laser wavelength. 3: Effects of changes
in wavelength and ambient conditions.— Appl. Optics,
1983, v. 22, N 11, p.y 1671—1678.
197. Zuev V. E., Naatz I. E. Inverse problems of lidar
sensing of the atmosphere.— Berlin—Heidelberg—N. Y.:
Springer-Verlag, 1983.—260 p.

Глава 26. АНТРОПОГЕННОЕ ЗАГРЯЗНЕНИЕ АТМОСФЕРЫ
26.1. ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ ОБ ИСТОЧНИКАХ
И ХАРАКТЕРИСТИКАХ ЗАГРЯЗНЕНИЯ
В последние десятилетия происходит интенсивное насыще-
насыщение атмосферы газообразными и аэрозольными примесями от
промышленных источников и автотранспорта.
Загрязняющими атмосферу примесями являются газы,
пары, тсердые частицы и радиоактивные вещества, которые
ухудшают условия существования организмов и оказывают
неблагоприятное действие на окружающую среду. Под загряз-
загрязнением атмосферы обычно понимают изменение состава атмо-
атмосферы в результате поступления в нее примесей [20], которые
могут быть как антропогенного, так и естественного проис-
происхождения.
При естественном загрязнении атмосферы воздушный бас-
бассейн постоянно насыщается неорганическими и органическими
газами, парами и твердыми частицами. Наибольший вклад
в загрязнение атмосферы вносят действующие вулканы, гей-
гейзеры, лесные и степные пожары. При извержении вулканов
в атмосферу выбрасывается пыль, диоксид углерода, соедине-
соединения фтора и хлора, диоксид серы и метан. Состав выбросов
из гейзеров более разнообразен: оксиды углерода, серы, а
также пары, содержащие метан, диоксид углерода, водород
и др. В приземный слой воздуха поступают вещества, обра-
образующиеся при геологических и геохимических процессах в ли-
литосфере, при распаде органических веществ, а также выде-
выделяющиеся микроорганизмами, растениями, животными и ча-
частицами растительного происхождения и бактериями.
Антропогенное загрязнение атмосферы связано с быстрым
ростом числа мощных промышленных предприятий и огром-
огромным разнообразием выпускаемых ими материалов, а также
с резким увеличением автотранспорта и транспорта других
видов. Несовершенство технологических процессов, средств
очистки выбрасываемых газов приводит к увеличению степени
загрязнения атмосферы.
Промышленные источники загрязнения, т. е. объекты, вы-
выбрасывающие загрязняющие атмосферу вещества, как правило,
делятся на источники с организованными и неорганизованными
выбросами. Под организованным промышленным выбросом
понимается выброс вещества в атмосферу через специально
сооруженные газоходы, воздуховоды и трубы. Выброс в ат-
атмосферу ненаправленных потоков газа в результате нарушения
герметичности оборудования, отсутствия или неудовлетвори-
неудовлетворительной работы оборудования по отсосу газа в местах за-
загрузки, выгрузки или хранения продуктов называется неорга-
неорганизованным промышленным выбросом.
По своему происхождению загрязняющие атмосферу ве-
вещества могут быть первичными — поступающими непосред-
непосредственно из источника — и вторичными — образующимися при
Таблица 26.1.1
Коэффициенты для пересчета концентраций вредных веществ, выраженных в различных системах единиц
Исходная единица измерения
Принимаемая единица измерения
млн.-1 (по объему) млн.-1 (по массе)
мкг/м3
мг/м3
мкг/ л
млн. (по объему)
млн. (по массе)
мкг/м3
г/м3
мкг/л
1
28,8 :\х
0,024 04 : ц
24,04 :ы
24,04 :jx
и, \ 28,8
1
8,347 . Ю-4
0,8347
0,8347
\х
1
:0,024 04
,198 • Ю-3
1
103
103
ц: 24,04
1,198
ю-3
1
1
ц: 24,04
1,198
ю-3
1
1
Примечание, [i — молекулярная масса вещества; при переходе от единиц млн. к единицам мкг учитывается, что
объем, в котором располагается 1 грамм-молекула, равен 22,4 л.
переносе и рассеивании веществ в атмосфере в результате
химических, фотохимических и физико-химических реакций
между загрязняющими веществами.
Многие примеси в атмосфере находятся в аэрозольной
форме в виде твердых или жидких частиц с малой скоростью
осаждения. Частицы различаются по размеру, составу и дру-
другим характеристикам, определяющим их физические и химиче-
химические свойства, а также степень взаимодействия с окружающей
средой. Размер атмосферных аэрозолей варьирует в широких
пределах — от тысячных долей до нескольких сотен микро-
микрометров.
Основными единицами измерения загрязнения атмосферы
являются единицы концентраций примесей, содержащихся
в воздухе. Большей частью определяют весовую концентрацию
(мг/м3), причем при низком уровне загрязнения атмосферы
в микрограммах на 1 м3 A мкг/м3=10~13 мг/м3), при очень
низком уровне — в нанограммах на 1 м3 A нг/м3^10~6 мг/м3).
Кроме того, содержание пыли и аэрозолей в атмосфере опре-
определяют по их выпадению на подстилающую поверхность и из-
измеряют в единицах массы на единицу площади, например
в граммах на 1 м2, килограммах на 1 га или граммах на 1 км2,
в единицу времени, например в год (г/м2, кг/га или
г/км2). Используют также численные концентрации частиц
в атмосфере, определяемые как число частиц в единице
объема. Размеры частиц большей частью измеряют в микро-
микрометрах (мкм). Содержание газовых примесей иногда харак-
характеризуется отношением их объема к объему воздуха и обычно
выражается в частях на 1 миллион (млн.; в зарубежной
литературе — ррт), а для более низких уровней — в частях
на 100 миллионов или на 1 миллиард (соответственно
Таблица 26.1.2
Число частиц N
Исходная
единица
измерении
Принимаемая единица
N/л
/V/см3
ЛГ/м3
/V/л
/V/см3
103
106
ю-3
1
ю-6
ю-3
1
Таблица 26.1.3
Состав незагрязненной атмосферы
Газ
N2
о2
40Аг
Н2О
со2
Ne
4Не
Отношение смеси
по объему
0,781
0,209
9,34 . 10
* <4 . Ю-2
B... 4) . Ю-4
1,82 • Ю-5
5,24 . Ю-6
Газ
сн4
Кг
н2
N2O
СО
Хе
Оз
Отношение смеси
по объему
A... 2) • Ю-6
1,14 • Ю-6
D... 10) • Ю-7
B... 6) • Ю-7
A... 20) • Ю-8
8,8 • 10"8
5 • Ю-8
464

100 млн.-1 и млрд.-1; в зарубежной литературе — pphm
и ppb).
В табл. 26.1.1, 26.1.2 приведены коэффициенты пересчета
концентрации вредных веществ, выраженных в различных
системах единиц [24].
При оценке загрязнения воздуха важно учитывать состав
чистой атмосферы как газовой оболочки Земли. В нижних
слоях, до высоты около 100 км, атмосфера однородна по
химическому составу.
Согласно современным представлениям, основными ком-
компонентами чистой незагрязненной атмосферы являются азот,
кислород, диоксид углерода и аргон, а также пары воды,
однако их содержание непостоянно и значительно изменяется
в зависимости от физико-климатических условий и высоты над
земной поверхностью (табл. 26.1.3). Помимо аргона, в атмо-
атмосфере присутствуют и другие благородные газы, такие как Ne,
Не, Кг и Хе. К малым газовым примесям в атмосфере отно-
относятся метан, озон, оксиды азота, оксид углерода, углеводо-
углеводороды, водород. Некоторые из этих газов образуются в резуль-
результате химических и фотохимических реакций, происходящих
в атмосфере, другие поступают из почвы и более глубоких
слоев Земли.
Как было сказано выше, в атмосфере присутствуют и взве-
взвешенные частицы, радиус которых варьирует от 10~3 до
102 мкм и более.
26.2. ХАРАКТЕРИСТИКИ ВЫБРОСОВ
АТМОСФЕРНЫХ ПРИМЕСЕЙ
Выбросы примесей в атмосферу от источников ее загряз-
загрязнения характеризуются количеством веществ, поступающих
в единицу времени, а также их химическим составом, объемом
выбрасываемых газов, температурой и т. п. Определение этих
характеристик и систематизация сведений о распределении
источников по территории называется инвентаризацией выбро-
выбросов. Учет источников загрязнения воздуха и инвентаризация
выбросов ведется во многих странах. В СССР с 1975 г. вве-
введена обязательная статистическая отчетность о промышленных
выбросах в атмосферу. В 1980—1981 гг. проведена общесоюз-
общесоюзная инвентаризация выбросов. Она охватила 80 тысяч пред-
предприятий, на которых учтено 2,7 млн. источников.
Для определения количества выбрасываемых в атмосферу
веществ применяют различные способы. Так, в зависимости от
количества сжигаемого топлива, его сернистости и зольности
определяют количество образующегося диоксида серы и золы.
При полном сгорании топлива по количеству содержащегося
в топливе углерода аналогично рассчитывают количество вы-
выбрасываемого диоксида углерода. Содержание вредных ве-
веществ в используемом сырье определяют на основе удельного
баланса, технологических процессов и технических характе-
характеристик источников. Для различных отраслей промышленности
на,основе данных измерений и балансовых расчетов статисти-
статистически устанавливают средние значения удельных выбросов
вредных веществ на единицу продукции.
По общему балансу сжигаемого топлива, расходу сырья
и вырабатываемой продукции определяется суммарное коли-
количество вредных веществ, поступающих На территорию отдель-
отдельных стран и оценивается их глобальное поступление в атмо-
атмосферу Земли. В наибольших количествах выбрасываются оксид
углерода, диоксид серы, пыль (твердые вещества) и оксиды
азота (обычно они даются в пересчете на диоксид азота).
Согласно [64, 68], на 1980 г. ежегодные антропогенные вы-
выбросы в результате сжигания топлива составили 650—
700 млн. т СО, 210 млн. т SO2, 150 млн. т пыли и 55 млн. т
NO2, что в сумме превышает 1,1 млрд. т. Наряду с этими
наиболее распространенными примесями в атмосферу посту-
поступает очень широкий спектр менее распространенных специфи-
специфических веществ. Их выбрасывается значительно меньшее ко-
количество, но они обладают весьма значительной токсичностью.
Оценка суммарных выбросов выполнена только для некоторых
из них, в частности для аммиака, сероводорода и некоторых
металлов. Ежегодные выбросы аммиака составляют 4 млн. т,
сероводорода — 3 млн. т, свинца — 450 тыс. т, калия —
50 тыс. т, цинка — 14 тыс. т, кадмия — 7 тыс. т, меди —
6 тыс. т. Ежегодные выбросы от естественных источников со-
составляют: по СО (в результате окисления метана)— 1500 млн. т
(по некоторым оценкам, возможно, в 2-3 раза больше), SO2
(от вулканических извержений и др.)—295 млн. т, NO2, NH3
и H2S (в результате биологических процессов) соответственно
310, 170 и 40 млн. т.
К вредным примесям обычно не относят диоксид углерода,
выбросы которого в атмосферу очень большие. Однако учет
его содержания в выбросах в атмосферу приобрел большое
значение в связи с возможным воздействием СО2 на климат.
Согласно существующим оценкам [4, 65], в результате сжига-
сжигания топлива и других видов хозяйственной деятельности еже-
ежегодно в атмосферу выделяется 15 млрд. т СО2, а от есте-
естественных источников 140 млрд. т.
В атмосферу попадает большое количество аэрозолей как
естественного, так и антропогенного происхождения. При
соединении некоторых газов, в том числе диоксида серы и
оксидов азота с кислородом, водяным паром и другими обра-
образуются вещества, которые переходят в твердое и жидкое
состояние. Поэтому аэрозоли разделяют на первичные, посту-
поступающие непосредственно в атмосферу, и вторичные, являю-
являющиеся результатом их превращений. К основным источникам
первичных аэрозолей природного происхождения относят вы-
вынос морских солей, выветривание почвы, лесные пожары и
извержение вулканов, к антропогенным — выбросы промыш-
. ленных предприятий, продукты сжигания топлива и т. п. Зна-
Значительное количество пыли поступает также при распашке
почв, опустынивании земель в результате хозяйственной дея-
деятельности человека. Вторичные аэрозоли — это нитраты, суль-
сульфаты, образующиеся из оксидов азота, диоксида серы, серо-
сероводорода, гидрокарбонаты и аммонийные соли. Мощность этих
источников аэрозолей трудно поддается определению.
В табл. 26.2.1 приведены оценки различных авторов коли-
количества аэрозолей, поступающих от источников антропогенного
и естественного происхождения [4].
Как указано в [4], данные табл. 26.2.1 получены со зна-
значительной погрешностью, в особенности это относится
к оценке выбросов от естественных источников. Так, в [59]
количество почвенной пыли, попадающей в атмосферу, оцени-
оценивается лишь с точностью до двух порядков (от 7 до
700 млн. т/год). Ежегодный вынос в атмосферу морских аэро-
Таблица 26.2.1
Количество аэрозолей (млн. т/год), поступающих в атмосферу от различных источников
Антропогенный источник
Среднее
Отклонение
Естественный источник
Среднее
Отклонение
Сжигание топлива 30
Выбросы промышленных предприятий 15
Распашка земель 5
Всего 50
Сульфаты (из SO2) 170
Гидрокарбонаты 50
Нитраты (из NO*) 30
Всего 250
В целом 300
59 Заказ № 46
Источники первичных аэрозолей
24
12
4
40
Вынос морских солей
Выветривание почвы
Лесные пожары
Извержение вулкана
Всего
700
300
200
80
400
250
160
70
1280
880
Вторичные аэрозоли
40
40
Нитраты (из NO*)
Аммонийные соли (из NH3)
Сульфаты (из H2S)
5 Гидрокарбонаты
85 Всего
125 В целом
250
170
170
140
200
90
40
70
730
2000
400
1300
465

Таблица 26.2.2
Поступление в атмосферу токсичных металлов (тыс. т/год) от природных и антропогенных источников
Источники
Ветровая эрозия
Извержение вулканов
Дым лесных пожаров
Поступление с поверхности океана
Тепловые электростанции
Промышленность, транспорт
As
0,25—2,5
0,6—7
0,16—0,5
0,14
16
6,5
Cd
Hg
Природные
0,1—0,25
0,07—0,5
0,01—1,5
0,1—7
0,01—1
0,01—0,1
0,01—0,5
0,01—20
Антропогенные
0,48 0,32
6,8 1,4
Pb
0,2—16
4,2—6,4
0,04—7
0,2—20
40
380
Zn
25
18
250
0,03
88
370
Fe
20 . 103
14 . 103
3,5 . 103
3,2 . 103
1,8 . 103
золей, по более ранним оценкам, составляет 1,5 млрд. т, а по
более поздним оценкам — 700 млн. т. В [35] указывается, что
большая часть этого выноса почти сразу выпадает в воду
и только 300 млн. т сохраняется в воздухе. Согласно дан-
данным [59], количество аэрозолей, образующихся в результате
лесных пожаров, составляет 36—360 млн. т/год, а по дан-
данным [65] всего 3 млн. т/год. Поступление в атмосферу косми-
космической пыли весьма мало и оценивается в 2-A04—105) т/год.
Ежегодный суммарный выброс пыли от всех источников
в среднем составляет 2,3 млрд. т с возможным отклонением
±1,4 млрд. т. Нужно обратить внимание на то, что весьма
значительная часть аэрозолей возникает в результате превра-
превращения в атмосфере газовых примесей. Вследствие соединения
ряда газов, в том числе SO2 и оксидов азота, с кислородом,
водяным паром и другими под влиянием фотохимических и
других реакций образуются вещества, которые переходят
в твердое или жидкое состояние. Таким образом, запылен-
запыленность может рассматриваться как конечный продукт превра-
превращения газовых примесей и некоторый итоговый показатель
загрязнения атмосферы. Это относится к газам как антропо-
антропогенного, так и естественного происхождения. Интересно, что
в первом случае количество вторичных аэрозолей в несколько
раз превышает их прямой выброс. Этот весьма важный вывод
придает особое значение оценкам газовых выбросов.
Согласно современным представлениям, основная масса
ряда металлов, таких, как свинец, кадмий, мышьяк, цинк,
железо, поступает в атмосферу с аэрозолями естественного
и антропогенного происхождения, а ртуть — в виде паров из
почвы, с поверхности растений. В табл. 26.2.2 приведены
оценки глобального поступления этих металлов из природных
и антропогенных источников [37, 38].
Сопоставление количества первичных и вторичных аэро-
аэрозолей показывает, что они сравнимы между собой. Запылен-
Запыленность воздуха можно рассматривать как результат превраще-
превращения газовых примесей в аэрозоли, а следовательно, как ито-
итоговый показатель загрязнения атмосферы.
Мелкодисперсные аэрозоли (размером до 200 мкм) уда-
удаляются из атмосферы главным образом в результате вымы-
вымывания их осадками (до 80 % общего количества) и непосред-
непосредственного осаждения на землю (примерно 20%). Соотноше-
Соотношение между «сухим» и «влажным» осаждениями существенно
изменяется в зависимости от физико-географических условий
местности.
Антропогенные выбросы вредных веществ в атмосферу
распределяются по земному шару неравномерно. Основные их
источники сосредоточены в индустриальных странах Северной
Америки и Европы.
В табл. 26.2.3 представлены данные о ежегодных выбросах
диоксида серы в разных частях Европы и в Северной Америке
на 1978 г. с указанием этих выбросов, отнесенных к одному
человеку и к единице площади [53].
Ежегодные
Территория
Северная Америка
Европа
Западная
Южная
Восточная
Таблица
выбросы диоксида серы
(в пересчете на серу)
Сжигание
топлива
12
5
5
5
,3
3
0
,3
Индустри-
Индустриальные
процессы
млн. т/год
3,9
1,1
2,0
1,0
Суммар-
Суммарный
выброс
16,1
6,4
8,0
6,3
&
росы
чел,
1а
67
35
30
57
26.2.3
1
0
3
2
6
а
8
,2
7
,2
В табл. 26.2.4—26.2.7 приводятся расчетные данные, ха-
характеризующие поступление свинца, кадмия, мышьяка и ртути
от различных производств в северном и южном полуша-
полушарии [38]. Они рассчитывались пропорционально объему про-
дукции, производимой при определенном виде хозяйственной
деятельности, или объему использованного сырья (сжигаемое
топливо и др.). Приведен также удельный выброс, характе-
характеризующий выброс на единицу продукции или используемого
сырья.
В связи с принятием «Конвенции о трансграничном за-
загрязнении воздуха на большие расстояния» Европейской эко-
экономической Комиссией (ЕЭК) при ООН ведется системати-
Таблица 26.2.4
Поступление (тыс. т/год) свинца в атмосферу
при различных видах хозяйственной деятельности
Вид хозяйственной
деятельности
Удельный выброс
70-30°
с. ш.
30—0р
с. ш.
0—30°
ю. ш.
30—70°
ю. ш.
Тепловая энергетика
Промышленное сжигание
топлива
Сжигание
городского мусора
древесины
этилированного бен-
бензина
Цветная металлургия
(производство меди,
свинца, цинка и др.)
Черная металлургия
(производство стали)
Итого
0,4—2,6 г/(МВт . ч)
0,5—3,5 г/т
50 г/т
3,8 г/м3
0,37 г/л
0,3—6,4 кг/т
40—60 г/т
5,3
€,5
2,5
1,3
280
41
31
370
0,21
0,52
1,8
13
9,0
1,1
26
0,13
0,38
1,6
9,7
7,0
1,2
20
0,1
0,17
0,04
2,6
1,7
0,53
5
466

Поступление (т/год) кадмия в атмосферу при различных
видах хозяйственной деятельности
Таблица 26.2.5
Вид хозяйственной
деятельности
Тепловая энергетика
Промышленное сжига-
сжигание топлива
Сжигание
городского мусора
древесины
дизельного топлива
Цветная металлургия
(производство цинка,
меди и др.)
Черная металлургия
Производство цемента
Итого
Удельный выброс
40 мг/(МВт-ч)
0,1—0,7 г/т
2 г/т
0,16 г/т
0,4 г/т
0,2—13 кг/т
0,1—0,2 г/т
0,4 г/т
70-30р
с. ш.
140
730
ПО
55
230
6200
60
27
7500
30—0°
с. ш.
5,7
50
80
20
340
2
1,8
500
Поступление (т/год) мышьяка при различных видах
Вид хозяйственной
деятельности
хозяйственной деятельности
Удельный выброс
70—30°
с. ш.
30—0р
с. ш.
0-30"
ю. ш.
3,2
34
50
10
900
2,2
• 1,1
1000
30—70р
ю. ш.
2,6
15
1,4
5,8
480
1
0,4
500
Таблица 26.2.6
0-30"
ю. ш.
30-70р
ю. ш.
Тепловая энергетика
Промышленное сжига-
сжигание топлива (угля)
Сжигание отходов
Сжигание древесины
Цветная металлургия
(производство меди,
цинка и др.)
Черная металлургия
Производство цемента,
стекла
60—170 мг/МВт • ч)
1 г/т
0,52 г/т
0,27 г/м3
0,4—3 кг/т
6—8 г/т
6 г/т
320
2 300
26
93
21000
3 100
4 400
12
100
125
1000
120
310
7
72
ПО
4300
130
180
6
52
2,3
2320
60
76
Таблица 26.2.7
Поступление (т/год) ртути в атмосферу
при различных видах хозяйственной деятельности
Вид хозяйственной
деятельности
Удельный выброс
70-30°
с. ш.
30—0°
с. ш.
0-30р
ю. ш.
30-70р
Тепловая энергетика
Промышленное сжигание
топлива
Сжигание городского
мусора
Сжигание древесины
Цветная металлургия
(производство цинка,
кадмия, свинца, меди)
Использование ртути
в различных производ-
производствах
Итого
29—55 мг/(МВт.ч) 168 6 3,6 3,9
0,2—1,4 г/т 1200 51 42,6 29
7,8 г/т 3900
0,16 г/м3 55 74 67 1,4
0,2—0,28 кг/т 1800 134 187 93
0,01—0,28 кг на 1 т 1800 135 112,5 86
хлора
0,02—0,4 кг на 1 т
краски
6,4 • 103 5400 400 410 210
ческий учет выбросов в атмосферу сернистых соединений и
оксидов азота.
В табл. 26.2.8 содержатся данные о выбросах диоксида
серы и оксидов азота за 1980—1985 гг. в 25 странах Европы
с указанием площади этих стран [44, 51], а в табл. 26.2.9 —
выбросы, отнесенные на душу населения.
В Советском Союзе в соответствии с указанной выше ста-
статистической отчетностью ежегодно примерно от 45 тысяч
предприятий поступают сведения о выбросах. Отдельно ве-
ведется отчетность по выбросам автотранспорта. Полученные
данные анализируются и обобщаются в органах Госкомгидро-
мета СССР и Госкомприроды СССР. Ежегодно в Главной
геофизической обсерватории им. А. И. Воейкова издаются
обзоры состояния воздуха и выбросов вредных веществ в ат-
атмосферу городов и промышленных центров СССР [25, 26].
69*
В табл. 26.2.10 представлены суммарные выбросы за пе-
период 1981—1988 гг. в СССР с указанием вклада в них ста-
стационарных (промышленных) и передвижных (автотранспорта)
источников.
По отдельным, наиболее распространенным примесям
в 1988 г. на территории СССР промышленные выбросы соста-
составили: 17,7 млн. т диоксида серы, 14,7 млн. т пыли (твердые
вещества), 14,9 млн. т оксида углерода, 8,5 млн. т углеводо-
углеводородов и 4,5 млн. т оксидов азота. Наибольший вклад в сум-
суммарные промышленные выбросы вносят предприятия энерге-
энергетики B5 %), черной металлургии A7 %), цветной металлур-
металлургии A0 %), нефтехимической, нефтяной и строительной
промышленности A8 %). По отдельным примесям вклад в про-
промышленные выбросы составляет: диоксида серы от предприя-
предприятий энергетики —46 %, цветной металлургии—28 %; оксида
467

Таблица 26.2.8
Выбросы диоксида серы и оксидов азота (тыс. т/год)
в странах Европы, 1980—1985 гг.
Великобритания
Польша
ФРГ
Италия
ФРГ
Франция
Югославия
Чехословакия
Испания
Румыния
Болгария
Венгрия
Бельгия
Греция
Швеция
Финляндия
Нидерланды
Дания
Австрия
Ирландия
Португалия
Норвегия
Швейцария
Албания
Исландия
244
312,7
108,2
301,2
249,6
554
255,8
127,9
500
237,5
110,9
93
30,5
132,2
450
337,1
41
43,1
83,9
68,9
76,7
3?3,9
41,3
28,7
60,7
5430
4300
4000
3800
3630
3600
3108
3000
2808
2052
1632
1629
810
698
550
540
480
456
440
172
170
150
124
58
12
ФРГ
Великобритания
Франция
Италия
Польша
Испания
ФРГ
Чехословакия
Румыния
Нидерланды
Бельгия
Швеция
Югославия
Болгария
Дания
Венгрия
Финляндия
Австрия
Греция
Швейцария
Норвегия
Португалия
Ирландия
Люксембург
Исландия
Албания
Таблица
1895
1888
1297
1026
858
585
567
512
410
401
290
247
203
197
181
180
152
150
146
130
102
80
60
20
10
9
26.2.9
Выбросы диоксида серы и оксидов азота (кг)
странах Европы на душу населения, 1980—1985 гг.
ФРГ
Чехословакия
Венгрия
Югославия
Финляндия
Болгария
Румыния
Дания
Великобритания
Бельгия
Польша
Греция
Испания
Италия
Франция
Швеция
Австрия
ФРГ
Ирландия
Исландия
Нидерланды
Норвегия
Албания
Швейцария
Португалия
222
202
153
134
124
112
90
86
84
83
77
72
72
68
60
60
58
52
51
43
34
33
20
19
17
Люксембург
Исландия
Швеция
ФРГ
Дания
Нидерланды
ФРГ
Чехословакия
Великобритания
Финляндия
Бельгия
Франция
Норвегия
Польша
Болгария
Австрия
Швейцария
Ирландия
Италия
Румыния
Венгрия
Греция
Испания
Югославия
Португалия
55
43
39
36
35
35
34
33
32
31
30
24
24
23
22
20
20
18
18
18
17
15
15
9
8
углерода от предприятий черной металлургии — 54%, оксидов
азота от предприятий энергетики 66 % и черной металлур-
металлургии— 11 %; углеводородов от предприятий нефтяной — 51 %,
нефтехимической — 28% и газовой промышленности — 17%.
В табл. 26.2.11 приведены данные о распределении про-
промышленных выбросов диоксида серы, твердых веществ (пили,
золы), оксида углерода, оксидов азота и углеводородов (без
метана) и общая сумма выбросов по 20 экономическим рай-
районам СССР [26].
468
Таблица 26.2.1 б
Годовые выбросы вредных веществ
на территории СССР [26]
Год.
Выбросы, млн. т
суммарные промышленные автотранспорт
1981
1982
1983
1984
1985
1986
1987
1988
104,7
108,9
108,0
104,0
101,7
101,8
100,0
96,8
64,3
66,5
66,2
65,5
65,0
64,7
63,5
61,7
40,4
42,4
41,8
38,5
36,7
37,1
36,2
35,2
Таблица 26.2.11
Территориальное распределение промышленных выбросов
по экономическим районам СССР за 1988 г.
Экономический район
Диокси
серы
<и 2
Тверды
вещестЕ
Выбросы
ев
Оксид
yглepo^
, тыс. т
Оксиды
азота
Углево-
Углеводороды
Северный
Северо-Западный
Центральный
Волго-Вятский
Центрально-чер-
Центрально-черноземный
Поволжский
Северо-Кавказ-
Северо-Кавказский
Уральский
Западно-Сибир-
Западно-Сибирский
Восточно-Сибир-
Восточно-Сибирский
Дальневосточный
Донецко-Придне-
провский
Юго-Западный
Южный
Прибалтийский
Закавказский
Среднеазиатский
Казахстанский
Белорусский
Молдавская ССР
1123,4 653,8
308,8 292,0
1061,4 1071,0
337,1 293,4
185,1 258,7
823,3
121,4
675,5
227,9
699,9
748,5 324,9 501,1
429,2 306,6 313,8
2333,7 2205,1 2436,2
712,8 1201,2 2018,9
139,0
92,8
397,1
112,9
101,5
288,2
144,1
729,0 3524,2
89,1 932,9
353,9 3623,9
145,9 1154,6
123,9 1402,4
916,9 2875,8
580,2 1815,0
700,5 837,8 8600,9
552,1 2761,3 7362,3
2765,5 930,8 625,7 172,6 179,3 4742,3
396,7 823,0 446,6
2196,2 1736,5 3189,5
129,2 115,0 1920,1
556,1 267,8 8044,9
843,4
171,5
532,9
326,0
628,8
448
155
365
398
497
1570,0 2152
637,2 162
272,9 81
349,5
366,0
220,9
274,8
308,7
1010,8
235,1
47,4
203,1
29,2
84,2
135,4
174,5
315,8
104,0
48,3
201
58
57
317
562
219
164
9
,3 2105,2
Л 803,3
,1 1287,5
,2 1483,1
А 2209,0
,8 5300,6
,7 1345,1
,5 462,2
Из общего количества примесей, содержащихся в промыш-
промышленных выбросах в атмосферу, 98 % приходится на пять наи-
наиболее распространенных: диоксид серы, твердые вещества,
оксид углерода, оксиды азота и углеводороды. Тогда как на
так называемые специфические примеси приходится только 2 %,
однако многие из них .характеризуются высокой токсичностью
(см. п. 26.3) и нередко представляют значительную опасность
для здоровья населения и для окружающей среды. По дан-
данным [26], выбросы в атмосферу городов за 1988 г. в тыс. т
составили: сероводорода — 99, аммиака — 89, сероуглерода —
77, серной кислоты — 62, газообразных фтористых соедине-
соединений — 7,9, фенола — 7, хлора — 5, хлористого водорода — 5,5,
формальдегида — 4, метилмеркаптана — 2,3, метанола — 2.
В табл. 26.2.12 представлены антропогенные выбросы
мышьяка, кадмия, меди, свинца, ванадия и цинка в странах
Европы [63]. Наибольшие суммарные выбросы основных за-
загрязняющих атмосферу веществ отмечены в США в 1977 и
1987 г. (табл. 26.2.13) [61].
В Канаде и Японии выбросы SO2 составляют соответст-
соответственно 4,7 и 1,3 млн. т/год, NO2— 1,8 и 1,4 млн. т/год [52].
В сумме выбросы США, Англии, ФРГ, Франции, Канады, Ита-
Италии и Японии составляют по SCb — 30 % и NO2 — 60 % от
глобальных значений. Соответствующий вклад СССР и стран-
членов СЭВ по SO2 и NO2 составляет примерно 15 %.
Значительный и все возрастающий вклад в загрязнение
атмосферы вносят выбросы автотранспорта. Основные ингре-
ингредиенты их отработанных газов — оксиды углерода и азота,

Таблица 26.2.12
Антропогенные выбросы (т/год) As, Cd, Cu, Pb, V, Zn
в странах Европы
Страна
Австрия
Албания
Великобритания
Бельгия
Болгария
Венгрия
ФРГ
Греция
Дания
Ирландия
Исландия
Испания
Италия
Люксембург
Нидерланды
Норвегия
Польша
Португалия
Румыния
СССР (Европей-
(Европейская часть)
Турция (Европей-
(Европейская часть)
Чехословакия
Финляндия
Франция
Швейцария
Швеция
Югославия
As
43
31
160
360
150
34
130
10
7
2
0
300
93
0,4
38
17
660
7
35
260
42
86
130
230
350
150
130
Cd
6
1
96
51
67
8
36
3
9
1
0
120
54
1
11
4
210
2
13
81
6
22
23
85
150
19
65
Си
130
71
580
610
290
510
380
55
38
13
0,5
570
390
24
105
56
1310
29
230
640
240
320
250
450
1550
240
290
Pb
1930
130
10 100
3 990
2 230
890
2 080
1300
750
460
36
5 530
9 370
300
2 430
800
4 570
530
1880
10 220
730
1730
1620
10 500
9 300
2 240
2 920
V
550
43
2 070
910
700
390
970
370
600
200
11
1 370
3 950
30
980
160
670
270
660
[4 000
460
990
570
2 340
2 200
1000
720
Zn
1650
72
3 500
4 720
1720
280
750
120
700
33
0
3 260
4 420
160
1 430
1 190
4 730
39
610
3 250
500
700
2 960
6 130
11700
1 200
2010
Всего
3560 1155 9390 89 100 27 300 57 400
углеводороды, альдегиды, свинец, ряд других примесей, в том
числе канцерогенных. В выбросах автомобилей западноевро-
западноевропейского производства с карбюраторными и дизельными двига-
двигателями содержится примерно 9 % диоксида углерода, соответ-
соответственно 0,06 и 0,04 % оксидов азота, 0,05 и 0,02 % углеводо-
углеводородов, 4,0 и 0,1 % оксида углерода. При низкой скорости дви-
движения и торможении объем выбросов автомобилей в 3—5 раз
больше, чем при высокой скорости. В связи с этим загрязнение
воздуха в городах существенно зависит от ширины улиц, числа
Таблица 26.2.13
Выбросы вредных веществ на территории США
в 1977 и 1987 гг.
Вещество
Выбросы, млн. т
1977 г.
1987 г.
Диоксид серы
Твердые вещества
Оксид углерода
Оксиды азота
Летучие органические вещества
Суммарный выброс
27,4
12,4
104,2
23,1
28,3
195,8
20,4
7,0
61,4
19,5
10,6
128,0
перекрестков, наличия подземных переходов и др. В несколько
раз возрастают выбросы при неисправности двигателей, по-
поэтому большое значение приобретает контроль за состоянием
двигателей из автопарка и на линиях движения, а также
мероприятия, направленные на обеспечение чистоты воздуха
при градостроительстве. Из табл. 26.2.10 следует, что за пе-
период 1981—1988 гг. в Советском Союзе вклад автотранспорта
в суммарный выброс составляет примерно 37 %.
В табл. 26.2.14 представлены сведения о вкладе автотранс-
автотранспорта в суммарные выбросы вредных веществ в городах
СССР и США [50].
Таблица 26.2.14
Доля вклада автотранспорта в суммарные выбросы
в городах СССР и США
Вещество
Вклад, %
СССР
США
Оксид углерода
Оксиды азота
Углеводороды
Суммарный выброс
53,0
23,3
45,5
48,0
75,2
29,0
34,9
49,0
'Большая часть вредных выбросов сосредоточена в городах
и промышленных районах. В табл. 26.2.15 представлены дан-
данные о выбросах основных примесей в городах СССР с населе-
населением более 500 тысяч человек [26].
Таблица 26.2.15
Выбросы от промышленных предприятий и автотранспорта в крупнейших городах СССР
(в числителе — значения промышленных выбросов, а в знаменателе — выбросы от автотранспорта)
Город
Население,
тыс. чел. на
1 января
1988 г.
Выбросы, тыс. т/год
Твердые
вещества
Диоксид
серы
Оксид
углерода
Оксиды азота
Углеводороды
Сумма
Алма-Ата
Вильнюс
Владивосток
Волгоград
Воронеж
Горький
Днепропетровск
Донецк
Душанбе
Ереван
Запорожье
Ижевск
Иркутск
Казань
Калининград
Караганда
Кемерово
Киев
Кишинев
Красноярск
1108,4
582,0
615,0
983,0
935,1
1425,0
1153,4
1072,9
582,0
1168,0
852,2
631,0
609,0
1068,0
894,0
633,3
520,0
2448,3
720,0
899,0
9,7/-
2,3/—
42,8/—
41,8/—
12,2/—
25,7/—
72,6/—
21,7/—
11,3/--
5,0/—
69,7/—
20,0/ —
29,4/ —
11,3/—
14,5/—
61,7/—
36,6/—
12,3/—
4,7/—
78,3/—
15,6/—
19,3/—
27,4/- •
37,6/—
9,5/—
57,1/—
110,8/—
31,6/—
6,1/-
15,4/—
25,2/—
4,7/—
29,3/—
16,0/—
27,0/—
43,2/—
26,2/—
19,2/—
11,5/—
39,0/-
14,7/130,8
4,9/44,4
4,6/42,4
59,9/91,3
8,6/104,5
32,4/103,8
61,0/82,5
110,1/99,3
8,2/60,1
11,3/138,9
146,8/82,1
7,5/44,0
26,0/48,7
10,4/77,8
11,0/28,5
44,6/64,9
20,9/56,6
5,5/194,0
5,8/79,4
115,3/83,3
3,2/11,2
4,3/3,0
3,6/2,7
18,8/6,0
4,0/10,6
16,0/7,1
41,0/5,5
6,9/7,1
4,1/3,5
9,2/8,8
14,3/5,3
14,4/2,6
8,2/3,0
14,5/5,3
2,6/2,0
11,1/4,3
28,3/3,6
21,9/11,9
5,4/5,1
12,8/5,6
1,2/22,8
1,2/9,8
1,3/9,3
61,4/18,9
4,8/18,9
*10,6/22,8
9,2/16,9
2,2/20,7
0,4/12,8
9,2/26,5
5,5/17,4
4,0/9,1
1,1/10,5
27,8/17,2
0,6/6,4
0,5/14,5
7,2/12,1
9,2/38,3
3,7/16,2
4,8/17,7
46,5/164,8
33,7/57,2
79,9/54,4
227,7/116,2
41,5/134,0
145,9/133,7
296,4/104,9
178,2/127,1
30,8/76,4
51,8/174,2
267,0/104,8
52,0/55,7
94,5/62,2
85,6/100,3
56,8/36,9
161,6/83,7
122,0/72,3
70,6/244,2
31,5/100,7
259,6/106,6
469

Город
Население,
тыс. чел. на
1 января
1988 г.
Твердые
вещества
Выбросы, тыс. т/год
Диоксид
серы
Оксид
углерода
Оксиды
азота
Углеводороды
Сумма
Кривой Рог
Куйбышев
Ленинград
Липецк
Мариуполь
Минск
Москва
Новокузнецк
Новосибирск
Одесса
Омск
Оренбург
Пенза
Пермь
Рига
Ростов-на-Дону
Рязань
Саратов
Свердловск
Ташкент
Тбилиси
Тольятти
Тула
Тюмень
Ульяновск
Уфа
Фрунзе
Хабаровск
Харьков
Челябинск
Ярославль
683,6
1280,0
5000,0
513,8
522,2
1543,0
8614,0
589,0
1436,0
1125,5
1155,5
537,0
542,6
1104,9
900,0
1004,0
508,0
918,0
1331,4
2073,0
1210,5
627,0
537,9
500,6
589,0
1092,0
616,4
600,1
1553,6
1119,3
634,0
207,9/
16,5/
46,1/
56,3/
112,9/
10,1/
29,8/
136,0/
81,2/
19,1/
104,4/
6,8/
10,0/
12,9/
8,9/
6,5/
7,8/
5,0/
23,9/
14,7/
7,2/
24,3/
10,1/
8,2/
16,0/
9,2/
19,6/
48,6/
16,2/
93,6/
22,0/
98,1/-
39,2/-
73,6/-
55,4/-
54,1/-
29,9/-
70,6/-
90,3/-
74,8/-
15,3/-
184,1/-
101,2/-
9,6/-
39,0/-
9,3/-
14,9/-
43,8/-
19,9/-
3,8/-
30,9/-
4,6/-
15,8/-
9,6/-
7,8/-
35,7/-
72,3/-
35,9/-
55,4/-
3,9/-
60,1/-
37,9/-
902,3/58,0
29,7/97,0
41,2/290,9
541,6/47,1
573,5/28,6
41,2/93,0
28,1/633,4
561,7/43,4
38,8/84,6
27,5/111,5
40,2/121,1
14,7/64,4
10,7/52,5
25,3/62,3
9,5/76,9
9,5/87,2
23,6/48,9
18,4/37,7
21,6/73,2
19,2/277,0
22,5/224,6
25,4/48,0
108,0/29,9
9,3/70,6
24,1/58,4
35,7/85,9
8,7/58,9
35,0/46,5
17,9/98,4
209,7/69,6
63,0/41,6
36,8/4,4
17,4/5,9
46,7/21,1
26,0/3,2
30,5/1,9
17,6/8,7
98,7/41,6
34,0/3,2
32,3/5,6
5,5/6,9
36,5/7,9
14,9/10,7
5,2/2,0
26,9/4,3
2,4/5,4
3,8/5,1
9,0/3,2
12,3/7,8
13,7/5,0
29,3/26,8
3,6/18,7
40,1/3,4
4,4/2,4
12,7/4,9
9,6/4,1
24,8/5,8
7,6/3,6
12,0/3,0
7,4/6,5
29,4/5,1
15,4/2,9
3,1/13,1
41,1/19,6
17,0/59,9
1,9/10,5
2,1/5,8
4,2/23,3
59,7/126,3
1,9/9,2
5,9/18,5
15,5/22,4
85,3/25,4
3,7/14,0
0,7/5,2
78,1/13,2
4,6/15,4
6,4/16,7
66,4/10,7
71,0/9,2
17,5/16,3
5,7/49,5
0,6/38,9
7,0/10,2
0,7/7,6
1,5/15,0
1,7/12,7
157,9/19,5
1,4/12,2
20,9/9,7
9,2/20,2
31,4/19,4
88,1/9,2
1252,7/75,5
147,0/122,5
236,4/371,9
684,5/60,8
777,6/36,3
113,5/125,0
311,8/801,3
833,0/55,8
235,1/108,7
87,8/140,8
458,8/154,4
142,1/89,1
36,8/53,7
192,1/79,8
37,3/97,7
43,7/109,0
162,2/62,8
129,8/54,7
80,7/94,5
100,4/353,3
42,5/282,2
125,8/61,6
133,3/39,9
40,3/90,5
89,3/75,2
304,0/111,2
74,0/74,7
172,1/59,2
58,3/125,1
426,9/94,1
231,5/53,7
В настоящее время во многих крупных городах выбросы
автомашин являются преобладающими (табл. 26.2.16).
Таблица 26.2.16
Доля автотранспорта в выбросах вредных веществ
в крупных городах [43]
Таблица 26.2.17
Город
Доля автотранспорта (%) от общего количества
выбрасываемых вредных веществ
Оксид углерода
Углеводороды
Оксиды азота
Ленинград
Лос-Анджелес
Мадрид
Москва
Нью-Йорк
Стокгольм
Токио
Торонто
88
98
95
96
97
99
99
98
79
66
90
64
63
93
95
69
32
72
35
33
31
53
33
19
Из анализа данных о выбросах в атмосферу следует, что
они, как правило, возрастают с развитием промышленности,
энергетики и транспорта. В табл. 26.2.17 приведены значения
глобальных выбросов SO2 от разных" источников за период
1860—1985 гг., а в табл. 26.2.18— выбросы SO2, NO2 и пыли
за 1968 и 1980 гг. в разных странах мира.
Данные об изменении количества выбросов наиболее рас-
распространенных примесей в США с указанием их источников
за период 1940—1987 гг. приведены в табл. 26.2.19. В США
значительно снижены выбросы свинца: с 27,9 тыс. т/год
в 1978 г. до 8,1 тыс. т/год в 1987 г.
В СССР, согласно данным табл. 26.2.10, за период
1981—88 гг. суммарные выбросы, за исключением оксидов
азота, в основном стабилизировались. В целом суммарные
выбросы уменьшились на 5 %, несколько больше снизились
выбросы диоксида серы,
Глобальные выбросы SO2 (в пересчете на серу S)
от различных источников (млн. т/год) [53]
Год
Сжигание
угля
нефти
бурого
угля
1860
1870
1880
1890
1900
1910
1920
1930
1940
1950
1960
1965
1970
1975
1985
2
3
5
8
12
18
21
24
24,
25,
30,
31,
32,
35,
48,
,4
,6
,6
,4
,6
,8
,2
,2
,2 .
,8
,4
8
4
0
0
0
0
0
0
0
0
0
1
2
4.
8,
12,
16,
21,
25,
,0
,0
,0
,1
,2
,4
,7
,6
,3
,2
,3
,0
6
0
0
0,0
0,1
0,2
о,з
0,6
0,9
I,3
1,7
2,6
з,о
5,4
6,2
6 6
7^2
0,1
0,1
0,2
0,4
0,5
0,9
1,5
1,6
2,4
2,4
3,5
3,9
4,2
4,8
6,5
0,0
0,1
0,1
0,1
0,2
0,3
0,6
0,6
,2
,4
,5
,4
,2
,0
,0
2,5
3,9
6,1
9,3
14,1
21,3
25,0
27,1
32,7
36,8
48,6
55,3
62,0
69,0
90,0
Изменение выбросов оксидов азота и диоксида серы
в ряде стран дано в табл. 26.2.20 и 26.2.21. Выбросы оксидов
азота почти повсеместно растут. В ряде стран в связи с вве-
введением газоочистки выбросы сернистых соединений в послед-
последние годы несколько сократились. С целью снижения антропо-
антропогенных выбросов некоторых примесей, оказывающих вредное
воздействие, в макромасштабном и глобальном плане приняты
международные обязательства. В частности, в развитие «Кон-
«Конвенции о трансграничном загрязнении воздуха на большие
расстояния» A979 г.) государства Европы, США и Канада
должны снизить выбросы или трансграничные потоки SO2
470

Таблица 26.2.18
Выбросы вредных веществ (млн. т) в 1968 и 1980 Гг. [4]
Таблица 26.2.20
Страна
Диоксид
серы
1968 г. 11980 г.
I
Оксиды азота
1968>.
1980 г.
Пыль (твер-
(твердые вещества)
1968 г.
1980 г.
США 25,4 23,2 9,0
Великобритания 5,7 4,7
Япония 4,0 1,3
ФРГ 3,2 3,2
Италия 1,9 3,8
Франция 1,6 3,5
Канада 1,2 4,6
Испания 0,9 3,7
Бельгия 0,8 0,8
Голландия 0,7 0,5
Швеция 0,5 0,5
Дания 0,4 0,5
Австрия 0,3 0,4
Финляндия 0,2 0,4
Греция 0,2 0,7
Турция 0,2 0,6
,0
1,0
1,3
0,4
0,5
0,3
0,2
0,2
0,2
0,1
0,09
0,08
0,1
0,04
0,1
20,3
1,8
1,4
3,1
1,1
1,8
1,7
0,9
0,3
0,5
0,3
0,2
0,2
0,3
0,12
0,3
8,0
1,4
1,9
1,0
0.1
12
0
0
,0
,8
.3
0,3
0,2
0,1
0,12
0,02
0,02
0,08
0,02
0,01
0,5
0,2
0,4
0,4
0,04
0,04
0,03
0,07
0,04
0,06
0,6
Табица 26.2.19
Выбросы примесей (млн. т/год) от различных источников
в США за период 1940—1987 гг. [50, 61]
Год
1940
1950
1960
1970
1980
1983
1987
1940
1950
1960
1970
1980
1983
1987
1940
1950
1960
1970
1980
1983
1987
1940
1950
1960
1970
1980
1983
1987
1940
1950
1960
1970
1980
1983
19В7
Транспорт
CQ
X
ацио
и
* я
о «>
о а:
о
3 а
CQ
S
=?
ТОГ
Промыш-
Промышленные
процессы
Разные
источники
2,9
2,3
0,4
0,6
0,9
0,9
0,9
2,2
3,5
4,9
7,6
9,2
8,8
8,4
Диоксид серы
3,6
4,6
5,1
6,2
3,5
3,1
3,1
11,0
12,9
14,0
21,3
18,8
16,8
16,4
Оксиды азота
3,3
4,7
6,7
0,2
0,3
0,5
9,1
10,1
9,7
10,3
0,6
0,6
Пыль (твердые вещества)
2,7
2,1
0,7*
1,2
1,4
1,3
1,4
29,3
43,6
57,0
71,8
52,7
47,7
40,7
7,1
6,7
5,5
4,5
2,2
2,0
1,8
8,4
12,3
12,0
10,1
3,2
2,3
2,5
Оксид углерода
13,7
9,9
6,1
3,9
6,2
3,0
7,2
6,6
10,5
9,3
9,0
6,3
4,6
4,7
0,5
0,5
0,5
0,1
0,0
0,0
0,0
1,0
0,8
0,7
0,7
0,3
0,3
0,2
4,2
3,1
2,7
2,2
1,5
1,3
1,3
29,8
20,
15,1
13,6
9,8
8,3
8,8
Летучие органические соединения
3,2
8,9
11,1
12,3
8,2
7,2
6,0
3,9
2,6
1,6
0,9
1,7
2,1
2,3
3,2
5,2
6,1
8,7
8,9
7,5
8,3
5,4
4,6
4,5
5,1
9,5
3,1
3,0
Суммар-
Суммарный
выброс
18,0
20,3
20,0
28,2
23,2
20,8
20,4
6,7
9,3
12,8
18,1
20,1
19,4
19,5
22,4
24,2
20,9
18,8
8,3
6,9
7,0
79,4
84,8
87,5
98,3
75,0
67,6
61,4
13,7
20,3
23,3
27,0
22,3
19,9
19,6
Изменения выбросов оксидов азота (млн. т/год)
в период 1955—1983 гг. [531
Страна
Годы
1955
1965 1970
1975
1980
1983
США
Канада
ФРГ
Великобритания
Швеция
2,0
0,1
18,1
1,3
2,4
1,7
0,3
.19,1
1,6
2,7
1,7
0,3
20,3
1,7
3,1
1,8
0,3
19
3
1
,4
,1
,6
Таблица 26.2,21
Изменения выбросов диоксида серы (млн. т/год)
в период 1955—1983 п\ [53]
Страна
Годы
1955
1965 1970 1975 1980 1983
США
Канада
ФРГ
Великобритания
Швеция
Финляндия
4,5
0,5
0,1
6,6
3,2
0,8
0,4
28,2
6,7
3,6
5,7
0,9
0,5
25,6
5,6
3,6
5,1
0,7
0,6
23,2
4,6
3,2
4,7
0,5
0,6
20,6
3,0
3,7
0,3
0,7
на 30 % по отношению к их величинам в 1980 г. Рассматри-
Рассматривается вопрос о дальнейшем снижении выбросов SO2, а также \
стабилизация выбросов оксидантов азота в последующий пе- j
риод. Согласно Конвенции об охране озонного слоя Земли /
A985 г.), ведущие промышленные страны Запада и СССР |
решили прекратить производство и использование хлорфторуг- »
леродов к 2000 г. [30]. ——" '
Поскольку приводимые данные о выбросах недостаточно
строги, между значениями, представленными в таблицах,
встречаются некоторые различия.
В связи с возможным влиянием на изменение климата
большое значение приобретает быстрый рост выбросов СО2
и фреонов (хлорфторуглеродов) в атмосферу (табл. 26.2.22
и 26.233)" - - ¦ • т
Таблица 26.2.22
Глобальные выбросы СО2 (млн. т С) от антропогенных
источников [60]
Год
твердое
Сжигание
жидкое
топлива
газ
природ-
природный
другие
виды
Р
s
Сумма
выброс
1950
1955,
1960
1965
1970
1975
1980
1984
1,078
1,215
1,419
1,467
1,595
1,715
1,924
2,103
425
625
850
1.
1
2.
2.
,221
,839
,132
,408
2,268
97
150
235
352
516
621
724
784
23
30
39
55
88
96
78
47
18
30
43
59
78
96
121
128
1,639
2,050
2,586
4,154
4,116
3,500
5,266
5,335
Таблица 26.2.23
Выбросы фреонов (т/год) в атмосферу [53]
Год
1931
1941
1951
1961
1965
Фреон-11
0
0,1
7,6
52
108
Фреон-12
0,1
3
32
100
175
Год
1970
1975
1980
1985
Фреон-11
207
311
251
281
Фреон-12
300
404
333
368
471

26.3. КРИТЕРИИ КАЧЕСТВА
АТМОСФЕРНОГО ВОЗДУХА
И ПОСЛЕДСТВИЯ ЗАГРЯЗНЕНИЯ АТМОСФЕРЫ
Основными критериями качества атмосферного воздуха
являются предельно допустимые концентрации (ПДК) для на-
населенных мест.
В соответствии с ГОСТ 17.2.1.04-77 [20] под ПДК пони-
понимается максимальная концентрация примеси в атмосфере, ко-
которая отнесена к определенному времени осреднения и при
периодическом воздействии или на протяжении всей жизни
человека не оказывает на него вредного действия, включая
отдаленные последствия, и на окружающую среду в целом.
В 1964 г. Комитет Всемирной организации здравоохра-
здравоохранения установил четыре уровня загрязнения воздуха — отсут-
отсутствие влияния, раздражение, хронические заболевания и острые
заболевания. В СССР при установлении ПДК принят самый
низкий уровень, т. е. случаи, когда не обнаруживается ника-
никакого влияния.
Для определения ПДК используются высокочувствитель-
высокочувствительные тесты экспозиции. Под тестом экспозции понимают пока-
показатель, характеризующий содержание вредного вещества или
продуктов его превращения в организме человека, или сте-
степень угнетения активности определенных ферментов, соответ-
соответствующую общей поглощенной дозе вредного вещества. Так,
в качестве теста экспозиции используются реакции изменения
световой чувствительности глаза, биопотенциалов головного
мозга и другие, позволяющие обнаруживать минимальные воз-
воздействия токсичных веществ на организм человека.
Для определения резорбтивного (длительного) воздействия
токсичных веществ проводят эксперименты на животных с при-
применением физиологических, биохимических, иммунобиологиче-
иммунобиологических и других тестов, а также используются материалы эпи-
эпидемиологических исследований. К полученным лабораторным
данным о пороге воздействия в ряде случаев вводят дополни-
дополнительно коэффициенты запаса, снижающие эти пороги в не-
несколько раз (иногда в 100).
По степени воздействия на организм вредные вещества
подразделяют на четыре класса опасности.
Класс опасности вредных веществ устанавливают в зави-
зависимости от норм и показателей, приведенных в табл. 26.3.1.
Таблица 26.3.1
Классы опасности вредных веществ [18]
Показатель
Класс опасности
2-й
3-й
4-й
ПДК вредных ве- <0,1 0,1 — 1,0 1,1 — 10,0 >10,0
ществ в воздухе ра-
рабочей зоны, мг/м3
Средняя смертельная
доза, мг/кг
при введении в же- <15 15—150 151—5000 >5000
лудок
при нанесении на <100 100—500 501—2500 >2500
кожу
Средняя смертельная <500 500-5000 5001—50 000 >50 000
концентрация в воз-
воздухе, мг/м3
Коэффициент воз- >300 300—30 29—3 <3
можности ингаляци-
ингаляционного отравления
Зона острого дейст- <6,0 6,0—18,018,0—54,0 > 54,0
вия
Зона хронического >10,0 10,0-5,0 4,9—2,5 <2,5
действия
Отнесение вредного вещества к тому или иному классу
опасности производят по показателю, значение которого соот-
соответствует наиболее высокому классу опасности.
Министерство здравоохранения СССР периодически утвер-
утверждает предельно допустимые концентрации вредных веществ
в атмосферном воздухе населенных мест, среди которых выде-
выделяются два типа ПДК: максимально разовые (ПДКРаз) и сред-
среднесуточные (ПДКсут). Первая относится к 20—30-минутному
интервалу времени осреднения и определяет кратковременное
Таблица 26.3.2
Предельно допустимые концентрации (ПДК) загрязняющих
веществ в атмосферном воздухе населенных мест [42]
Вещество
ПДК мг/м3
максималь-
максимальная разовая
среднесуточ-
среднесуточная
Класс
опасности
Азота диоксид
Азота оксид
Акролеин
Аммиак
Ангидрид сернистый
Ангидрид фосфорный
Анилин
Ацетон
Белок пыли белково-ви-
таминного концентрата
(БВК)
Бенз(а)пирен
Бензин (нефтяной, ма-
малосернистый, в пересче-
пересчете на углерод)
Бензол
Бром
Ванадия пентаксид
Твердые вещества
Диметиламин
Диметилсульфид
Кадмия оксид (в пере-
пересчете на кадмий)
Кампролактам (пары,
аэрозоль)
Карбонат циклогексил-
амина (КЦА)
Кислота азотная по мо-
молекуле
Кислота серная по моле-
молекуле
Марганец и его соедине-
соединения (в пересчете на ди-
диоксид марганца)
Метилмеркаптан
Мышьяк, неорганические
соединения (в пересчете
на мышьяк))
Нафталин
Озон
Ртуть металлическая
Сажа
Свинец и его соедине-
соединения кроме тетраэтилен-
свинца (в пересчете на
свинец)
Свинец сернистый (в пе-
пересчете на свинец)
Сероводород
Сероуглерод
Толуол
Углерода оксид
Фенол
Формальдегид
Фтористые соединения
(в пересчете на фтор):
Газообразные соединения
(фтористый водород, че-
тырехфтористый крем-
кремний)
Хорошо растворимые
неорганические фториды
(фторид натрия, гекса-
фторосиликат натрия)
Этилен
0,085
0,6
0,03
0,2
0,5
0,15
0,05
0,35
—
5
1,5
—
0,5
0,005
0,08
—
0,06
0,07
0,4
0,3
0,01
9.10
—
0,003
0,16
—
0,15
—
—
0,008
0,03
0,6
5
0,01
0,035
0,02
0,03
3
0,04
0,06
0,03
0,-04
0,05
0,05
0,03
0,35
0,001
0,1 мкг/100 м3
1,5
0,1
0,04
0,002
0,15
0,005
—
0,001
0,06
—
0,15
0,1
0,001
—
0,003
0,003
0,03
0,0003
0,05
0,0003
0,0017
—
0,005
0,6
3
0,003
0,003
0,005
0,01
3
2
3
2
4
3
2
2
4
2
1
4
2
2
1
3
2
4
2
3
3
2
2
2
2
4
4
1
1
3
1
1
2
2
3
4
2
2
2
2
3
воздействие на организм человека, вторая, так называемая
среднесуточная определяет длительное время воздействия, без
строгого фиксирования его продолжительности, и практически
представляет собой среднегодовое значение ПДК.
472

Таблица 26.3.3
Значения максимально разовых ПДК
Вещество
Страна
Вещество
Страна
Азота диоксид
Азота оксиды
Азота оксид
Акролеин
Аммиак
Анилин
Ацетон
Взвешенные ве-
вещества (пыль не-
нетоксичная)
Диметиламин
Диметилсульфид
Капролактан
Метил меркаптан
Окислители
Свинец
Сажа (копоть)
Серная кислота
(по молекуле
H2SO4)
Сероводород
Серы диоксид
0,085 Болгария, Югославия
0,30 ФРГ, Румыния, Чехословакия,
Финляндия
0,41 Канада
0,10 ФРГ
0,45 Испания
0,60 Италия
2,0 ФРГ
0,8 ФРГ
0,02 ФРГ
0,025 ФРГ
0,3 Болгария, Венгрия, Чехосло-
Чехословакия, Югославия
0,2 Болгария, Венгрия, Чехослова-
Чехословакия
0,3 ФРГ, Румыния
1,5 Венгрия
0,05 Болгария, ФРГ, Румыния, Че-
Чехословакия
2,4 ФРГ
0,35 Болгария, Венгрия, Югославия
1,0 ФРГ
5,0 Румыния
24,0 Израиль
180 Венгрия
360 ФРГ
0,1 A ч) Швеция
0,2 A ч) Япония
0,5 Болгария, ФРГ, Румыния,
Финляндия, ФРГ, Чехослова-
Чехословакия
0,6 Испания
0,75A ч) Италия
0,015 ФРГ
0,06 ФРГ
0,08 Болгария, ФРГ, Югославия
0,06 Болгария, Югославия
0,1 ФРГ
9«10~6 Болгария, Югославия
МО ФРГ
0,1 Румыния
0,12 A ч) Япония
0,24 A ч) США
0,2 A ч) Аргентина
0,002 Венгрия
0,05 Италия
0,15 Болгария, ФРГ, Румыния, Че-
Чехословакия
0,05 ФРГ
0,3 Болгария, Венгрия, Румыния,
Югославия
0,008 Болгария, Венгрия, Чехослова-
Чехословакия, Югославия
0,01 Испания
0,015 ФРГ
0,03 Румыния
0,05 ФРГ
0,1 Италия
0,15 Финляндия
0,3 Венгрия
0,26 A ч) Япония
0,5 Болгария, ФРГ, Чехословакия,
Югославия
0,6 A ч) Швеция
0,625 Финляндия
0,75 Израиль, Италия, Румыния,
ФРГ
0,8 Испания
Сероуглерод
Толуол
Углеводороды
(суммарные)
Углерода оксид
0,03
0,045
0,45
0,6
60
5,0
Болгария, ФРГ, Румыния,
Чехословакия, Югославия
Польша
Израиль
Болгария,
ФРГ
Израиль
ФРГ, Югославия
53,3
2,5 A
3,0
ч)
Фенол
Формальдегид
Фосфорный ангид-
ангидрид
Фториды газооб-
газообразные и хорошо
растворимые
Фториды неорга-
неорганические, плохо
растворимые
Хлор
Этилен
6,0
30
40 A ч)
45
57,7
57,7 A ч)
0,01
0,03
0,1
0,3
0,6
0,03
0,035
0,05
0,15
Италия
Япония
Болгария, ФРГ, Польша, Юго-
Югославия
Румыния, Чехословакия
Финляндия
США, ФРГ
Испания
Италия
Аргентина
Болгария, Югославия
ФРГ
Румыния
Чехословакия
ФРГ
Румыния
Болгария, ФРГ, Югославия
Чехословакия
ФРГ
0,005 ФРГ
0,02—0,03 Болгария, ФРГ, Испания,
Польша, Югославия
0,2 ФРГ
0,1 Болгария, ФРГ, Чехословакия,
Югославия
0,3 Испания, Румыния
0,6 Италия, ФРГ
3,0 Болгария, ФРГ, Югославия
ФРГ
Примечание. В скобках указано время, к которому
относится ПДК, если это время отлично от 20—30 мин.
При наличии в атмосферном воздухе нескольких ингре-
ингредиентов с концентрациями Си ^2, • • •» с« учитывается суммация
их вредного воздействия
"+ uuv. + ••• + пик < ь
ПДК1 "
Так, в частности, должно суммироваться действие диок-
диоксида серы с диоксидом азота, фенолом, фтористым водородом
и рядом других примесей.
Список почти 300 веществ, чьи предельно допустимые
концентрации в воздухе населенных мест и класс опасности
утвержден Минздравом СССР в 1984 г.; ПДК наиболее рас-
распространенных веществ представлен в табл. 26.3.2 [42].
Значения ПДК, принятые за рубежом, также относятся
к 20—30-минутному или одночасовому периоду осреднения
(табя. 26.3.3) [И, 67].
В 1972 г. Конгресс США принял два типа стандартов
качества воздуха. Первичный стандарт используется для
оценки загрязнения воздуха, угрожающего здоровью людей,
а вторичный — определяет нормы загрязнений с учетом усло-
условий безопасности обитания людей при отсутствии вредного
влияния примесей на растения, животных, строительные мате-
материалы (табл. 26.3.4).
Иногда особо устанавливаются критерии интенсивного
загрязнения воздуха в городах и промышленных районах,
которые могут сопровождаться тяжелыми заболеваниями или
даже смертельными случаями. При этом выделяется несколько
групп или степеней загрязнения воздуха, в том числе значи-
значительное, умеренное и слабое, в зависимости от средней кон-
концентрации или некоторых интегральных показателей по всему
городу или району в целом. С 1955 г. в США в штате Кали-
60 Заказ № 46
473

Таблица 26.3.4
Стандарты качества воздуха в США [67]
Вещество
Время
осредне-
осреднения
Стандарт, мкг/м3
первичный
вторичный
Диоксид серы
Оксид углерода
Диоксид азота
Углеводороды
Твердые вещества
Озон и фотохимические
окислители
Свинец
1 год
24 ч
3 ч
8 ч
1 ч
1 год
3 ч
1 год
24 ч
1 ч
3 мес
80
365*
10 000*
40 000 *
100
160*
75
260*
160*
1,5
60
260*
2 300*
10 000*
40 000 *
100
160*
60
150*
160*
* Допускается не более одного раза в год.
форния при возникновении фотохимических смогов вводится
серия «дымовых тревог», или начальных уровней опасных
«эпизодов» загрязнения воздуха. В 1974 г. Агентство по
охране окружающей среды США [54] ввело новые уровни та-
таких тревог:
1-й — настораживающий,
2-й — предостерегающий,
3-й — критический,
4-й — очень опасный.
Для каждого уровня установлены характерные значения
концентрации фотоокислителей, в том числе озона и четырех
наиболее распространенных примесей: SO2, пыли (твердые
частицы), СО, NO2 (табл. 26.3.5).
В случае если концентрация хотя бы одной из упо-
упомянутых выше примесей достигнет значений, указанных
Таблица 26.3.5
Значения концентраций некоторых веществ
при различных уровнях тревоги в США
Примесь
5 в
Концентрация
мг/м8
5
т
Окислители (озон)
Диоксид серы
Пыль (твердые вещества)
Оксид углерода
Диоксид азота
1
2
3
4
1
2
3
4
1
2
3
4
1
2
3
4
0,1
0,4
0,5
0,6
0,3
0,6
0,8
1,0
0,2
0,8
1,0
1,2
0,8
1,6
2,1
2,6
0,3
0,6
0,8
1,0
1
1
1
1
24
24
24
24
24
24
24
24
15
30
40
50
75
125
17
34
46
58
86
144
0,2
0,6
0,3
1,2
0,4
1,6
0,5
2,0
0,28
1,13
0,56
2,26
0,75
3,0
0,94
3,0
8
8
8
8
4
1
24
1
24
1
24
1
24
1
в табл. 26.3.5, объявляется соответствующая тревога. Чем
выше уровень тревоги, тем, естественно, он встречается реже.
По данным [62], в районе Лос-Анджелеса в 1955—1971 гг. за
четыре месяца летне-осеннего периода в среднем было объ-
объявлено 15 настораживающих тревог по концентрации озона,
т. е. о наступлении фотохимического смога. Установлено, что
при наступлении очень опасного уровня затрудненное дыхание
и боли в груди отмечаются даже у здоровых людей, а у лиц
со слабым здоровьем и более серьезные последствия.
Аналогичные тревоги объявляются в Японии и некоторых
других странах. Однако зависимости- эти еще недостаточно
исследованы. Нередко отмечаются случаи повреждения де-
деревьев, особенно хвойных, при весьма малых концентра-
концентрациях SO2. Обнаружены существенные повреждения сосновых
насаждений даже на сравнительно большом удалении от ряда
крупных ТЭС и накопление фтористых соединений в расти-
растительности на значительном удалении от заводов по производ-
производству алюминия.
Мало изучено и явление синергизма — совместного влия-
влияния на растения некоторых ингредиентов, хотя имеются и оп-
определенные указания на совместное воздействие SO2 и HCI,
SO2 и О3, SO2 и NO2. Критерии, аналогичные ПДК, предлага-
предлагаются и в отношении воздействия на растительность. Для раз-
разных видов растений, как культурных, так и дикорастущих,
рассматриваются некоторые пороговые концентрации вредных
примесей в воздухе, а также чувствительность растений к при-
примесям в различных концентрациях и в зависимости от продол-
продолжительности их воздействия. Однако полученные результаты
большей частью не утверждались законодательными органами
в качестве ПДК или соответствующих стандартов, как это
сделано в отношении веществ, приведенных в табл. 26.3.3.
В основном они являются результатами научно-исследователь-
научно-исследовательских разработок, не получивших должного внедрения
в практику.
Наиболее подробно изучено влияние диоксида серы. В об-
обзоре, составленном по материалам исследований 1920—1930 гг.
[22], приводятся лабораторно-экспериментальные данные
О'Хара о сравнительной чувствительности примерно 100 видов
растений к воздействию SO2 в условных единицах, причем за
единицу принята чувствительность люцерны. В табл. 26.3.6
даны некоторые из этих показателей.
Таблица 26.3.6
Сравнительная чувствительность растений к SO2
Растение
Чувствительность
усл. ед.
1,0
1,3
1,4
1,5
2,1
2,2—3,0
2,3
3,0
4,0
4,2
7—15
Слабая
„
Средняя
,,
Значительная
Ячмень
Овес
Клевер
Пшеница
Горох
Виноград
Абрикос
Картофель
Кукуруза
Огурцы
Сосна
Для самой люцерны установлено, что начальные признаки
ее повреждения появляются при концентрации SO2 (условно
ее обозначим ПДК')» равной 3,3 мг/м3, или 1,2 млн., при
длительности воздействия 1 ч.
В более поздних работах требования к чистоте воздуха
по отношению к растительности повысились. В табл. 26.3.7
даны принятые в ФРГ значения стандартов качества воздуха
(максимальные разовые ПДК) для растительности.
Таблица 26.3.7
Максимальные разовые ПДК для
растительности в ФРГ [22]
Вещество
ПДК, мг/м»
Фтористый водород 0,004
Соляная кислота 0,2
Диоксид серы 0,4
474

В работах, выполненных в СССР [36], получены макси-
максимальные разовые ПДК для растительности (табл. 26.3.8). От-
Отмечается, что при концентрации SO2, равной 0,02 мг/м3, нару-
нарушается лесной фитоценоз.
Таблица 26.3.8
Максимальные разовые ПДК для растительности в СССР
д^мкг/д/г
Вещество
Диоксид серы
Оксид азота
Хлор
Пары серной кис-
кислоты
Аммиак
пдк
мг/м3
0,02
0,05
0,025
0,1
0,05
Вещество
Формальдегид
Сероводород
Метанол
Бензол
Циклогексан
пдк
мг/м3
0,2
0,02
0,2
0,1
0,2
Группа экспертов ВОЗ для оценки воздействия SO2 на
окружающую среду, человека и растительность рекомендовала
пользоваться графиком, приведенным на рис. 26.3.1 [60]. Из
сми/r—
O,QS OJ
Рис. 26.3.1. Зависимость между
концентрацией SO2, при которой
повреждаются растения, и време-
временем воздействия t.
I — область значений концентраций SO2
и продолжительности воздействия, при
которых установлено повреждение рас-
растительности; // — не установлено по-
повреждение.
рисунка следует, что максимальные разовые ПДК Для расти-
растительности больше принятых в табл. 26.3.3. Таким образом,
можно заключить, что использование значений ПДК из
табл. 26.3.3 позволяет во многих случаях обеспечить и необ-
необходимые условия для защиты растений от повреждения вслед-
вследствие загрязнения воздуха.
Загрязнение атмосферы причиняет значительный ущерб
здоровью населения и окружающей среде. Установлена зави-
зависимость числа заболеваний хроническим бронхитом, эмфиземой
легких, астмой от степени загрязнения воздуха.
Повышение в атмосфере концентрации канцерогенных ве-
веществ, содержащихся в продуктах сгорания топлива и отхо-
отходах различных производств, привело к тому, что за последние
50 лет число заболеваний раком легких во многих странах
возросло в 10 раз. В городах число случаев этого заболевания
среди некурящих в два раза больше, чем в сельской местно-
местности, а среди курящих в 10 раз больше.
В результате постоянного увеличения выбросов автотранс-
автотранспортом содержание свинца в крови жителей ряда городов
значительно превышает таковое у сельского населения. Так,
в отдельных районах США эта разность составила 30—40 %,
а у лиц, обслуживающих автомашины, она еще на 50 %
больше [6]. На рис. 26.3.2 показано изменение среднего содер-
содержания свинца в крови и содержание свинца в использованном
бензине в США за период с февраля 1976 г. по февраль
1980 г. [50].
При сравнительном изучении заболеваемости бронхиаль-
бронхиальной астмой у детей вследствие загрязнения воздуха наиболее
высокая заболеваемость отмечалась у детей, проживающих
в городских районах с интенсивным движением автомашин [23].
В результате исследований, проведенных Брукхейвенской
национальной лабораторией, установлено, что на счет выбро-
выбросов, образующихся при сжигании угля можно отнести при-
примерно 48 тысяч случаев со смертельным исходом, т. е. 25 %
от ежегодного числа смертей в США. В докладе сенату США
Рис. 26.3.2. Изменение содержания свинца
в крови (qf) и использованном бензине (pf).
в 1975 г. указывалось, что ежегодно выбросы диоксида серы
от тепловой электростанции мощностью 1000 МВт, работаю-
работающей на угле, вызывают 40 тысяч случаев хронических заболе-
заболеваний легких, 400 тысяч человеко-дней с выраженными симпто-
симптомами сердечных болезней, 80 тысяч приступов астмы и смерть
20 человек [64, 68].
Загрязнение атмосферы приводит к значительному повре-
повреждению растительности. Во многих городах и вблизи них
исчезают сосна и другие породы деревьев. За последнее
время в Центральной Европе повреждено почти 1 млн. га
хвойных лесов, или 10 % от общей площади леса. Общая
площадь пораженных лесов, значительная часть которой свя-
связана с воздействием загрязнения атмосферы, в Европе (без
СССР) и Северной Америке составляет более 6 млн. га, в том
числе в ФРГ —3,7 млн. га, ГДР —0,22 млн. га, Польше —
0,38 млн. га, ЧССР — 0,3 млн. га, в Канаде—1—1,5 млн. га,
США — 0,5 млн. га.
Загрязнение воздуха значительно усиливает коррозию ме-
металлов. В районах размещения химических комбинатов ско-
скорость коррозии железа и алюминиевых сплавов во много раз
больше, чем в сельской местности. Так, в Бомбее коррозия
металлов происходит в 3—6 раз быстрее, чем в других при-
прибрежных районах Индии [4]. Загрязнение воздуха причиняет
огромный ущерб памятникам культуры.
В области с большой запыленностью воздуха важно учи-
учитывать характеристики аэрозолей на открытом воздухе,
а также агрессивные свойства ряда аэрозолей. Известно, что
вынос морских солей усиливает коррозию металлов на побе-
побережье. Данные об уменьшении концентрации морских аэрозо-
аэрозолей с удалением от побережья используют, в частности, ,для
определения расстояния, на котором следует размещать линии
электропередачи. Агрессивными свойствами обладают некото-
некоторые почвенные аэрозоли. В пыли солончаковых почв Средней
Азии содержится значительное количество сульфатов, способ-
способствующих ускорению коррозии металлов. Определение радиуса
влияния таких почв, а также оценка вертикального и гори-
горизонтального распределения пыли в приземном слое над ними
должны приниматься во внимание при проектировании линий
связи и различных сооружений.
Согласно выполненным оценкам, в среднем годовой ущерб
от загрязнения атмосферы в развитых странах составляет
10—100 рублей на одного человека [4]. В США ежегодный
ущерб определяется в 20—25 млрд. долларов, в СССР —
10—15 млрд. руб.
Значительную угрозу представляют аварийные ситуации.
В работе [33] приводится сводка наиболее крупных в мире
аварий, связанных с особо опасным загрязнением воздуха. От-
мечэется, что в США с 1950 по 1980 г. число аварийных
ситуаций при нефтепереработке возросло в 2,6 раза, почти
в 6 раз увеличилось число жертв и в 11 раз — экономический
ущерб. В нефтепереработке ежегодно случается 1500 аварий,
4 % которых сопровождается гибелью людей A00—150 чело-
человек), с материальным ущербом до 100 млн. долларов. В июле
1976 г. произошла крупная авария на химическом заводе
в г. Совезо (Италия). В результате взрыва в атмосферу было
выброшено 2—2,5 кг диоксина, что привело к заражению тер-
территории площадью 18 км2 и эвакуации из нее около 1000 че-
человек. Летом 1981 г. в Мексике произошла авария трейлера
с хлором. Серьезно пострадали 1000 человек и 29 погибли.
В 1984 г. в результате аварии на химическом заводе в Бхо-
Бхопале4 (Индия) погибли тысячи человек, десятки тысяч были
поражены тяжелыми легочными заболеваниями. Ряд крупных
аварий отмечены в СССР. Одной из самых значительных, по-
60*
475

влекших за собой большие человеческие жертвы, является
взрыв на продуктопроводе Западная Сибирь—Урало-Поволжье
вблизи Перми в 1989 г.
Загрязнение атмосферы может вызывать существенное из-
изменение метеорологических процессов и климата на доста-
достаточно больших площадях. Наиболее четко это проявляется
в образовании микроклимата города, возникновении так на-
называемого острова тепла и др.
Одним из важных факторов воздействия на климат яв-
является увеличение выбросов СО2, образующегося в результате
сжигания топлива, фреонов и других сравнительно малых
газовых примесей (см. табл. 26.2.22 и 26.2.23). К ним отно-
относится и увеличение количества аэрозоля, которое вызывает
снижение солнечной радиации. Как было отмечено выше
(см. табл. 26.2.1), запыленность воздуха увеличивается в ре-
результате поступления в атмосферу промышленной пыли, об-
образования вторичных аэрозолей, а также вследствие значи-
значительного поступления пыли при распашке почв и опустынива-
опустынивании земель под влиянием деятельности человека. С развитием
промышленности быстро возрастает выделение в атмосферу
тепловой энергии. К наиболее крупным источникам теплового
загрязнения относятся электростанции: при конденсации вы-
выбрасываемой ими влаги образуются искусственные облака и
туманы, которые могут вызывать нежелательные последст-
последствия— нарушение метеорологического режима. Так, на Аляске
и в других полярных областях выделение водяного пара при
сжигании топлива на электростанциях часто приводит к появ-
появлению в холодное время года ледяных туманов, затрудняющих
работу близлежащих аэропортов. Конденсация большого коли-
количества влаги приводит к гололеду и обледенению проводов,
снижению видимости и уменьшению продолжительности сол-
солнечного сияния.
26.4. ОРГАНИЗАЦИЯ СИСТЕМЫ КОНТРОЛЯ
ЗАГРЯЗНЕНИЯ ВОЗДУХА
В настоящее время во многих городах промышленно раз-
развитых стран создается сеть пунктов наблюдения (монито-
(мониторинга) за загрязнением воздуха [28, 29, 40] За последнее
десятилетие данная система получила значительное расшире-
расширение и развитие. Увеличилось число городов, в которых ведется
контроль за загрязнением воздуха, число пунктов наблюдений
в них и наблюдаемых ингредиентов. Разработаны новые ме-
методы и технические средства измерений, в том числе автома-
автоматические приборы и системы контроля.
Характерной особенностью развития мониторинга явля-
является и то, что организацией и совершенствованием-его в ряде
стран активно занялись метеорологические ведомства. Это по-
позволило повысить научно-технический уровень проводимых
наблюдений и одновременно с измерением концентраций вред-
вредных веществ изучить метеорологические, топографические и
другие факторы, определяющие их распределение в атмосфере.
За последние 20 лет органами Государственного комитета
СССР по гидрометеорологии почти в 360 городах создана
разветвленная сеть пунктов, в которых ведутся регулярные
наблюдения за концентрациями атмосферных примесей и ме-
метеорологическими элементами. На базе этой сети с привлече-
привлечением пунктов наблюдений я системе здравоохранения и дру-
других ведомств образована Общегосударственная служба наблю-
наблюдений и контроля загрязнения природной среды и, в частно-
частности, атмосферы. Эта служба охватывает в общей сложности
более 450 городов.
В ттелях "обеспечения успешной деятрльчости данной
службы были проведены обширные исследования и организа-
организационные мероприятие. Сочетание теоретических и эксперимен-
экспериментальных исследований позволило в работе службы избежать
л. свойственного ряботям более ряннего периода зя
Построение теории пясппостпанечия ппимег^й о^
источников ^яло ро^'ожность устяттовить принципы опгя и пор-
порции службы и оптимизации системы наблюдений, включая
выбор репрезентативных мест и "ястотьт наблюдении, я тякжр
выбор метода янялизя и интерпретации опытных данных.
Выли рязработаны необходимые методы янялиза, оборудова-
оборудование- и инструкции по их применению. Гогкомги^пометом и
Министерством ?дпявоохранения СССР издано «Руководство
гто контролю за загрязнением атмосферы» [391, обеспечиваю-
обеспечивающее единство применяемых в стране для этой цели методов,
улучшение лабораторных способов анализа, расширение числя
определяемых веществ, использование более точных и удоб-
удобных приемов отбора проб, а также способов обработки и об-
обобщения данных наблюдений. В Руководстве отражены пер-
первые работы по метрологическому обеспечению технических
средств и методов контроля загрязнения воздуха. Дальнейшее
развитие они получат при подготовке следующего издания
этого Руководства. Введен ГОСТ на правила контроля каче-
качества воздуха населенных пунктов [21].
Система мониторинга в городах включает три типа наблю-
наблюдений — стационарные, маршрутные и передвижные (подфа-
кельные). На стационарных постах наблюдений устанавлива-
устанавливаются специальные павильоны, оснащенные аппаратурой для
отбора проб воздуха и непрерывной регистрации содержания
вредных примесей в атмосфере, а также приборами для опре-
определения метеорологических параметров. На маршрутных по-
постах проводится систематический отбор проб воздуха и ме-
метеорологические наблюдения с помощью передвижных авто-
автолабораторий. Передвижные наблюдения с автомашин эпизо-
эпизодически проводятся для определения концентрации под дымо-
дымовыми или газовыми факелами крупных предприятий. Пункты
наблюдения размещаются обычно в репрезентативных местах,
в которых согласно теоретическим исследованиям, можно
ожидать максимум определяемой концентрации примеси, на
сравнительно открытых и продуваемых местах, а также вблизи
автомагистралей. Проведенные исследования показали, что
можно ограничиться одним стационарным пунктом на пло-
площади 10—15 км2; в пересеченной местности и при неравно-
неравномерном расположении производственных объектов плотность
размещения пунктов увеличивается. Один-два пункта иногда
располагают за городом, в районах перспективного жилищ-
жилищного строительства, в зонах отдыха и т. д.
Пробы отбираются регулярно несколько раз в день, авто-
автоматические газоанализаторы действуют круглосуточно. В боль-
большинстве городов организованы систематические наблюдения
за наиболее распространенными примесями — диоксидом серы
(SO2), оксидом углерода (СО), пылью, диоксидом азота
(NO2) и за специфическими ингредиентами, характерными для
промышленных объектов данного города. В СССР ведутся
измерения концентрации в воздухе более 100 вредных ве-
веществ.
Установленные на постах павильоны и автолаборатории
являются типовыми. Для учета влияния микроклимата города
на стационарных пунктах проводятся наблюдения за скоро-
скоростью и направлением ветра и градиентом температуры в при-
приземном слое воздуха. По специальной программе разрабаты-
разрабатываются автоматические газоанализаторы. На сети наблюдений
начинают использоваться автоматические газоанализаторы,
предназначенные для регистрации концентрации наиболее рас-
распространенных примесей: ГКП-1 для диоксида серы, ГМК-3
для оксида углерода, автоматические газоанализаторы пере-
переносного типа на диоксид серы и сероводород — «Атмосфера-1»,
на хлор и озон — «Атмосфера-2» и оксид углерода — «Палла-
«Палладию». Создан ряд электроаспираторов на сетевом и батарей-
батарейном питании, позволяющих отбирать как разовые 20-минутные,
так и среднесуточные пробы воздуха. Часть из них выпуска-
выпускается серийно, другая рекомендована к серийному произ-
производству.
Для ряда городов СССР создается автоматическая си-
система контроля качества воздуха в различных пунктах с пе-
передачей информации по каналам телефонной связи на цен-
центральный пункт.
Разрабатывается централизованная система анализа проб
воздуха [121. В настоящее время пробы воздуха в основном
отбираются в жидкие поглотители, не предназначенные для
длительного хранения и пересылки, поэтому почти во всех
городах, в которых ведутся наблюдения, имеются химические
лаборатории. Однако наличие значительного числа небольших
лабораторий позволяет контролировать содержание только
части ингредиентов. Для определения множества других при-
примесей в атмосфере требуется специальная аппаратура, не
всегда доступная для применения в сетевых условиях. В связи
с этим созданы новые методы отбора проб с использованием
твердых сорбентов.
Использование новых типов углеродных сорбентов для
отбора проб органических веществ на газохроматографический
анализ в экспериментальных исследованиях загрязнения воз-
воздуха ряда городов позволило обнаружить более 150 видов
токсичных веществ. Разработаны методы спектроскопического
и атомно-абсорбционного анализов состава атмосферных осад-
осадков и аэрозолей, предназначенные для определения десятков
различных металлов и других примесей.
Пповеденная работа дает возможность создать в стране
несколько центральных лабораторий, оборудованных совре-
современной аппаратурой для точного определения концентрации
разнообразных ингредиентов. Такая оргянизания анализа проб
воздуха экономит значительные средства, позволяет проводить
измерения с помощью высокоточных сложных приборов, кото-
476

рые нельзя широко использовать в лабораториях существую-
существующего типа.
При организации контроля за чистотой атмосферы дли-
длительное время упускался один из важнейших ее видов —непо-
—непосредственный контроль за источниками и инвентаризация их
выбросов. Введенная с 1975 г. ежегодная статистическая от-
отчетность предприятий, включает сбор сведений о количестве
и объеме выбрасываемых веществ, очистной аппаратуре, вы-
выполнении плановых мероприятий по оздоровлению воздушного
бассейна. К настоящему времени такие сведения получены
более чем по 500 городам с учетом вклада в суммарные вы-
выбросы отдельных отраслей народного хозяйства.
Система мониторинга включает передачу полученной ин-
информации заинтересованным организациям в виде экстренных
предупреждений о высоких уровнях загрязнения, а также
периодических сводок о состоянии воздушного бассейна.
Для обработки и совершенствования методов анализа
материалов наблюдений внедряется современная вычислитель-
вычислительная техника. Наряду с обработкой данных измерений на ме-
местах ведется централизованная обработка материалов с по-
помощью ЭВМ.
Большая работа по развитию мониторинга качества воз-
воздуха с широким участием метеорологов выполнена в Волга;
рии, Монголии и других странах [7].
Система мониторинга значительно расширилась и усовер-
усовершенствовалась в Японии, ФРГ, Великобритании, Франции и
США, где с этой целью был осуществлен ряд специальных
программ. Например, в США одна из них (региональные ис-
исследования загрязнения воздуха) осуществлялась в 1974—
1976 гг. Проведенные наблюдения должны были способство-
способствовать моделированию загрязнения воздуха в городе с учетом
фотохимических превращений примесей и выработке меро-
мероприятий по оздоровлению воздушного бассейна. Ставилась
также задача на примере одного из городов разработать
методические рекомендации по мониторингу в других городах.
В качестве базового города был избран Сент-Луис, в котором
была создана разветвленная сеть пунктов наблюдения, обес-
обеспечены условия для определения большого числа необходимых
параметров, автоматизации сбора и анализа полученной ин-
информации. Значительное внимание уделялось определению
концентрации окислителей, за которыми наблюдения велись
на 25 пунктах, диоксида серы и др.
На территории Сент-Луиса и прилегающей к нему обла-
области общей площадью 4000 м2 в 1971—1977 гг. осуществлялась
также крупная программа МЕТРОМЭКС по изучению зави-
зависимости между загрязнением воздуха и метеорологическими
параметрами.
По программе «Региональный сульфатный эксперимент»
осуществлялись создание сети пунктов для определения кон-
концентраций сульфатов, образующихся в результате превраще-
превращения диоксида серы в атмосфере на северо-востоке США [46],
и установление оптимальной плотности размещения пунктов
наблюдений за загрязнением воздуха в городах. Эти работы
были основаны на эмпирическом материале и данных прове-
проведенных измерений концентрации диоксида серы в 119 пунктах
г. Нашвилла (США). В результате было определено необхо-
необходимое для города число пунктов, в зависимости от его пло-
площади, числа жителей, наблюдаемых ингредиентов, соотноше-
соотношения площадей, на которых концентрация превышает допусти-
допустимые стандарты фонового содержания примесей для данной
местности.
В 1973 г. в 15 городах Японии созданы опорные станции
для автоматизированных измерений концентрации диоксида
серы, оксида углерода, оксидов азота, пыли, углеводородов
и метеорологических параметров, предназначенных для оценки
состояния загрязнения воздуха и установления соответствую-
соответствующих стандартов. Кроме того, в ряде городов были созданы
местные автоматизированные системы наблюдений за загряз-
загрязнением воздуха с телеметрической передачей ежечасной ин-
информации на центральный пульт. Предусмотрена передача на
предприятия данных о высокой концентрации выбросов для
принятия мер по их снижению и оздоровлению воздушного
бассейна.
Реализуется большая программа Панамериканской орга-
организации здравоохранения по развитию мониторинга в 25 стра-
странах региона Латинской Америки и Карибского бассейна.
В 1975 г. была создана сеть из 93 пунктов наблюдений
в 29 городах 14 стран, в 1977 г. число пунктов было доведено
до 120, в 1980 г.— до 250—300. На пунктах установлено авто-
автоматическое оборудование для определения концентрации наи-
наиболее распространенных ингредиентов. Работа сети пунктов
обеспечивалась в основном органами здравоохранения. Связь
с метеорологической службой здесь только началась.
В США в ходе совершенствования аппаратуры для опре-
определения концентраций примесей наметилась тенденция к более
широкому внедрению приборов на физических принципах
действия, хотя широко используются и газоанализаторы, ра-
работающие на химическом принципе. Улучшение качества тех-
техники измерения идет также в направлении использования
дистанционных средств наблюдения, с применением лазеров
[32], кросс-корреляционных спектрометров и т. п.
В настоящее время большая работа по сбору и обобще-
обобщению данных о выбросах в атмосферу в различных странах
проводится в основном по линии Европейской экономической
комиссии при ООН [44].
26.5. СОСТОЯНИЕ ЗАГРЯЗНЕНИЯ ВОЗДУХА
В ГОРОДАХ И ПРОМЫШЛЕННЫХ РАЙОНАХ
Рост выбросов в атмосферу и локализация их источни-
источников привели к значительному увеличению концентрации вред-
вредных примесей в воздухе городов и промышленных районов [3].
Согласно Постановлению Верховного Совета СССР от 27 но-
ноября 1989 г. «О неотложных мерах экологического оздоров-
оздоровления страны» на основании данных Общегосударственной
службы наблюдений и контроля за загрязнением атмосферы
и обобщений в Ежегоднике состояния загрязнения воздуха
[25], более чем в 100 городах СССР концентрация вредных
веществ превышают ПДК. По данным ВОЗ, в мире прожи-
проживает 1 млн. человек на территории, где концентрация вред-
вредных' веществ превышает ПДК. Максимум приходится на кон-
концентрации доксида азота и пыли, а также специфических
примесей — сероводорода, аммиака, фенола, фтористого водо-
водорода, формальдегида, хлора, бенз(а)пирена и др. На осно-
основании анализа и обобщения данных наблюдений на террито-
территории СССР в указанном Ежегоднике выделяется приоритетный
список городов, нуждающихся в первоочередных мероприя-
мероприятиях по охране атмосферы. По данным за 1988 г. [25] выде-
выделено 68 городов. В большинстве этих городов загрязнение
воздуха обусловлено специфическими выбросами ряда произ-
производств, причем в основном это предприятия черной и цветной
металлургии, химической и нефтехимической промышленности
и производства удобрений. В качестве примера приведем 'не-
'некоторые города, включенные в приоритетный список за 1988 г.
[25], и в скобках укажем вредные примеси, характерные для
них. Это Ангарск (БП, фтористый водород), Барнаул (БП,
формальдегид, пыль), Братск (БП, метилмеркаптан, серо-
сероуглерод), Днепродзержинск (БП, формальдегид), Днепропет-
Днепропетровск (формальдегид, БП), Ереван (пыль, свинец), Запорожье
(БП, диоксид азота, фенол), Кемерово (БП, свинец), Красно-
Красноярск (пыль, оксид азота, БП, фтористый водород), Кривой
Рог (формальдегид, пыль), Куйбышев (формальдегид, фто-
фтористый водород, пыль), Магнитогорск (БП, пыль, сероугле-
сероуглерод), Москва (пыль, диоксид азота), Нижний Тагил (БП,
формальдегид), Новокузнецк (БП, формальдегид, пыль),
Новосибирск (БП, формальдегид, диоксид азота), Омск
(формальдегид, аммиак), Ростов-на-Дону (формальдегид,
сажа), Свердловск (формальдегид, оксид азота), Усть-Каме-
Усть-Каменогорск (формальдегид, свинец), Челябинск (БП, формаль-
формальдегид, диоксид серы), Череповец (сероуглерод, формальдегид),
Чимкент (БП, свинец, пыль).
Материалы наблюдений подтверждают, что с ростом го-
городов большей частью усиливается и загрязнение воздуха
в них. Так, в городах СССР с населением более 500 тысяч
жителей, концентрация наиболее распространенных ингредиен-
ингредиентов в среднем в 1,5—2 раза выше, чем в городах с населе-
населением 100 тысяч человек. В городах с металлургической про-
промышленностью средняя концентрация SO2 в 2—3 раза больше,
чем в других городах. Концентрация СО возрастает в 2—
4 раза при увеличении числа автомашин в городе с 10 до
50 тысяч.
В работе [2] приводятся графики зависимости среднесу-
среднесуточных концентраций диоксида серы Q$q2 от роста населения
в городах СССР за 10 лет (численность населения N\), a
также зависимость средней концентрации оксида углерода
qco в небольших городах от числа автомашин N2 E—50 ты-
тысяч). Так, в городе с числом жителей Ni концентрация qsc>2
приближенно определяется величиной qm, равной <7so2» в го"
роде с населением 100 тысяч жителей с помощью уравнения
* qm VAVIO5
при 105<^!<l,3-106.
В табл. 26.5.1 приведены данные о среднегодовых (в чис-
числителе) и максимальных разовых (в знаменателе) концентра-
477

Таблица 26.S.1
Среднегодовые и максимальные разовые концентрации примесей в городах с разной численностью населения в СССР
Вещество
Численность населения
500 тыс. — 1 млн
250-500 тыс.
100-250 тыс.
30-100 тыс.
<30 тыс.
Диоксид серы
Пыль
Оксид углерода
Диоксид азота
Оксид азота
Бенз(а)пирен
0,03/0,56
0,21/3,00
1,98/23,00
0,06/0,69
0,04/0,52
3,29/16,74
0,04/0,56
0,24/2,96
1,66/19,21
0,05/0,59
0,04/0,38
4,21/16,80
0,04/0,67
0,20/2,57
1,47/14,20
0,04/0,44
0,03/0,29
2,78/10,29
0,05/0,56
0,24/2,38
1,53/13,41
0,04/0,38
0,03/0,52
3,03/10,42
0,04/0,59
0,22/2,23
1,36/10,31
0,04/0,30
0,04/0,31
2,33/7,97
0,04/0,49
0,19/1,72
1,36/8,53
0,03/0,26
0,03/0,29
2,31/9,42
Таблица 26.5.2
Страна
Австралия
Бразилия
Бельгия
Великобритания
Дания
Индия
Ирландия
Италия
Испания
Канада
Нидерланды
Португалия
Польша
Средняя концентрация
Город
Сидней
Сан-Паулу
Брюссель
Глазго
Лондон
Копенгаген
Дели
Калькутта
Дублин
Милан
Мадрид
Монреаль
Торонто
Амстердам •
Лиссабон
Варшава
Вроцлав
диоксида серы
Средняя кон-
концентрация,
мг/м3
0,04
0,12
0,07
0,06
0,09
0,02
0,04
0,04
0,04
0,21
0,05
0,03
0,02
0,03
0,05
0,05
0,03
в атмосфере некоторых
Страна
Перу
США
Финляндия
Франция
ФРГ
Филиппины
Чехословакия
Чили
Швеция
Югослвавия
Япония
городов мира
Город
Лима
Чикаго
Нью-Йорк
Сент-Луис
Сан-Франциско
Хельсинки
Турку
Тампере
Париж
Франкфурт-на-Майне
Манила
Прага
Сантьяго
Стокгольм
Загреб
Токио
Осака
Средняя кон-
концентрация,
мг/м3
0,007
0,04
0,06
0,05
0,06
0,03
0,07
0,06
0,09
0,05
0,07
0,15
0,06
0,04
0,06
0,05
0,04
цнй ряда наиболее распространенных примесей в городах
с разной численностью населения [25].
Диапазон средних концентраций основных примесей в го-
городах СССР и за рубежом примерно одинаков. Средние го-
годовые концентрации SO2 и NO2 в атмосферном воздухе в ряде
крупных городов мира по данным Глобальной системы мони-
мониторинга окружающей среды указана в табл. 26.5.2,
26.5.3 [53].
Подробные сведения о загрязнении воздуха в городах
США приводятся в ежегодниках США. В табл. 26.5.4 пред-
представлены данные по некоторым городам США за 1987 г.
Согласно данным за 1975 г. [26], в 247 районах США от-
отмечено превышение стандартов: в 101 районе по SO2 в 190 —
по пыли, в 50 — по СО. В Японии зафиксировано превышение
стандартов по SO2 в 32 из 177 обследованных городов и по
Таблица 26.5.3
Средняя годовая концентрация диоксида азота
в атмосфере некоторых городов мира
Таблица 26.5.4
Страна
Япония
США
Великобритания
ФРГ
Город
Токио
Кавасаки
Осака
Филадельфия
Вашингтон
Сан-Франциско
Нью-Йорк
Чикаго
Лос-Анджелес
Лондон
Мюнхен
Нюрнберг
Франкфурт-на-Майне
Средняя
концентрация
мг/м3
0,09
0,09
0,09
0,07
0,07
0,03
0,08
0,05
0,13
0,06
0,04
0,06
0,08
Загрязнение воздуха в городах США
с населением более 1 млн. человек за 1987 г. [61]
Город
?5
Концентрация, мг/м3
SO2
(средне-
(среднегодовая)
СО (8-ча-
(8-часовая)
NO2
(средне-
(среднегодовая)
" О3 B-й
дневной
максимум)
Атланта
Балтимор
Бостон
Вашингтон
Даллас
Денвер
Детройт
Канзас-Сити
Кливленд
Лос-Анджелес
Миннеаполис
Нью-Йорк
Питтсбург
Сан-Диего
Сент-Луис
Филадельфия
Хьюстон
Чикаго
Цинциннати
пыли в 89 из 100. В северных областях Англни и Лондоне,
где больше потребляется угля, концентрация пыли в 2—3 раза
выше, чем в южных городах. В 19 городах Латинской Аме-
Америки и Карибского бассейна концентрация пыли превышала
допустимый уровень в 2—3 раза на 23 % пунктов, SO2 — на
28 % пунктов. Среднемесячные концентрации пыли здесь
достигали 0,2—0,3 мг/м3, SO2 —0,15—0,20 мг/м3. Рост концен-
концентрации пыли и SO2 за последние годы особенно интенсивен
2,561
2,280
2,824
3,563
2,401
1,633
4,335
1,518
1,850
8,296
2,295
8,473
2,123
2,201
2,438
4,826
3,231
6,188
1,419
0
0
0
0
0
0
0
0
О,
0,
0,
0,
0,
0,
0,
0,
0,
0,
0,
,023
,034
,048
,040
,011
,026
,043
,031
,046
,017
,048
,057
,071
,014
,057
043
026
031
051
7,50
11,25
8,75
13,75
6,25
20,00
11,25
10,00
8,75
21,25
16,25
25,00
11,25
10,00
13,75
11,25
11,25
11,25
7,50
0
0
0
0
0
0
0
0
0,
0,
0,
0,
0,
0,
0,
0,
0,
0,
0,
,057
,072
,078
,064
,047
,084
,047
,039
,063
,112
,041
,088
,066
,066
059
088
062
088
068
0,364
0,364
0,299
0,342
0,321
0,257
0,278
0,257
0,278
0,685
0,235
0,385
0,407
0,385
0,364
0,385
0,385
0,342
0,321
478

Таблица 26.5.5
Средние годовые концентрации (мкг/м3) SO2 в атмосфере некоторых городов мира [53]
Страна
Город
%1
Число
наблюде-
наблюдений
1973—1974
1975—1976
1977—1978
1979—1980
Средняя (диапазон
изменения за
1973—1980 гг.)
Европа
Великобритания
Бельгия
Греция
Дания
Ирландия
Испания
Италия
Нидерланды
Польша
Финляндия
Франция
ФРГ
Чехословакия
Швеция
Югославия
Глазго
Лондон
Брюссель
Афины
Копенгаген
Дублин
Мадрид
Милан
Рим
Амстердам
Варшава
Вроцлав
Хельсинки
Париж
Тулуза
Франкфурт
Прага
Стокгольм
Загреб
3
3
3
3
3
3
3
2
3
3
3
3
3
4
3
3
3
5
3
8
18
22
4
10
12
17
6
2
21
7
9
9
11
7
11
15
12
. 24
107
111
139
86
39
97
106
104
100
91
100
34
90
106
,87
82
78
78
35
35
35
44
208
28
28
33
27
105
12
79
ИЗ
35
73
66
81
77
51
23
35
65
205
33
40
39
28
91
7
76
38
55
761
92*
88
43
27
35
44—94)
56—149)
6-121)
30—57)
13-57)
21-56)
100 C0—193)
207A67—242)
86
34
39
37
28
98
11
58—114)
21—55)
28—47)
23—46)
24—33)
77-131)
4—39)
88 G4—109)
Ю7 E8—148)
136A6—60)
|79{
[33—195)
Азия
Гонконг
Индия
Иран
Израиль
Малайзия
Филиппины
Япония
Гонконг
Бомбей
Дели
Калькутта
Тегеран
Тель-Авив
Куала-Лумпур
Манила
Осака
Токио
18
7
9
21
И
13
5
13
23
24
41
29
65
33
35
84
23
83
65
64
28
51
33
40
50
24
62
50
59
45
37
33
40
91
53
13
66
38
54
35 E—100)
43 B0—96)
33 (8—58)
38
75
28
18
73
51
61
17—58)
40—160)
16—54)
3-43)
46—130)
29—74)
37—85)
Египет
Каир
Африка
2
65
65 F1—69)
Северная Америка
Канада
Куба
США
Ванкувер
Гамильтон
Монреаль
Торонто
Гавана
Бирмингем
Лос-Анджелес
Нью-Йорк
Сент-Луис
Хьюстон
Чикаго
10
14
15
9
3
3
6
И
9
2
19
25
53
44
31
46
19
33
91
3
20
43
47
27
38
17
40
68
9
17
35
37
21
59
40
20
48
20A4—29
42
43
25
41
18
35
59
59
9
34
32—57
14—71
18—35)
22—66)
6—32)
27—40)
43—80)
25—149)
3—20)
20—48)
Бразилия
Венесуэла
Колумбия
Перу
Чили
Австралия
Рио-де-Жанейро
Сан-Паулу
Каракас
Богота
Кали
Медельин
Лима
Сантьяго
Мельбурн
Сидней
Южная Америка
1 2
3 15
3 6 14
3 2
2 3
2 3
3 2
3 7
1 5
3 13
57
100
14
18
14
25
11
60
14
43
128
109
15
10
16
66
21
40
125
14
34
" 3
58
6
40
93 E7—128)
114 G2—153)
14 G—24)
17A5—18)
12F—21)
25A6—34)
7C-11)
63 D8—93)
12D—21)
41 A9—70)
479

Таблица 26.5.6
Средняя годовая концентрация (мкг/м3) пыли (твердых частиц) в некоторых городах мира [53]
Страна
Город
Число
лет наб-
наблюдений
1973—1974
1975—1976
1977—1978
1979—1980
Средняя (диапазон
изменения за
1973-1980 гг.)
Европа
Дания
Греция
Финляндия
Чехословакия
Югославия
Индия
Индонезия
Иран
Малайзия
Таиланд
Филиппины
Япония
Канада
США
Австралия
Копенгаген
Афины
Хельсинки
Прага
Загреб
Бомбей
Дели
Калькутта
Джакарта
Тегеран
Куала-Лумпур
Бангкок
Манила
Осака
Токио
Ванкувер
Гамильтон
Монреаль
Торонто
Бирмингем
Лос-Анджелес
Нью-Йорк
Сент-Луис
Хьюстон
Чикаго
Мельбурн
Сидней
3
3
3
3
3
3
3
3
2
3
2
3
3
4
3
10
3
9
10
23
Азия
7
9
24
4
11
6
5
15
23
24
137
160
389
66
Северная Америка
4
2
3
3
4
4
3
5
3
3
1
3
21
10
14
15
14
7
9
16
10
10
6
15
Таблица 26.5.7
66
113
172
250
422
330
79
78
65
69
118
84
74
88
89
69
104
83
107
27
97
32
225
89
146
151
279
389
364
393
122
162
91
60
57
73
109
71
71
108
103
72
87
102
ПО
42
92
37
94
146
193
422
427
209
336
129
171
88
59
58
76
112
72
84
77
61
86
134
73
94
35 B7—52)
225 B04—255)
92 E2—163)
157A24—262)
152A27—181)
229 A36—466)
411 C05—535)
396 B92—547)
209A38—275)
356 B85—459)
126 G9—182)
169A62—176)
85G1—101)
65 D9—97)
61 D8—77)
69 E2—97)
112(99—124)
73 F4—92)
77 F6—99)
92 F3—150)
97 G4—124)
65E1—79)
102F4—144)
95G0—115)
114F8—200)
42 B4-73)
93G2—156)
Таблица 26.5.8
Тенденция загрязнения воздуха в городах СССР
за 1984—1988 гг.
Изменение среднегодовой концентрации диоксида азота
в зарубежных городах по данным ГСМОС
Вещество
Число
городов
Характер тенденции,
рост
без изменений снижение
Местоположение пункта
Пыль
Диоксид серы *
Оксид углерода
Диоксид азота
Фенол
Сероводород
Аммиак
331
283
261
323
101
94
67
9
12
11
34
16
12
26
65
43
76
45
40
45
34
26
45
13
21
44
43
40
II
Тенденция, %
падение
без изме-
изменений
рост
Город 63 54 30 16
Пригороды 29 52 34 14
Промышленные районы 20 55 30 15
Жилые районы 20 45 45 10
За период 1983—1987 гг.
Средняя годовая концентрация примесей в США
Таблица 26.5.9
Примесь
Единица
измерения
Число
пунктов
1975
1976
1977
1978
1979
1980
1981
1982
1983
Взвешенные частицы (среднегеомет-
(среднегеометрические значения)
SO2 (среднеарифметические значе-
значения)
СО B-й максимум за год из 8-часо-
8-часовых средних)
NO2 (среднеарифметические значе-
значения)
О3 B-й максимум за год из 1-часо-
1-часовых средних)
РЬ (годовой максимум из кварталь-
квартальных средних)
мкг/м3
млн
млн"
млн
млн
мкг/м3
1510
286
174
177
176
61
1510 60,8 61,7 61,2 60,4 61,1 62,6 58,4 49,5 48,7
0,015 0,015 0,014 0,013 0,012 0,011 0,011 0,010 0,010
11,89 11,22 10,61 10,00 9,57 9,87 8,78 8,00 7,91
0,027 0,027 0,028 0,030 0,030 0,029 0,027 0,026 0,026
0,154 0,154 0,153 0,153 0,139 0,142 0,128 0,126 0,141
1,00 0,97 1,02 0,91 0,69 0,49 0,43 0,40 0,33
480

в Мехико и Каракасе, SO2 — в Буэнос-Айресе. Среднегодовая
концентрация пыли в Рио-де-Жанейро превышала 0,1 мг/м3[69].
Особенно высокая концентрация N0* обнаружена вблизи
автомагистралей, например в Мюнхене среднегодовая концен-
концентрация NO2 превышала 0,8 мг/м3. В результате фотохимиче-
фотохимических воздействий на ряд примесей, особенно на оксиды азота,
образуется озон, обладающий сильным токсическим действием.
По сводным данным, в штате Калифорния за 1979 г. макси-
максимальная концентрация озона составляла 0,45 млн-1. По дан-
данным измерений за 1975—1976 гг., в Канаде среднесуточная
концентрация озона достигала 0,3 мг/м3.
Средние годовые концентрации диоксида серы и пыли
(твердых частиц) и диапазон их изменения за период 1973—
1980 гг. в городах, расположенных на различных континен-
континентах, представлены в табл. 26.5.5, 26.5.6.
Проведение эффективных атмосфероохранных мер при-
привело к заметному оздоровлению воздушного бассейна части
городов, а в некоторых — даже к стабилизации положения,
несмотря на рост объемов промышленности. В СССР этому
в значительной степени способствовали централизация и гази-
газификация котельных, в результате чего снижены концентрации
SO2 и пыли в Москве, Ленинграде и других крупных городах.
Данные о тенденции загрязнения атмосферы в городах СССР
за период 1984—1988 гг. представлены в табл. 26.5.7.
В 78—93 % городов содержание в воздухе пыли, диоксида
серы, оксида углерода и диоксида азота либо не изменилось,
либо снизилось. Уменьшились концентрации диоксида серы
в Барнауле, Горьком, Мариуполе, Казани, Куйбышеве, Орен-
Оренбурге и других городах, диоксида азота — в Ворошиловграде,
Мариуполе, Кривом Роге, Риге, Махачкале, Могилеве; оксида
углерода — в Баку, Мариуполе, Невинномысске; пыли —
в Кривом Роге, Тольятти, Чирчике и других; фенола — в Бе-
Березниках, Горьком, Днепропетровске и других.
Опасные уровни загрязнения атмосферы, отмечаемые ранее
в городах Великобритании, США, Франции, ФРГ, Японии и
других стран, стимулировали принятие определенных законо-
законодательных актов, ограничивающих выбросы вредных веществ,
особенно диоксида серы и пыли, в атмосферу. Вследствие
указанных мер, по данным ВОЗ [55] и системы ГСМОС,
в 63 городах 35 стран за период 1973—1980 гг. в 54 % горо-
городов отмечено снижение уровня загрязнения воздуха диоксидом
азота, а в 16% городов рост (табл. 26.5.8).
В городах Великобритании за 20 лет концентрация диок-
диоксида серы снизилась в среднем с 0,16 до 0,06 мг/м3, пыли —
с 0,14 до 0,03 мг/м3. В городах ФРГ средняя концентрация
диоксида серы уменьшилась на 40 %, а диоксида азота прак-
практически не изменилась. В Токио за 15 лет концентрация
диоксида серы снизилась почти на 60%, оксида углерода —
на 80 %, диоксида азота — не изменилась.
В табл. 26.5.9 представлены изменения средних годовых
концентраций шести примесей в США, осредненных по числу
указанных в таблице пунктов наблюдений за период 1975—
1983 гг. [50].
На рис. 26.5.1 показаны изменения за период 1977—
1984 гг. числа дней в году, когда концентрация озона в Нью-
п
200
180
160
14-0
120
40
20
.2
.. -3
4
"Г"г—. j
1977 197S
1982
1984'
Рис. 26.5.1. Число дней в году п
с концентрацией озона qOz больше
0,12 A, 3) и 0,16 млн-1 B, 4) в Лос-
Анджелесе A, 2) и Нью-Йорке C,4).
Йорке и Лос-Анджелесе превышала 0,12 и 0,16 млн.-1, а на
рис. 26.5.2 — числа дней в году, когда концентрация оксида
углерода в Лос-Анджелесе превышала 9 и 15 млн-1 за период
1976—1984 гг. [50].
61 Заказ № 46
77
150
120
SO
60
30
1976 f976
WO
1981
1984
Рис. 26.5.2. Число дней в году п с кон-
концентрацией СО qco больше 9 (У) и
15 млн-1 B).
Анализ изменения концентрации диоксида серы и сульфа-
сульфатов за 1963—1978 гг. в восточных областях США показал их
уменьшение в одних городах и нарастание в других [46].
Приведенные данные свидетельствуют о положительном
эффекте широкого использования топлива высшего качества,
совершенствования газоочистки, технологических процессов,
введения стандартов. Однако энергетические трудности могут
привести к частичному возврату использования многосерни-
многосернистого и многозольного топлива и росту загрязнения воздуха.
Характерной особенностью загрязнения атмосферы в горо-
городах является увеличение повторяемости смогов во взаимо-
взаимосвязи с такими метеорологическими факторами, как солнечная
радиация, влажность воздуха и др.
Первоначально под смогом понималось сочетание запы-
запыленного воздуха и тумана. Исследования показали, что при
туманах вредное воздействие ряда примесей, например SO2,
превращающегося в аэрозоль серной кислоты, проявляется
более явно, чем при других погодных условиях. В этих слу-
случаях отмечается взаимоусиливающееся действие дымов и ту-
туманов, ухудшается видимость.
К смогам относятся и случаи значительного загрязнения
воздуха не сопровождающиеся туманами. Это фотохимические
смоги, которые нередко возникают, когда оксиды азота и
углеводороды, содержащиеся в выхлопных газах автомобилей,
под влиянием солнечной радиации вступают в фотохимические
реакции и образуют токсичные окислители, наиболее распро-
распространенным из которых является озон. Определяемые значе-
значения концентраций озона часто используются как один из
основных показателей наличия таких смогов.
Фотохимические смоги значительной интенсивности отме-
отмечены во многих городах мира, в частности в Нью-Йорке, Но-
Новом Орлеане (США), Токио, Иокогаме, Осаке (Япония),
Карлсруэ (ФРГ), Загребе (Югославия).
В Японии с апреля по октябрь 1973 г. в 21 префектуре
было сделано 328 предупреждений о возможности образования
фотохимического смога с часовой концентрацией озона более
0,3 мг/м3 (при ПДК в 0,2 мг/м3). В этот период смоги наблю-
наблюдались не только в крупных, но и в ряде небольших городов
Японии. В некоторых городах США периодически отмечались
концентрации озона более 0,3 мг/м3. В Лос-Анджелесе часовая
концентрация озона достигала максимума, отмечаемого в при-
приземном слое — 1 мг/м3. В Сент-Луисе, где ежечасно в атмо-
атмосферу выбрасывается 18—36 т углеводородов (без метана),
образуется 120 т озона [6].
В странах Западной Европы на обширной площади летом
отмечаются дни (эпизоды) со значительной концентрацией
озона. В СССР смоги практически не наблюдаются, но уста-
установлена возможность их образования в ряде южных горо-
городов с интенсивным движением автотранспорта. В европейской
части СССР в отдельных городах отмечались сравнительно
низкие концентрации озона — 0,1—0,12 мг/м3, но они гораздо
выше таковых в сельской местности.
26.6. ФОНОВОЕ ЗАГРЯЗНЕНИЕ АТМОСФЕРЫ
И ТРАНСГРАНИЧНЫЙ ПЕРЕНОС ПРИМЕСЕЙ
' Вследствие интенсивного развития промышленности и
транспорта и роста выбросов вредных веществ в атмосферу
значительно расширились зоны распространения атмосферных
примесей. В* результате уже в настоящее время сложились и
постепенно увеличиваются глобальные и региональные уровни
фонового загрязнения антропогенного происхождения. Эти
481

180 150 120 90 A 60
30 60 90 120 150 180
Региональные aj о новые станции j
• действующие f o
о запланированные (место определено) |х j
о предполагаемые (место не определено) I S
Базовые фоновые станции \j
А действующие *
60 - А запланированные (место определено)
х станции для измерения х
содержания озона
60
180 150 120 90 60 30 х О
Рис. 26.6.1. Сеть фоновых станций ВМО.
180 150 120
30 60 90 120 15С
150 120 90 60 30 0 30 60
Рис. 26.6.2. Распределение мутности т/500 по мировым данным.
1) t5Oo>O,5; 2) O,4<:t5oo; 3) O,3^tsoo<O,4; 4) 0,25<t50o^0,3; 5) 0,2< t5oo^0,25; 6) 0,1
,2; 7)
60
90 120 150 180

уровни значительно ниже ПДК для населенных Meet (на 2—
J порядка и более). Однако при рассмотрении макромасштаб-
ных эффектов загрязнения атмосферного воздуха кроме ПДК
нужно не только учитывать другие экологические критерии,
но и оценивать антропогенное воздействие на атмосферу,
в частности влияние отдельных примесей (в первую очередь
диоксида углерода и аэрозолей) на климат.
В настоящее время действует Глобальная система мони-
мониторинга окружающей среды {ГСМОС) и соответствующая
программа, разработанная с целью оценки крупномасштабных
эффектов воздействия загрязняющих веществ на климат, озон-
озонный слой, биоту и на выявление тенденций загрязнения окру-
окружающей среды в мезо-макромасштабе. Всемирная метеороло-
метеорологическая организация (ВМО) создала и постоянно расширяет
сеть станций мониторинга за фоновым загрязнением атмо-
атмосферы (БАПМоН). Для обработки и анализа полученных
данных используются централизованные технические средства,
а также предусматривается снабжение калибровочными газами
и организация лабораторных испытаний. Сеть станций ВМО
начала создаваться в конце 60-х годов и в 1968 г. состояла
из 20 станций. На 1985 г. она насчитывала около 200 станций
в 15 странах мира, из них 13 действующих базовых станций.
Расположение станций показано на рис. 26.6.1 [31].
Базовые станции предназначены для получения информа-
информации об исходном (базовом) состоянии атмосферы и разме-
размещаются в местах с чистым воздухом, где в ближайшие 50 лет,
как предполагается, не ожидается увеличения числа и мощ-
мощности источников выбросов вредных веществ. На этих стан-
станциях проводятся наблюдения за содержанием в атмосферном
воздухе диоксидов серы и азота, пыли, озона, соединений
углерода, за химическим составом осадков, а также актино-
метрические наблюдения.
На фоновых станциях измеряются сравнительно низкие
уровни загрязнения воздуха и в целях повышения надежности
используются измерения интегрального количества примесей
в вертикальном столбе атмосферы. Таковы, например, спе-
специальные актинометрические наблюдения, позволяющие выде-
выделить непосредственное влияние на мутность атмосферы аэро-
аэрозольной составляющей.
По содержанию примесей в осадках, которые промывают
слой атмосферы, можно получить характеристики загрязнения
воздуха в этом слое.
Региональные станции служат для оценки уровней загряз-
загрязнения атмосферного воздуха в районах, подвергающихся
антропогенному воздействию и размещаются в основном на
расстояниях не менее 100 км от городов, в которых нет зна-
значительных источников загрязнения. / В СССР для сравнения
в ближайшем к региональной станции городе проводятся наб-
наблюдения по такой же программе наблюдений, что и на этой
станции [8, 27].
В СССР действует система комплексного фонового мони-
мониторинга, которая является составной частью ГСМОС. Кроме
того, на специальной сети метеорологических станций в Со-
Советском Союзе, начиная с 1958 г. проводятся измерения хими-
химического состава осадков. Программа данной сети измерений
G0 станций в разных районах страны) предусматривает
определение в осадках таких параметров, как электропровод-
электропроводность и кислотность, содержание в них катионов (Na, К, Mg,
Са) и анионов (SO4, Cl, NO3, HCO3).
К настоящему времени проведена обработка материалов
наблюдений на указанной мировой сети станций, в том числе
советских. Из данных наблюдений за спектральной аэрозоль-
аэрозольной мутностью следует, что среднегодовые показатели мут-
мутности, определяемые как оптическая плотность аэрозоля т5оо
для длины волны 500 нм, на различных континентах изме-
изменяются в широких пределах (рис. 26.6.2). Максимальные зна-
значения отмечаются в Судане @,58), Турции @,51) и в Индоне-
Индонезии @,50), где значительная запыленность воздуха прежде
всего обусловлена почвенным происхождением. Наиболее низ-
низкие уровни мутности атмосферы характерны для Австралии
@,09), Ирландии @,13) и СССР @,16). В районе Антарк-
Антарктиды т5оо<О,О6. Изменение аэрозольной мутности Тбоо за 1972—
1984 гг. по ряду советских станций показано на рис. 26.6.3,
из которого видно формирование тенденции ее роста со вре-
временем [13].
Одним из важнейших результатов наблюдений на фоно-
фоновых станциях является вывод о значительной кислотности
осадков в ряде географических областей. Возрастающие темпы
индустриализации и соответственно уровней загрязнения
атмосферы обусловливают изменение химического состава
дождей, выпадающих как вблизи промышленных центров, так
и на значительном удалении от источников выброса [30].
На территории СССР содержание минеральных веществ
в осадках изменяется от 6 до 20 мг/л, а содержание сульфа-
61*
Рис. 26.6.3. Тенденция
мутности по данным со-
советских фоновых стан-
станций.
/ — Сыктывкар, 2 — Курган,
3 — Иркутск, 4 — Пятигорск,
5 — Туруханск, 6 — Воей-
ково, 7 — Хужир, 8 — Шад-
жатмлз.
1972 1976 1980 198* 1988
тов от 1 до 10 мг/л. В среднем сульфаты составляют 30—
40 % общего количества минеральных веществ в осадках [4].
К районам существенного закисления осадков относятся
северные территории Дании, Нидерландов, Норвегии, ФРГ,
Швеции, где средневзвешенные по объему осадков значения
рН составляют 4,1—4,3. Изменение рН осадков в различных
частях земного шара за период 1971—1983 гг. представлено
на рис. 26.6.4 [31]. В табл. 26.6.1 приведены данные по дина-
РН
^
г^^^Т^У1^^^»
7r
1970 1972 1974- 1976 1978 1380 1382 1984-
Рис. 26.6.4. Изменение рН на станции Велеи, Швеция (а),
Мауна-Лоа, Гавайи (б), Туруханск, СССР (в), Новопяти-
горск, СССР (г).
мике изменения химического состава осадков (рН, SO4—S,
NO3—N) по станциям мониторинга БАПМоН с 1975 по
1982 г. [53].
В СССР наименьшие значения рН, указывающие на кис-
кислотный характер осадков, отмечены в северо-западных и се-
северных областях европейской части. В 1984 г. среднегодовые
значения рН от 5,1 до 5,4 наблюдались в Березинском
483

Таблица 26.6.1
Химический состав осадков по данным станций фонового мониторинга
Страна
Станция
РН
976
975-
978
977—
980
979—
982
981—
SO4 —S мг/л
976
975-
978
977—
086
979-
982
981 —
NO3-N мг/л
CD
СП
ю
ст>
978
977—
980
979—
982
981 —
Европа
Австрия
Великобритания
Венгрия
ФРГ
Гренландия
Дания
Ирландия
Италия
Нидерланды
Норвегия
Польша
Португалия
Румыния
СССР
Финляндия
Франция
ФРГ
Швейцария
Швеция
Югославия
Ретц
Ескдалемюр
Кечкемент
Нойглобзов
Годхавн
Эйде (Фарос)
Валентна
Монте Симоне
Санта-Мария-ди-Леука
Трапани
Витербо
Виттевин
Ос
Биркенес
Кисе
Сувалки
Баррейро
Фаро
Рарэу
Семеник
Стина де Вале
Турия
Сыктывкар
Екисинен
Соданкиле
Аббевиле
Гоурдон
Фалсбург
Ростренен
Бротжакриджел
Дейселбак
Лангенбругге
Шаинсланд
Юнгфрауджоч
Пэйеме
Бредкален
Велен
Лазарполе
Пунтиджарка
4,5
4,6
4,0
5,8
4,8
5,6
5,8
5,6
6,0
5,2
4,6
4,5
4,3
4,6
4,7
5,8
4,4
4,7
4,4
4,3
4,1
4,1
5,3
4,4
5,1
5,7
5,1
5,2
5,0
4,0
5,6
4,9
5,2
5,2
5,9
6,1
5,3
4,7
4,7
4,2
4,7
4,7
5,9
4,3
4,6
4,9
5,1
4,5
5,2
4,3
4,3
4,0
4,5
6,1
5,8
5,0
4,4
5,3
5,2
5,0
4,6
5,4
4,2
5,0
'4,7
5,5
5,4
5,5
6,6
5,2
4,2
4,5
4,1
4,8
4,7
6,2
6,7
5,7
5,0
5,3
5,3
5,5
4,4
4,7
5,0
5 Л
4,6
5,3
4,2
4,2
4,0
4,5
5,9
5,0
4,9
4,4
6,2
5,4
4,6
6,1
4,4
5,0
4,9
5,8
4,8
5,1
5,7
5,0
4,5
5,2
4,3
4,5
4,5
6,2
5,4
5,7
5,1
5,0
5,6
4,2
4,6
5,3
5,3
5,2
5,4
4,6
4,2
4,1
4,7
6,7
5,3
4,9
4,3
5,6
3,6 <
2,1 !
4,1
0,99
1,6 1
1,3
1,2 <
1,4 (
0,91 (
1,2 (
2,5 \
2,5 !
1,4
1,5
2,7 1
1,5
1,9
0,65 (
1,3
2,0 i
(
(
(
1,0 (
1,4 1
2,5 i
2,0 1
*,9
1,2
2,5
3,8
1,1
2,4
1,3
3,55
3,76
3,86
3,74
2,4
2,0
1,3
1,7
2,2
1,4
1,5
3,58
1,7
1,0
1,3
1,2
1,5
1,5
2,3
3,81
),25
),72
),89
,3
и
,8
2,9
1,2
2,7
1,8
1,4
1,4
1,1
0,62
0,75
0,76
0,58
2,1
2,1
1,5
1,6
2,1
1,6
1,9
1,5
1,3
1,5
2,0
1,2
1,7
0,58
2,1
0,99
1,3
0,70
1,3
1,3
2,4
0,85
0,45
1,2
0,81
1,3
1,7
2,8
1,1
2,7
2,4
1,1
1,4
1,4
0,69
0,48
0,49
0,61
1,5
1,2
1,3
1,3
2,1
1,5
0,95
2,5
3,2
2,1
2,1
1,4
1,4
0,59
2,0
1,1
1,5
1,0
2,2
0,84
1,7
0,58
0,33
1,6
0,62
1,1
2,2
0,86
0,91
0,28
0,10
0,17
0,17
0,38
0,10
0,10
0,05
0,72
0,38
0,58
0,40
0,80
0,19
0,56
0,23
0,79
0,63
0,88
0,45
0,28
0,51
0,41
1,1
1,5
0,23
0,58
0,81
0,15
0,41
0,13
0,17
0,24
0,14
0,12
0,91
0,69
0,62
0,62
0,66
0,19
0,61
0,27
0,47
0,16
0,50
0,18
0,66
0,62
0,86
0,30
0,13
0,38
0,24
0,49
0,22
0,34
0,73
0,37
0,89
0,59
0,07
0,15
0,12
0,46
0,51
0,10
0,64
0,95
0,89
0,63
0,50
0,74
0,22
0,22
0,13
0,23
0,12
0,54
0,20
0,72
0,30
0,51
0,33
0,67
0,58
1,2
0,36
0,16
0,65
0,19
0,69
0,16
0,18
0,28
0,71
0,65
0,06
0,08
0,12
0,49
0,40
0,18
0,86
0,74
0,63
0,48
0,62
0,66
0,26
0,01
0,35
0,20
0,24
0,28
0,18
0,58
0,21
0,81
0,32
0,68
0,38
0,64
0,50
0,84
0,33
0,17
0,71
0,23
0,43
0,14
Азия
Индия
Малайзия
СССР
Япония
Аллахабад
Иодхопур
Миникоу
Порт Блэйр
Пине
Сринагар
Висакапатнам
Танах Рата
Курган
Иркутск
Новопятигорск
Туруханск
Руори
7
7
5
5
5
6
5
5
,6
,4
,0
,4
,8
,4
,5
,6
7,6
8,2
7,1
6,5
7,4
7,9
7,6
5,2
6,3
6,6
6,4
5,7
5,0
7,6
6,8
6,9
7,3
6,7
5,2
5,9
6,5
6,6
5,9
5,0
7,4
7,5
6,7
6,8
7,0
6,6
5,4
5,7
6,4
6,3
6,1
4,8
0,009
1,5
2,1
0,73
0,63
0,47
0
2
1
0
0
0
,15
,9
,5
,61
,77
,63
0,
3,
0,
1,
0,
0,
13
6
99
4
75
48
0,23
0,20
0,23
0,32
0,44
0,40
0,63
3,0
0,73
0,82
1,2
0,56
0,16
0,25
0,20
0,10
0,06
0,12
0,35
0,18
0,16
0,15
0,08
0,18
0,15
0,11
0,12
0,76
0,67
0,09
0,20
0,22
0,24
0,21
0,20
0,82
0,92
0,32
0,54
0,54
0,72
1,2
0,36
0,13
0,20
0,24
0,14
0,14
Северная Америка
Канада
Едсон
Келовна
Манивака
Мулд Бэй
Мт. Форест
Пикле Лэйк
Сэйбл Ислонд
Виниярд
6,1
4,5
4,5
4,8
5,8
6,1
4,3
6,5
5,1
5,4
4,8
6,5
5,9
5,8
4,3
6,2
4,9
5,5
5,1
6,9
6,0
5,3
4,4
6,0
4,9
5,2
5,0
6,9
0,73
1,5
1,4
1,5
0,67
0,58
1,4
1,2
2,6
0,70
0,86
0,83
0,52
0,41
1,3
0,58
1,8
0,61
0,59
1,0
0,61
0,25
1,1
0,65
1,5
0,45
0,92
1,0
0,38
0,64
0,69
0,26
0,16
0,30
0,57
0,99
0,22
0,13
0,51
0,20
0,38
0,61
0,13
0,84
0,25
0,20
1,0
0,20
0,14
0,51
0,05
0,74
0,19
0,17
0,29
484

Страна
Станция
РН
7
SO4—S мг/л
NO3—N мг/л
США Аламоса
Карибоу
Гурон
Макон
Мауна-Лоа
Меридиан
Пендлетон
, Рэлей
Салем
Виктория
7,0
4,9
6,6
4,7
5,1
4,7
5,6
4,5
4,6
5,5
6,6
4,9
6,7
4,5
4,6
4,7
5,5
4,3
4,3
5,2
6,5
5,2
6,4
4,5
5,0
4,7
5,7
4,8
4,7
5,0
5
4
6
'5
4
4
5
,9
,8
,1
,7
,7
,4
,2
3
1
1
0
0,
о;
0,
0,
1,
0,
,1
,2
,3
,92
,67
,74
,77
,95
6
45
2
1
1
1
0,
1,
0,
1,
2,
1,
,6
,6
,3
,6
,29
,3
,82
,9
0
1
1
0
0
0
0
0:
о;
о,
2,
0,
,8
,87
,89
,87
,20
,75
,57
,87
6
78
0
0
0
0,
0,
1,
0,
,80
,65
,92
,48
,74
2
85
0
0
0
0
0,
0,
0,
0,
0,
,20
,29
,60
,23
,23
,33
37
49
39
0,38
0,41
1,3
0,35
0,15
0,28
0,43
0,46
0,46
0,27
0,43
0,31
0,54
0,29
0,07
0,27
0,47
0,28
0,90
0,25
Таблица
0,25
0,26
0,50
0,03
0,27
0,47
0,36
26.6.2
Среднесуточная концентрация SO2 и SO4 (мкг/м3), среднечасовая концентрация NO2 и О3 (мкг/м3)
и среднемесячная концентрация БП (мг/м3)
Страна
SO2
SO4
NO,
О3
БП
Австрия
Великобритания
Венгрия
ФРГ
Дания
Исландия
Ирландия
Нидерланды
Норвегия
Польша
Португалия
СССР
Березинский БЗ
Кавказский БЗ
Прейла (ЛитССР)
Румыния
ФРГ
Чехословакия
Швейцария
Швеция
6
4—130
3,2—8,7
5,7
3,0
8,2
0,2
3,0
0,8
1,1—21,6
0,1
0,02—0,8
2,9—3,1
2,0
9
2,6
0,75—5,4
Европа
8,1
1,5
5—125
7,3
6,0
0,9
5J
1,5
2,4—4,9
3,3
3,9
4,7
6,3
7,8
3,0
4—12
0,04—1,2
1—9
30—158
24—58
24—115
30—150
—
0
0
0
,07—0
,03—0
,п—о
,9
,22
,6
6—105
Азия
СССР
Боровое
Сары-Челекский БЗ
Баргузинский заповедник
Япония
Канада
США
штат Кентукки
штат Вирджиния
штат Иллинойс
штат Пенсильвания
штат Колорадо
штат Индиана
девять прибрежных станций
пять материковых станций
Берег Слоновой кости
Намибия
Северная Атлантика
Северная часть Тихого океана
Индийский океан
Австралия
Антарктида
0,3—22
0,39
0,02
9
0,3—4,4
4—15
12—15
0,87—3,2
18,4
1,8
5,0
0,44
Северная Америка
0,05—3,8
14,4
14,1
16,0
6,1
0,1—3,5
0,03—0,1
0,04—0,9
0,05—0,5
12,9
Африка
Мировой океан
20—50
0,5—20
2—150
40—120
40—120
20—250
2—400
0,37
0,03—0,08
0,02—0,08
0,21—0,54
0,19—0,81
30—185
0,3—1,2
0,02—0,05
485

биосферном заповеднике и на фоновой станции Сыктывкар,
а также под Архангельском, Ленинградом и др. [8]. Годовой
ход показателя рН осадков показан на рис. 26.6.5, из кото-
РН
7
JX,
и
IV
VI
VII!
хп
Рис. 26.6.5. Годовой ход показателя рН
осадков.
/ — Березинский БЗ, 2 — Сыктывкар.
рого следует, что значение рН опускается до 5 и ниже. На
рис. 26.6.6 представлена тенденция изменения концентрации
SOi;" на станции Сыктывкар с 1971 по 1982 г. [31].
*,*
0,8
1972 1374- 1976 1978 1980 1982
Рис. 26.6.6. Тенденция изменения концентрации
SO2J" на станции Сыктывкар.
В табл. 26.6.2 приведены фоновые концентрации диоксида
серы (SO2) и азота (NO2), сульфатов (SO4), озона (Оз) и
бенз(а)пирена (БП) в различных регионах земного шара [41].
Наибольшие концентрации диоксидов серы и азота отмеча-
отмечаются в северном полушарии в центральных и северо-западных
районах Европы, а также в восточных районах США, наи-
наименьшие— над Мировым океаном.
Фоновые концентрации загрязняющих веществ имеют су-
суточный и сезонный ход. Как правило, максимальная концен-
концентрация диоксидов серы и азота отмечается в утренние часы,
а в сезонном ходе максимум концентрации отмечается зимой
за счет увеличения действия антропогенных источников.
Наибольшее содержание аэрозолей сульфатов в призем-
приземном слое атмосферы отмечается в центральных районах Ев-
Европы и США. На территории фоновых районов содержание
аэрозолей сульфатов меняется от 0,44 до 5,6 мкг/м3. Наимень-
Наименьшая концентрация зарегистрирована на о. Врангеля и в Бар-
гузинском заповеднике. Сезонная изменчивость фоновой кон-
концентрации сульфатов в воздухе незначительна.
Результаты измерений концентрации озона свидетель-
свидетельствуют об ее изменчивости в зависимости от широты и сезона,
а также от возможных источников антропогенного происхож-
происхождения. Минимальное содержание озона в приземном слое воз-
воздуха отмечается в районе экватора, затем в умеренных широ-
широтах северного полушария оно постепенно возрастает и в по-
полярных областях снова понижается. В сезонном ходе макси-
максимум концентрации отмечается весной и летом, минимум —
осенью и зимой. В районах с крупными источниками оксидов
азота и углеводородов регистрируется более высокое содержа-
содержание озона в воздухе. В суточном ходе максимум концентра-
концентрации озона наблюдается днем, а минимум — ночью и ранним
утром.
Высокая концентрация БП определена в США в штате
Орегон, где она достигала 2,2 нг/м3, в фоновых районах ФРГ,
Чехословакии, Венгрии и Болгарии содержание БП состав-
составляет 0,07—0,8 мг/м3. В европейской части СССР среднемесяч-
среднемесячная концентрация БП колеблется от 0,03 до 0,9 мг/м3, в азиат-
азиатской части она несколько ниже — 0,02—0,4 мг/м3,— а самая
низкая @,002—0,009 мг/м3) зарегистрирована в арктических
районах СССР.
Концентрация взвешенных частиц (пыли) в различных
регионах колеблется в широком диапазоне. В центральных
районах Европы и Азии в отдельные дни при пыльных бурях
она может превышать несколько сотен мкг/м3. В среднем
в Западной Европе региональное фоновое содержание пыли
составляет 50 мкг/м3, а в европейской части СССР — при-
примерно 30 мкг/м3.
По данным наблюдений за запыленностью приземного
слоя воздуха с помощью горизонтальных планшетов на
60 метеорологических станциях СССР, расположенных глав-
главным образом вне крупных городов, построены карты средне-
среднемесячных и среднегодовых концентраций и выпадений пыли
[4]. На рис. 26.6.8 представлена карта среднегодовых величин
1973 1975 1977 1973 1981 1983 1985
Рис. 26.6.7. Динамика содержания углекис-
углекислого газа (СО2) в атмосфере фоновых
районов.
а —Барроу, б —- Мауна-JIoa, в — Американское
Самоа, г — Южный полюс.
по материалам наблюдений за три года. Анализ данных изме-
измерений выпадений пыли показал, что доля неорганического ком-
компонента пыли большей частью составляет 0,3—0,8. Поскольку
органические вещества содержатся в верхнем слое почвы,
данные о содержании неорганического и органического компо-
компонентов пыли позволяют судить и о ее происхождении. Осо-
Особенно полезны такие данные при изучении процессов эрозии
почвы, пыльных бурь, путей переноса запыленности и др.
Содержание тяжелых металлов, включая As, Cd, Hg, Pb,
Zn, которые находятся в атмосфере в основном в парогазо-
парогазовом состоянии, колеблется в широком диапазоне и записит
от характера подстилающей поверхности и метеорологических
условий в момент измерения. Летучесть этих микроэлементов
обусловлена тем, что они связаны в атмосфере с субмикрон-
субмикронными частицами, которые в воздухе ведут себя практически
как газ. В табл. 26.6.3 приведены данные о диапазоне изме-
изменения концентраций элементов в континентальном и морском
аэрозоле, а также в районе Антарктиды [37]. Для сравнения
значений содержания тяжелых металлов в аэрозолях в разных
районах земного шара в табл. 26.6.4 приведены относительные
концентрации некоторых металлов (отношение концентрации
металлов к концентрации железа (Fe)). Повышенные концен-
концентрации As, Cu, Pb, Zn отмечаются в районах Англии, Ант-
Антарктиды, наименьшие — в Южной Америке и Африке.
В табл. 26.6.5 даны значения среднегодового содержания
СО2, N2O и фреонов (CFC И и CFC 12) на четырех фоновых
станциях за период с 1977 по 1984 г. [53]. В северном полу-
полушарии, где имеются значительные естественные и антропоген-
антропогенные источники и стоки, средняя фоновая концентрация СО2
в воздухе выше, чем в южном полушарии. Аналогичная кар-
картина отмечается и для глобального содержания фреонов
486

Таблица 26.6.3
Диапазоны концентраций микроэлементов (нг/м3) в воздухе
Район
As
Cd
Hg
Pb
Zn
Fe
Континент 0,02—15 0,02—30 0,02—32 0,2—400 2—70 9—5100
Моря 0,01—0,8 0,003—0,6 0,02—5 0,05—64 0,036—56 3—1000
Антарктида 0,007—0,04 0,018 — 0,2—1,2 0,02—0,06 0,5—1,2
Таблица 26.6.4
Относительная концентрация микроэлементов в аэрозолях в атмосфере разных районов земного шара
Район
Относительная концентрация
As
Cd
Hg
Pb
Zn
[Fe]
Великобритания
Швейцария (#=3200 м)
СССР, европейская часть
Канада
Боливия (// = 5220 м)
Нигерия, Берег Слоновой кости
Северная Атлантика
Антарктида
0,16
6,4-Ю
4,4-10
C—9).10~3
1,2-Ю
0,05
1,3-10~3
0,014
C—25). 10
0,38 0,47
0,12 0,27
A—5)-10-2 G—35) • 10"
400
36
170
Европа
6.10
10
Северная Америка
— — — 0,053 71
Южная Америка
A— 6).10~3 2-10 G—20).10~3 A—2).1О 181—284
Африка
2,4-10 E—10)-10-4 3-Ю-3
Мировой океан
3,6-10 700—5150
0,02
(9—16)-10 A—27)-10-2 3—62
0,012 0,053 0,62
Таблица 26.6.5
Среднегодовое содержание СО2 (млн.-1 (по объему)), N2O (млрд.-1 (по объему)) и фреонов (CFC-11 и CFC-12 (%0))
на фоновых станциях
Год
Барроу, Аляска, 71° с. ш.
Мауна-Лоа, Гаваи, 20° с. ш.
Американская Самоа, 14° ю. ш.
Южный пояс, 90° с. ш.
СО2
N2O CFC11 CFC12
СО2
N2O CFC11 CFC12
СО2
N2O CFC11 CFC12
СО2 N2O CFC11 CFC12
(CFC11 и CFC 12) в атмосферном воздухе, тогда как кон-
концентрация закиси азота в районах 20° с. ш.—20° ю. ш. выше,
чем на Северном и Южном полюсах. Изменчивость колеба-
колебаний среднемесячной концентрации СОг в северном полушарии
составляет около 10 млн, в то время как в южном разность
между максимумом и минимумом составляет около 1 млн-1.
Динамика содержания диоксида углерода в атмосфере фоно-
фоновых районов указывает на ежегодный устойчивый постоянный
рост СО2, равный в среднем примерно 1,5 млн-1 (рис. 26.6.7)
[561-
1 Трансграничный перенос промышленных выбросов опреде-
определяет загрязнение атмосферы на значительном расстоянии от
источника. Исследования показывают, что примеси, поступаю-
поступающие от различных антропогенных источников, могут распро-
распространяться весьма далеко и оказывать существенное влияние
на обширные территории [4]. Например, заметная концентра-
концентрация SO2 в выбросах из труб высотой 380 м никелевого за-
завода в Канаде отмечалась на расстоянии 400 км, а концен-
Рис. 26.6.8. Карта распределения концентрации (мг/м3) B)
и выпадений т/(км2-год) (/) аэрозолей. '
2ОО
487

трация 41Аг из труб Брукхейвенского реактора в Нью-Йорке —
на удалении в 150 км. Еще заметнее проявляется распростра-
распространение выбросов от совокупности источников крупных промыш-
промышленных центров (отмечался перенос СО от индустриальных
районов США вблизи Великих Озер до Гренландии).
В глобальном масштабе расстояния переноса примесей не-
невелики, однако в густонаселенных районах они достаточны
для того, чтобы выбросы одних стран причиняли ущерб со-
соседним странам. Известны примеры повреждения лесов и сель-
сельскохозяйственных культур в пограничных районах ряда стран
Европы и Южной Америки промышленными выбросами со-
соседних государств.
Поскольку концентрация примесей на значительном уда-
удалении от источников сравнительно мала, для анализа ее из-
изменения существенное значение приобретают работы по моде-
моделированию, т. е. расчету распространения примесей на дальние
расстояния. С данной целью строится траектория движения
воздуха и вдоль нее определяются «сухое» и «влажное» вы-
выпадения загрязняющих веществ на землю. Под «сухим» пони-
понимается удаление примеси за счет ее взаимодействия с под-
подстилающей поверхностью, при этом учитывается и преобразо-
преобразование примеси в атмосфере в результате каталитических и
фотохимических реакций. Для диоксида серы, например,
определяется его трансформация в сульфаты, которые пред-
представляют собой аэрозоли, постепенно осаждающиеся на землю.
Под «влажным» выпадением понимается процесс захвата при-
примеси облаками и осадками и осаждение вместе с каплями
дождя или со снегом на подстилающую поверхность.
Для практического использования результатов моделиро-
моделирования необходимы данные об инвентаризации выбросов или
потоках примеси вдоль траектории их движения, а также об
организации системы наблюдений за переносом загрязняющих
веществ.
В табл. 26.2.8 на основании данных Совместной про-
программы наблюдения и оценки распространения загрязняющих
воздух веществ на большие расстояния в Европе (ЕМЕП)
представлены характеристики выбросов диоксида серы по от-
отдельным странам. С помощью определенной модели переноса
примеси воздушными течениями по указанным данным о вы-
выбросах произведен расчет среднегодовых выпадений соедине-
соединений серы в этих странах с указанием собственных и внешних
выбросов. Полученные результаты представлены в табл. 26.6.6.
Таблица 26.6.6
Годовое выпадение (%) серы в странах Европы
Страна
Австрия
Великобритания
Албания
Бельгия
Болгария
Венгрия
ГДР
Гоеция
Дания
Исландия
Испания
Ирландия
Италия
Люксембург
Нидерланды
Норвегия
Польша
Португалия
Румыния
СССР
Турция
Финляндия
Франция
ФРГ
Чехословакия
Швейцария
Швеция
Югославия
Выпадение,
Юз 1
1980
271
800
39
166
291
411
826
192
105
19
655
66
910
10
178
199
1389
69
405
5840
337
286
1105
1015
792
117
336
655
г/год
1983
216
541
31
127
203
357
758
168
85
22
688
57
828
8
141
209
1306
65
302
3537
302
226
869
852
756
101
294
496
собствен-
собственный
1980
15
81
15
51
58
55
66
49
41
11
74
39
74
20
31
10
52
30
9
62
50
34
52
47
53
14
24
33
1983
18
83
19
49
66
61
70
54
36
5
79
30
79
25
26
7
53
34
11
61
50
27
42
•go
57
11
17
41
Источник
иностран-
иностранный
1980
73
10
54
43
30
40
31
34
47
0
12
23
16
70
62
49
42
43
75
19
27
38
34
45
43
74
44
53
1983
70
8
52
44
26
34
27
30
51
0
8
32
12
63
66
33
42
28
77
24
23
38
40
42
39
74
46
46
неопреде-
неопределенный
1980.
11
9
31
5
12
6
3
17
12
89
14
38
10
10
6
41
6
26
16
19
23
23
14
7
4
13
32
14
1983
12
9
29
7
8
4
3
15
13
95
13
39
9
13
8
60
5
38
12
15
27
27
18
8
3
15
37
13
В качестве примера можно привести определение отноше-
отношения выпадений серы к ее выбросам по количеству диоксида
серы, образующегося при сжигании топлива на территории
отдельных государств. Для Норвегии и Северной Швеции это
отношение составило 120—250%, тогда как для ряда стран
Западной Европы оно составило 100 %. С указанными резуль-
результатами связывают и проблему «кислотных дождей». Примерно
с 60-х годов во многих водоемах Скандинавии, а позже и
в водоемах северных областей- Канады стали обнаруживать
весьма низкие значения рН (близкие к 4—5), указывающие
на кислотный характер воды. Возможно, это вызвано тем,
что и выпадающим здесь осадкам свойственны примерно
такие же значения рН. В свою очередь пониженные значения
рН в осадках объясняются поглощением в них соединений
серы, попадающих в атмосферу в составе продуктов сгорания
топлива и переносимых из промышленно развитых стран За-
Западной Европы в Скандинавию и из США в Канаду. Окисле-
Окисление водоемов привело во многих случаях к гибели в них
значительной части растений и животных.
Проблема дальнего переноса атмосферных примесей при-
привлекает сейчас большое внимание правительств и междуна-
международных организаций. Общеевропейским совещанием на высо-
высоком уровне по сотрудничеству в области охраны окружающей
среды в 1979 г. была принята «Конвенция о трансграничном
загрязнении воздуха на большие расстояния». В рамках Евро-
Европейской экономической комиссии разработана обширная про-
программа по изучению переноса примесей, главным образом
соединений серы на дальние расстояния. Для руководства
соответствующими работами и анализа данных, полученных
по этой программе, созданы два центра — один в Норвегии,
другой — в СССР. В дальнейшем намечается осуществлять
оперативные прогнозы ожидаемого уровня загрязнения воз-
воздуха по траекториям переноса примесей с анализом воздей-
воздействия источников выброса вредных веществ.
26.7. МОДЕЛИРОВАНИЕ И РАСЧЕТ
ЗАГРЯЗНЕНИЯ АТМОСФЕРЫ
Загрязнение атмосферы характеризуется большой про-
пространственно-временной неоднородностью. Обусловлена она
расположением источников выбросов, их мощностью, а также
изменением условий погоды и режима выбросов в атмосферу.
Поскольку процессы в атмосфере сложны и многообразны,
а число определяющих факторов достаточно велико, наряду
с организацией сети наблюдений за загрязнением воздуха зна-
значительное развитие получило математическое моделирование
процессов распространения загрязняющих атмосферу веществ
от их источников на основе теории турбулентной диффузии.
Результаты моделирования широко используются для изу-
изучения распространения примесей в атмосфере и для расчета
загрязнения воздуха в городах и промышленных районах.
На их основе осуществляется выбор мест строительства пред-
предприятий, рационального размещения производственных и жи-
жилых сооружений, нормирования вредных выбросов в целях
обеспечения необходимых гигиенических и экологических усло-
условий. С этой целью в государственном порядке утверждаются
соответствующие нормативные документы. В СССР действует
общесоюзный нормативный документ СОНД-86) «Методика
расчета концентраций в атмосферном воздухе вредных ве-
веществ, содержащихся в выбросах предприятий» Г341, утверж-
утвержденный Госкомгидрометом по согласованию с Госстроем и
Министерством здравоохранения СССР. Он предназначен для
расчета концентраций до расстояний 100 км от источника и
для обязательного использования в работах по проектирова-
проектированию и строительству предприятий и жилых зданий, нормиро-
нормирования вредных выбросов в атмосферу, экспертизе и согласо-
согласованию атмосфероохраиных мероприятий. Данная методика
является обобщением и развитием «Указаний по расчету рас-
рассеивания в атмосфере вредных веществ, содержащихся в вы-
выбросах предприятий» [451 и других аналогичных документов,
действующих законодательно в СССР с 1963 г. Их снопные
положения прошли длительную проверь в практических
условиях и используются не только в СССР, но и в ряде
других стран.
Разработке методики расчета Г34, 451 предшествовали об-
обширные теоретические и экспериментальные исследования,
проведенные Главной геофизической обсерваторией имени
А. И. Воейкова совместно с другими институтами и организа-
организациями [4, 14, 15]. В теоретическом плане исходным явилось
численное решение системы дифференциальных уравнений,
определяющих распространение примесей в атмосфере от их
488

источников. Исходное уравнение атмосферной диффузии для
сравнительно ровного места имеет следующий вид:
_ d d d d d__ d
B6.7.1)
где q — концентрация примеси; а — показатель превращения
примеси; и и w — горизонтальная и вертикальная составляю-
составляющие скорости движения; Ку и Kz — горизонтальная и верти-
вертикальная составляющие коэффициента обмена. Оси х и у на-
направлены в горизонтальной плоскости, ось z — по вертикали,
причем z — 0 соответствует уровню земной поверхности.
Данное уравнение решается при соответствующих гранич-
граничных условиях совместно с системой других уравнений, в ко-
которых определяются содержащиеся в B6.7.1) и граничных
условиях коэффициенты и параметры. В частности, учитыва-
учитывается, что для источников выбросов, как правило, свойствен
начальный вынос и перегрев выбросов. Вызванный в резуль-
результате подъем примеси над источником со скоростью w описы-
описывается системой уравнений
dTg
dz
B6.7.2)
где v — отклонение температуры в струе примеси от темпера-
температуры окружающего воздуха Та\ g — ускорение свободного
падения.
Анализ показывает, что для практических расчетов целе-
целесообразно на основании совместного решения B6.7.1), B6.7.2)
условно ввести начальный подъем примеси АЯ, сравнив зна-
значение приземной концентрации, полученное в результате дан-
данного решения от источника высотой Я, и решение B6.7.1)
для источника высотой Я. Тогда из выполненных исследова-
исследований следует, что для дымовых труб с устьем радиусом Ro
ЛЯ
_i5a*.^
Tail2
-)•
B6.7.3)
где Wo и AT — скорость и перегрев выходящих из трубы
газов; и — скорость ветра на высоте флюгера.
Для определения в B6.7.1) и и Кг используется уравне-
уравнение движения и баланса энергии турбулентности. Из их реше-
решения следует, что для часто наблюдаемых (нормальных) метео-
метеорологических условий коэффициент обмена Кг и скорость
ветра и с достаточной для практики точностью представля-
представляется в виде
B6.7.4)
, при z
tf-y + ^jL, при z>h;
где v — молекулярная вязкость, Zo — шероховатость подсти-
подстилающей поверхности; К\ и щ соответственно Кг и и на вы-
высоте z = Z\ (обычно принимается Z\ = 1 м).
При решении B6.7.1) горизонтальная составляющая Kv
определяется из соотношения Ку = Кф. Затем концентрация
осредняется по времени с учетом колебания направления ветра
в горизонтальной плоскости с дисперсией фр. В результате
следует, что эффект осреднения эквивалентен принятию усло-
условия Kyttylxu. Это позволяет в B6.7.1), B6.7.2) разделить
переменные х, z и у и свести задачу к решению двумерного
уравнения для концентрации выброса от линейного источника.
Концентрация q(x, у, z) для точечного источника определяется
из соотношения
q(Xf9,
2 2
B6.7.5)
На основании численного интегрирования B6.7.1) уста-
устанавливаются аппроксимационные формулы для приземной
концентрации в зависимости от координат и входных пара-
параметров. Отдельно рассматриваются случаи тяжелых примесей,
для которых характерна скорость оседания wg9 и несохраняю-
щейся примеси, если в уравнении B6.7.1) а=^0. Из получен-
полученных таким образом результатов следует, например, что для
приподнятых над землей источников, к которым относится
большая часть промышленных выбросов, наибольшие значения
наземной концентрации достигаются на некотором расстоя-
расстоянии от источника в случае развитой турбулентности при паде-
падении температуры воздуха с высотой.
62 Заказ № 46
При наличии сложного рельефа задача решается с по-
помощью обобщенных уравнений диффузии, движения, притока
тепла и баланса турбулентности с учетом криволипенности
границы подстилающей поверхности.
Для ряда частных случаев, в которых используются упро-
упрощенные выражения для скорости ветра и коэффициента об-
обмена, наряду с численным решением получено аналитическое
решение указанного уравнения атмосферной диффузии B6.7.1).
Так, если Kz линейно растет с высотой Kz = K\Z, а скорость
ветра и изменяется по степенному закону (а = щгп), призем-
приземная концентрация (при z — 0) легкой примеси (ws = 0) в слу-
случае источника эффективной высоты Я определяется по фор-
формуле
Я =
м
хехр
(-
т2„2
B6.7.6)
где М — мощность источника.
Из полученного решения следует, что на расстоянии х=хт
достигается максимум концентрации qm. В случае когда Kz
и и приближенно определяются соотношениями B6.7.4),
B6.7.7)
Для практических целей важно решить задачу-о распро-
распространении примеси в условиях, при которых достигается наи-
наибольшая концентрация примеси от рассматриваемого источ-
источника в приземном слое воздуха См.
Если
См + СфКПДК, B6.7.8)
где €ф — фоновая концентрация, определяемая действием
остальных источников, кроме рассматриваемого, ПДК—пре-
ПДК—предельно допустимая концентрация, то и для других условий
необходимые требования к качеству воздуха соблюдаются.
При рассмотрении разовых концентраций учитываются и ра-
разовые значения ПДК, которые относятся к 20—30-минутному
интервалу времени. Поэтому указанное выше осреднение кон-
концентрации q, полученное в результате решения B6.7.1),
осуществляется за 20-минутный период при соответствующем
значении фо. Использование зависимости фо от времени осред-
осреднения позволяет получить соотношения между значениями
концентрации, отнесенными к различным промежуткам вре-
времени.
Для определения наибольшей концентрации См сначала
нз решения, полученного для максимума наземной концен-
концентрации qm на расстоянии хт от источника, с учетом началь-
начального подъема АЯ и условия dqm/du = 0, определяется наи-
наибольшее значение qm и соответствующая ему опасная скорость
ветра им. Кроме того, ставится еще условие dqm/dKz ~ 0,
позволяющее установить и неблагоприятные условия страти-
стратификации. Согласно сказанному выше, для высотных источни-
источников См достигается при падении температуры воздуха с вы-
высотой. В результате были получены расчетные формулы для
концентрации легкой и тяжелой примеси.
В работах [14, 47] проводится классификация источников
по высоте: наземные источники — высотой до 2 м, низкие —
2—10 м, средней высоты—10—50 м и высокие — более 50 м.
При этом под наземной концентрацией понимается концентра-
концентрация, определенная в нижнем 2-метровом слое воздуха. Макси-
Максимум наземной концентрации См определяется по формуле
~ AMFmm\
м~~я2^у7а
B6.7.9)
где
А — коэффициент, зависящий от температурной стратификации
атмосферы; F — безразмерный коэффициент, учитывающий
скорость оседания вредных веществ в атмосферном воздухе;
тип — коэффициенты, учитывающие условия выхода газо-
газовоздушной смеси из устья источника выброса; Я — геометри-
геометрическая высота источника (для наземных источников принима-
принимается Н = 2 м); т) — безразмерный коэффициент, учитываю-
учитывающий влияние рельефа местности (в случае ровной или слабо-
слабопересеченной местности с перепадом высот, не превышающим
5 м на 1 км, г) = 1); V{ —расход газовоздушной смеси в еди-
яР2 _
—-—, где D — диаметр устья источ-
ницу времени \V{ =
ника выброса).
489

Значения коэффициента Л, соответствующее неблагоприят-
неблагоприятным метеорологическим условиям, при которых концентрация
вредных веществ в атмосферном воздухе максимальная, ука-
указаны ниже. Если См выражена в мг/м3, М — в г/с, V\ —
в м3/с, Н — в м, то на территории СССР максимумы дости-
достигаются в областях с наиболее резко выраженным характером
антициклонических условий погоды (с интенсивным турбулент-
турбулентным обменом, сочетанием штилей и приподнятых инверсий и
т. д.). К ним относятся районы Средней Азии южнее 40° с. ш.,
Бурятская АССР и Читинская область. По мере ослабления
указанных характеристик погодных условий значения Л, как
правило, уменьшаются. Значение А — 200 принимается почти
для всей остальной части Азиатской территории Советского
Союза, а также для его европейской части, включая районы
РСФСР южнее 50° с. ш. Принимается А = 180 — для европей-
европейской территории СССР и Урала от 50 до 52° с. ш., за исклю-
исключением попадающих в эту зону перечисленных выше районов
и Украины; А = 160 — для европейской территории СССР и
Урала севернее 52° с. ш. (за исключением центра европейской
части), а также для Украины (для расположенных на Украине
источников высотой менее 200 м в зоне 50—52° с. ш.— 180,
а южнее 50° с. ш. — 200); А = 140 — для Московской, Туль-
Тульской, Рязанской, Владимирской, Калужской, Ивановской об-
областей.
Для зарубежных территорий значения коэффициента А
рекомендуется принимать по сходным климатическим усло-
условиям, определяющим интенсивность турбулентного обмена
в пограничном слое атмосферы. Коэффициент F зависит от
скорости оседания примеси wg и равен единице для газов и
мелкодисперсных примесей. Для тяжелых примесей, таких,
как пыль и зола, F зависит от размеров частиц, связанных
обычно с КПД пыле- и газоуловителей. При КПД более 90 %,
равном 75—90 % и менее 75 % значения F соответственно
равны 2, 2,5 и 3.
Коэффициенты т и п — вспомогательные, они определя-
определяются через параметры
} H2AT
WpD
н
B6.7.10)
Коэффициент m определяется по формуле
m =@,67
= 1,47/
при /<100,
при
100.
B6.7.11)
Для /е</<100, m вычисляется при / = fe. Коэффициент п
при f<100 определяется по рис. 26.7.1 в зависимости от Км,
а при f > 100 — от У[г.
0 Ofi f,0
Рис. 26.7.1. График для определе-
J ния коэффициента п.
Расстояние хм, на котором достигается См, определяется
по формуле
xu = -^=^-dH, B6.7.12)
где безразмерный коэффициент d при f< 100 находится по
формулам:
^ = 2,48A+0,28^) при Км<0,5 м/с,
d = 4,951^A+0,28^) при 0,5< Км < 2 м/с,
d == 7 УТлЛ 1+0,28^) при 1/м > 2 м/с.
При />100 или АГ^О значение d находится по фор-
формулам:
d = 5J при К^<0,5,
при К;>2.
Значение опасной скорости иш на уровне флюгера (обычно
на высоте 10 м от поверхности Земли), при которой дости-
достигается наибольшее значение приземной концентрации вредных
веществ См, в случае f< 100 определяется по формулам:
мм = 0,5 при Км^0,5 м/с,
мм~^м ПРИ 0,5<СК^^2 м/с>
Мм = Км A+0,12) У/ при Км > 2 м/с. B6.7.13)
При /^100 или АГ^О значение им вычисляется по фор-
формулам:
мм==0,5 при Км^0,5 м/с,
им==^м ПРИ 0,5 <К^^ 2 м/с,
мм = 2,2К^ при К^>2м/с. B6.7.14)
Для мощных нагретых выбросов, характерных для таких
источников, как тепловые электростанции, металлургические
заводы и т. д., обычно им = 3—5 м/с, для сравнительно хо-
холодных выбросов от вентиляционных устройств на химических
и других предприятиях иш = 1—2 м/с.
Приземная концентрация С для различных х, у и ифиы
при неблагоприятной стратификации в общем случае опреде-
определяется по формуле
С = CMrsi (х/рхы) s2 (у/х).
B6.7.15)
Коэффициенты г и р находятся по рис. 26.7.2, а функция
S\ — по рис. 26.7.3.
3 и/и*
Рис. 26.7.2. Графики для определения коэф-
коэффициентов г и р.
В случае низких и наземных источников при значениях
х/хм<\ величина S\ заменяется на s", где
s" = 0,125 [10 — //+ 0,125 (Я — 2) s,] при 2<//<10.
Функция S2 определяется по рис. 26.7.4 в зависимости
от ty, где
при
м/с и ^ = 5(-~) "Ри
м/с-
Поправочный на рельеф коэффициент г\ определяется по фор-
формуле
л=1+ф1 (т]т-1), B6.7.16)
где Tim определяется по табл. 26.7.1 в .зависимости от форм
рельефа, сечения которых представлены на рис. 26.7.5 и без-
безразмерных величин П\ = H/ho и п2 = ao/ho, где Н — высота
источника, h0 — высота (глубина) препятствия, а0 — полуши-
полуширина гряды, холма, ложбины или протяженность бокового
склона уступа, х0 — расстояние от середины препятствия
в случае гряды или ложбины и от верхней кромки склона
в случае уступа до источника (см. рис. 26.7.5). Значение
функции ф1 определяется в зависимости от отношения \хо\/ао
по графикам (см. рис. 26.7.5), соответствующим различным
формам рельефа. Если источник расположен на верхнем плато
490

о
0/2
О/О
0,08
0t06
0,Q4
0,02
1 2
\
3 4 5"
Si
0,8
0,6
Ofi-
0,2
6 7
-
- /
—i r
x/x
J
1
0,4
'=rZZ\
M
0,6 x/x«
8 12 16 20 24 28 32 36 40 44 х/х„
Рис.
б: 1
26.7.3. Графики для определения функции S\.
легкая примесь, 2 — тяжелая.
О 0,1
Рис. 26.7.4. График для определения
функции 52.
Таблица 26.7.1
Значения поправочного коэффициента \\ш
в зависимости от rii и п2
Ложбина
впадина)
Уступ
Гряда
(холм^
n2
ю
I
I
CD
о
о
I
CD
ю
I
CT)
CD
Ю
I
О
о
I
CO
Ю
CO
Ю
I
о
C?
<1,5 4,0 2,0 1,6 1,3 3,5 1,8 1,5 1,2 3,0 1,5
0,6—1 3,0 1,6 1,5 1,2 2,7 1,5 1,3 1,2 2,2 1,4
1,1—2,9 1,8 1,5 1,4 1,1 1,6 1,4 1,2 1,1 1,4 1,3
3—5 1,4 1,3 1,2 1,0 1,3 1,2 1,1 1,0 1,2 1,2
>5 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0
,41
,31
,2 1
,1 1
,01,0
уступа, в качестве аргумента функции ф0 вместо \xQ\/ao при-
принимается — Хо1ао.
Если препятствия представляют собой гряды (ложбины),
вытянутые в одном направлении, значения к0 и а0 определя-
определяются для поперечного сечения, перпендикулярного этому на-
направлению. Если изолированное препятствие представляет
собой отдельный холм (впадину), то ho выбирается соответ-
соответствующим максимальной (минимальной) отметке препятствия,
а П2 — максимальной крутизне склона, обращенного к источ-
источнику.
Для источников выброса, расположенных в зоне влияния
нескольких изолированных препятствий, определяются значе-
значения т] для каждого препятствия и используется максимальное
из них.
Расстояние х1^, на котором достигается максимум кон-
концентрации в условиях сложного рельефа, вычисляется по фор-
формуле
"^M ~~~"
B6.7.17)
Граница зоны влияния рельефа хг, т. е. расстояние от источ-
источника, до которого существенно возмущение потока неровно-
неровностями подстилающей поверхности, связано с хм и г\ соотно-
соотношением
Ч B6.7.18)
хг = 6,2хм л/Ч117
Рис. 26.7.5. Графики для определения функции
<Pi(|*o|/ao).
Концентрация примеси от рассредоточенных по площади ис-
источников рассчитывается на основе суперпозиции ее полей,
вычисленных для каждого источника в отдельности. С данной
целью разрабатываются специальные программы расчета
с помощью ЭВМ, которые позволяют учитывать весьма боль-
большое число источников, характерное для промышленных горо-
городов и районов. При этом алгоритм вычисления строится таким
образом, чтобы существенно экономить машинное время.
В частности, предусматривается отказ от формального пере-
перебора всевозможных направлений и скоростей ветра.
Приведенные результаты относятся к указанным выше
нормальным метеорологическим условиям, когда выполняются
соотношения B6.7.4). Отдельно рассматриваются аномально
опасные условия вертикального распределения коэффициента
обмена, температура воздуха и скорость ветра, в том числе
случаи приподнятых инверсий, штилевых слоев, туманы и т. п.
Это позволяет при использовании результатов расчета на
практике экономно защищать атмосферу от загрязнения. Дан-
Данные расчетов для неблагоприятных случаев нормальных усло-
условий погоды используются при осуществлении мероприятий
капитального характера на длительный период времени. При
прогнозе же аномально опасных метеорологических условий,
которые, как правило, непродолжительны и вероятность на-
наступления которых не превышает 1—2 %, рекомендуется при-
принимать меры эксплуатационного характера по временному со-
сокращению выбросов.
Расчеты концентраций при аномальных условиях выпол-
выполняются на основе численного интегрирования B6.7.1), но
с учетом отклонения в значениях скорости ветра и коэффи
циента обмена от их «нормального» распределения по высоте
B6.7.4).
Аномальные профили скорости ветра характеризуются
резким ослаблением или усилением ветра в отдельных слоях
воздуха. Наиболее характерным примером является случай
штиля у земной поверхности. В этом случае наземную кон-
концентрацию от источника высотой Н можно приближенно рас-
рассчитывать по формулам для случая отсутствия штиля, заменяя
в них Н на Н—h\, где h\ — высота штилевого слоя, причем
62*
491

H>h\. Вследствие этого максимум концентрации См, согласно
/ Я \2
B6.7.9), возрастает примерно в ( -77 т—) раз. Другой при-
пример — резкое увеличение скорости ветра на некоторой высоте
в пограничном слое атмосферы, так называемые мезоструи,
отмечаемые, в частности, ночью у верхней границы приземных
инверсий. Расчеты показывают, что влияние таких струй на
приземную концентрацию практически мало и может быть
учтено, если несколько увеличить среднюю по высоте скорость
ветра.
Влияние приподнятых инверсий на распространение при-
примеси определяется тем, что в них резко ослабляется турбу-
турбулентность [4, 48]. Уже из простейшей формулы Kz —
= Kzp(l — Ri)a\ где KzP — значение Kz при равновесной
о- 8 dTa If du У
стратификации; Ri = -=r -7— [-%—I —число Ричард-
1g az l\ az j
сона и ai — постоянная, можно заключить, что при Ri->-l,
Kz-^0. К настоящему времени методы расчета турбулентности
в слоях приподнятой инверсии мало разработаны. Прибли-
Приближенно из уравнения баланса энергии турбулентности следует,
что в инверсионном слое
B6.7.19)
где
fli и Ci — постоянные, индекс i относится к нижней границе
инверсии.
Результаты численного интегрирования B6.7.1) с учетом
убывания турбулентного обмена в инверсионных слоях по-
позволяют оценить их задерживающее влияние на распростра-
распространение примеси. Если такие слои располагаются непосредственно
над источником, то наземная концентрация примеси увели-
увеличивается в 1,5—2 раза, а иногда и более.
Эффект приподнятой инверсии может оказаться значи-
значительно большим, если учесть ее влияние на начальный подъем
ЛЯ. Дело в том что формула B6.7.3) справедлива в основ-
основном для условий от неустойчивой до слабо устойчивой стра-
стратификации. При достаточно глубоких инверсиях характер
подъема примеси существенно изменяется и, как показывают
наши исследования, выбросы из труб не могут подняться
выше определенного уровня zn и как бы достигают некото-
некоторого «потолка», при этом
zn = 0,61
V
Kz
dT
dz
B6.7.20)
Для мощных источников типа труб тепловых электростан-
электростанций 2П = 200—800 м, для сравнительно холодных выбросов
малой мощности zn = 20—40 м, поэтому при холодных вы-
выбросах может отмечаться значительное загрязнение воздуха
при одновременном наличии приподнятых инверсий непосред-
непосредственно над источником и штиля в приземном слое воздуха.
Влияние туманов проявляется отчасти в том, что они
нередко сопровождаются приподнятой инверсией и штилем.
Кроме того, растворы ряда примесей, например SO2, в каплях
тумана обладают более высокой токсичностью, а осаждение
капель способствует увеличению их приземной концентрации.
Расчет загрязнения воздуха при наличии тумана выполняется
с помощью уравнения B6.7.1), в котором учитывается член
оо
aq= ^P(r)N(r)dr, B6.7.21)
о
где Р(г)—количество примеси, поглощенной каплями тумана
радиусом г в единицу времени, a N(r)—функция распределе-
распределения капель по размерам. Поскольку растворимые газы прак-
практически полностью поглощаются на поверхности капель, а
N(r) =ar2exp(—br), где а и Ь—постоянные, то следует, что
ex = 0,6vA/r^ , где v — коэффициент молекулярной диффузии
воздуха, Д — водность тумана, rm — радиус капель тумана,
соответствующий максимуму функции N(r).
При исследовании влияния туманов уравнение B6.7.1)
с учетом B6.7.2) дополняется уравнением, описывающим
изменение температуры и влажности воздуха в пограничном
слое атмосферы [4].
Полученные результаты позволяют моделировать процесс
образования тумана в сочетании с интенсивным загрязнением
воздуха, определяемого термином «смог».
Аналогично рассчитывается поглощение примеси водными
каплями облаков нижнего яруса и вымывание ее с осадками.
Значительная часть растворимых примесей может выпасть
с осадками. Поток примеси к подстилающей поверхности на
расстоянии х от источника
¦ = а \ д dz.
Из формулы B6.7.5) и соотношения [ q4z^M/u сле-
6
дует, что общее количество выпадающей примеси П =
со сю
= J | Pxdxdy определяется формулой [9, 10]:
и 6
П = М\1 — е п п ). B6.7.22)
Значения а здесь зависят от интенсивности / и структуры
осадков; при изменении / от 0,1 до 10 мм/ч а возрастает от
2 • 10—4 до 8-10~3, или а~1°>8. Значения а для снега больше,
чем для дождя.
Основой для теоретического исследования фотохимических
смогов служит решение системы уравнений типа B6.7.1) для
концентрации qi отдельных i-x примесей, участвующих в фото-
фотохимических реакциях, с учетом членов сад, где а* определя-
определяется с помощью соответствующих величин и скоростей
реакции.
На основе полученных результатов для расчета разовых
концентраций примеси осуществляется моделирование средних
концентраций загрязняющих веществ от источников за дли-
длительный период, в том числе среднегодовых концентраций q
и вероятности распределения концентраций за определенные
интервалы времени.
В общем случае средняя за период т концентрация опре-
определяется по формуле [5, 47]
B6.7.23)
где q — разовая концентрация, Pt — плотность вероятности q.
Из полученного для q решения следует, что приближенно
в полярной системе координат (г, ср) среднегодовая концен-
концентрация
kl)P2(uu
B6.7.24)
Здесь Л(ф)—вероятность направления ветра под углом ф,
определяемая по розе ветров; Р2(щ, k\)—совместная плот-
плотность вероятности значений щ и k\ для данной местности;
q' — разовая концентрация от соответствующего линейного
источника, которую можно представить в виде
Я + АЯ
где qm—ее максимум, достигаемый при r = rm.
Исследования турбулентного режима приземного слоя
воздуха для определения Рг(«ь &i) проводятся в ГГО по
данным градиентных наблюдений специальной сети несколь-
нескольких десятков метеорологических станций, расположенных
в различных климатических зонах СССР. Анализ полученных
материалов показывает, что с практически достаточной точ-
точностью
Р2(ии kx)=-±-P' (щ)Р» (-J-J-). B6.7.25)
Для примера на рис. 26.7.6 представлен вид функций
— V /Мф) (роза ветров) для станций Воей-
, Р" (—— V
V Mi /
ково и Борисполь.
Осреднение результатов для различных станций позволяет
определить сравнительно простые аналитические выражения
для типовых функций Р' (п\) и Р" I—— )в диапазоне реаль-
реальных изменений величин и{ и k\. После подстановки B6.7.25)
492

в B6.7.24) и выполнения необходимых расчетов с помощью
ЭВМ можно получить для q выражение, аналогичное B6.7.15):
B6.7.26)
где дм — максимум среднегодовой концентрации на расстоя-
расстоянии при круговой розе ветров, a s — функция, аналогичная Si
в B6.7.15). Это позволяет непосредственно связать qM с См
н гт с хш. Оказывается, что приближенно
<7M = CMOi (A f) r(— ),
V MM /
rH = ХмФц (Л, /)р(-
0,8п
им
B6.7.27)
где Ф1 и d>2 — сравнительно простые интерполяционные функ-
функции; п — средняя годовая скорость ветра; остальные величины
те же, что при определении разовых концентраций, в част-
частности значения Л совпадают со значениями, приведенными
в B6.7.9), а г и р— с функциями в B6.7.15) и приведен-
приведенными на рис. 26.7.3.
Отношение дм/См, которое имеет важное практическое
значение, согласно полученным результатам, существенно за-
зависит от Н и ЛГ. Так, для указанных на рис. 26.7.6 функций
источниками выброса и соблюдения ПДВ — в этом одно из
достоинств введения системы ПДВ.
Устанавливают ПДВ на основании расчета рассеивания
примесей в атмосфере, согласно методике нормирования про-
промышленных выбросов, утвержденной Госкомгидрометом
СССР [16].
Для определения фоновой концентрации Сф в B6.7.8)
используется соответствующая методика [17], утвержденная
Госкомгидрометом СССР и Минздравом СССР.
В СССР большое значение придается вопросам экспер-
экспертизы расчетов и практическим атмосфероохранным мероприя-
мероприятиям. В этих целях издан специальный сборник законодатель-
законодательных нормативов и методических документов [42], в которых
указаны значения и список принятых в СССР ПДК и ОБУВ,
Методика нормирования и определения фоновых концентра-
концентраций, а также Инструкция о порядке рассмотрения, согласо-
согласования и экспертизы воздухоохранных мероприятий и выдачи
разрешений на выброс загрязняющих веществ в атмосферу
по проектным решениям (ОНД 1—84).
За рубежом в последнее время в целях моделирования
распространения примесей от источников также все шире на-
начинают использовать численное решение уравнения турбулент-
турбулентной диффузии. Однако в основу нормативных документов за-
загрязнения воздуха промышленными выбросами большей
частью положены статистико-эмпирические модели диффузии
примеси в атмосфере гауссового типа. Обобщенное представ-
Рнс. 26.7.6. Функция распреде-
распределения р'(щ) (a), p"(kilu{) (б)
и /?i(cp) (в) для станций Воей-
ково (/) и Борисполь B).
10Р'(щ) а)
0,!P%/uf) б)
Р'(U[) и Р" (k\lu\) для ст. Воейково следует, что в случае
Я =150 м при АГ=100°С qJCu = 1/30, а при AT = 0
Ям/См = 1/50. С учетом розы ветров Pi(cp) на рис. 26.7.6
в этих случаях для поля концентрации характерны два мак-
максимума на расстоянии гы = 5 км и разных углах ср: боль-
больший — на северо-востоке, меньший — на юго-западе.
При определении среднегодовых концентраций, так же
как и при определении разовых, можно отдельно учитывать
сравнительно непродолжительные случаи аномально опасных
метеорологических условий, полагая, что в них должно осу-
осуществляться регулирование выбросов. Вместе с тем при инте-
интегрировании в B5.7.23) за год следует выделять интервалы
времени в зависимости от наличия осадков: один — при сухой
погоде, когда сохраняются нормальные условия, т. е. при-
примерно выполняются соотношения B6.7.4), другой — когда при-
примеси вымываются с осадками. Количество вымываемой при-
примеси может быть оценено с помощью формулы B6.7.22),
с учетом розы ветров.
Результаты расчета концентрации загрязняющих веществ,
выбрасываемых промышленными источниками, используются
для установления предельных допустимых выбросов (ПДВ)
в атмосферу. Значения ПДВ определяются из условия B6.7.8),
согласно которому приземная концентрация выбрасываемых
в атмосферу веществ не превышает ПДК. В СССР введен
Государственный стандарт на правила установления ПДВ
вредных веществ промышленными предприятиями [19]. Если
в воздухе городов или других населенных пунктов, где рас-
расположены предприятия, концентрации вредных веществ пре-
превышают ПДК, а значения ПДВ по объективным причинам
не могут быть достигнуты, вводится поэтапное снижение вы-
выброса вредных веществ до значений, обеспечивающих ПДК.
На каждом этапе до обеспечения ПДВ устанавливают вре-
временно согласованные выбросы (ВСВ) на уровне выбросов
предприятий с наилучшей технологией производства или на
уровне предприятий, аналогичных по мощности и технологи-
технологическим процессам. Предусматривается, что рассеивание вред-
вредных примесей в атмосфере при увеличении высоты выбросов
используется лишь после применения всех имеющихся совре-
современных технических средств, предназначенных для их сокра-
сокращения. В соответствии с ГОСТом на ПДВ должны быть раз-
разработаны комплексные планы оздоровления атмосферы горо-
городов и промышленных районов с учетом выбросов от всех
источников. На предприятиях создают системы контроля за
ление этих моделей дано в обзорной работе [57], выполненной
для ВМО. 3 [57] отмечается, что такие гауссовы модели и
изложенная выше модель Главной геофизической обсервато-
обсерватории, разработанная на основе решения уравнения атмосфер-
атмосферной диффузии, получили широкое распространение в мировой
практике по использованию результатов моделирования за-
загрязнения атмосферы.
Согласно гауссовой модели концентрация примеси от то-
точечного источника на высоте Н выражается формулой
м
2а!
2а!
2яма^аг
B6.7.28)
где оу = ву(х)\ ог = oz(x)—горизонтальная и вертикальная
дисперсия примеси. Для определения параметров ау и az
обычно используются классификации устойчивости приземного
слоя воздуха, предложенные рядом авторов. Согласно Пэск-
виллу, принимается шесть классов: 1, 2 и 3-й классы отно-
относятся соответственно к сильной, умеренной и слабой неустой-
неустойчивости; 4-й — к равновесному (или безразличному) состоя-
состоянию; 5-й и 6-й — к слабой и умеренной устойчивости. Каж-
Каждому классу соответствуют определенные значения скорости
ветра щ степени инсоляции и времени суток (табл. 26.7.2).
Таблица 26.7.2
Скорость
ветра на
высоте
10 м, м/с
Классы
устойчивости по Пэсквиллу
Степень инсоляции днем
сильная
умерен-
умеренная
слабая
Облачность ночью, баллы
8 (общая)
или
4 (нижняя)
7 (общая)
или
3 (нижняя)
<2
2—3
3—5
5—6
>6
1
1—2
2
3
3
1—2
2
2—3
3—4
4
2
3
3
4
4
—
5
4
4
4
5
5
4
4
493

Значения ау(х) и аг(х) для 102<л:<104 м выражаются
в форме
z = a2x(\+b2x)c\ B6.7.29)
Для определения Начального подъема" факела А// исполь-
используются формулы Бриггса [49], согласно которым для условий,
близким к равновесным:
B6.7.31)
В табл. 26.7.3 даны значения коэффициентов аи
1, 2) и с2. АТ
Таблица 26.7.3 где F0 = -Ap w0Rq, и*— скорость трения, Я — геометриче-
Значения коэффициентов ап bi
Класс по
Пэсквиллу
Оум
а,
(t=l, 2) и
с2
О' М
ь2
С2
0,22
0,16
0,11
0,08
0,06
0,04
10
ю-4
10
10
10
10
0,20
0,12
0,08
0,06
0,03
0,016
0
0
2.10
15-10
З-Ю
3-10
0
0
0,5
0,5
ская высота источника.
Для устойчивых условий
где
При штиле
B6.7.32)
—1
— RQ
„ ос__ Максимальные концентрации См, а также расстояние хм и
т^ ^а Рис- 26-7-7 представлены значения ву и а2 по данным опасная (критическая) скорость им определяется по фор-
Гиффорда. В зависимости от времени осреднения т прини- мулам
мается
7-<)=10 мин.
B6.7.30)
леиН2 о у '
B6.7.33)
Рис. 26.7.7. Коэффициенты горизонтальной и вертикаль-
вертикальной дисперсии оу (а) и gz (б).
1—6 — классы устойчивости.
Для условий города значения щ, bi (i
102<д:<104 м даны в табл. 26.7.4.
Таблица 26.7.4
Значения a*, bi (/=1, 2) и с2 для города
В предположении oz = ax
8 \~W
Н
B6.7.34)
Класс по
Пэсквиллу
1—2
3
4
5—6
ах
0,32
0,22
0,16
0,11
м
4-
4-
4-
4-
10
10
10
10
Яг
0,24
0,20
0,14
0,08
°г м
ю-3
0
3-10
1,5-10~4
с2
0
0
—0
—0
,5
,5
,5
Li , \.\JГ r\ 11 . t /aj . / . OO I
Из B6.7.35) следует, что для мощных источников (при Fo —
= 103 м3/с3 и Н = 200 м) им» 17 м/с, а для промышленных
источников средней мощности (Fo = Ю4 м4/с3, Я = 50 м)
им «5,9 м/с.
Расчет от совокупности источников, рассредоточенных по
территории, выполняется на основе суперпозиции полей кон-
концентрации от отдельных источников.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Баркер К. и др. Загрязнение атмосферного воздуха.—
Женева, 1969.
2. Б е з у г л а я Э. Ю. Метеорологический потенциал и кли-
климатические особенности загрязнения воздуха городов.—
Л.: Гидрометеоиздат, 1980.— 184 с.
3. Безуглая Э. Ю. Мониторинг состояния загрязнения
атмосферы в городах.— Л.: Гидрометеоиздат, 1986.— 200 с.
4. Б е р л я н д М. Е. Современные проблемы атмосферной
диффузии к загрязнения атмосферы.— Л.: Гидрометеоиз-
Гидрометеоиздат, 1975.—436 с.
5. Берлянд М. Е. и др. О расчете среднегодовых концен-
концентраций примеси в атмосфере от промышленных источни-
источников.—Труды ГГО, 1979, вып. 417, с. 3—18.
6. Берлянд М. Е. Контроль и анализ загрязнения атмо-
атмосферы больших городов.— М.: 1981.— 22 с.
7. Б е р л я н д М. Е. Исследования по метеорологическим
аспектам загрязнения в социалистических странах.—
В кн.: Метеорологические аспекты загрязнения атмосферы.
Л.: Гидрометеоиздат, 1988, с. 3—9.
8. Б е р л я н д М. Е. и др. Вопросы взаимосвязи глобального
и локального мониторинга загрязнения атмосферы.—
В кн.: Комплексный глобальный мониторинг окружающей
среды. Труды II Международного симпозиума. Л.: Гид-
Гидрометеоиздат, 1982, с. 135—144.
9. Б е р л я н д М. Е. Состояние и пути совершенствования
нормирования, контроля и прогноза загрязнения атмо-
атмосферы.—ОВМ АН СССР, Препринт № 59. М., 1983.—
50 с.
10. Берлянд М. Е. Актуальные вопросы загрязнения атмо-
атмосферы выбросами электростанций.— Метеорология и гид-
гидрология, 1984, № 5, с. 21—32.
11. Берлянд М. Е. Прогноз и регулирование загрязнения
атмосферы.— Л.: Гидрометеоиздат, 1985.— 272 с.
494

12. Б ер л ян д М. Е., Вольберг Н. С. К научным основам
централизованного контроля загрязнения воздуха и про-
промышленных выбросов в атмосферу.— Метеорология и гид-
гидрология, 1985, № 5, с. 33—41.
13. Ьерлянд М. Е. и др. Актуальные вопросы совершен-
совершенствования системы мониторинга фонового загрязнения
атмосферы.— В кн.: Комплексный глобальный мониторинг
состояния атмосферы. Труды III Международного симпо-
симпозиума. Л.: Гидрометеоиздат, 1986, т. 2, с. 178—189.
14. Берлянд М. Е. и др. Об усовершенствовании методов
расчета загрязнения атмосферы.— Труды ГГО, 1987,
вып. 511, с. 3—23.
15. Берлянд М. Е. Новая методика расчета концентраций
в атмосферном воздухе вредных веществ, содержащихся
в выбросах предприятий.— Бюллетень Строительной тех-
техники, 1987, № 7, с. 10—12.
16. Временная методика нормирования промышленных выбро-
выбросов в атмосферу.— Госкомгидромет, 1982.— 54 с.
17. Временные указания по определению фоновых концентра-
концентраций вредных веществ в атмосферном воздухе для норми-
нормирования выбросов.— М.: Гидрометеоиздат, 1981.— 40 с.
18. ГОСТ 12.1.0.07—76. Система стандартов безопасности
труда. Вредные вещества. Классификация и общие требо-
требования безопасности.— М.: Госстандарт, 1976.
19. ГОСТ 17.2.3.01—77. Охрана природы. Атмосфера. Правила
установления допустимых выбросов вредных веществ про-
промышленными предприятиями.— М.: Госстандарт, 1979.
20. ГОСТ 17.2.1.04—77 (СТСЭВ 3402—81). Охрана природы.
Атмосфера. Источники и метеорологические факторы за-
загрязнения, промышленные выбросы. Термины и определе-
определения.— М.: Госстандарт, 1984.
21. ГОСТ 17.2.3.01—86. Охрана природы. Атмосфера. Правила
контроля качества воздуха населенных пунктов.— М.: Гос-
Госстандарт, 1987.
22. Гудариан Р. Загрязнение воздушной среды.— М.: Мир,
1979.—200 с.
23. Д а у т о в Ф. Ф., Я р у х л и к А. X. Влияние атмосферных
загрязнений на распространенность заболеваний аллерги-
аллергической природы у детей.— Гигиена и санитария, 1980,
№ 5, с. 82—88.
24. Детри Л. Атмосфера должна быть чистой.— М.: Про-
Прогресс, 1973.—378 с.
25. Ежегодник состояния загрязнения воздуха городов и про-
промышленных центров Советского Союза.— Л.: ГГО, 1989.—
264 с.
26. Ежегодник состояния загрязнения воздуха и выбросов
вредных веществ в атмосферу городов и промышленных
центров Советского Союза. Том «Выбросы вредных ве-
веществ, 1988».—Л.: ГГО, 1989.
27. Израэль Ю. А., Г а си ли на Н. К. и др. Осуществле-
Осуществление в СССР системы мониторинга загрязнения природной
среды.—Л., 1978.
28. И з р а э л ь Ю. А. и др. Организация в СССР ^системы
контроля природной среды.— Метеорология и гидрология,
1982, № 12, с. 54—62.
29. Израэль Ю. А. Экология и контроль состояния при-
природной среды. 2-е изд.— М.: Гидрометеоиздат, 1984.—
560 с.
30. Израэль Ю. А. и др. Кислотные дожди. 2-е изд.— Л.:
Гидрометеонздат, 1989.— 246 с.
31. Келлер А. Деятельность ВМО по фоновому загрязне-
загрязнению атмосферы, комплексному мониторингу и научным
исследованиям.— В кн.: Комплексный глобальный мони-
мониторинг состояния атмосферы. Труды III Международного
симпозиума. Л.: Гидрометеоиздат, 1986, т. 2, с. 178—189.
32. Лазерный контроль атмосферы.— М.: Мир, 1979.— 416 с.
33. Л е г а с о в В. Проблема безопасности развития техно-
техносферы.—Коммунист, 1987, № 8.
34. Методика расчета концентраций в атмосферном воздухе
вредных веществ, содержащихся в выбросах предприятий
(ОНД-86).—Л.: Гидрометеоиздат, 1987.—94 с.
35. Непреднамеренные воздействия на климат.— Л.: Гидро-
Гидрометеоиздат, 1974.
36. Н и к о л а е в с к и й В. С, П е р ш и н а Н. А. Проблема
предельно допустимых концентраций загрязнителей, воз-
воздействующих на растения.— В кн.: Проблемы фитогигиены
и охрана окружающей среды. М., Изд. АН СССР, 1981,
с. 117—121.
37. О с т р о м о г и л ь с к и й А. X. и др. Микроэлементы
в атмосфере фоновых районов суши и океана. ВНИИГМИ—
МЦД, Обнинск, 1981, вып. 2, 41 с.
38. О с т р о м о г и л ь с к и й А. X. и др. Свинец, кадмий,
мышьяк, ртуть в окружающей среде. Моделирование гло-
глобального круговорота.— В кн.: Мониторинг фонового за-
загрязнения природных сред. Л.: Гидрометеоиздат, 1987,
вып. 4.
39. Руководство по контролю загрязнения атмосферы.— Л.:
Гидрометеоиздат, 1979.— 442 с.
40. Руководство по контролю качества атмосферного воздуха
в городах.— Копенгаген, 1980.
41. Ровинский Ф. Я-, Егоров В. И. Озон, окислы азота
и серы в нижней атмосфере.— Л.: Гидрометеоиздат, 1986.—
184 с.
42. Сборник законодательных нормативных и методических
документов для экспертизы воздухоохранных мероприя-
мероприятий.— Л.: Гидрометеоиздат, 1986.— 320 с.
43. С т а в р о в И. И., Б о е в а М. А. Экологические послед-
последствия автомобилизации.— Автотранспорт, 1982, № 2.
44. Стратегия и политика в области уменьшения загрязнения
воздуха. Записки секретариата ЕЭК.— Женева, 1985.
45. Указания по расчету рассеивания в атмосфере вредных
веществ, содержащихся в выбросах предприятий
(СН 369—74).—М.: Стройиздат, 1975.—44 с.
46. Altshuller A. P. Seasonal and episode in sulfate con-
concentrations A963—1978) in the Eeastern United States.—
Env. Sci. Technol., 1980, v. 14, p. 1337—1349.
47. Berlyand M. E., Genikhovich E. L., Chiche-
r i n S. S. Theoretical basis for modelling of annual air
pollution parameters.— In: Proc. WMO Conference on Air
Pollution Modelling and its Application. V. 11. Techn. Doc.
WMO/TD —No. 187, Geneva, 1987, p. 67—74.
48. Berlyand M. E. Air pollution modelling applied to the
problems of monitoring and establishing maximum permis-
permissible emissions into the atmosphere.— In: Proc. WMO Con-
Conference on Air Pollution Modelling and its Application,
V. 1. Techn. Doc. WMO/TD —No. 187, Geneva, 1987,
p. 19—27.
49. Briggs G. Plume rise. USA EC Division of Techn. In-
Information Extension (TYD — 25075), 1969, 76 p.
50. Environmental Quality 15th annual report of the Council
on environmental quality.— Washington, D. C, 1984, 720 p.
51. Europe's environment. Report of the Nordic Council of
Ministry.—Stockholm, 1986.—94 p.
52. Environmental protection in the industrial section in Ja-
Japan.—JAPCA, 1983.
53. Environmental data report. UN Env. Programme Bas. Black-
well Ltd., 1987, 352 p.
54. Federal register USA. V. 50, Title 40, pt 52, 1974, p. 9672.
55. Global environmental monitoring system of urban air pro-
protection 1973—1980.—Geneva, 1984.
56. Geophysical monitoring for climate change, No. 13.
NOAA.— Boulder, Colorado, 1986.
57. H a n n a S. R. Review of atmospheric diffusion models for
regulatory applications.—WMO Techn. Note No. 177, 1982,
42 p.
58. H a n n a S. R. A review of air quality model evaluation
procedures.— In: Proc. WMO Conference on air pollution
modelling and its applications. V. 1. Techn. Doc. WMO/
TD No. 187, Geneva. 1987, p. 28—51.
59. H i d у J. M., Brock S. R. An assessment of the global
sources of tropospheric aerosols.— In: Proc. 2nd Int. Clean
air congress, Washington, D. C, 1971, p. 1088—1097.
60. Manual on urban air management.— Copenhagen, 1976,
200 p.
61. National air quality and emissions trends report, 1987,
EPA-450/4-88-001, U. S. Environmental Protection Agency,
Research Triangle Park, NC 277111, March 1989.
62. M о s h e r J. C, Fisher E. L., В г u n e 11 e M. F. Ozone
alerts in Los Angeles Country 1955—71.— In: Air Pollu-
Pollution Contr. Ass. Country of Los Angeles, 1972.
63. P а с у n a J. M. Long-range transport of heavy metals —
modelling and measurement.— Reprints 16th Int. Techn.
Meeting on Air Pollution Modelling and its Applications.,
April 1987, London, FRG.
64. Renderson D. et al. Atmospheric science and power
production.—T. J. С US Dept. of Energy, 1984, 980 p.
65. R о b i n s о n E., Robbins R. Emissions,, concentrations
and fate of particulate atmospheric pollutants. SRJ Project
SCC-8507, 1971.
66. Rotty R. M. A look at 1983 CO2 emissions from fossil
fuels.— Tellus, 1987.
67. Stern A. Air pollution. 3d ed.— Acad. Press, v. 4, 1976.—
800 p.
68. Stern A. et al. Fundamentals of air pollution.— Acad.
Press, 1985.—480 p.
69. Trindade H. et al. Meteorological parameters and con-
concentration of total suspended particulates in the urban air
of Rio de Janeiro.—Atm. Environ., 1980, v. 14, N 8,
p. 973—978,
495

Глава 27. АТМОСФЕРНАЯ АКУСТИКА
Атмосферная акустика является одним из разделов аку-
акустики, в котором рассматриваются особенности генерации и
распространения звуковых волн в атмосфере, а также воз-
возможности использования звука для изучения свойств атмо-
атмосферы.
Распространение акустических волн в атмосфере подчи-
подчиняется общим законам распространения звука в идеальном
газе. Однако такие свойства атмосферы, как непостоянство
газового состава, наличие турбулентных движений, вертикаль-
вертикальная стратификация плотности, температуры, влажности и ско-
скорости ветра приводят к необходимости выделения атмосфер-
атмосферной акустики в специальную дисциплину, тесно связанную
с проблемами физики атмосферы и теории распространения
волн в случайно неоднородных средах.
Наряду с исследованием закономерностей распростране-
распространения звука большое внимание в атмосферной акустике уделя-
уделяется решению обратных задач — использованию звуковых волн
для изучения структуры атмосферы, для дистанционного из-
измерения ее характеристик. С этой целью созданы специальные
технические устройства — акустические локаторы атмосферы,
основанные на известном радиолокационном принципе и отли-
отличающиеся от локаторов радио и оптического диапазонов волн
существенно более сильной чувствительностью к микропульса-
микропульсациям атмосферных параметров (температуры, влажности, ско-
скорости ветра).
Диапазон звуковых частот, представляющих практический
интерес в атмосферной акустике, довольно широк. Он охва-
охватывает область инфразвука (от сверхнизких частот до коле:
баний с частотой 16—20 Гц),,область слышимых человеком
колебаний A6 Гц—20 кГц) и простирается в ультразвуко-
ультразвуковую область частот (свыше 20 кГц).
27.1. ОСНОВНЫЕ ОПРЕДЕЛЕНИЯ
Звуковыми колебаниями называются колебательные дви-
движения частиц среды под действием переменного возмущения
в упругой среде [1, 2].
Звуковые колебания в газообразных средах являются
продольными колебаниями, т. е. частицы среды колеблются
вдоль направления распространения волны.
Область пространства, в котором распространяются зву-
звуковые волны, называется акустическим полем. В атмосферной
акустике удобным геометрическим представлением является
звуковой луч — направление распространения звуковых волн.
При этом поверхность, перпендикулярная звуковому лучу и
состоящая из точек акустического поля с одинаковой фазой
колебания частиц среды, называется фронтом волны. Простей-
Простейшие типы фронта волны — плоский, сферический, цилиндриче-
цилиндрический.
К основным характеристикам звукового поля относятся
звуковое давление, смещение частиц среды, скорость колеба-
колебаний и акустическое сопротивление среды.
Звуковым давлением Р называется разность между мгно-
мгновенным значением давления Рм в точке среды при прохож-
прохождении через нее звуковой волны и статическим давлением Рс
в той же точке, т. е. Р = Рм— Рс- Звуковое давление — это
сила, действующая на единицу поверхности. Измеряется она '
в ньютонах на 1 м2 (Н/м2). Эта единица называется паска-
лем (Па). Следует отметить, что в большинстве случаев зву-
звуковое давление акустических колебаний в воздухе во много
раз меньше атмосферного давления.
Смещением и называется отклонение частиц среды от ее
положения под действием проходящей звуковой волны. Сме-
Смещение измеряется в метрах. Скоростью колебаний называется
скорость движения частиц среды под действием проходящей
звуковой волны: v = duldt.
Акустическим сопротивлением называется отношение зву-
звукового давления Р к скорости колебаний v.
Интенсивностью, или силой, звука / называется количество
энергии, проходящее в секунду через единицу площади, пер-
перпендикулярной к направлению распространения волны. Еди-
Единицей интенсивности звука является ватт на 1 м2 (Вт/м2).
Для периодических процессов
idt,
где Рм и ум — мгновенные значения звукового давления и
скорости колебаний; Тк — период колебаний.
27.2. СКОРОСТЬ ЗВУКА В АТМОСФЕРЕ
^ Для неподвижной среды без диссипации исходной систе-
системой уравнений, которые описывают движения в сплошных
средах, являются уравнения Эйлера [5]:
B7.2.1)
Ф
dt
divpv = 0,
B7.2.2)
B7.2.3)
которые представляют собой уравнение движения B7.2.1),
уравнение непрерывности B7.2.2) и уравнение состояния
B7.2.3). Здесь функции v, P, р характеризуют распределение
скорости, давления и плотности, а коэффициент у = Cp/Cv —
отношение теплоемкостей при постоянном давлении и объеме.
В рамках линейной акустики система B7.2.1) —B7.2.3)
допускает достаточно простое решение. В этом случае обычно
полагают Р = Ро + р\ р = р0 + р'} где р' и р' являются ма-
малыми добавками. Нелинейными членами, содержащими про-
произведения и степени величин Р', р', у, пренебрегают. Тогда
система B7.2.1) —B7.2.3) сводится к уравнению
B7.2.4)
dt2
Это волновое уравнение, где под функцией ф подразумевается
любая из величин v, P', р'. Здесь через с2 обозначено выраже-
выражение уРо/ро- Общим решением волнового уравнения в одно-
одномерном случае» является функция вида Ф = ф1(^— х/с) +
+ Фг(^ + х/с)—сумма волн, распространяющихся в положи-
положительном и отрицательном направлении оси х.
Для наиболее простого случая плоской волны (фронт
волны представляет собой плоскость) волновое уравнение для
звукового давления имеет вид
¦ — с2
д*Р
дх2
= 0,
B7.2.5)
а типовое частное решение волнового уравнения для волны,
распространяющейся в положительном направлении
Р =
> = pmel
* ~ kx)
B7.2.6)
где Рщ — амплитуда звукового давления, со = 2jtf, f — частота
колебаний, k = со/с — волновое число. Для плоских волн
Коэффициент с в этих выражениях, как это видно, имеет
смысл скорости звука (скорости движения волны).
Формула для скорости звука в виде с = Vy^/P впервые
предложена Лапласом. Она получена в предположении, что
процесс распространения адиабатичен и изменение темпера-
температуры в среде, связанное со сжатиями и разрежениями в зву-
звуковой волне, не успевает выравниваться за период колеба-
496

йия. С учетом соотношения для идеальных газов Я/р =
скорость звука может быть представлена в виде
с^л/^L
B7.2.7)
где R— универсальная газовая постоянная, \х — молекулярная
масса газа, Т—абсолютная температура.
Как видно, в этом приближении значение скорости звука
не зависит ни от частоты звука, ни от его амплитуды. Для
сухого воздуха у = 1,402, ji = 28,96 кг/моль, R =
= 8,314 Дж/(моль-К) скорость звука будет
с = 20,1 <\JT м/с.
B7.2.8)
Для воздуха с возрастает примерно на 0,6 м/с при повыше-
повышении Т на 1°С. При нормальном атмосферном давлении и
температуре 0 °С с — 333 м/с.
На рис. 27.2.1 приведена зависимость скорости звука от
высоты над уровнем моря, а на рис. 27.2.2 — зависимость ее
500-
м/с
400
300
200
-330
ркг
:/м3
МО-300
0490
_ J2Q
-310
1,0
0,5
10 им
Рис. 27.2.1. Зависимость скорости звука с, плотно-
плотности воздуха р и удельного акустического сопротив-
сопротивления рс от высоты над уровнем моря (приземная
температура равна 0°С).
от температуры воздуха. Из рис. 27.2.1 следует, что на вы-
высоте 10 км скорость звука составляет 90 % от скорости на
уровне моря, а из рис. 27.2.2 — что скорость звука изменя-
10
J0
50t°C
Рис. 27.2.2. Зависимость скорости звука
с в воздухе от температуры t для нор-
нормального атмосферного давления.
ется на 10% при изменении температуры на 50 °С. Для тем-
температуры воздуха 15—20 °С и давления 1013 гПа с = 340—
343 м/с.
63 Заказ № 46
Если рассматривать влияние влажности воздуха на ско-
скорость звука, то необходимо принять во внимание зависимость
отношения теплоемкостей и плотности воздуха от отношения
парциального давления водяного пара е к давлению воз-
воздуха Р.
В результате во влажном воздухе скорость звука не-
несколько больше, чем в сухом [7]:
|) B7.2.9)
Полный вклад водяного пара в скорость звука в целом не
превосходит 1 м/с.
Реальная атмосфера из-за наличия ветра представляет
собой движущуюся среду, поэтому скорость распространения
звуковых волн будет зависеть также от скорости ветра
(рис. 27.2.3). На рисунке показано, что если вектор скорости
Рис. 27.2.3. Фазовая (Уф) и лучевая (Ул)
звука в среде, движущейся со скоростью V.
скорости
ветра v образует произвольный угол г|з с единичным вектором
нормали к поверхности равной фазы п, то существуют два
значения отличающихся скоростей: фазовая скорость Уф и
лучевая скорость Уп. Эти значения определяются выраже-
выражениями [6]
Уф = с+Уп,
ул = сп + у. B7.2.10)
Таким образом, фазовая скорость волн равна сумме местной
скорости звука и проекции скорости ветра на нормаль к волне.
Лучевая скорость равна геометрической сумме местной ско-
скорости звука сп и скорости ветра v.
Физический смысл лучевой скорости состоит в том, что
она определяет скорость и направление распространения зву-
звуковой энергии.
27.3. ПОГЛОЩЕНИЕ ЗВУКА В ВОЗДУХЕ
В атмосферных газах, образующих воздушную среду,
весьма существенными являются вязкость и теплопроводность,
которые не описываются уравнениями B7.2.1) — B7.2.3).
Чтобы учесть влияние этих эффектов, необходимо рассматри-
рассматривать процесс распространения упругих колебаний в форме
уравнения Навье—Стокса. В этом случае решение учитывает
процессы диссипации и показывает, что при распространении
звукового излучения в атмосфере происходит постепенное за-
затухание энергии звука. Амплитуда звукового давления Р
экспоненциально убывает с расстоянием х:
р (х)=Р @) е~
B7.3.1)
где а —коэффициент поглощения звука.
Основные физические механизмы поглощения звука в воз-
воздухе достаточно хорошо известны, однако строгой теории по-
поглощения не существует, а имеющиеся эмпирические соотно-
соотношения разных авторов содержат различные численные коэф-
коэффициенты.
Поглощение звука в газах разделяют на классическое и
молекулярное.
Классическое поглощение обусловлено главным образом
механизмами вязкости и теплопроводности. Вязкие потери
возникают вследствие сдвиговых напряжений между сосед-
соседними участками газа, движущимися с разной скоростью. Тер-
Термические механизмы поглощения связаны с возникающей раз-
разностью температур между участками сжатия, где температура
497

повышается, и участками разряжения, где она понижается.
В результате процессы выравнивания при обмене количеством
движения, а также теплопередачи между участками сжатий
и разрежений приводят к потере энергии звуковой волны.
Впервые теоретическое рассмотрение классического по-
поглощения звука было выполнено Стоксом. Полученное значе-
значение коэффициента поглощения определялось коэффициентами
вязкости и теплопроводности и было прямо пропорционально
квадрату частоты звука. В упрощенном виде это выражение
имеет вид
Коэффициент аКОл, * Для кислорода й азота (i означает
О, либо N) имеет вид
где ц — вязкость воздуха, Ро — атмосферное давление, с —
скорость звука, / — частота звука. При обычных атмосферных
условиях
акл==4,24 • Ю-11/2 (м-1). B7.3.3)
В одноатомных газах наблюдаемое поглощение близко
к классическому. В многоатомных газах, к которым относится
и воздух, экспериментально измеренные значения существенно
превышали значения, предсказываемые теорией для коэффи-
коэффициента классического поглощения. Это избыточное поглощение
было объяснено процессами релаксации молекул воздуха
вследствие возбуждения звуковой энергией вращательных и
колебательных степеней свободы молекул. При быстром
адиабатическом сжатии и расширении упругой среды не успе-
успевает установиться равновесие между всеми степенями свободы
молекул, а изменения давления в газе и его плотности не
совпадают по фазе. Это и приводит к процессам релаксации
и необратимому переходу акустической энергии в тепло. Такое
поглощение звука, обусловленное релаксационными процес-
процессами в многоатомных газах, получило название молекуляр-
молекулярного поглощения.
Наиболее подробные и тонкие экспериментальные иссле-
исследования общего поглощения звука в воздухе выполнил Хар-
рис. На рис. 27.3.1 в качестве примера приведены полученные
(LM'1
20 40 60 80
Относительная влажность
100%
Рис. 27.3.1. Зависимость коэффициента поглощения а
от частоты звука f и относительной влажности воздуха.
Температура воздуха 20 °С.
им для различных частот значения коэффициента поглощения
а для нормального атмосферного давления и температуры
20 °С.
Приведем эмпирические формулы для расчета полного
коэффициента поглощения [6]. Полный коэффициент поглоще-
поглощения определяется как
а = акл + авР + акол, о + ак
B7.3.4)
Для воздуха, состоящего в основном из молекул азота и кис-
кислорода, коэффициенты авр, акол 0, акол N связаны с враща-
вращательной и колебательной релаксацией этих молекул.
Коэффициенты акл и авр, практически не зависящие от
влажности, объединяются в один коэффициент аК) вр, вычис-
вычисляемый по формуле
11()^/2(Р0/Я), B7.3.5)
2яХ; / 6
1Т
9/ \ f
2f/fP. t
t I
,lJY
B7.3.6)
Здесь /р,г — частота релаксации, Гц; с = 343,23 (Г/Го)'/г, м/с;
9г—характерная колебательная температура, К; Т — темпе-
температура воздуха, К; %< — молярная концентрация фракции,
безразмерная; 90 = 2239,1 К; %о = 0,209; Ojv = 3352,0 К,
%n =0,781.
Зависимость релаксационных частот (Гц) от влажности
и температуры выражается следующими формулами:
- р ( т
~ Ро \То
)
J?-) 3~ljj, B7.3.7)
где h — ejP — молярная концентрация водяного пара, %.
Для наглядности на рис. 27.3.2 приведены графики, рас-
рассчитанные по приведенным выше формулам и показывающие
зависимость соответствующих коэффициентов поглощения от
оь'дБ/Ю0м
где Го = 293,15 К, Ро = 1013 гПа, / — частота, Гц.
10
Рис. 27.3.2. Зависимость коэффициен-
коэффициентов поглощения от частоты звука f
при температуре воздуха 20 °С, отно-
относительной влажности 70 %, атмосфер-
атмосферном давлении 1013 гПа.
;) акл+авР' *> анол,К' 3) «кол,О; 4) а
частоты звука /. Графики показывают, что в очень широком
диапазоне частот классическое поглощение практически не
играет роли, а определяющим является молекулярное погло-
поглощение вследствие колебательной релаксации молекул воздуха.
Однако роль классического поглощения существенно возра-
возрастает на ультразвуковых частотах.
27.4. НЕЛИНЕЙНОЕ ОСЛАБЛЕНИЕ ЗВУКА
При распространении в воздухе акустических волн боль-
большой амплитуды возникают нелинейные эффекты, приводящие
к дополнительному ослаблению звука, которое может суще-
существенно превышать молекулярное поглощение. Область сжатия
498

6 звуковой волне всегда перемещается с большей скоростью,
чем область разрежения. Эта разница скоростей пренебрежимо
мала в случае волн малой интенсивности, которые успевают
затухнуть прежде, чем разовьются нелинейные эффекты. Если
же акустическое число Маха М = vm/c (где vm—амплитуда
скорости колебательного движения в волне, с — скорость
звука) не слишком мало, то волна уже не распространяется
как единое целое, и по мере распространения волны происхо-
происходит нелинейная деформация ее профиля. На рис. 27.4.1 пока-
Рис. 27АЛ. Искажение профиля синусоидальной волны
в процессе распространения в воздухе.
зано изменение профиля первоначально синусоидальной волны,
которая по мере накопления нелинейных искажений приобре-
приобретает форму, близкую к пилообразной. Параметр ? на этом
рисунке представляет собой безразмерное расстояние, которое
определяется через акустическое число Маха и волновое число
звуковых колебаний k = 2яД следующим образом:
где 8= (l+Cp/Cv)l2 — параметр нелинейности среды (для воз-
воздуха 8 == 1,2). При ? = 1 участок фронта волны вблизи точки
cot = 0 (со — частота колебаний, х = t — х/с) становится вер-
вертикальным, что соответствует разрыву скоростей колебатель-
колебательного движения частиц и звукового давления, т. е. образова-
образованию слабой ударной волны. Значение | = 1 соответствует
расстоянию
г B7-4л)
которое называется расстоянием образования разрыва плоской
волны.
Искажение формы волны означает, что в спектре волны
появляются высшие гармоники, в которые перекачивается
энергия из основной гармоники. Высшие гармоники погло-
поглощаются быстрее первой гармоники, поэтому амплитуда волны
начинает быстро убывать. Скорость убывания определяется
акустическим числом Рейнольдса:
bk
Ь(?)
B7.4.2)
где р — плотность воздуха, Рт — амплитуда звукового давле-
давления, со — звуковая частота, b — коэффициент, зависящий от
вязкости и теплопроводности воздуха.
Отметим, что нелинейное ослабление происходит не по
экспоненциальному закону и звуковое давление первой гар-
гармоники на расстоянии г от источника описывается следую-
следующими соотношениями:
для плоской волны
*пл — ¦
Рт @)
е Re sh
для сферической волны
LL±L1 '
L 2e Re J
Pm(O)
eResh
-^-ln
г r0
r -\
2eRe
B7.4.3)
B7.4.4)
где Рт@)—давление у источника, г0 — радиус источника сфе-
сферической волны.
При очень больших числах Re формулы B7.4.3) и B7.4.4)
заменяются на более простые:
^Рт @)
1+6
г r0
B7.4.5)
Рост поглощения волны с увеличением ее амплитуды приво-
приводит к явлению насыщения: при увеличении интенсивности
излучения интенсивность звукового поля в достаточно удален-
удаленной точке растет все медленнее, асимптотически приближаясь
к некоторому предельному значению /пр. Для плоской волны
на расстоянии г от источника, при Re-^oo
Для оценки нелинейного ослабления в ограниченных звуковых
пучках, применяющихся в системах акустического и радиоаку-
радиоакустического зондирования атмосферы (см. ниже), вводится еще
один параметр N, характеризующий относительный вклад не-
нелинейных и дифракционных эффектов
где гд = ka2, a — начальный радиус пучка.
Чем больше N, тем больше нелинейное ослабление звуко-
звуковой волны в пучке. При N ^ 0,4 влияние нелинейности не-
незначительно. Увеличение степени нелинейности пучка до зна-
значения N = 1 приводит к насыщению амплитуды основной гар-
гармоники на безразмерном расстоянии Гц= -—«50 (при Re->oo).
2гд
Укажем, что предельные мощности акустического излучения,
превышение которых не приводит к заметному увеличению
звукового давления на расстояниях больше 1 км, на частоте
2 кГц при расходимости пучка примерно 1/10 составляют не-
несколько десятков ватт.
При распространении инфразвуковых волн в верхние слои
атмосферы нелинейные эффекты наблюдаются даже при не
очень больших начальных мощностях, поскольку из-за паде-
падения плотности воздуха р с высотой число Маха М растет
с высотой.
27.5. РЕФРАКЦИЯ ЗВУКА
Как было показано выше (см. формулы B7.2.10)), ско-
скорость звуковых волн относительно неподвижного наблюдателя
зависит от скорости звука относительно движущейся среды,
скорости ветра и его направления. В метеорологическом
аспекте, как следует из B4.2.8) — B4.2.10), это означает, что
скорость звука в атмосфере определяется в основном рас-
распределением температуры и скорости ветра.
Вопросы рефракции подробно рассматриваются теорией
распространения звука в стратифицированной движущейся
среде, когда все средние величины — давление, плотность,
Рис. 27.5.1. Рефракция звуковых лучей в атмосфере при на-
наличии вертикальных градиентов температуры Т и скорости
ветра V.
63*
499

температура, скорость ветра — являются функциями только
вертикальной координаты. Физически стратификация обусло-
обусловлена действием силы тяжести, а также трением воздуха
о подстилающую земную поверхность.
Действительно, в атмосфере практически всегда наблюда-
наблюдаются заметные вертикальные градиенты температуры и ско-
скорости ветра. Это и приводит при распространении звука
к искривлению траекторий акустических лучей, т. е. к рефрак-
рефракции звука в атмосфере.
На рис. 27.5.1 в качественнном виде показана связь
траекторий звуковых лучей с вертикальными профилями тем-
температуры Т и скорости ветра V. Тогда 0 соответствует рас-
расположению источника звука. Результаты показывают, что
возрастание скорости ветра с высотой в направлении распро-
распространения приводит к отражению звука вниз и способствует
сосредоточению акустической энергии у земной поверхности.
К этому же приводит и рост температуры воздуха с высотой.
В случае распространения звука против ветра, а также
в случае понижения температуры воздуха с высотой звуковые
лучи отклоняются к верху, что способствует образованию об-
областей «акустической тени» у поверхности.
27.6. ВЛИЯНИЕ АТМОСФЕРНОЙ ТУРБУЛЕНТНОСТИ
НА РАСПРОСТРАНЕНИЕ ЗВУКОВЫХ ВОЛН
Атмосфера является сильно турбулизированной средой,
в которой все метеорологические поля — температура, скорость
ветра, влажность, давление — испытывают случайные пульса-
пульсации различных масштабов. Это вызывает, согласно соотно-
соотношениям B7.2.9), B7.2.10), локальные флуктуации скорости
звука, которые приводят к рассеянию звуковых волн, к флук-
туациям амплитуды и фазы волны, нарушению ее когерент-
когерентности, к дополнительному ослаблению интенсивности звука
в ограниченных пучках.
Определяющее влияние на флуктуации показателя пре-
преломления звуковых волн пг — с'/со (со — средняя скорость
звука в данных условиях, с' — ее флуктуации) оказывают
мелкомасштабные неоднородности поля ветра и температуры.
Неоднородности крупных масштабов, значительно превышаю-
превышающих длину волны, вызывают рефракцию.
Как показано в теории локально-изотропной турбулент-
турбулентности Колмогорова—Обухова, в атмосфере всегда существует
инерционный интервал характерных масштабов турбулентно-
турбулентности /:
/0</<?0, B7.6.1)
в пределах которого турбулентность можно считать однород-
однородной и изотропной. Здесь /0 — внутренний масштаб турбулент-
турбулентности, соответствующий размерам наименьших турбулентных
образований, в которых происходит диссипация энергии под
действием вязкости и теплопроводности; Lo — внешний мас-
масштаб турбулентности, соответствующий размеру наиболее
крупных энергонесущих вихрей.
Для инерционного интервала турбулентности Колмогоро-
Колмогоровым и Обуховым установлены универсальные законы, позво-
позволившие выразить флуктуации параметров звуковой волны
через структурные характеристики турбулентности. Определе-
Определение структурных характеристик скорости ветра C2V и темпе-
температуры С\ даются «законами 2/3» для структурных функций
Dv и DT:
ложении, что V/c
Dv =[V (x)-V
DT=[T (x) — T
B7.6.2)
B7.6.3)
Аналогичному закону подчиняется и структурная функция
показателя преломления звуковых волн Dn:
Dn = [n(x)-n(x + r)]* = Cyi\ B7.6.4)
Структурная характеристика показателя преломления С2 вы-
выражается через С2 и С\ следующим образом:
^2 _ Cv , C-7-
'п — „2 "т Лгг2 •
4Г2
B7.6.5)
Линеаризованное уравнение для поля давления в звуковой
волне, распространяющейся в турбулентной среде (в предпо-
предпо1, со/соТурб <С 1), записывается в виде:
д ( Т дР
д2
Ik
/ Vj дР \
\ с0 dxk /'
B7.6.6)
Решение этого уравнения в приближении однократного рас-
рассеяния дает следующее выражение для сечения рассеяния из
рассеивающего объема в единицу телесного угла:
а F) = 2nk*V cos 6
- Фг (К) + cos2 JL JL ? (R)],
B7.6.7)
где ФГ(К) и ?(К) —трехмерные спектральные плотности тем-
температуры и скорости, соответствующие «законам 2/3»:
фт (К) =
?(K)=0,06lC2/C
2/C-n/3
B7.6.8)
I< = k — kn — вектор рассеяния, равный разности волновых
векторов падающей к и рассеянной kn волны, | К | = 2/г sin 9/2,
угол рассеяния 9 определяется как угол между направле-
направлениями кип, То, Со — средние значения температуры воздуха
и скорости звука в рассеивающем объеме.
Как следует из B7.6.7), рассеяние на угол 9 определя-
определяется спектральными компонентами турбулентности, которые
соответствуют масштабам
B7-6-9)
Под углом 90° рассеяние отсутствует. Рассеяние под углом
180° происходит лишь на температурных неоднородностях.
С учетом B7.6.8) сечение рассеяния может быть выражено
непосредственно через структурные функции [7]
[С2 С2 а 1
0,13——-\ y cos2 — X
-и/з
B7.6.10)
Это выражение получило подтверждение в натурных экспе-
экспериментах, проведенных М. А. Каллистратовой, которая неза-
независимо определяла величины Cv и Ст.
Решение уравнения B7.6.6) методом плавных возмуще-
возмущений позволяет найти структурные и спектральные функции
флуктуации фазы и логарифма амплитуды монохроматической
звуковой волны в локально-изотропном турбулентном потоке:
Для плоской волны
2г5Ь1, B7.6.11)
^A 7/б1п/б. B7.6.12)
Здесь через L обозначена длина пути, пройденная звуковой
волной в однородной турбулентной среде.
Для сферической волны
B7.6.13)
Формулы B7.6.11), B7.6.12) были экспериментально под-
подтверждены Красильниковым.
Нарушение когерентности звуковой волны характеризуется
радиусом поперечной когерентности, который определяется как
точное расстояние хК, на котором функция когерентности поля
давления Г2(*) = Р(х)Р*(х + г) убывает в е раз по сравне-
сравнению со значением при х = 0.
Функция когерентности выражается через структурную
функцию фазы
B7.6.14)
Для плоской волны радиус когерентности записывается в сле-
следующем виде:
ArK = (l,4C2fc2L)~3/s. B7.6.15)
500

27.7. АКУСТИЧЕСКОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ АТМОСФЕРЫ
Возможность количественного описания эффектов взаимо-
взаимодействия звука с атмосферой послужила основой для разра-
разработки в последние десятилетия методов дистанционного ис-
исследования атмосферного пограничного слоя с помощью на-
направленного звукового излучения. По сравнению с другими
известными методами дистанционного зондирования — метео-
метеорологической радиолокацией и лазерной локацией атмосферы —
применение звуковых волн имеет ряд особенностей, обуслов-
обусловленных физической природой звука.
Скорость распространения звуковых волн в атмосфере
гораздо сильнее зависит от параметров воздушной среды, чем
скорость электромагнитных волн. Например, при изменении
температуры воздуха на 1 °С изменение показателя прелом-
преломления звуковых волн примерно в тысячу раз больше измене-
изменения показателя преломления электромагнитных волн. Соот-
Соответственно сечение рассеяния звуковых волн на атмосферных
температурных неоднородностях в миллион раз больше, чем
для электромагнитных волн. Поэтому зондирование атмо-
атмосферы с помощью звуковых волн существенно проще и эко-
экономичней других методов активного зондирования.
Вместе с тем звуковые волны сильно поглощаются в воз-
воздухе. Например, в нижней атмосфере затухание звука с дли-
длиной волны 3 см составляет около 100 дБ/км, а электромаг-
электромагнитной волны той же длины всего 0,01 дБ/км. Попытка уве-
увеличения дальности зондирования за счет увеличения интенсив-
интенсивности зондирующего излучения с помощью более мощных
источников звука ограничивается нелинейными эффектами.
Поэтому акустическая локация эффективна лишь для иссле-
исследования нижней части атмосферы — пограничного слоя высо-
высотой примерно до уровня 1—1,5 км.
Турбулентную атмосферу при акустической локации
можно рассматривать как объемно распределенную цель, т. е.
совокупность множества отражающих элементов, имеющих
статистически однородную структуру и полностью заполняю-
заполняющих рассеивающую область. Поскольку пространственный
энергетический спектр турбулентных неоднородностей в атмо-
атмосфере непрерывен, всегда найдутся спектральные компоненты,
которые удовлетворяют условию B7.6.9) и которые будут
определять интенсивность рассеяния на угол Э.
Рассеивающие свойства объемно распределенных целей
характеризуются удельным эффективным сечением рассеяния
а, приходящимся на единицу рассеивающего объема. Именно
эта величина при заданных технических параметрах локатора
определяет мощность принятого рассеянного сигнала РПр. Это
следует из уравнения моностатической акустической локации
ex
— p ot 1
B7.7.1)
Здесь Ро — излучаемая акустическая мощность, с — скорость
.звука, т — длительность зондирующего импульса, R — рассто-
расстояние до рассеивающей области, Лп — эффективная площадь
антенны, Q — множитель ослабления, учитывающий затухание
звука в атмосфере. Как показывает приведенное уравнение,
измерение мощности рассеянного сигнала позволяет оценить
значение су, если известно затухание О. Таким образом, со-
согласно соотношениям B7.6.10), B7.7.1), мощность сигнала
Рпр связана с характеристиками атмосферой турбулентности
С\ и С\.
В атмосфере всегда существуют средние ветровые потоки,
которые увлекают мелкомасштабные турбулентные неоднород-
неоднородности. При этом частота принятого рассеянного сигнала за
счет движения рассеивателей будет испытывать доплеровский
сдвиг частоты излучения. Следовательно, с помощью допле-
ровского акустического локатора можно определить лучевую
доставляющую скорости среднего потока, а при измерении
в трех направлениях и полный вектор скорости ветра.
Устройство, обеспечивающее излучение мощного звукового
сигнала в атмосферу, прием, регистрацию и обработку сигнала,
рассеянного атмосферными неоднородностями, называется аку-
акустическим локатором. Чаще всего используется импульсное
излучение, но известны и системы непрерывного зондирую-
зондирующего сигнала. Локатор может иметь одну приемопередающую
антенну (моностатический вариант) или несколько простран-
пространственно разнесенных антенн.
Типичная блок-схема импульсного моностатического лока-
локатора показана на рис. 27.7.1.
В современном виде акустический локатор был создан
в середине 60-х годов в Австралии Макаллистером. Цель этой
работы состояла в изучении с помощью акустической лока-.
ции инверсий температуры, существенных для дальнего рас-
Фоксимильный
регистратор
Рис. 27.7.1. Схема импульсного акустического моноста-
моностатического локатора.
пространения УКВ. По сравнению с более ранними аналогич-
аналогичными разработками главной особенностью этого устройства
явилось использование звуковых волн сравнительно низкой
частоты (950 Гц), существенное увеличение мощности излу-
излучения (в качестве излучателя использовалась матрица из
196 громкоговорителей), а также специальная запись прини-
принимаемого отраженного сигнала на аппаратуре факсимильной
регистрации. Такая запись, хорошо известная в сонарах
(морских ультразвуковых локаторах), позволила очень впе-
впечатляюще визуализировать пространственно-временную струк-
структуру термической турбулентности в координатах «высота рас-
рассеяния— текущее время». Работы Макаллистера убедительно
показали возможности дистанционного акустического зонди-
зондирования.
С этого времени развитие акустической локации атмо-
атмосферы шло по трем основным направлениям: 1) разработка
и техническое усовершенствование аппаратуры звуковых ло-
локаторов; 2) проверка достоверности данных акустического
зондирования путем сопоставления с результатами тради-
традиционных прямых измерений; 3) расширение применения аку-
акустической локации для конкретных атмосферных исследований.
Исследования технических вопросов, связанных с акусти-
акустической локацией, касались в основном выбора оптимального
частотного диапазона зондирования с учетом спектра окру-
окружающих звуковых шумов, зависимости поглощения звука от
частоты, требований к высотному диапазону зондирования.
Изучались способы формирования узкого звукового пучка,
эффективность противошумовой защиты. Много исследований
посвящено вопросам разработки когерентной доплеровской
техники на низких частотах и способам оптимального изме-
измерения доплеровской частоты.
В 70-х годах за рубежом начался серийный выпуск аку-
акустических локаторов. В СССР разработка экспериментальных
образцов относится к концу 70-х годов.
Типичный акустический локатор имеет следующие основ-
основные технические параметры:
звуковая рабочая частота 1 -Ч-З кГц;
длительность зондирующего импульса 504-200 мс;
высотное разрешение 10^-40 м;
акустическая мощность излучателя 10-4-100 Вт;
максимальная высота зондирования 500-М500 м.
Области применения акустических локаторов в исследо-
исследованиях физики атмосферного пограничного слоя непрерывно
расширяются с начала 70-х годов [8]. Судя по опубликован-
опубликованным данным, к 1985 г. в мире эксплуатировалось несколько
сотен таких установок, в том числе шесть — в СССР.
Выделим наиболее известные области исследований с ис-
использованием акустических локаторов и приведем отдельные
примеры таких работ.
Большое внимание особенно в первые годы развития
акустического зондирования уделялось сравнению получаемых
501

данных с результатами прямых метеорологических измерений.
Для этого использовались хорошо развитые методы аэроло-
аэрологических исследований с помощью метеомачт, радиозондов,
аэростатов, самолетов. Высотные профили температуры и ско-
скорости ветра, данные об устойчивости пограничного слоя со-
сопоставлялись прежде всего с результатами факсимильной
регистрации рассеянного сигнала (ФАК-записи). Было отме-
отмечено два резко различающихся типа записей. Дневным усло-
условиям неустойчивого состояния атмосферы при развитой кон-
конвекции соответствовала структура ФАК-записей с очень силь-
сильной изменчивостью максимальной регистрируемой высоты
зондирования. В ночные часы при устойчивой стратификации
атмосферы факсимильная запись соответствовала образую-
образующейся приземной инверсии (рис. 27.7.2). Высота инверсии,
дящими к опасным ситуациям при взлете и посадке самоле-
самолетов. Основной проблемой использования для этих целей аку-
акустической локации является проблема высокого уровня
окружающих акустических шумов. Несмотря на это, опреде-
определенные успехи достигнуты в США, Канаде, Франции. Такие
измерения опытного характера проводятся и в СССР.
Большие возможности появляются при использовании
акустической локации в изучении внутренних атмосферных
волн в слое инверсии. По результатам длительных наблюде-
наблюдений за слоями инверсии исследуется частота появления атмо-
атмосферных волн по сезонам и погодным условиям, проводится
статистический анализ параметров волн. Использование не-
нескольких разнесенных акустических локаторов позволяет
определять периоды, фазовые скорости, направление распро-
11ч 09 мин
11ч 30мин
Рис. 27.7.2. Пример факсимильной регистрации сигнала акустического
локатора 9 сентября 1980 г.
а — условия приземной инверсии температуры, и — условия развитом конвекции.
определяемая по стандартным метеоизмерениям, хорошо кор-
коррелировала с верхней границей слоя, определяемой по ФАК-
записи.
Применение акустической локации в климатологии погра-
пограничного слоя состояло в накоплении данных о сезонном и
суточном распределении высоты .инверсий, их продолжитель-
продолжительности, скорости подъема и опускания в зависимости от радиа-
радиационных условий и синоптической обстановки, о связи слоев
с орографией, скоростью и направлением ветра, об интенсив-
интенсивности конвекции и ее связи с облакообразованием. В настоя-
настоящее время такие регулярные измерения проводятся в десят-
десятках пунктов во всем мире, в том числе в Арктике, в Антарк-
Антарктиде, на морских судах, в пустынных и горных районах.
В последние годы многие исследовательские группы изу-
изучают возможность определения по факсимильным записям
классов устойчивости температурной стратификации в диффу-
диффузионных моделях и получения необходимых для модельных
расчетов данных без дорогостоящего температурного зондиро-
зондирования с помощью низкоуровневых радиозондов. Зто позволяет
оценить степень диффузии промышленных выбросов и прово-
проводить оперативный контроль метеорологических условий, спо-
способствующих повышению концентрации загрязняющих приме-
примесей в атмосфере.
Многие страны пробуют применять доплеровскне акусти-
акустические локаторы в аэропортах. Это связано прежде всего
с необходимостью контроля за ветровыми сдвигами, приво-
странения атмосферных волн и связь их с профилями средней
скорости ветра.
Данные акустической локации находят применение и
в радиометеорологических исследованиях на приземных трас-
трассах радиосвязи и радиолокации. Впервые такие исследования
были выполнены в эксперименте, где акустический локатор
использовался для индикации структуры атмосферы на радио-
радиотрассе. Эхо-сигнал, отраженный от слоя инверсии темпера-
температуры, использовался для объяснения структуры федингов на
трассе микроволновой радиосвязи. Накопленный в настоящее
время опыт подобных работ позволяет сделать вывод о воз-
возможности прогнозирования условий распространения радио-
радиоволн вдоль приземных трасс на основе данных акустической
локации.
27.8. РАДИОАКУСТИЧЕСКОЕ ЗОНДИРОВАНИЕ
АТМОСФЕРЫ
В методе радиоакустического зондирования используется
искусственно создаваемая с помощью мощного звукового из-
излучения периодическая структура плотности воздуха. Такая
искусственная «решетка» распространяется со скоростью звука
и облучается электромагнитными волнами, излучаемыми до-
502

плеровским радиолокатором. Анализ доплеровского сдвига
частоты радиосигнала, рассеянного на звуковой посылке, по-
позволяет получать данные о температуре воздуха, скорости
и направлении ветра. Влажность воздуха может быть изме-
измерена путем анализа амплитуды рассеянного сигнала.
Для достаточно длинного цуга звуковых волн рассеян-
рассеянный сигнал может наблюдаться лишь при выполнении условия
Брэгга:
ке — 2Ка coscp, B7.8.1)
где ф — угол между направлениями распространения акусти-
акустической волны длиной Ха и электромагнитной волны длиной %е-
Наиболее распространенная геометрическая схема радио-
радиоакустического зондирования [3] приведена на рис. 27.8.1.
Радиолокация распространяющегося пакета звуковых волн
может производиться непрерывным излучением с помощью
раздельных идентичных радиоантенн, расположенных по би-
статической схеме. Передающая и приемная радиоантенны
обычно располагаются симметрично относительно источника
звука в непосредственной близости от него.
Для определения профиля температуры воздуха все ан-
антенны направляются вертикально вверх и измеряется допле-
ровский сдвиг частоты радиосигнала на отдельных высотах:
Q
(og = «о — @г = 2соо ,
се
где сог — частота радиосигнала, отраженного от движущейся
звуковой решетки, со0 — частота радиопередатчика, се — ско-
скорость радиоволн, с — скорость звука. Измеряя <%, можно
определить с, а следовательно, и Г на выбранных высотах.
Для измерения горизонтальной скорости ветра применя-
применяются более сложные схемы зондирования.
Метод радиоакустического зондирования входит в прак-
практику геофизических исследований значительно медленнее, чем
метод акустической локации. Первая установка, созданная
в начале 60-х годов в США, имела максимальную дальность
зондирования 30 м. Спустя 10 лет удалось получить отражен-
отраженный сигнал с высоты до 1,5 км. В последующие годы были
разработаны и испытаны системы дециметрового и метрового
диапазонов в США, СССР, Италии, ФРГ.
Испытания показали, что достижимо определение верти-
вертикальных профилей температуры с точностью 0,5 °С, т. е. с точ-
точностью метеорологических стандартов. Максимальная даль-
дальность зондирования зависела от метеорологических условий
и рабочих длин волн и изменялась от 40 м (при Хе = 3 см)
до 3000 м (при %е = 8 м). В соответствии с этим менялось
Рис. 27.8.1. Схема радио-
радиоакустического зондиро-
зондирования.
Приемник
Передатчик
Источник
звука
и пространственное разрешение от нескольких метров до не-
нескольких сотен метров.
Эксперименты и теоретические работы конца 70-х — на-
начала 80-х годов определили направления совершенствования
систем радиоакустического зондирования и расширения их
измерительных возможностей. Однако серийных установок
пока не выпускается и все существующие устройства явля-
являются экспериментальными.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Блохинцев Д. И. Акустика неоднородной движущейся
среды.—М.—Л., 1946.— 220 с.
2. И о ф е В. К», Корольков В. Г., Сапожков М. А.
Справочник по акустике.— М.: Связь, 1979.— 312 с.
3. Каллистратова М. А., Кон А. И. Радиоакустическое
зондирование атмосферы.— М.: Наука, 1985.— 198 с.
4. Красненко Н. П. Акустическое зондирование атмо-
атмосферы.— Новосибирск: Наука, 1986.— 168 с.
5. М о н и н А. С, Яглом А. М. Статистическая гидромеха-
гидромеханика. Ч. 1.—М.: Наука, 1965.—640 с; Ч. 2.—М.: Наука,
1967.—720 с.
6. Руд ен ко О. В., Солуян С. И. Теоретические основы
нелинейной акустики.— М.: Наука, 1975.— 288 с.
7. Татарский В. И. Распространение волн в турбулентной
атмосфере.— М.: Наука, 1967.— 548 с.

ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
Авроральный овал 376
Адвективный туман 151
Адиабатический процесс 146
Азотная кислота 302
Азотные составляющие 299
Азотный ангидрид 302
Актинометрическое радиозондирование 176
Акустическая локация 501
Аллара закон 438
Альбедо водной поверхности 159
географическое распределение 170
льда 158
подстилающей поверхности 158
почвы 159
снежного покрова 158
травяного покрова 158
Амплитуда 219—227
Антарктика 216—221, 223, 228
Антициклогенез 144
Антициклон 143
Антропогенное загрязнение 14, 464
естественное 465
фоновое 481
Антропогенный аэрозоль 447
Аппроксимация 231
Арктика 216, 217, 219, 220, 223
Арктический фронт 142
Асимметрия 229
Астрономические факторы климата 31
Атмосферное электричество 395
Атмосферные ионы 395
Атмосферные фронты 142
Атмосферный прилив 248
Атомарный водород 296
Атомарный кислород 286, 288
Атомарный хлор 304
Аэрозоль 160, 403, 447, 464
вторичный 453, 465
мелкодисперсный 466
океанический 451
первичный 465
почвенный 449, 465, 475
Аэрозольные частицы 403
Аэрономия 361
Аэрономические реакции 368
«Багио» 144
Баланс влаги в атмосфере 22
Барическая депрессия 142
ложбина 142
система 143
Барический градиент 144
гребень 142
Барометрическое дыхание 372
Барометрическое распределение 362
Болтанка самолетов 199
Бриз 149
Брома соединения 306
Буге закон 411
Вектор 409
параметр Стокса 409
собственный 244
Элиассена—Палма 246, 258
Венцы 124
Вертикальное распределение 215
Вертикальные движения в облаках 103
Вертикальные токи 146
Верхние фронты 142
Ветер 64
геострофический 255
градиентный 64, 144
зональное распределение 64
корреляции 71
ледниковый 149
поперечная составляющая 71
продольная составляющая 71
распределение Вейбулла 71
распределение двумерное нормальное 70
распределение нормальное круговое 70
распределение по обобщенному закону Рэлея 70
распределение по закону Рэлея 71
Ветры
в тропическом циклоне 145
местные 149
Вещество, загрязняющее атмосферу 464
вторичное 465
первичное 464
Видимость 437
в атмосфере 437
в тумане 151
метеорологическая дальность 437
оптическая 437
наклонная 438
объектов 437
точечных источников света 438
«Вилли-вилли» 144
Вина закон смешения 265
Вихревая энергия 228
Вихревый поток 259
импульса 259
примеси 259
тепла 259
Влажноадиабатические процессы 17
Влажность 75
вертикальное распределение 76
государственный стандарт 76
в облаках 102
давление насыщенного пара 75
зональное распределение 77
аппроксимация 78
для континентальных и океанических районов '
при ясной и пасмурной погоде 78
интегральное влагосодержание 77
погрешность измерений 75
пространственно-временное распределение 78
районирование 80
состояние насыщения 75
функции распределения и корреляции 80
аппроксимации 80
характеристики 75
абсолютная влажность 75
массовая доля влаги 75
вертикальный профиль 75
объемная (мольная) доля влаги 75
относительная влажность 75
отношение смеси 75
объемное (мольное) 75
парциальное давление (упругость) 75
точка росы 75
дефицит 75
Внетропические антициклоны, циклоны 143
Внешние геофизические факторы климата 31
Внешняя ионосфера 363
Внутренние геофизические факторы климата 31
Внутреннее сопротивление грозового генератора 397
Вовлечение 142
в воздушные облака.105
Водность облаков 102
Водозапас облаков 114
Водородные радикалы 295
Водородные соединения 293
Водяной пар (средняя атмосфера) 293
насыщающее давление 83
Воздействие токсического вещества резорбтивное
Воздушные массы 142
местные 142
теплые 142
холодные 142
Волнистообразные облака (ВО) 83
504

Волновое число 224, 225, 259, 409
вертикальное 246, 247, 259
горизонтальное 246, 259
Волна
внутренняя гравитационная 237, 246, 247, 248, 258, 259
мигрирующая 246
«насыщенная» 259
планетарная 231, 236, 245, 246, 248, 259
поляризация 409
Россби 246
стационарная 248, 256
фазовая скорость 409
частота 409
электромагнитная 409
Восходящие течения воздуха 17
Время фазовой релаксации 112
электрической релаксации 400
Вторичные аэрозоли 453
Выброс автотранспорта
антропогенный 465, 466, 469
допустимый предельный (ПДВ) 493
нагретый 489
примеси глобальной 471
промышленный неорганизованный 464
промышленный организованный 464
согласованный временный (ВСВ) 493
удельный 466
холодный 489
Выпадение примеси влажное 489
сухое 492
Высокоширотная область 376
Высота
источника эффективная 489
над уровнем моря, влияние на осадки 116
Алтай и Саяны 117, 120
Кавказ 117, 120
Карпаты 119, 121
Тянь-Шань 119
отрицательного заряда грозового облака 398
положительного заряда грозового облака 398
Выхолаживание ньютоновское 254
Вязкость 253
Газоанализатор автоматический 476
Гало 425
Галогеноуглеводороды 308
Геомагнитная активность 387
Геомагнитное возмущение 376
* Геопотенциальные высоты 216, 228
Геторосфера 361
Гидроксил 296
Гидропероксил 297
Гидродинамика смеси газов 251
Гидродинамические турбулентные процессы 396
Главные фронты 142
Глаз циклона (бури) 145, 146
Глобальная атмосферно-электрическая токовая цепь 395
Глория 424
Годовое колебание 219, 220, 221
Годовые вариации 386
Гололед 150
гололедица 150
Гомосфера 254
Горно-долинные ветры 149
Городские туманы 151
Град, градобития 152
Градиент 23
давления горизонтальный 406
потенциала 406, 407
Гроза 153, 397
Грозовая активность 399
Грозовая ячейка 397
Грозовые источники, генераторы 395, 397, 399
Грозовые облака 395, 397
Давление 216, 217
воздуха 39
в ураганах (тропических циклонах) 145
корреляции 57
пространственно-временное распределение 143
Деполяризации степень 268
Диапазон звуковых частот 496
Диоксид азота 301
64 Заказ № 46
Диоксид углерода 292
Диссоциативная рекомбинация 377
/Диффузия 251
амбиполярная 251
импульса 251
молекулярная 251
примеси 251, 489
турбулентная 251
Диффузионное распределение 361
Диэлектрическая проницаемость вакуума 39?
Дневное свечение 382, 383
Дождь кислотный 488
Жизненный цикл циклонов
внетропических 144
тропических 145
Закись азота 299
Звуковое давление 496
Зимняя аномалия 381
Зональная энергия 228
Зональный ветер 215, 216, 218, 221, 222
Зоны влияния возвышенностей
предвосхождения 117
увеличения по склону 117
дождевая тень 117
Излучение
гамма 409
интенсивность 409, 438
оптическое 409
поглощение 410
поток 410
рассеяние 410
рентгеновское 409
сила 410
спектральная плотность 409, 410
энергия 410
Изменчивость климатических элементов 35
Изморозь 150
Изобары 143
Изогипсы 23, 143
Изотермы 23
Инвентаризация выбросов 465
Ионный состав 379
атмосферы 395
области Ь 319
средней атмосферы 319
Ионно-молекулярные реакции 368, 378
Ионосфера 362, 395
Испарение 22
Касп 376
Квантили одномерного распределения 240
Кирхгофа закон 265
Кислородные составляющие 276
Кислотность осадков 483
Класс опасности вещества 472
Классический электродный эффект 400
Классификация
аэрозоля 447
антропогенный 447
природный 447
стратосферный 456
облаков 83
Кластеры облачные 94
Климатические эффекты аэрозоля 459
Климатический годовой ход 33
Когерентность
звуковой волны 500
излучения 431
нарушение 434, 438
Компонент
вихревой 256
зональный 256
Конвективные вертикальные движения 146
Конвективные облака (КО) 83
поля и пространственная структура 92
Конвекция 146
затопленная 89
регулярная 94

свободная 254
ячейковая 83
Константы скоростей реакций
с учетом двух частиц 286, 328
трех частиц 286, 333
положительных ионов 315, 317, 318
Контраст
объекта 437
пороговый 437
Концентрация 251
аэрозольных частиц 403
вещества 464
весовая 464
допустимая предельная 472
населенных мест 472
разовая максимальная 473
среднесуточная 472
среднегодовая 474
фоновая 485, 486
ионов 403
легких 401
отрицательных 400
положительных 396, 400
тяжелых 404
капель в облаках 109
микроэлементов в воздухе 489
наземная 489
предельно допустимая (ПДК) 472
частиц численная 464
электронов 396
ядер конденсации 405
Кориолиса параметр 23, 144
Короткопериодические колебания плотности электрического
тока 407
Корреляционная функция
Коррозия металла 475
Коэффициент
корреляции 33
Ми 417
ослабления 410
поглощения 410
присоединения легких ионов к аэрозольным частицам 403
пропускания 412, 413
рассеяния 412
рекомбинации 400
турбулентной диффузии 374, 382
турбулентной теплопроводности 372
турбулентного обмена 489
турбулентности 200
углового рассеяния 416
Коэффициенты
асимметрии 175
весовые 232
разложения 233
регрессии 232
эксцесса 175
Кристаллы в облаках 108, 111
Критерий качества атмосферного воздуха 472
Куртиса—Годсона метод 274
Кучево-дождевые облака 90
Ледяные ядра 21
Ледность облаков 113, 114
Линии шквалов 142
Ложбина барическая 142
Ланжевена ионы 395
Легкие ионы 395, 404
Магнитная проницаемость вакуума 395
Магнитное закручивание 252
Магнитное поле Земли 13
Магнитосфера 363, 396
Малые газовые составляющие 14
Масса ионов 396
электронов 396
молекулярная 251
Масштаб Монина—Обухова 402
турбулентности
внешний 202
внутренний 202
интегральный 202
Масштаб атмосферных процессов 84
Межполушарные различия 215—218
Мезомасштабные конвективные ячейки и облачные скоплен
89, 94
Мезопауза 13
Мезосфера 13, 216—220, 223—228, 361, 386
Меридиональное распределение 217
Метан 289
Метель 150
низовая 150
общая 150
Метеорологические явления 23
Метеоры 13
Метилбромид 307
Метилхлорид 310
Метилхлороформ 311
Метод слоя 146
частицы 146
Минус пяти третей закон 201
Модели глобальной атмосферно-электрической цепи 396
Кармана 210
CJRA 215—227
Моделирование загрязнения атмосферы 488
Модель грозового облака 398
полосы 272
Гуди 272
Малкмуса 272
типа «изолированной линии» 273
Эльзассера 272
шарового конденсатора 396
Молекулярный водород 295
Молекулярный кислород 286, 287, 288
Мониторинг загрязнения атмосферы 476
фоновый 483
комплексный 483
Моностатический акустический локатор 501, 502
Мутность атмосферы 483
Нагревание
источником 254
солнечным излучением 254
Напряженность
магнитного поля 395
электрического поля 395, 400, 404
Нелинейное ослабление 498
Нелинейные эффекты 439
Несжимаемость 254
Нефронтальные циклоны, антициклоны 145
Нитрат хлора 305
Ночное свечение 383, 384
Облака
в тропических циклонах 145
на фронтах 142
Область Е 362, 379
F, Fx, F2 362, 379, 380
Облачные системы 87
Обледенение 150
Обрушивание планетарной волны 259
Общая циркуляция атмосферы 29
Озон 288
общее содержание 254
Оксид азота 300
брома 306
хлора 304
углерода 391
Окклюзия 143
Оптическая толщина 112, 412, 428
передаточная функция 436
Оптический пробой 443
Оптические характеристики аэрозоля 447
объемная индикатриса рассеяния 447
объемный коэффициент экстиции 447
рассеяния (альбедо однократного рассеяния) 447
Оптические явления 424
Орографические туманы 151
Орографический эффект 399
Орография земной поверхности 399
Осадки атмосферные 116
распределение по земной поверхности 116
Австралия 128
Африка 125
зарубежная Азия 123
зарубежная Европа 121
Океания 130
506

Северная Америка 125
СССР 117
Южная Америка 128
в горах 128
в тропических циклонах 145
на побережье 128
Ослабление
излучения, света 410
матрица 411
объемный коэффициент 415
фактор эффективности 418
Остров тепла 476
Отношение смеси 251
Отраженная радиация 157
Отражение
излучение средой 439
импульса облаком 438, 439
радиолокационное 430
Отрицательные ионы 400
Отрог антициклона 143
Параметр Ми 417
Перегрев газовоздушной смеси 489
Перекисноазотная кислота 302
Перенос
излучения 411
изображения 435, 436
оптических сигналов 438
примеси трансграничный 487
уравнение 411
Перестройка циркуляции 221, 223
Планетарный пограничный слой 13
Плотность 216, 218, 220
воздуха
изопикнический уровень 45
корреляция 57
процентили отклонений 40
тока грозового источника 397
электрического заряда 395, 396
электрического тока 395, 396
Повреждение растительности 475
Поглощение 263, 265, 271
сечение 265, 277
коэффициент 265
водяного пара 267, 274
звука 497, 499
излучения 410, 413
газами 413, 427
коэффициент 414
методы расчета 415
облаками 423
объемный коэффициент 410
осадками 425, 426
сечение 418
спектры 414
функция 413
фактор эффективности 418
озона 266
кислорода 266
Поглощенная суммарная радиация 157
Погода 23
в антициклонах 144
в циклонах 144
Полином Лежандра 232, 233
Полосы поглощения
водяного пара 267
малых газовых составляющих 277
Хартли О3 266, 270
Хеггинса О3 266, 270
Шапюи О3 266, 270
Шумана—Рунге О2 266, 277
Полугодовое колебание 219, 220, 221
Полугодовые вариации 375
Полуэмпирическая модель 386
Поляризация 409
Полярная шапка 376
Полярные электропроводности 395
Полярный воздух 142
фронт 147
Порог
взрыва капель 441
освещенности 438
пробоя 443
Пост маршрутный 476
стационарный 476
Потенциал ионосферы 397, 398
электрического поля 397
Поток тепла турбулентный
энергии излучения 263
актинический 263
Почвенный аэрозоль 449
Превращение примеси 481
Преломление
излучения 417
показатель 417
флуктуации 431
Приближение
геострофическое 255
гидродинамическое 251
квази-геострофическое 255
квази-статики 254
соленоидальное 255
Примесь 251, 465
консервативная 257, 259
малая 251
химически активная 258
Проводимость
Педерсона 396
Холла 396
Прозрачность атмосферы 160
интегральная 160, 162
спектральная 160
Пространственная структура электрического поля 404
Прямая солнечная радиация при безоблачном небе 157
Пульсаций скорости
изотропность 208
пространственные характеристики 200
спектральные характеристики 200
функция распределения 200
Пыльная буря 152
Радиационный баланс подстилающей поверхности 159
при безоблачном небе 159
Радиационные туманы 151
Радиация
длинноволновая 157
коротковолновая 157
рассеянная при безоблачном небе 157
солнечная 15
прямая 156
рассеянная 157
суммарная 157
ультрафиолетовая 263, 281
Радиоактивное излучение поверхности Земли 396
Радиоактивные вещества, примеси 396
Радиоакустическое зондирование 502
Радиолокация 430, 431
Радиус Земли 396
Радиоэхо 430
Разность потенциалов 397
Ракетные данные 215—219, 221, 223
Распределение частиц 447
формулы 448
Рассеяние излучения 410
аэрозолем 419
«белым» шаром 419
вынужденное 443
индикатрисы 411
комбинационное 417
матрица 416, 419, 422, 423
молекулярное 415, 416, 427
объемный коэффициент 415, 416
облаками 423, 425
осадками 425, 426
света частицами 417, 419
сечение 418
фактор эффективности 418
Рассеяния индикатриса
рэлеевская 268, 270
Хейньи—Гринстейна 269, 270
Распространение
излучения в турбулентной атмосфере 431
интенсивного излучения 439
оптических сигналов 438
Расход газовоздушной смеси 489
Регенерация антициклонов, циклонов 144
Рефракция звука 499
Ричардсона закон 204
64*

Робла—Хейса модель 400
Суточные колебания (вариации) 406
Сухоадиабатические процессы 17
Самосогласованная модель 386
Свет 410
Свободные радикалы 15
Сезонный ход 217, 219, 220, 222
Сезонные вариации 382
Сечение рассеяния звука 500
Синергизм 474
Система
анализа проб воздуха централизованная 476
контроля загрязнения воздуха 476
координат
декартова 252
изобарическая 254
логарифмически-изобарическая 255 s
сферическая 252
цилиндрическая 252
Скользящий контроль 232, 233
Скорость звука 496
опасная 490
Слои атмосферы 13
Служба контроля загрязнения атмосферы общегосударствен-
общегосударственная 476
Смерч 148
Смог 481
Солнечная активность 373, 375, 388
Солнечное излучение 15
ультрафиолетовое 365
Сорбент твердый 476
Состав
малых газовых составляющих 251
осадков 484
Составляющая коэффициента турбулентного обмена верти-
вертикальная 489, 492
горизонтальная 489
Спектр 259
временной 239
мощности 246
молекул 414
поглощения 414
пространственный 239
размеров облачных капель 109
солнечный внеатмосферный 262, 275
Спектральная плотность
(мощность) вариаций градиента потенциала 407
освещенности энергетической 263
распределения аэрозольных частиц 404
Спектральная прозрачность атмосферы (СПА) 160
Справочная -атмосфера 40, 215, 220, 230, 235
Спутниковые данные 215—219, 221—224
Среднеквадратическая невязка 232, 233
Среднеквадратическое отклонение 233, 238—240
Средняя атмосфера 215, 361
Средние поля 223, 225
Стандарт качества воздуха
вторичный 474
первичный 474
Стандартная атмосфера 39, 215, 230
Стандартные модели 387
Стационарные волны 224, 225, 226
Станция базовая 483
региональная 483
фоновая 483
Стефана—Больцмана закон 265
Стокса вектор-параметр 409
Стратосферное потепление 220, 221, 228, 229, 239, 246
Стратосферный аэрозоль 457
Струйные течения 147
нижних уровней 148
Структура метеорологических величин 33
облаков
вертикальная 95
верхнего яруса 97
конвективных 98
нижнего яруса 96
среднего яруса 97
горизонтальная 84
Структурная функция 500
Сульфатный аэрозоль 453, 454
Сумеречное свечение 384
Суммарная радиация 157
Суммирование вредного воздействия веществ 473
Суточные вариации 390, 391
Тайфун 144
Температура 215—221, 223—229
атмосферы яркостная 428
воздуха 39
зональное распределение 40
климатических районов 45
корреляция 57
Температурный градиент 100
режим облаков 98
верхнего яруса 99
нижнего яруса 98
среднего яруса 99
Тенденция загрязнения атмосферного воздуха 480
Теплая воздушная масса 142
Тепловая линза 439, 440
самофокусировка 439
Теплопроводность 254
молекулярная 254
турбулентная 254
Термический антициклон, циклон 144
Термодинамика атмосферы 17
Термодинамическая устойчивость атмосферы 18
Термодиффузия 251
Термопауза 361
Термосфера 221, 228, 361
Тест экспозиции 472
Тип наблюдений
маршрутный 476
передвижной 476
стационарный 476
Типы
антициклонов 143
воздушных масс 142
туманов 151
фронтов 142
циклонов 143
Ток ^
зарядки 394
разрядки 395
Токовые генераторы 395
Толщина
оптическая 269, 271
турбулентного электродного слоя 401
электродного слоя 401
Трансформация воздушной массы 142
Трение
ионное 252
рэлеевское 252
Триоксид азота 301
Тропический циклон 144
Тропопауза 58
Тропосфера 13
Туман 150
Турбулентная диффузия 374, 376, 396
Турбулентность
в облаках 103, 105, 107
когерентная 201
перемежаемость 203
природа 199
статистические характеристики (определение) 20С
стохастическая 201
ясного неба (ТЯН) 203
время существования 208
зависимость от метеоусловий и подстилающей
ности 205, 206
пространственные характеристики 204
распределение по высотам 203, 204
Турбулентный электродный слой 401
эффект 400
Тяжелые ионы 395
Убегание
водорода 377
гелия 377
Углеводороды 293
Углеродные компоненты 289
Ультратяжелые ионы 395
Универсальная суточная вариация 406
Уравнение
баланса 255
508

Больцмана 251
гидродинамики 251
гидростатики 252
движения 251
неразрывности 251
переноса 411
состояния 252
энергии 252
Устойчивость приземного слоя атмосферы 492, 493
Ущерб от загрязнения атмосферы 475
Фаза 219, 221, 223—227
Фазовое строение облаков 108
Фазовые переходы в атмосфере 20
Фактор
асимметрии 411
мутности (Линке) 160
эффективности 418
Физико-математическое моделирование глобальной атмосфер-
но-электрической цепи 396
Флуктуации
амплитуды волны 435
интенсивности излучения 432
показателя преломления 431
температуры 431
фазы волны 434
Форма линии
доплеровская (гауссова) 264
фойгтовская 264
Формальдегид 290
Формула Бейтса 362, 386
Фотодиссоциация 364
Фотоионизация 364
Фреоны 308, 309, 311
Фтора соединения 307
Функция
базисная 232, 248
Грина 398
Дирака 398
естественная ортогональная 244, 245
источника 427
корреляционная 241, 242, 243, 244, 439
нагревания 254, 370
охлаждения 254
Планка 265, 274
притока энергии излучения 270
пропускания 272
сферическая 232, 233
Характерная толщина электродного слоя 401
Хлора соединения 303
Хлористый водород 310
Холодная воздушная масса 142
Холодный, фронт 142
Центробежная сила 144
Центры действия атмосферы 144
Циклогенез 144
Циклон внетропический 143
тропический 144
Циклонический вихрь 221, 228, 229
Циркуляция 215, 223
местная 149
«остаточная» 257
стоксова 257
Четьфеххлористый углерод 310
Число Бюргера 256
Кибеля 256
Рейнольдса 199
Ричардсона градиентное 199
Росби 199
Широтное распределение суммарной радиации 1
Широтные вариации 377, 382, 388
Шкала высот 362
Экзосфера 361
Экзосферная температура 362, 387
Эксайтсфера 363
Экспозиция склонов 117
Эксцесс 229
Экспоненциальный закон 396
Электрическое поле tfTf
атмосферы 395
Электричество приземного слоя 400
Электродный слой 401
Электродный эффект 400, 401
Электрон 396
Электронная частота столкновений с нейтральнь
лами 396
Электропроводность атмосферы 395, 396, 400
Эмпирическая модель 215, 362, 386
Атмосферы
аналитическая 232
глобальная 231
региональная 231
Энергия турбулентности (кинетическая) 202
скорость диссипации 200, 201, 202
Эффективное излучение 159
Эффективность нагревания 370
Эффективный заряд Земли 395
Эффекты нелинейные 439, 443
Ядра Айткена 405, 454
Ядра конденсации 21, 405
Яркость
объекта 437
фона 437
фотометрическая 410

Справочное издание
АТМОСФЕРА
Редакторы: О. В. Лапина, О. Д. Рейнгеверц. Художник И. Г. Архипов.
Художественный редактор Б. А. Бураков. Технический редактор
Н. Ф. Грачева. Корректор Л. Б. Емельянова.
ИБ № 1950
Сдано в набор 26.02.90. Подписано в печать 15.02.91. Формат 60X9078-
Бум. тип. № 1. Литературная гарнитура. Печать высокая. Печ. л. 64.
Кр.-отт. 64. Уч.-изд. л. 88,1- Тираж 2800 экз. Индекс МОЛ-90. Заказ №46.
Цена 4 р. 90 к. Гидрометеоиздат. 199226. Ленинград, ул. Беринга, 38.
Ленинградская типография № 8 ордена Трудового Красного Знамени
Ленинградского объединения «Техническая книга» им. Евгении Соко-
Соколовой Государственного комитета СССР по печати. 190000, Ленинград,
Прачечный переулок, 6.