/
Текст
^ЭДгЛ. ________________________________
AJzr
/И. БЕЛЯКОВ и А. КУЛАКОВ
Jb 37
*• ' Z
’ I
W.
МЕТЕОРОЛОГИЯ и МОГИЛ
УЧЕБНИК
5«?
ДЛЯ ЛЕТНЫХ ШКОЛ ВВС РККА
SIoAIOTEKA
Утвержден Комиссией по учебникам
при РВС СССР в качестве учебника
для летных школ ВВС РККА
Пред. Комиссии Б. Фельдман
ГОС УДА Р СТ ВЕ Н Н О Е В О ЕН НОЕ ИЗДАТЕЛЬСТВО
МОСКВА — 1933
М. Беляков и А. Кулаков, Метеорология и аэрология. Учебник для
летных школ ВВС РККА. Предназначен для использования при обучении метео-
рологии в школах ВВС всех категорий летного состава, т. е. пилотов, летчиков,
летчиков-наблюдателей и штурманов, а также при проведении занятий по мете-
орологии с летным составом и стажерами в строевых частях ВВС. Мелким
шрифтом выделен текст, необходимый для более углубленной проработки воп-
росов, в частности при подготовке штурманов и летчиков-наблюдателей.
К печати подготовили: редактор Д. Ипполитов, технический редактор Д. Моисеенко,
Корректор В Петрова, выпускающий Е, Прозоровский. Сдано в набор 21/VIII, .1933 г.,
подписано к печати 15,X 1933 г. Формат 62 х 94/16, в бум. листе 98166 знаков, 12 п. л.,
14,5. авт. лист. Тираж 20000 Огиз № 215 Уполномочен. Главлита В—64932 Заказ № 1340
18-я типография треста «Полиграфкнига». Москва, Варгунихина гора, 8
ВВЕДЕНИЕ
Полет самолета совершается в атмосфере и в значительной сте-
пени зависит от физического ее состояния, которое влияет не толь-
ко на технику полета самолета, но и на возможность выполнения
авиацией отдельных боевых заданий. Часто можно наблюдать, что
полет сам по себе выполним, но с военной точуи зрения нецеле-
сообразен, так как состояние атмосферы не позволяет выполнить
намеченную тактическую задачу.
Эти обстоятельства приводят к необходимости в практике боевой
работы авиации тщательно учитывать состояние атмосферы как
элемент обстановки. Этот учет может производцться путем исполь-
зования: а) данных О' климате района действия авиации., позволяю-
щих заблаговременно судить в общих чертах о возможности и ха-
рактере применения авиации в данном районе; б) предсказаний по-
годы на тот или иной срок вперед, позволяющих учесть состояние
атмосферы при планировании операций, и наконец в) данных ме-
теорологических и аэрологических наблюдений непосредственно на
аэродроме вылета и посадки по пути полета, позволяющих- более
подробно ориентироваться в условиях погоды с точки зрения тех-
ники выполнения поставленной задачи.
История развития авиации знает целый ряд примеров как не-
благоприятного действия своевременно не учтенных атмосферных
условий, так и блестящего использования данных метеорологиче-
ской науки и службы в выполнении ответственных задач полет-
ной работы.
К первым относятся довольно многочисленные случаи аварий
при тяжелых атмосферных условиях, которые в аварийной ста-
тистике идут под рубрикой «погода» и занимают довольно значи-
тельный процент. Сюда же относятся случаи внезапного налета
смерчей (штормов) на аэродромы, результатом чего часто являются
разрушенные аэродромные сооружения и поломанные самолеты.
Наблюдаются случаи недоучета атмосферных условий при выборе
аэродромов.
Что касается конкретной пользы от изучения метеорологии и
аэрологии для летного состава и от использования метеорологиче-
ской службы, она довольно очевидна, так как, если до сих пор еще
нет возможности летать и выполнять отдельные боевые задания в
любых условиях погоды, то естественно, что вопросы планирования
3
операций, связанных с применением авиации, зависят от степени
использования предсказаний погоды.
В соответствии с приказами начальника’ ВВС РККА летный со-
став ВВС РККА в использовании данных метеорологической служ-
бы обязан руководствоваться следующими основными положе-
ниями.
1. Метеорологические условия являются для ВВС одним из важ-
нейших элементов обстановки. Поэтому ни один полет и перелет не
должны совершаться без предварительного учета состояния атмо-
сферы.
2. При использовании данных аэро-метеорологической службы
о состоянии отдельных метеорологических элементов как на аэро-
дроме вылета, так и в районе полета необходимо иметь в виду, что
значение этих элементов различно для различного состояния мате-
риальной части и подготовки летного состава и для различных так-
тических заданий.
3. В связи с этим определить в уставном порядке возможность
и целесообразность совершения полетов для всех случаев различ-
ной метеорологической обстановки и различных целей полета не-
возможно, и определение этого должно производиться в каждом
отдельном случае экипажами непосредственно перед вылетом на
основе учета по совокупности всех технических условий подго-
товки летного состава, состояния атмосферы и цели полета.
4. Как правило устанавливается, что как аэро-метеорологическая
служба ВВС, так и гражданские метеорологические станции и
бюро погоды дают только сведения о фактическом состоянии атмо-
сферы и о возможном изменении этого состояния на тот или иной
срок вперед; выводы же о возможности и целесообразности совер-
шения полета при данных атмосферных условиях делает тот ко-
мандир ВВС, который выпускает машину в полет.
5. Поэтому каждый летчик и летчик-наблюдатель ВВС должны
обладать такими знаниями по метеорологии, которые позволили
бы им:
а) прочесть полностью все изображаемое на картах погоды;
б) организовать метеорологическое обслуживание перелета;
в) на основе полученных перед вылетом данных и изменения
условий погоды в пути, а также сведений о погоде, получаемых
в пути, принять решение, как о возможности вылета, так и о даль-
нейшем следовании в связи с изменением метеобстановки.
С этой точки зрения и надлежит подходить к изучению метео-
рологии и аэрологии в летных школах ВВС РККА.
ГЛАВА I
ОБЩИЕ ПОНЯТИЯ
1. ПРЕДМЕТ МЕТЕОРОЛОГИИ И АЭРОЛОГИИ
Метеорология и аэрология изучают физические процессы и яв-
ления, происходящие в газообразной оболочке земли, называемой
атмосферой. Метеорология рассматривает преимущественно ниж-
ние слои атмосферы, непосредственно доступные человеку; аэроло-
гия— верхние слои, изучаемые помощью приборов, поднимаемых
на различные высоты. Поэтому можно считать, что метеорология и
аэрология вместе представляют собой науку об атмосфере, точнее
физику атмосферы.
2. ПОГОДА И МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ
Физическое состояние атмосферы, наблюдаемое в тот или иной
момент времени, называется погодой.
Погода определяется совокупностью отдельных элементов, на-
зываемых метеорологическими элементами. Основных метеороло-
гических элементов обычно различают шесть:
1) температура воздуха,
2) давление воздуха,
3) ветер,
4) влажность воздуха,
5) облачность и туман,
6) осадки.
Температурой воздуха называется степень его нагрето-
сти. Она зависит от нагревания земли солнечными лучами днем,
когда солнце находится над горизонтом, и от охлаждения ее ночью
вследствие потери землей тепла в окружающее пространство.
Давлением воздуха называется обусловленный силой
тяжести эффект (сила) действия массы атмосферы на земную по-
верхность и на каждый предмет, находящийся на ней или в атмо-
сфере.
Ветер—-это движение воздушных масс, возникающее в ре-
зультате неравномерного нагревания атмосферы, вызывающего не-
равномерность распределения давления воздуха.
Под влажностью воздуха разумеется количество водя-
ных паров, имеющихся в воздухе.
Облачностью и туманом (влажным) называется та ста-
дия (состояние) влажного воздуха, когда водяные пары, имеющие-
ся в нем, выделяются в виде мельчайших капель воды (или ледя-
ных кристаллов), остающихся в воздухе во взвешенном состоянии
и создающих помутнение атмосферы. Если это явление происхо-
дит непосредственно у земной поверхности, оно называется тума -
ном, если же на некоторой высоте над землей—облачностью.
5
Осадками называются водяные капли (капли дождя), сне-
жинки, крупа, град, выпадающие из . облаков на поверхность земли.
Кроме перечисленных метеорологических элементов в метеоро-
логии рассматриваются некоторые другие физические свойства, про-
цессы и явления атмосферы, характеризующие в том или ином
отношении погоду, как например испарение воды, 'солнечное сия-
ние, видимость, световые и электрические явления и т. д. Эти про-
цессы и явления рассматриваются обычно как второстепенные ме-
теорологические факторы.
3. СОСТАВ И СТРОЕНИЕ АТМОСФЕРЫ
Газообразная оболочка земли, называемая атмосферой, состоит
из смеси газов, называемой воздухом. Воздух невидим для глаза
(прозрачен), пока водяные пары, входящие в состав его, не превра-
щены пз капли воды.
В состав атмосферы входит 78% (по об’ему) азота, 21% кисло-
рода и в небольших количествах (в общем — менее 1 %) аргон, во-
дород, гелий, неон, ксенон и криптон (0,94% из этого количества
приходится на аргон). Кроме этих газов, находящихся в воздухе в
количествах более или менее постоянных, в нем находится водяной
пар в количестве, меняющемся в значительных пределах в зави-
симости от температуры воздуха. Водяной пар попадает в воздух
благодаря испарению с поверхности воды, льда, снега, с растений
и почвы, смоченной дождем или покрытой росой и т. д. При вы-
соких температурах водяного пара может содержаться до 4% (по
весу), при низких — не более 0,01 %. В .небольших количествах в
состав атмосферы входят углекислый газ, углеводороды, аммиак,
озон и другие газы, попадающие в атмосферу в результате процес-
сов, связанных с жизнью растений, животных и человека. Кроме
того в состав атмосферы входят продукты распада растительных
веществ, и наконец в (воздухе всегда находятся во взвешенном со-
стоянии мельчайшие твердые частицы (атмосферная пыль). Они
попадают в атмосферу вследствие лесных пожаров, вулканических
извержений, из междупланетного пространства и с поверхности
земли.
При сухой погоде 1 см3 воздуха содержит около 130 000 пыли-
нок. После дождя это число уменьшается в 3—4 раза.
4. ТРОПОСФЕРА И СТРАТОСФЕРА
Измерениями и наблюдениями было установлено, что атмосфера
по высоте делится на два основные слоя с резко различающимися
физическими свойствами. Нижний слой атмосферы, называемый
тропосферой, представляет собой тот слой атмосферы, в котором
воздух находится в постоянном перемешивании. Это перемешивание
об’ясняется тем, что земная поверхность, нагреваясь лучами солн-
ца, нагревает нижние слои воздуха, которые, становясь легче, под-
нимаются вверх, чем создаются в тропосфере постоянные верти-
кальные токи воздуха (конвекция). При этом температура воздуха
с высотой падает, и в результате влага, направляющаяся с земной
поверхности, попадая в слои с более низкой температурой, конден-
сируется в виде облаков, дождя, снега, града и прочих, как их на-
зывают, гидрометеоров.
6
В то же еремя неравномерность нагревания различных частей
земной поверхности вызывает неравномерность распределения дав-
ления воздуха, приводящую в свою очередь к возникновению гори-
зонтальных перемещений воздуха. В результате именно в тропо-
сфере мы имеем все те явления, которые обусловливают то, что мы
называем погодой, т. е. облака, осадки, ветры, грозы и пр.
Слой тропосферы распространяется на некоторую высоту над
земной поверхностью, большую в районе экватора и меньшую пад
полюсами вследствие различия нагревания земли лучами солнца
и различия в связи с этим интенсивности вертикальных токов в
Атмосфере.
Выше тропосферы лежит слой атмосферы, называемый страто-
сферой. Границей между тропосферой и стратосферой считают ту
высоту, где вместо обычного падения температуры с высотой обна-
руживается ее повышение.
Высота нижней границы стратосферы различна на различных
широтах, возрастая от полюса к экватору (рис. 1). От 12 км в поляр-
ных зонах она доходит до 13 км в умеренных широтах, до 15 км
в субтропиках и до 17 км у экватора. Зимой высота нижней гра-
ницы стратосферы ниже. В полярной 'области она доходит до 9 км,
на экваторе остается той же.
В стратосфере вследствие значительного ее удаления ст возму-
щающего влияния земной поверхности течения физических процес-
сов оказываются более плавными, и многие процессы, встречаю-
щиеся в тропосфере, в стратосфере не наблюдаются.
Таким образом стратосфера является слоем атмосферы с весь-
ма стабильными свойствами.
Так как высота, на которой начинается стратосфера, различна на
различных широтах, то естественно, что на одном и том же уровне
над земной поверхностью на разных широтах оказывается различ-
ная температура.
Общее выравнивание температуры по высоте начинается при-
близительно на высоте 20 км, где температура опускается до — 60°,
а сохраняет это значение во всем остальном слое стратосферы.
<’то —так называемый слой изотермии.
7
5. ИЗМЕНЕНИЕ СОСТАВА АТМОСФЕРЫ С ВЫСОТОЙ
Каждый газ, входящий в состав атмосферы, занимает вполне оп-
ределенный об ем: тяжелому газу соответствует более низкая высо-
та 84%, кислорода 15%, водорода %%; на высоте 50 км —азота
20 км по подсчетам оказывается следующий состав атмосферы: азо-
та 84 ь, кислорода 15%, водорода %%; на высоте 50 км — азота
79 /о, кислорода 7% и водорода 14%. Однако эти цифры предполо-
жительны, тем более что существование водорода в верхних слоях
Рис. 2. Состав атмосферы на разных высотах
8
атмосферы некоторыми учеными оспаривается на том основании.,
что до сих пор не установлено точно количество его в нижних сло-
ях атмосферы Изучение спектров полярных сияний приводит этих.
Ученых к заключению, что водорода в верхних слоях нет. Некото-
пые из них на основании опыта Вегарда, получившего в лаборато-
пии под действием катодных лучей на твердый азот при темпера-
туре жидкого воздуха зеленую линию спектра, принадлежащую
азогу по совпадению этой линии с зеленой линией в спектре по-
лярных сияний заключают о существовании в верхних слоях азота
в виде кристалликов. Однако позднейшие исследования других
ученых не подтвердили опытов Вегарда, а наоборот показали, что
характерные зеленые линии спектра полярных сияний получаются
при электрических разрядах через смесь кислорода и гелия.
Изменение состава атмюсферы с высотой по современным дан-
ным представлено на рис. 2, а также определяется следующей-
таблицей.
Процентное распределение газов в атмосфере по Гемфри
Высота (кл) г а 8 ы Общее дав- ление (мм)
аргон азот водяные пары кислород углекис-i лота водород гелий
140 0,01 ... ... 99,15 0,84 0,0040
130 0,04 99 0,96 0,0046
120 0,19 98,74 1,07 0,0052
110 0,67 0,02 0,02 98,10 1,19 0,0059
100 2,95 0,04 0,11 О . п 95,58 1,31 0,0067"
90 9,78 0,10 0,49 ... 88,28 1,36 0,0081
80 32,18 0,17 1,85 • . . 64,70 1,10 0,0123
70 0,03 61,83 0,20 4,72 • • • 32,61 0,61 0,0274
60 0,03 81,22 0,15 7,69 10,68 0,23 0,0935
50 0,12 86,78 0,10 10,17 ... 2,76 0,07 0,403
40 0,22 86,42 0,06 12,61 - 0,67 0,02 1,84
30 0,35 84,26 0,03 15,18 0,01 0,16 0,01 8,63
20 0,59 81,24 0,02 18,10 0,01 0,04 . . . 40,99
15 0,77 79,52 0,01 19,66 0,02 0,02 . . . 89,66
10 0,94 78,02 0,01 20,99 0,03 0,01 • * • 168
5 0,94 77,89 0,18 20,95 0,03 0,01 405
0 0,93 77,08 1,20 20,75 0,03 0,01 а • • 760
I главе
аэрологией?
Контрольные вопросы к
1. Какое различие между метеорологией -и
2. Какими элементами определяется погода?
3. Чем отличается тропосфера от стратосферы?
ГЛАВА II
ХАРАКТЕРИСТИКА МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ
И ОСНОВНЫЕ ПРОЦЕССЫ, СОВЕРШАЮЩИЕСЯ
В ТРОПОСФЕРЕ
1. ДАВЛЕНИЕ ВОЗДУХА
Атмосфера подчинена закону тяжести. Сила тяжести слагается из двух сил:
1) силы притяжения данной массы землей и 2) центробежной силы, возникаю-
щей вследствие вращения земли. Сила притяжения присуща всякой массе тела
'даже всякому элементу тела, как бы мал он ни был). Из физики известно, что
каждое тело притягивает другое с силой, прямо пропорциональной их массам
« обратно пропорциональной
Рис. 3. Возникновение
силы тяжести
квадрату расстояния тел друг от друга (закон
Ньютона). С другой стороны благодаря вращению
земли развивается центробежная сила, стремя-
щаяся удалить всякую массу от центра земли.
В ревультате взаимодействия этих сил возникает
сила тяжести, заставляющая тело падать на зем-
лю и действующая и на воздушные массы.
Для выяснения взаимодейстия этих сил пред-
ставим землю в виде сплюснутого у полюсов
шара (рис. 3). Через точку М проведем плос-
кость горизонта. Силу притяжения, направлен-
ную к центру земли, изобразим отрезком МА,
центробежную силу, перпендикулярную к оси
вращения земли,— отрезком МВ. Разложим по
правилу разложения сил каждую из этих сил
на две: одну, направленную по касательной к ме-
ридиану, и вторую — по перпендикуляру к этой
касательной. В таком .случае сила МА изобразится уже двумя отрезками МС
>и МД, а сила МВ — отрезками ME и МФ. Силы МД и ME, направленные
.в противоположные стороны, должны быть равны между собой, так как в про-
тивоположном случае произошло бы перемещение масс земной поверхности в на-
правлении наибольшей силы. Форма земли, экваториальный радиус которой пре-
вышает радиус у полюса на 21 км, является доказательством того, что, когда
земля находилась в жидком состоянии, при ее вращении происходили переме-
щения земных масс к экватору до тех пор, пока указанные - выше силы МД и
ME не уравновесились. Разность же двух сил МС и МФ дает равнодейству-
ющую, направленную к центру земли и называемую силой тяжести.
Ускорение этой силы тяжести на широте у выражается формулой:
gv = 9,806 (1—0,0026 cos. 2у).
Из формулы нетрудно видеть, что ускорение силы тяжести имеет макси-
мальное значение на полюсе и минимальное на экваторе. Разность между мак-
-симальным и минимальным значениями силы тяжести достигает
^йо — ^о =5 см/сек.
Атмосфера, масса которой подчиняется закону тяжести, оказы-
вает известное давление на поверхность земли и на всякий пред-
мет, находящийся на поверхности земли или в атмосфере, а также
и на самые массы воздуха. Это давление называется давлением
атмосферы, или давлением воздуха. Атмосфера оказывает на по-
верхность земли то же давление, какое оказывал бы слой воды
10
высотой 10% м, покрывающий всю земную поверхность, или слой
ртути в среднем высотой в 760 мм.
1 “Величину давления воздуха измеряют весом столба воздуха,
имеющего сечение «равное единице поверхности, высотой от верхней
границы атмосферы до уровня, па котором она измеряется.
Измерением величины давления воздуха помощью ртутного ба-
рометра было установлено, что если принять удельный вес ртути
за 13,596, то при обычных условиях давление атмосферы оказыва-
ется равным:
76 • 100 • 100 • 13,596 = 10 333 кг/л*2
или
10 333 • 1 000'
100 • 100
1033,3 гем2,
т. е. давление атмосферы у земли представляет немного более 1 кг
на 1 см2.
В настоящее время для целей службы погоды давление воздуха
принято выражать в особых единицах, связанных с динами и на-
зываемых миллибарами. Дина является единицей, принятой для
выражения сил в системе «сантиметр, грамм, секунда» (система
cgs), и представляет собой силу, сообщающую массе, равной 1 г.
ускорение, равное 1 см/сек. Выражение давления воздуха в этих
единицах удобнее, так как позволяет судить о массе атмосферы, в
то время как по давлению воздуха, выраженному в миллиметрах
ртутного столба, этого сделать нельзя.
Так как высоте ртутного столба в 760 мм соответствует давле-
ние, равное 1 033,3 г на 1 см2, то, умножая эту величину на уско-
рение силы тяжести:
g-45o _ 980,6 см/сек.
получим давление воздуха в динах. Это давление воздуха оказы-
вается равным 1 013 250 дин/см2.1 000 000 дин/см2 называют б а-
ром, a 1/1000 бара—-миллибаром. Лето найти, что если величине
1 013 250 дин/см2 соответствует высота ртутного столба в 760 мм,
то давлению в 1000 000 дин будет соответствовать высота
ртутного -столба, равная 750,08 мм. Поэтому 1 мм ртутного столба =
100 000
= ~750qq = 1 333 дин, что в миллибарах составляет 1,333 милли-
бара.
Таким образом для получения давления воздуха в абсолютных
единицах (в миллибарах) величину давления, определенную в мил-
лиметрах ртутного столба, необходимо умножить на 1,333.
Изменение давления воздуха с высотой
По мере под’ема в атмосфере вверх давление воздуха умень-
шается, так как масса его! уменьшается. Чем выше в атмосфере на-
ходится поверхность, на которой измеряется давление воздуха, тем
меньший остается над ней столб воздуха и тем менее будет вели-
чина его давления. Очевидно, что самое уменьшение давления воз-
духа с под’емом в атмосфере равно весу столба воздуха, пройден-
ного при под’еме и имеющего сечение, равное единице. На рис. 4
давление у земли равно весу столба воздуха abed, давление же на
высоте h равно весу столба gbce.
11
Таким образом при под’еме на высоту давление уменьшается на
вес столба воздуха aged.
Изменение давления воздуха с высотой может быть вычислено
по формуле Лапласа: •
#= 18 400 (1+0,004 0 1g ,
Л
где Н — высота над земной поверхностью, t — средняя температу-
ра воздуха, Ро— давление у земли и Ph—давление на высоте /ы
Формула Лапласа выведена следующим образом.
Рис. 4. Изменение давле-
ния воздуха с высотой
Рис. 5. Изменение давления
воздуха с высотой
Установлено, что если высота ртутного столба барометра в данном месте
равна 760 мм и температура воздуха равна 0°, то для того чтобы давление
воздуха уменьшилось на 1 мм, т. е. упало бы до 759 мм, необходимо подняться
вверх на 10,5 ди-
Практически можно считать, что вес любой единицы об'ема в столбе воздуха
высотой в 10,5 л одинаков на всем протяжении столба.
Представим себе в атмосфере одинаковые столбики воздуха с площадью
сечения на 1 м2, высотою в 10,5 м каждый и допустим, что эти столбики воз-
духа лежат один над другиьГ.
Пусть на рис. 5 точка а находится на земной поверхности, а точка &
расположена над точкой а на высоте 10,5 м и пусть каждая последующая из
точек лежит на 10,5 выше ближайшей соседней. В таком случае вес единицы
об'ема воздуха внутри каждого ив рассматриваемых столбиков практически
можно считать одинаковым по всему столбику; при переходе же от одного
столбика к другому вес воздуха будет меняться.
Так как вес воздуха (как вес и всякого газа) зависит от давления (вес
газа пропорционален давлению), то воздушный столб вс окажется легче воз-
душного столба ае. Веса воздуха в этих столбах будут относиться между со-
бой как высоты столбов ртути барометров, помещевных в точках а и в. От-
759
сюда вытекает, что вес воздуха в столбе вс будет равен веса воздуха в
столбе ав. Поэтому при под'еме от точки в к точке с показание барометра
759
мм. Следогатель-
в точке с, будет равна:
7592L-7№
— 760 “ /bU I 760 I ’
Поэтому при под'еме от точки в к точке
будет меньше уже не на 1 мм, а на величину, равную ygQ
но высота столба ртути барометра, находящегося
„„ 759 _ 759 759 759
760 ~ 760 ~ 760 760 — 760 ~ 760 (760~1)
12
На основании аналогичных рассуждений найдем, что веса воздуха в стол-
<« и cd относятся друг к Другу как высоты ртутных столбов барометров
оах ос * 759
в точках вис. Следовательно воздушный столб cd окажется в ygg- раз лег-
че воздушного столба вс. Поэтому если слой воздуха Ъс уравновешивает столб
ртути в —— мм> т0 столб воздуха cd может уравновесить только столб ртути
759 759 _ 7592
высотою в 76Q - 760 — 76ог Мм.
Отсюда вытекает, что при под'еме от точки с к точке d высота ртутного
( 759 V
столба барометра должна уменьшится на I I мм. В точке d давление
(759 V / 759 V / 759 \s / \
7КгГ — ~ т₽7Г - I 760 — 1 I =
I VU I I / OJ J I / VV* / \ J
7РП /75Э V
= 760 -сЛ- мм.
\ '60 /
Приведенные рассуждения позволяют установить закон изменения давления
воздуха с высотою.
В точке е высота барометра будет 760
5
/ 759
; в точке f—7601
I 760
759
760
Следовательно если подняться на высоту,' равную 10,5 К м (т. е. на К сту-
пеней по 10,5 м каждая), то высота ртутного столба барометра окажется равной:
7ко ( 759 \ к.
60 ^760 j
Пусть на какой-либо высоте (например у земной поверхности) барометр
показывает давление:
Ро = 760
п
а на другой высоте большей — давление:
л = 7601 ) -
У 760 J
причем п больше т и их разность
(и — т) 10,5 = Н,
т. е. разнице высот, для которых даны давления Ро и Ph
Логарифмируя два написанных выше равенства, найдем:
lg Ро = 1g 760 + т 1g Z|?;
ZuU
lg Ph = lg 760 -j- n lgi|® .
760
Вычитая второе уравнение из первого, найдем:
ls<°=(w-^4?o-
Подставляя сюда численные значения логарифмов и значение для разности
(т~ и), будем иметь:
Я’= 18 400 lg f .
мул¥5°ЛЬШеЙ т0чН0С,ги в определении можно достичь, если’ в найденную фор-
мет кд"0™ П0ПРаВКУ На темпеРатУРУ вовдуха. В этом случае формула при-
Н— 18 400 (1 -|- 0,004 • t) lg-"»
А
13
где t—средняя температура воздушного столба между высотами, относительно'
которых- даны давления Ро и Р*.
Ута формула позволяет по двум величинам из трех в нее входящих (Рв>
Ph и Д) определить третью. •
Например вычислим давление воздуха на высоте Н = 1 000 м, если дав-
ление воздуха у земной поверхности Ро=720 леи и температура воздуха у
земли равна 10”. Допустим, что температура с высотою падает на 0,6'
под'еме на 100 м; в таком случае на высоте 1 000 м температура
равной 4Ч. Средняя температура воздухе, будет = 7°. Подставив
чины в формулу, получим:
при
окажется
эти вели»
1 000 лг гл 18 400 (1 — 0,004 • 7) 1g ™.
Отсюда
Ig ~ = 0,05287,
Л
или
lg Ph — 1g 720 = 0,05287 мм.
По таблицам логарифмов определяем, что Ph = 637,5 мм.
По барометрической формуле рассчитываются шкалы высото-
меров, употребляемых в авиации, для чего иа них наносят деле-
ния высот по положениям стрелки, соответствующим тому давле-
нию, которое должно наблюдаться на данной высоте, если опреде-
лить его по барометрической формуле.
Вычисления по барометрической формуле показывают, что на
высоте от 5 до 6 км давление атмосферы составляет половину дав-
ления у земной поверхности, на высоте от 10.до 12 км-—*4 того же
давления. На высоте 50 км давление атмосферы меньше, чем у зем-
ли в 1 000 раз и на высоте 500 км — в 1 000 000 раз.
Из того, что и на большой высоте воздух обладает известным
давлением, хотя бы и ничтожным, заключают об отсутствии опре-
деленной границы атмосферы. Атмосфера тяготеет к земле ДО' тех
пор, пока нормальная слагаемая силы притяжения превосходит
нормальную слагающую центробежной силы. При удалении от зем-
ной поверхности на расстояние, равное, двойной длине окружности
земли, т. е. на расстояние 80 000 км, центробежная сила становит-
ся больше силы притяжения, и здесь практически должна окан-
чиваться воздушная оболочка. На этой высоте атмосфера перехо-
дит в межпланетное пространство.
Приведение давления воздуха к уровню мрря
Как мы видели, давление воздуха, наблюдаемое в том или другом месте,
вависит от высоты места. В целях сравнения между собой результатов наблю-
дений над давлением воздуха в различных точках земной поверхности их при-
водят к одной и той же высоте, обычно к уровню моря. 8то приведение можно ,
производить по указанной выше барометрической формуле, подставляя в нее
численное значение высоты данного пункта над уровнем моря. Однако для
практических целей, если высота места наблюдения не превосходит 250 м,
приведение давления воздуха к уровню моря можно производить приближение
по так называемой барометрической ступени, определяемой формулой:
8 000(1 -4-0,004 1)
Р
грр 7г_величина барометрической ступени в метрах (т. е. число мстрон, на
которое нужно подняться или опуститься, чтобы давление вовдуха изменилось
на 1 мм), t — средняя температура воздуха и Р— давление воздуха.
14
Значения величины барометрической ступени для разных значений темпе-
патупы и давления приводятся обычно в специальных таблицах (табл. 1 в
конпе книги) Приведение давления воздуха к уровню моря при помощи баро-
мстоической ступени производится следующим образом.
По табл 1 находится барометрическая ступень как число, стоящее на
пеоесечении строки, соответствующей средней температуре столба воздуха от
уповня моря до высоты данного места, со столбцом, соответствующим наблюдае-
мому давлению. Разделив затем высоту места наблюдения на найденную баро-
метрическую ступень, получим то число миллиметров, которое нужно приба-
вить к наблюдаемому давлению воздуха, если место наблюдения выше уровня
моря, и вычесть, если оно ниже.
Пример. Привести к уровню моря давление в 760 мм, наблюдавшееся
на высоте 300 м при температуре 10 .
Найдем прежде всего средвюю температуру места наблюдения на уровне
моря. Так как температура с опусканием повышается на 1° на 100 м, то тем-
пература на уровне моря будет выше 10° на величину, равную^— • 300, т. е...
на 3°; поэтому температура на уровне моря будет равна 13°.
Средняя температура окажется 12+2? = 11,5°; по этой температуре и дав-
лению 760 мм по табл. 1 находим барометрическую ступень; она оказывается
равной:
10,94 4-0,06= 11,00 м.
Деля высоту места на 11 м, найдем поправку для приведения давления к
уровню моря; она оказывается —°2 = 27,3 мм. Поэтому давление на уровне
моря будет:
760,0 4- 27,3 — 787,3 мм.
Суточный и годовой ход давления. Колебания дав-
ления воздуха в зависимости от времени суток в настоящее время
установить не удалось. Обычно они искажаются теми изменениями
давления, которые сопровождаются перемещением различных масс
воздуха (см. ниже, глава V).
В течение года наибольшее давление обнаруживается в зимние
месяцы, наименьшее—в летние.
Географическое распределение давления. Геог-
рафическое распределение давления зависит от общей циркуля-
ции атмосферы и географического распределения температуры воз-
духа.
Изобарические карты (изобары — линии равных давлений, при-
веденных к уровню моря) показывают, что в северном полушарии
давление воздуха, на океанах выше, чем на суше; то и другое на-
ходится в зависимости от общей циркуляции атмосферы. Высокое
давление наблюдается вообще в широтах в 25—35°. Особенно силь-
но (в зависимости от распределения температуры) меняется давле-
ние в течение года над материком Азии: от 780 мм в январе (рис. 6)
до 750 мм в июле (рис 7); по той же причине резкий минимум на-
блюдается зимою в районе Исландии (745 мм), сильный максимум
(летом) — на Тихом океане (765 мм).
2. ТЕМПЕРАТУРА ВОЗДУХА
Солнечное лучеиспускание. Солнечная энергия, так
называемое солнечное лучеиспускание, или солнечная радиация,
является причиной всех физических процессов и явлений, происхо-
дящих в атмосфере. Каждый квадратный сантиметр поверхности,
оставленный на границе атмосферы перпендикулярно солнеч-
15
О
Рис. 6. Изобары января месяца
*'ЖИк по метеорологии
Рис. 7. Изобары июля месяца
ным лучам, получает в одну минуту около 2 малых калорий теп-
ла *. При прохождении солнечными лучами земной атмосферы
часть солнечной энергии поглощается и рассеивается частицами
воздуха, и облаками. Количество рассеивающегося тепла тем боль-
ше, чем больше облачность и чем ниже стоит солнце над горизон-
том. Поэтому количество тепла, полученного тем или другим ме-
стом земной поверхности, зависит от продолжительности дня, вы-
соты солнца над горизонтом и характера погоды. Северные страны
получают летом в течение суток тепла меньше, чем местности более
южные, где день короче. Это об’ясняется тем, что на севере солнце
не поднимается высоко над горизонтом и лучам приходится все-
гда проходить через большую толщу атмосферы.
Солнечная энергия идет на нагревание земной поверхности и
атмосферы. Под действием солнечных лучей происходит испарение
воды с поверхности водных бассейнов, возникает движение воз-
душных масс, образуются в атмосфере мощные вихревые процес-
сы и т. д.
Нагревание и охлаждение воздушных масс. По
мере поднятия солнца над горизонтом количество тепла, получае-
мого земной поверхностью, постепенно возрастает. Нагреванием зем-
ной поверхности вызывается нагревание воздушных масс, непо-
средственно соприкасающихся с земной поверхностью. Сам же воз-
дух вследствие своей теплопрозрачности при прохождении солнеч-
. ных лучей нагревается весьма слабо. По этой же причине (малая
теплопроводность воздуха) нагревание воздушных масс от земной
поверхности распространяется медленно и ограничивается неболь-
шой высотой.
Вместе с тем воздушные массы нагреваются вследствие их пе-
ремешивания. При достаточном нагревании какого-либо участка
земной поверхности прилегающие к ней воздушные массы могут
нагреваться настолько, что станут по своему удельному весу легче
масс воздуха, лежащих у земной поверхности; в таком случае они
станут подниматься вверх подобно тому, как более легкая жид-
кость всплывает над более тяжелой. Поднимающиеся вверх воз-
душные массы смешиваются с окружающими массами и тем са-
мым повышают температуру последних. Взамен поднявшихся масс
из верхних' слоев атмосферы опускаются холодные массы, кото-
рые, соприкасаясь с земной поверхностью, нагреваются и затем
также поднимаются. Такое движение называется конвекцией, или
конвекционными токами: движение масс воздуха вверх носит на-
звание восходящих токов, движение вниз —- нисходящих токов.
Восходящие токи распространяются вверх на высоту до 4 км
(при грозах — выше 8 км) и прекращаются лишь после того, как
температура поднявшихся масс сравняется с температурой ок-
ружающих их масс.
Скорость восходящих токов обычно равна 3—4 м/сек, но перед
грозой может достигать 8—11 м/сек, а на высоте грозовых обла-
ков— даже 40 м/сек.
1 Малая калория — количество теплоты, необходимое для нагревания 1 &
воды на 1° от 15° до 16°С. Большая калория—количество теплоты, необходи-
мое для нагревания 1 кг воды на 1°. *
18
Одновременно с. нагреванием воздушных масс происходит их
охлаждение. Земная поверхность все время теряет тепло в окру-
жающее пространство, или, как говорят, земля 'излучает тепло.
Благодаря этому она охлаждается. Наиболее интенсивным охлаж-
дение становится после захода солнца (так называемое ночное лу-
чеиспускание) и в зимнее время (зимнее лучеиспускание). Когда
земля получает от солнца мало тепла, охлаждение может происхо-
дить круглые сутки. Благодаря слабой теплопроводности воздуха
вначале охлаждаются воздушные массы, прилегающие к земной
поверхности; охлаждение этих масс передается вышележащим мас-
сам и т. д. Поэтому охлаждение вследствие лучеиспускания рас-
пространяется обычно до небольшой высоты, причем сильнее все-
го охлаждаются массы нижних слоев атмосферы; они становятся
более тяжелыми, и вертикальных движений (в воздухе не возни-
кает.
В результате всех этих обстоятельств возникает различная сте-
пень нагретости воздуха, называемая температурой воздуха и из-
меряемая в градусах.
Тепловое состояние нижних слоев атмосферы кроме отмеченной
конвекции зависит также и от адвекции — от переноса холод-
ного или теплого воздуха. Естественно, что натекание холодных
масс вызывает понижение температуры, иногда весьма значитель-
ное, а натекание теплых масс — повышение температуры.
Изменение температуры воздуха с высотою
С высотою температура воздуха обычно постепенно понижается.
Основными причинами этого являются:
а) удаление от источника нагревания — земной поверхности,
б) охлаждение воздушных масс при под’еме от земной поверх-
ности и расширении в верхних слоях атмосферы вследствие затра-
ты тепла на процесс расширения.
Для характеристики изменения температуры воздуха с высо-
тою пользуются так называемым вертикальным температурным
градиентом, т. е. изменением температуры воздуха на 100 м высо-
ты. Величина вертикального температурного градиента, измеряемая
в градусах, колеблется в значительных пределах и зависит от вре-
мени суток и года и от состояния погоды. Летом в дневные часы
и при ясной погоде градиент может достигать 1° для высот, не
превышающих 2 км; вблизи земли (до нескольких сот метров) он
превышает иногда эту величину, доходя до 2°. Ночью градиент
меньше, чем днем. Зимой вертикальный температурный градиент
имеет наименьшее значение. В среднем можно принять, что на каж-
дые 100 м под’ема температура воздуха понижается на 0,6°. Летом
значение градиента увеличивается, зимой — уменьшается.
Средние значения вертикального температурного градиента для
различных высот в Слуцке (под Ленинградом) приведены ниже
(см. таблицу на стр. 20).
Вертикальный температурный градиент зависит от начальной
температуры воздуха и давления.
'Падение температуры воздуха с высотою, вообще говоря, нерав-
номерно. В среднем можно считать, что падение температуры не-
прерывно возрастает до высоты 9 км, выше падение замедляется.
2*
19
Высота (м) Вертикаль- ный темпе- ратурный градиент в градусах Высота (л) Вертикаль- ный темпе- ратурный градиент в градусах
500 0,46 6 500 0,68
1 000 . 0,46 7000 . . . ... 0,68
1 500 ... ... 0,48 7500 0,66
2 000 0,56 8 000 0,58
2 590 0,56 8 500 0,50
3 000 0,56 9 000 • . 0,50
3 500 . 0,60 9 500 ....... 0,30
4 000 о,ео 10 000 0,18
4 500 0,62 10 500 0,12
5000 ...... 0,62 И 500 0,06
5 500 0,66 12 000 . . .... —
6 000 .... - —
С 11 км температура более или менее постоянна. Температура воз-
духа на высотах зависит в значительной мере от вторжения в ат-
мосферу холодных и теплых масс. Значения средней температуры
воздуха на различных высотах в средней Европе приведены в табл,
на стр. 27.
Амплитуда суточных колебаний температуры воздуха в свобод-
ной атмосфере уменьшается при поднятии вверх, причем моменты
наступления максимума и минимума температуры запаздывают.
Летом суточные колебания заметны на высоте около 1 км, но не
выше 1,5 км. Зимой они затухают уже на высоте 400—500 м.
Годовые колебания, медленно уменьшаясь, доходят до больших
высот, приблизительно до нижней границы стратосферы.
Инверсии температуры
Часто температура воздуха с высотою вместо обычного пониже-
ния повышается (постепенно или скачком). Подобное явление на-
зывается инверсией температуры (обращением—обрат-
ным ходом температуры). Инверсии возникают при соприкоснове-
нии масс воздуха, различных по происхождению или приобретших
различные температурные свойства по вертикали. В зависимости
от причин возникновения инверсии разделяются на: а) нижние
инверсии, б) динамические инверсии. Нижние инверсии появляются
вследствие нижнего лучеиспускания земли и охлаждения вследст-
вие этого нижних слоев атмосферы. Особенно интенсивно это ох-
лаждение в ясные ночи. При ночных инверсиях температура воз-
духа на высоте 20—30 м от земли оказывается на 2—3° выше тем-
пературы воздуха непосредственно у земной поверхности.
Летом при утреннем интенсивном нагревании солнцем земной
поверхности ночные инверсии быстро исчезают. Зимой в ясную по-
году вследствие перевеса лучеиспускания над слабым дневным
нагреванием солнцем инверсии могут усиливаться и удерживаться
в течение нескольких дней. Высота земных инверсий доходит до
500 м. Обычно все сильные морозы в ясную погоду зимой сюпро-
20
вождаются инверсиями. К нижним инверсиям можно, отнести и
весенние инверсии, наблюдаемые весной при таянии снегового по-
крытия. Возникновение этих инверсий об’ясняется поглощением
из воздуха снежным покровом тепла, расходующегося на процесс
таяния снега.
Динамические инверсии возникают в результате такого разме-
щения воздушных масс по высоте вследствие воздушных течений,
при котором более теплые массы оказываются выше менее теплых.
Олой инверсии при этом является слоем раздела между верхними
теплыми и нижними холодными воздушными течениями.
При переходе через слой инверсии физические свойства воздуш-
ных масс, разделяемых слоем инверсии, резко, часто скачкообраз-
но меняется. На нижней границе инверсии влажность воздуха обыч-
но бывает близкой к состоянию насыщенности, в то время как на
верхней границе она уменьшается, доходя до 40 %. Благодаря это-
му около нижней границы инверсий весьма часто образуются обла-
ка. При переходе через инверсию скорость и направление ветра
меняются скачком. В то время как на нижней границе инверсии
скорость незначительна, на верхней она велика. Направление вет-
ра при переходе через слой инверсии также резко изменяется.
Об изменении температуры воздуха но высоте при инверсиях можно
судить по примеру наблюдений Московской аэрологической обсерватории 24 ок-
тября 1928 г., когда при температуре у аемли в 5,1° на высоте 880 м темпера-
тура вовдуха оказалась равной—1,5°, а на высоте 900.4 4-11,8°.
Инверсии температуры чаще всего вовникают в холодное время года, с ок-
тября по февраль. В годовом ходе, инверсий наблюдается ребольшое повышение
в мае месяце. Нижняя граница инверсий чаще всего ваблюдается на высоте
600—800 м, верхняя — на высоте 1 000— 1 200 м. Иногда инверсии наблюдают-
ся на высотах, более низких (от 400 — 600 jk).
Суточные и годовые колебания температуры воздуха
Температура нижних слоев воздуха в зависимости от солнеч-
ного нагревания меняется в течение суток, имея определенный су-
точный ход. Начиная с восхода солнца, температура вовдуха посте-
пенно повышается; к 1—2 час. полудня она достигает своего мак-
симума, после чего (рис. 8) начинает понижаться, достигая мини-
мума перед восходом солнца.
Амплитуда (т. е. разность между наибольшим и наименьшим
значениями) температуры зависит от широты места (она увеличи-
вается от полюса к экватору), от близости к морю (увеличивается от
берегов вглубь континента), от близости, морских течений, релье-
фа места, характера почвы, ее теплоемкости. Суточная амплитуда
на океанах не превышает 0,1°; вдали от моря, а также в местах,
лишенных растительности, в пустынях и песках она доходит
до 20°.
Суточный ход температуры воздуха в разные дни для одного и
того же места непостоянен. Он зависит главным образом от состоя-
ния погоды, размещения воздушных масс и в частности от облач-
ности. При облачности суточный ход температуры менее резок, так.
как облака не допускают сильного нагревания земли днем и пре-
дохраняют ее от охлаждения ночью. Изменение погоды также ме-
няет суточный ход температуры воздуха. В этом случае повышение
или понижение температуры может наступить в любой час суток,
21
благодаря чему совершенно искажается нормальный ход темпера-
туры в течение суток.
Наиболее высокие температуры воздуха наблюдаются (в север-
ном полушарии земли) в июле, в некоторых местностях — в авгу-
, - . 100
I „I —1—1
—'' I
40
I
L—Jo I А \ -I \ А ...1.
8 10 12 2 4 6 8 10 12 2 4 6 8
/ 40 / 1 1 / / 40 / / / /
1 1 III
/ - j / / 1 9 0 / / I /
Т I II
«
1Л
\ Ч \ А ) \ I I \ ' \
Рис. 8. Изменение температуры и относительной влажности воздуха
в течение суток
сте, наиболее низкие — в январе (феврале). Годовая амплитуда,
так же как и суточная, зависит от разных причин, особенно от
рельефа места и близости к морю. Над океанами она меньше, чем
над материками.
Географическое распределение температуры
Распределение температуры воздуха на поверхности земли за-
висит:
а) от различия в нагревании воды и суши,
б) от морских течений и
в) от расположения горных хребтов. Вследствие этих причин
линии равных температур (изотермы) не идут параллельно кругам
широт. Европа, Африка, Австралия, южная Америка и отчасти
юго-западная часть Азии и Индии имеют более высокую темпера-
туру, чем следовало бы по географическому их положению. Азия
за исключением Индии и Персии и Северная Америка имеют более
низкую температуру.
В летние месяцы материки оказываются теплее, чем океаны, в
зимние наоборот температура океанов выше температуры матери-
ков. Наиболее низкая зимняя температура наблюдается в Якут-
ской республике (в г. Верхоянске). Средняя январская температу-
ра—48°, самая низкая температура—69,9°.
Самые теплые места (тепловой экватор) расположены в полосе
приблизительно 8° шириною, севернее экватора. Максимальная
22
температура (56,2°) наблюдалась в северо-восточной Африке. В юж-
ной части Туркестана и Закаспийской области ж летние месяцы
температура воздуха доходит до 50°.
О влиянии морских течений на температуру воздуха можно су-
дить по следующему сравнению: средняя январская температура
Якутска равна — 42,9°, температура Торсхавна + 3,2°, в то время
как средняя июльская температура Якутска + 18,8°, а Торсхав-
на + 4,4°. Такая разница в температурах двух пунктов, лежащих
на одной широте, объясняется влиянием теплого морского течения
Г ольфштрема.
Влияние горных хребтов на распределение температуры возду-
ха легко проследить по распределению температуры на южном бе-
регу Крыма или на Черноморском побережьи Кавказа. Здесь мест-
ности, прикрытые с севера горами, имеют температуру более высо-
кую, чем местности, расположенные к северу от хребтов.
3. ВЛАЖНОСТЬ ВОЗДУХА
Количество водяного пара, находящегося в воздухе, называет-
ся влажностью воздуха. Количество водяных паров, находящихся
в 1 м3 воздуха, .выраженное в граммах, называется абсолютной
влажностью воздуха.
Водяные пары, входящие в состав атмосферы, наравне с газами,
составляющими атмосферу, участвуют в давлении воздуха. Выра-
женная в миллиметрах ртутного столба величина самостоятельного
давления водяных паров (величина парциального давления водя-
ных паров) носит название упругости водяных паров.
Абсолютная влажность (и соответственно упругость водяных
паров) не может превосходить определенного количества, возмож-
ного при каждой данной температуре. Так например:
1 м3 воздуха при температуре Не может иметь более
+ 0° . . . + 10° 4-20° 4-30° • 4,9 г водяных паров 9,4 » » » 17,3 » » » 30,4 » » »
В случае, если количественное содержание водяных паров в
воздухе оказывается больше количества, возможного при данной
температуре, избыток паров выделяется в виде капель воды, ка-
пель дождя или тумана.
Зная абсолютную влажность, 'всегда возможно по специальным
таблицам (в конце книги) найти ту температуру, при которой водя-
ные пары, имеющиеся в воздухе, будут насыщать его. Эта темпе-
ратура ниже или в крайнем случае равна! наблюдаемой темпера-
туре воздуха.
Кроме отмеченных выше абсолютной влажности и упругости
водяных паров количество водяных паров в воздухе характеризу-
ется также иотносительнойвлажностью. Относительная
влажность это — степень насыщения воздуха водяными парами,
т. е. отношение абсолютной влажности (т. е. фактического коли-
чества водяных паров в воздухе) к предельной влажности, кото-
23
рая возможна при чациоп температуре. Относительную влажность
выражают в процецтах.
Например при температуре в + 10° в 1 м3 воздуха оказалось
4,7 г водяных паров. По указанной выше таблице находим, что
предельной влажность» при t = 10° является 9,4 г/м3. Поэтому от-
4 7
носительная влажность будет равна ~ • 100 = 50%.
Водяной пар представляет собой самую неустойчивую состав-
ную часть атмосферы. Он постоянно переходит из газообразного со-
стояния в жидкое или твердое и наоборот из жидкого и твердого в
газообразное.
Содержание водяных паров в воздухе, как мы видели, меняется в широких
пределах и зависит от температуры воздуха. С увеличением температуры уве-
личивается предельная влажность воздуха. Данной температуре воздуха соот-
ветствует определенная влажность. В зависимости от влажности и темпера-
туры воздуха различают 4 возможных стадии состояния влажности воздуха:
1) стадия сухости, 2) стадия росы или тумана, 3) стадия града и 4) стадия
снега.
Стадия сухости представляет состояние влажного воздуха, в котором водя-
ные пары не доходят до предела его насыщения. Стадия росы или тумана
представляет состояние влажного воздуха, охлажденного до температуры, со-
ответствующей точке росы, т. е. той температуры, при которой водяные пары,
находящиеся в воздухе, насыщают его.
В стадии росы или тумана часть водяных паров, равная разности абсолют-
ной влажности и влажности, соответствующей точке росы, выделяется в жид-
ком состоянии в виде капель тумана — элементов дождя. Этот процесс носит
название сгущения, или конденсации, водяного пара. Стадия града представляет
состояние влажного воздуха, охлажденного до температуры ниже 0°, и харак-
теризуется переходом капель тумана в твердое состояние, в лед. Стадия снега
представляет состояние влажного воздуха, охлажденного до температуры ниже
0°, и характеризуется переходом оставшихся в воздухе водяных паров непос-
редственно в кристаллическое состояние, минуя стадию тумана.
Суточные и годовые колебания влажности
Количественное содержание водяного пара в воздухе, как мы
видели, характеризуется абсолютной и относительной влажностью.
Абсолютная влажность зависит: а) от испарения (которое уве-
личивается с повышением температуры) и б) от переноса водяных
паров конвекционными токами в верхние слои атмосферы.
Взаимодействием этих двух причин и обуславливаются в кон-
тинентальных местностях, где днем развиты обычно конвекцион-
ные токи, 2 максимума (рис. 9) и 2 минимума в суточном ходе
абсолютной влажности. Первый максимум наблюдается около
9 час., второй —около 21 часа; минимумы — околов 16 час. и перед
восходом солнца.
На океанах и вблизи берегов, где влияние переноса водяных па-
ров в верхние слои невелико, наблюдается только один максимум
около 14—15 час. (совпадающий с максимумом температуры) н
один минимум около 4 час.
Годовой ход абсолютной влажности соответствует годовому хо-
ду температуры. Летом наблюдается большая абсолютная влаж-
ность, зимою — малая. В противоположность абсолютной влажно-
сти относительная влажность с возрастанием температуры умень-
шается (рис. 8). Эю происходит от того, что при возрастании тем-
пературы вместе с увеличением абсолютной влажности увеличи-
24
вается и предельное содержание водяных паров, причем послед-
нее увеличивается быстрее, чем абсолютная влажность, входящая
в числитель формулы, определяющей относительную влажность;
следовательно само от-
ношение (относительная
влажность) уменьшается.
Наоборот при понижении
температуры с уменьше-
нием предельного содер-
жания водяных паров
возрастает само отноше-
ние, а' тем самым и отно-
сительная влажность.
Таким образом суточ-
ный ход относительной
влажности обратен су-
точному ходу темпера-
туры. Максимум относи-
тельной влажности на-
ступает ночью, мини-
мум—ОКОЛО 14—15 час. Рис. 9- Суточный ход абсолютной влажности
Годовой ход относи-
тельной влажности аналогичен суточному ходу; максимум ее па-
дает на холодные месяцы (зиму) и минимум — на лето.
Географ и'ч еское распределение влажности
Распределение влажности по земной поверхности зависит глав-
ным образом от распределения водяных поверхностей, темпера-
туры воздуха, высоты места., характера растительного покрова.
Карты изогигр (изогигры — линии равных величин абсолют-
ной и относительной влажности) показывают, что абсолютная
влажность уменьшается от экватора к полюсу, а относительная —
от берегов к центру континента.
Крайние величины абсолютной влажности, наблюдавшиеся до
сих пор,— 31,8 мм в Джед де, в Аравии, и менее 0,1 мм—в северо-
восточной Сибири. Относительная влажность в «Голодной степи»
падала до 5%. Наибольшая относительная влажность в ССОР на-
блюдается на юго-западе, наименьшая — на юго-востоке.
4. ПЛОТНОСТЬ ВОЗДУХА
Плотность воздуха, т. е. вес массы воздуха в единице об’ема
(конкретно вес 1 м3 воздуха), зависит от давления воздуха, темпе-
ратуры его и влажности. Плотность воздуха возрастает при повы-
шении давления и уменьшении температуры и влажности. Обрат-
но при уменьшении давления и при повышении температуры и
влажности плотность воздуха уменьшается.
Зависимость плотности воздуха от температуры и влаж.ости его выража-
ется следующей формулой:
о=- Р____________
ЛД1 + 0,378
25
где р—давление воздуха, р— Упругость водяных паров, Т - абсолютная
-температура воздуха и ft — газовая постоянная. Если давление вовдуха выра-
жено в миллиметрах ртутного столба, то величина газовой постоянной оказы-
вается равной 2,153. Плотность сухого вовдуха при е = 0 вычисляется по
формуле:
Р=
1 НТ
получаемой ив известной в физике формулы Клапейрона. Оказывается, что при
давлении воздуха в 700 им, температуре 50° плотность вовдуха (т. е. вес 1 м3
воздуха) равна 1,206 кг.
Изменение давления воздуха на 10 мм вызывает изменение
плотности воздуха на 0,016 кг.
Изменение температуры воздуха на 10° вызывает изменение
плотности воздуха на 0,04 кг, и наконец колебания относительной
влажности в 10% изменяют плотность воздуха на 0,0007 кт.
О пределах колебаний плотности сухого и насыщенного водя-
ными парами воздуха при различных температурах и давлениях
воздуха можно судить по следующим данным.
Давлеяие воздуха (л/л:) Температура воздуха в градусах С Плотность воздуха (кз)
сухого насыщенно- го водяными парами
770 • — 10 1,360 1,354
750 . + 15 1,208 1/02
685 . + 30 1,050 1,041
Изменение плотности воздуха
Плотность воздуха на высоте Л можно вычислить по формуле:
тде и То — соответственно плотность воздуха и его температура у земной
поверхности, а-—температурный градиент. Эта формула дает хороший резуль-
тат для сухого воздуха и приближенный — для влажного.
В связи с изменением давления, температуры и влажности воз-
духа в зависимости от широты места и времени года распределение
плотности воздуха с высотою оказывается зависящим как от ши-
роты места, так и от времени года.
Среднее значение плотности воздуха для Европы, Канады и
экватора, приведено в таблицах на стр. 27.
Из приводимых таблиц можно заключить, что на высоте 8 500 м
плотность воздуха в различных областях земной поверхности и в
различное время года остается постоянной, равной 498 т.'Это так
называемый слой равной плотности воздуха.
5. УСЛОВИЯ РАВНОВЕСИЯ СУХОГО И ВЛАЖНОГО ВОЗДУХА
При нагревании воздуха солнечная энергия (теплота) затрачивается на по-
вышение температуры и на расширение об’ема воздуха. Поэтому7 наряду с по-
вышением температуры вовдуха при его нагревании наблюдается и его расши-
рение. Если же воздушные массы, поднимаясь из нижних слоев атмосферы в
верхние, ни откуда не получают тепла, то в этом случае расширение воз > ушных
масс сопровождается их охлаждением. Это охлаждение является следствием
потери воздухом тепла, затрачиваемого на расширение его при под'еме.
26
Высота (ягл() Европа Канада Экваториальная область
гемиерату- ра (С») давление ПЛОТНОСТЬ и температу- । ра (С») давление (мб) плотность (г) температу- ра (С») давление (мб) плотность (г)
20 . - 54 55 87 59 54 88 — 80 53 91
19 . - 54 64 102 — 58 63 102 — 80 63 113
18 . - 54 75 119 — 59 74 121 — 80 75 135
17 . - 54 88 139 — 62 87 144 - 80 90 162
16 . - 54 102 162 — 62 102 169 — 78 107 191
15 . - 54 120 191 — 62 120 198 — 75 128 225
14 . - 54 140 223 — 61 142 233 - 70 — 62 152 261
13 . - 54 164 261 — 59 167 268 178 294
12 . - 55 192 307 — 57 195 314 — 54 209 331
11 . - 54 225 358 — 54 228 365 — 46 244 374
10 . - 51 262 4’1 — 50 266 415 — 38 283 419
9 . - 46 305 467 — 44 309 470 — 30 327 469
8 . - 40 353 528 — 37 358 5^8 — 22 376 522
7 . - 32 408 590 — 30 413 592 — 15 430 581
6 . - 25 470 661 — 22 475 662 — 8 491 645
5 - - 18 538 735 — 15 543 733 — 1 558 714
4 . - 12 614 819 — 9 618 815 6 632 789
3 . • - 6 699 913 — 3 703 905 12 713 871
2 . - 1 794 1017 2 798 1 011 17 803 968
1 . 4 899 1 128 5 903 1 134 22 903 1 067
0 . • . . . 8 1 014 1 258 9 1017 1 258 27 1012 1 174
Высота (кж) Лето Зима
давление (мм) плотность (г) давление (мм) ПЛОТНОСТЬ (8)
0 762,6 1,224 763,4 1,288
1 . . 677,2 1,100 674,1 1,147
2 6'90,3 0,995 594,4 1,025
4 468,2 0,808 458,9 0,827
6 361,3 0,653 349,6 0,666
8 275,0 0,527 261,9 0,530
10 205,8 0,419 193,2 0,410
12 14 151,8 111,6 0,319 0,235 141,1 103,0 0,303 0,221
16 82,0 0,172 75,2 0,162
При обычных условиях при под'еме в атмосфере на 100 м температура воздуха
падает на 1°. Равновесие температуры при подобном распределении температуры
воздуха с высотою принято называть безразлич тым. В этом случае изменение
теплаго состояния воздуха компенсируется затратой тепла, идущего на расши-
рение воздуха, и в атмосфере нет причин к нарушению равновесия. Если же
температура воздуха с высотою будет изменяться на величину более 1° на
100 м под’ема (например температура воздуха у земной поверхности—30°, на
высоте 1000 м—10°—15° и на высоте 2 000 м— 0°), то при таких условиях
воздушная масса, будучи поднятой по какой-нибудь причине от земной поверх-
ности на высоту 1 000 м, охладится вследствие под’ема на 10°, и темпера-
тура ее окажется равной 20°, а «температура окружающей массы (температура
27
той среды, куда ^поднялась масса воздуха с земли) будет 15°. Следовательно
поднявшаяся масса воздуха окажется более теплой, чем окружающий ее воздух.
В результате поднявшаяся масса воздуха не остановится, а будет продолжать
подниматься дальше до высоты, где температура этой массы сравняется с
температурой окружающего воздуха. Поэтому равновесие воздуха при таком
распределении температуры по высоте, когда температура сухого воздуха падает
на величину более 1° на 100 м под’ема, называется неустойчивым.
Если же температура сухого воздуха падает при под‘еме на 100 м на вели-
чину менее 1°, то такое распределение температуры соответствует устойчи-
вому равновесию атмосферы. Действительно допустим, что при температуре
в 30° у земной поверхности температура воздуха на высоте 1 000 м оказалось
равной 25°, а на высоте 2 000 м—20°. В таком случае, если масса воздуха по
какой-либо причине была поднята на высоту 1 000 м, то при под'еме на 1 000 м
она охладится на 10° и примет температуру в 20°. Эта температура по срав-
нению с температурой окружающего воздуха будет на 5° ниже. В результате
воздушная масса, поднятая на высоту 1 000 м, будучи более холодной по срав-
нению с окружающим воздухом, не будет иметь импульса для дальнейшего
движения вверх и остановится в положении устойчивого равновесия.
Указанные условия равновесия действительны для сухого воздуха. Для влаж-
ного воздуха эти условия несколько изменяются. При охлаждении влажного воз-
духа вследствие его под’ема и расширения выделяются водяные пары. Переход
водяных паров в капли тумана (облаков) сопровождается выделением скрытой
теплоты; благодаря этому падение температуры воздуха с высотою несколько
замедляется. Для влажного воздуха условие безразличного равновесия атмос-
феры наступает при изменении температуры воздуха на 0,5° при под’еме на 100 м,
неустойчивое равновесие — при изменении температуры на величину,
большую 0,5° при под'еме на 100 м и наконец устойчивое равновесие —
при изменении температуры на величину, меньшую 0,5° при под'еме на 100 л.
Величину изменения температуры воздуха с изменением высоты на 100 м
называют вертикальным температурным градиентом.
Величина вертикального температурного градиента зависит не только от
степени насыщения воздуха водяными парами, но и от давления воздуха и его
температуры. G увеличением давления воздуха и повышением температуры вер-
тикальный температурный градиент уменьшается.
Величина вертикального температурного градиента для насыщенного водя-
ными парами воздуха приведена в следующей таблице.
Начальное
Начальная температура
давление (мм) О 8 1 2d 7 7 О ю 7 О о 7 О ю 1 о ю о о т—4 о ю о о CN о ю о о со
760 0,93 0,91 0,86 0,81 0,76 0,69 0,63 0,60 0,54 0,49 0,45 0,41 0,38
700 0.93Ю.91 0,85 0,80 0,74 0,68 0,62 0,59 0,53 0,48 0,44 0,40 0,37
600. . . . 0,92 0,88 0,83 0,77 0,71 0,65 0,58 0,55 0,49 0,44 0,40 0,37 —
500 0,91 0,86 0,80 0,74 0,68 0,62 0,55 0,52 0,46 0,41 0,38 — —
400 0,89 0,84 0,77 0,71 0,63 0,57 0,50 0,47 0,42 0,38 — — —
300 0,87 0,80 0,72 0,65 0,57 0,51 0,44 0,42 — — — — —
200 0,840,74 0,64 0,57 0,49 0,43 0,37 — — —“ — — —
20
680
1 910
3 360
5150
7 430
10 670
В теплый период года вертикальный температурный градиент близок к 0°
на 100 м (0,7°—0,8°). Зимой он близок к 0,5° (0,3°—0.4°). В среднем верти-
кальный температурный градиент принимают равным 0,б5О1.
6. КОНДЕНСАЦИЯ ВОДЯНЫХ ПАРОВ
В случае наступления стадии росы или стадии снега происхо-
дит конденсация водяного пара, т. е. переход его из газообразного
1 Эта величина температурного градиента принимается и для расчета
шкал аэронавигационных приборов — высотомеров и указателей скорости.
28
в жидкое и твердое состояние. Конденсация водяного пара насту-
пает тогда, когда воздух вследствие какой-либо причины стал на-
сыщен водяными парами. Главнейшими причинами конденсации
водяного пара являются следующие:
а) расширение и охлаждение воздушных масс
при поднятии их вверх;
б) смешение влажных воздушных масс, имею-
щих различную температуру;
в) адвекция: 1) прохождение теплых масс воздуха над
сравнительно охлажденными поверхностями и 2) прохождение хо-
лодных масс воздуха над сравнительно теплой поверхностью;
г) радиация,!’, е. охлаждение земной поверхности в резуль-
тате лучеиспускания земли и последующее охлаждение непосред-
ственно соприкасающегося с землей слоя воздуха.
В первом случае при поднятии вверх в зависимости от высоты
под’ема массы воздуха претерпевают все изменения, свойственные
четырем стадиям состояния влажного воздуха.
Действительно допустим, что воздушные массы, находящиеся при темпера-
туре воздухт <=30°, давлении р — 760 мм и абсолютной влажности а—15,4 г
в 1 л®, поднимаются восходящим током в верхние слои атмосферы; данной аб-
солютной влажности 15,4 г соответствует температура точки росы, равная 18°
(она находится по табл. 5). Поэтому при охлаждении влажного воздуха дб тем-
пературы 18° его состояние достигает стадии росы или тумана.
Предполагая, что на каждые 100 м поднятия температура воздуха, не на-
сыщенного водяными парами, понижается на 1°, легко найти высоту, на которой
начинается конденсация водяного пара. Температуру 18° восходящий ток при-
мет на высоте:
300 “ 18Z . 100 = 1 200 м.
1°
В найденную высоту необходимо ввести поправку па давление, так как на
этой высоте давление воздуха будет не 760 мм, как предполагалось при вы-
числении, а меньше, именно 655 м. Благодаря уменьшению давления воздух
расширится, и водяные пары, занимающие прежде об'ем 1 л:3 при р = 655 мм,
распространятся в большом об’еме, а именно:
1 л<® • 760 мм = 116 л{8.
655 лм
и з 1 мя воздуха водяных паров будет не 15,4 г, а
Влажности 13,0 г будет соответствовать точка росы, равная 15,2°. Поэтому
при втором приближении можно считать, что сухая стадия окончится на
высоте:
. 100 м = 1 480 .и,
или круглым числом 1 500 м.
Следовательно выше этой высоты начинается стадия тумана, и эта стадия
будет продолжаться до высоты, где температура воздуха окажется равной 0°.
Если из таблицы известно, как изменяется температура с высотой для
влажного воздуха, находящегося при t — 15,2° и на высоте /7=1 500 м, то
можно определить ту высоту, на которой закончится стадия тумана. По табл,
на стр. 28 найдем, что падение температуры при указанных выше условиях соста-
вит на каждые 100 м под’ема 0,45°; поэтому для охлаждения воздуха от 15,2° до
0°, т. е. на 15,2°, туман должен подняться на высоту:
15 2°
Ofc0-*'^ л| = 3 380 м.
Стадия тука а следовательно закончится на высоте:
3 380 4- 1500 = 4 880 м.
29
Однако в най)(енйую высоту необходимо также ввести поправку, так как
мы принимали падени0 температуры на 100 м но щятия равным (',45°, тогда
как иа таблицы видеть, что на высоте 4 880 м и t = 0° это падение со-
ставляет 0,51°. Пиутов|у для падения температуры необходимо принять среднюю
величину:
#=0^+0^ - 48о
2
В таком случае для второго приближения высота, соответствующая окон-
чанию стадии тумана, окажется равной:
15 2°
• 100 ж + 1 500 ж = 3 170 ж -}- 1 500 ж = 4 670 ж, или, округляя, 4 700 ж.
G этой высоты (4 700 м) начинается стадия града, т. е. переход водяных
капель в лед. Предполагая, что переход водяных капель в твердое состояние
происходит на проТ),щении 200 м (это зависит от количественного содержания
водяных капель), найдем, что стадия града закончится на высоте:
4 700 + 200 = 4 900 ж.
Стадия снега заканчивается на границе двух слоев воздуха с различными
свойствами. Окончание этой стадии вследствие мощных вихревых движений
на границе соприкосновения двух слоев воздуха и и .тенсивного процесса пере-
хода водяных паров в ледяные кристаллы может сопровождаться образованием
перистых облаков; допуская, что возтух поднимается до высоты, соответствую-
щей температуре — 20°, и принимая падение темпе, атуры равным 0,77° на 100 ж
поднятия, найдем, что стадия снега закончится на высоте:
20°~077°) М + 4900 Л—2600 м + 4900 ж = 7 500 м.
Количество выделяющейся воды в стадии тумана легко может быть
вычислено следующим образом: к концу стадии тумана на высоте 4 700 м ат-
мосферное давление р = 425 л>м. Поэтому 1 ж® воздуха, содержащий при
р = 760 мм 15,4 г водяных парэв, при давлении р — 425 мм зтймет об‘ем.
равный:
1 ж® • 760 мм__,
------------= 1,79 ж®.
425 жлг
При температуре 0° для насыщения 1 м3 потребуется 4,9 г водяных паров,
а для 1,79 ж3:
4,3 г 1,79 = 8,77 г.
. Поэтому из об‘ема, равного 1,79 ж®, выделится воды:
15,4 0 — 8,77 г = 6,63 г,
а из 1 ж3:
6,63’ г_о 7 „
------—— 0.1 2.
Во втором случае при смешении теплых и холодных масс воз-
духа также возможен процесс конденсации, ибо, в этом случае воз-
никает условие, при котором упругость водяных паров смеси уве-
личивается быстро^ чем температура смеси и соответствующая по-
следней предельная упругость.
Пусть щ 11 G Соответственно пре, ставляют упругость водяных паров и
температуру церь°и Массы воздуха, a р2 и 12-—упругость водяных паров и тем-
ратура второй массы воздуха. В таком случае средняя упругость-^3 ^2- всег-
да оказывается больще предельной упругости р, соответствующей средней
температуре смеси- Действительно пусть /] = 0°, #2 —20°, Щ = 4,6 мм,
р2 — 17,5 млг, в такой случае средняя упругость Th ?а = 11,05 мм ^действи-
тельно оказы1*аСчс?. больше упругости 9,2 мм, соответствующей средней темпе-
ратуре смеси 1^ 1о:ному избыток водяных паров, равный 11,0 жж — 9,2 мм —
= 1,8 ж.и, выделяется в ВИде каПель тумана.
30
В третьем случае при явлении адвекции, при натекании теплых
масс воздуха на охлажденную поверхность или более холодных
масс на теплую поверхность, температура притекающих масс воз-
духа изменяется, а следовательно изменяется и предел насыще-
ния данной массы водяными парами.
При этом при натекании теплых масс на холодную поверхность
понижается температура натекающих масс, а при натекании холод-
ных масс на теплую поверхность, понижается температура тех
слоев воздуха, которые соприкасались с теплой поверхностью. •
В результате же, так как упругость водяного пара, насыщаю-
щего воздух, быстро падает с понижением температуры, то коли-
чество водяного пара, находящегося в насыщенном воздухе, мо-
жет при достаточном падении температуры сделаться большим, чем
нужно для его насыщения.
Так например если воздушные массы с температурой воздуха
20° и влажностью, равной 12,8 мм, охлаждены до температуры 12°,
при которой предельная влажность оказывается равной 10,7 мм,
то очевидно, что в каждом 1 м3 воздуха 2,1 г водяных паров скон-
денсируются в виде капель (тумана или дождя).
И наконец в четвертом случае при конденсации вследствие ра-
диации осаждение капель тумана является следствием понижения
температуры воздуха от соприкосновения его с охлаждающейся
вследствие радиации поверхностью почвы.
7. ЯДРА КОНДЕНСАЦИИ
Для перехода водяного пара bi жидкое состояние необходимо
кроме достижения влажным воздухом стадии росы или тумана
также и присутствие в нем пылинок или каких-либо других части-
чек, на поверхности которых могли бы сгущаться водяные пары.
Чти частицы, на которых конденсируются водяные пары, называ-
ются ядрами конденсации.
Такими частицами могут служить:
1. Нейтральные пылевые частицы с достаточно большим об’е-
мом, для того чтобы конденсация водяного пара могла произойти на
поверхности частицы при насыщении воздушной массы водяными
парами.
2. Частицы воздуха, имеющие электрический заряд или ионы,
позволяющие конденсировать водяные пары при их перенасыше-
нии.
3. Гигроскопические частицы, способные вследствие химиче-
ского юродства с водой, конденсировать водяные пары даже при
недостаточном насыщении воздушной массы водяными парами.
8. ТУМАНЫ, ИХ ОБРАЗОВАНИЕ И КЛАССИФИКАЦИЯ
Туйтгном называется уменьшение видимости нижних слоев ат-
мосферы, вызываемое сгущением в них водяных паров или присут-
ствием взвешенных твердых частиц. В зависимости от того, вызы-
вается ли это уменьшение видимости присутствием в 'воздухе ча-
стиц воды или твердых частиц, туман называется влажным или
сухим.
Образование влажного тумана, обычно' называемого' просто' ту-
маном, как и образование облаков, вызывается сгущением водя-
31
Рис.ЧО. Распределение температуры и влаж-
ности по высоте, сопровождающее обычно
появление тумана
ных паров и выделением их в воздухе в виде капель. В отличие
от облаков, представляющих так же, как и туман, массу воздуха
<о взвешенными в ней водяными каплями и образующихся в
атмосфере на некоторой высоте, туманы вызываются сгущением
водяных паров в нижних слоях атмосферы, непосредственно над
земной поверхностью.
Основными причинами возникновения туманов являются про-
цессы конденсации, вызываемые рассмотренными выше явления-,
ми радиации, адвекции или смешением воздушных масс, имею-
щих разную температуру.
Необходимыми условиями образования туманов являются: на-
личие в воздухе ядер конденсации и инверсии температуры.
Инверсия в атмосфере играет роль барьера, выше которого ту-
ман не мо-жет подняться. На рис. 10 представлено распределение
температуры и влажности
на высоте, сопровождаю-
щее часто образование
тумана. При этом нужно
иметь в виду, что туман
образуется под основа-
нием инверсии, т. е. ниже
слоя, от которого темпе-
ратура с высотою начи-
нает повышаться.
Так как над основа-
нием' инверсии воздух
становится теплее, то ту-
ман подняться выше это-
го основания не может.
Кроме указанных ус-
ловий для образования
тумана необходимо наличие слабого ветра в пределах от 0,5 до
3 м/сек. При полном отсутствии ветра (при полном штиле) ту-
маны не возникают. В этом случае при понижении температуры
водяные пары, сгущаясь, выделяются на земной поверхности в
виде росы. С другой стороны большая скорость ветра, вызы-
вающая перемешивание воздуха до больших высот, препят-
ствует сгущению водяных паров и их выделению в виде капель
тумана.
В зависимости от условий образования наблюдаемые туманы
можно свести к следующим основным видам:
а) туманы радиации (поземные и приподнятые);
б) туманы адвекции (над сушей и над морем);
в) туманы испарения;
г) туманы смешения.
Туманы радиации возникают благодаря сгущению водяных па-
ров при охлаждени нижних слоев атмосферы вследствие луче-
испускания.
Поземные туманы радиации возникают в ясные и тихие ночи
и преимущественно весной, осенью и зимой, когда лучеиспускание
земной поверхности преобладает над ее нагреванием.
32
При этих условиях часто и ясные и тихие ночи возникает не-
высокая инверсия температуры. Непосредственно у земной поверх-
ности воздушные массы оказываются пресыщенными водяными
парами, и последние начинают выделяться в виде мелких капель
воды.
В пасмурную погоду это явление не наблюдается вследствие
недостаточного лучеиспускания земной поверхности.
Сильные ветры также препятствуют образованию поземных
туманов, так как возникающее при этом турбулентное состояние
атмосферы вызывает перемешивание воздушных масс, что препят-
ствует конденсации. При наличии невысокой инверсии темпера-
туры охлажденный воздух вблизи земной поверхности как более
плотный стремится с возвышенных мест стечь в более низкие ме-
ста. Вследствие этого поземные туманы наблюдаются преимущест-
венно в долинах и низких местах, особенно над почвой, покрытой
густой растительностью; в сырых местах поземные туманы возни-
кают после дождя в период установившейся хорошей погоды. Вы-
сота поземного тумана невелика (не более нескольких десятков
метров), и обычно предельной высотой его является граница ниж-
ней инверсии температуры; поэтому часто при туманах радиации
воздух над возвышенными местами остается совершенно прозрач-
ным.
В зимнее время года, особенно при господстве высокого дав-
ления, туманы радиации благодаря охлаждению значительного
но толщине слоя воздуха у земли оказываются более мощными
и достигают иногда толщины 200—400 м.
Продолжительность поземных туманов не велика, обычно с
восходом солнца в течение 4—5 час., как только массы воздуха
нижних слоев прогреются, поземные туманы рассеиваются. Одна-
ко при зимних туманах с рассветом наблюдается их усиление, про-
должающееся до тех пор, пока солнце не нагреет достаточно воз-
дух и почву. Иногда в зимнее время поземные туманы задержи-
ваются в течение нескольких дней и могут охватывать большую
территорию.
В некоторых случаях при условиях погоды, аналогичных ус-
ловиям, способствующим образованию поземного тумана, благодаря
достаточно сильной турбулентности воздуха, вызываемой динами-
ческими причинами, слой инверсии температуры поднимается
значительно выше и способствует образованию! так называемого
приподнятого тумана.
Этот туман достигает особой плотности у основания инверсии
и в меньшей степени, чем поземный, носит местный характер, рас-
пространяясь над обширными районами и удерживаясь долгое
время. Приподнятые туманы особенно интенсивны вблизи инду-
стриальных центров, где этому способствует ’большое количество
ныли и дыма.
Туманы ^адвекции образуются при натекании теплых масс воз-
духа на охлажденную поверхность суши или моря или наоборот
холодных масс воздуха на более теплую поверхность суши или
моря.
При протекании теплых масс воздуха над охлажденной поверх-
ностью суши температура их понижается вследствие теплопровод-
3 Учебник по метеорологии 33
йости й сМеШёийй С оклажденйьши массами нижних слоев атмос-
феры, прилегающих к земной поверхности.
Вследствие охлаждения протекающих над земной поверхностью
воздушных масс образуется .невысокая инверсия температуры, и
вследствие турбулентности, наблюдаемой в нижнем слое воздуха,
воздушные массы, перемешиваясь, переносят конденсированные
капли до высоты инверсии. В результате и возникает туман.
Так как благодаря малой теплопроводности охлаждение ниж-
них слоев воздуха обычно распространяется невысоко, то высота
этих туманов невелика; она не превосходит обычно нескольких
десятков метров.
Продолжительность этих туманов — несколько’ часов и во вся-
ком случае не более суток.
Аналогичные туманы возникают и при протекании теплых
масс воздуха над предварительно охлажденной поверхностью мо-
ря, так как в этом случае так же, как и над сушей, возникают
инверсия температуры и в результате при достаточной влажности
воздуха—сгущение водяных паров, приводящее к туману.
Эти туманы образуются как при .натекании па холодную по-
верхность моря теплых масс воздуха с суши (муссонные туманы),
так и при переходе воздуха с теплой водной поверхности на хо-
лодную водную поверхность с последующим охлаждением. Пос-
леднее имеет место при встрече теплых и холодных морских тече-
ний (например в районе острова Лабрадора, где мы имеем встречу
холодного Лабрадорского течения с Гольфштремом).
Туманы над морем обычно невысоки и по наблюдениям море-
плавателей редко когда закрывают мостики кораблей.
Туманы испарения возникают над водными поверхностями
вследствие сгущения водяных паров при испарении их с на-
гретых водных поверхностей, в случае если температура воз-
духа оказывается ниже температуры воды. В этом случае подни-
мающиеся над испаряющейся водной поверхностью пары попа-
дают в среду, более охлажденную, в результате чего конденсиру-
ются, становятся видимыми и дают начало туману. При этом, чем
выше температура водной поверхности и чем ниже температура
воздуха, тем интенсивнее происходят испарения и следовательно
образование тумана.
В случае сильного .испарения и значительного развития восхо-
дящих токов слой тумана может оказаться достаточно мощным.
В таком случае туман испарения простирается до большей вы-
соты.
Туманы испарения наблюдаются главным образом в прибреж-
ных странах и обычно’ в начале зимы, когда вода в море оказы-
вается теплее воздуха. Осенью и зимой туманы испарения могут
образоваться над водными поверхностями в местностях, над кото-
рыми температура воздуха оказывается ниже температуры воды.
Туманы испарения наблюдаются' осенью и зимой над озерами, ре-
ками и иногда болотами.
В районах с обильной растительностью при наступлении ясной
погоды обычно создаются условия, благоприятные для туманов
испарения.
31
В этом случае туманы испарения особенно интенсивны, и вы-
сота их может простираться до 1 000—2 000 м.
Зимой иногда во время сильных холодои, когда озеро или река
покрываются льдом, в случае если благодаря 'какой-либо причине
лед сломается и теплая (по сравнению с воздухом) вода покроет
лед, над водной поверхностью может возникнуть туман в виде
мельчайших ледяных кристалликов.
Конденсация водяных паров может возникнуть в результате
встречи двух влажных воздушных масс, различных по темпера-
туре. При смешении этих масс возникает конденсация водяных
паров, и образуется туман. Эти туманы называются туманами
смешения и наблюдаются обычно при встрече холодных, по-
лярных масс воздуха с теплыми, тропическими и субтропиче-
скими массами.
Туманы смешения в отличие от туманов радиации наблюда-
ются в облачную погоду при низких облаках. Туманы смешения
почти всегда переходят в облака.
Продолжительность туманов смешения невелика: не более
12 час. Как только теплые массы воздуха поднимут температуру
смешивающихся с ними масс воздуха, туман смешения рассеи-
вается.
Наблюдаемая при туманах, смешения инверсия температуры
достигает сравнительно небольшой высоты. Верхняя граница этой
инверсии не более 200—300 м.
Образование тумана в первую очередь обусловливается, как мы
видели, наличием известных метеорологических условий и нахо-
дится в зависимости, от распределения воздушных течений, т. е.
от состояния погоды. Вместе с тем появление некоторых видов
тумана, как-то: туманов радиации, туманов испарения, зависит и
от местных условий, а в частности от рельефа места и от раститель-
ного покрова. Туманы радиации чаще всего возникают в низких,
болотистых местах, на дне долин, в местностях, покрытых густой
растительностью; при этом туманы радиации чаще всего наблюда-
ются в местностях, более удаленных от моря и лучше защищенных
от ветров. В СССР туманы радиации чаще наблюдаются в Запад-
ной области, в озерной области и на юго-западе европейской тер-
ритории СССР. На образование туманов радиации большое влия-
ние оказывают также и свойства почвы. В местностях влажных
песчаная почва, создавая большую суточную разность температуры
воздуха, обусловливает благоприятную обстановку для возникно-
вения туманов радиации по ночам.
К ©тому виду тумапов относятся туманы, возникающие в неко-
торых местностях по долинам р. Днепра. Туманы адвекции над
сушей образуются над побережьями в пунктах, расположенных
невысоко над уровнем моря, например на побережья Балтийского
моря. Морские туманы наблюдаются преимущественно по берегам
морей (в частности в. районе Финского и| Рижского залива) или
озер. Особенно известны туманы по р. Амуру, туманы Охотского
'моря.
Туманы испарения возникают на морях, больших реках и озе-
рах, например над Волгой, на больших реках Сибири и на озере
Байкале. В Сибири туманы испарения часто являются причиной
з*
35
нарушения судоходства. Что Же касается туманов смешения, то
туманы этого вида как образующиеся в результате давления и
взаимодействия различных воздушных масс могут возникнуть в
любых местностях независимо от их географического положения.
С у хи е туманы
Видимость в воздухе может уменьшиться также при процессах,
при которых сгущение водяных паров не играет никакой роли.
В этом случае туман называется сухим. Пыль в воздухе, дым
фабрик, заводов или больших городов, продукты извержения вул-
канов, дым лесных и торфяных пожаров и т. д. собираются ино-
гда в количествах, достаточных, для того, чтобы сделать воздух
непрозрачным, мутным. Все эти частицы пыли, дыма, гари и т. д.
становятся взвешенными в воздухе и подобно частицам-каплям
тумана медленно оседают на' поверхность земли.
При наблюдении возникновения сухого тумана обычно сна-
чала кажется окутанным горизонт, затем туман усиливается, по-
крывая небо в виде тонкой дымчатой пленки, сквозь которую
слабо просвечивают солнце и луна, кажущиеся красноватыми.
Различают следующие виды сухих туманов.
1. Обыкновенный сухой туман, представляющий со-
бой дым лесных пожаров или продукты горения торфа. Во время
обыкновенного сухого тумана чувствуется запах гари. Эти туманы
наблюдаются в жаркую и сухую погоду, при которой воздух не
только насыщен водяными парами, но напротив оказывается су-
хим (влажность воздуха не превышает ЗО°/о).
2. Пыльная мгла. Это — мельчайшие частицы песка, чер-
нозема, лессовой пыли или вулканического пепла, поднимаемые
и переносимые воздушными течениями иногда на очень большие
расстояния. Так в апреле 1892 г. пыль, поднятая ветрами в черно-
земных степях, была перенесена на северо-запад европейской тер-
ритории СССР. На Балтийском море и в Финляндия, где шли дож-
ди, эта пыль окрасила дождевые капли в черный цвет, и там вы-
пали «черные дожди».
Условия образования сухих туманов в основном те же, что и
для образования влажных туманов, .а именно: наличие инверсии
температуры, отсутствие конвекции и слабый ветер. Все эти усло-
вия способствуют сосредоточению пыли в нижних слоях атмос-
феры, препятствуют относу пыли вверх и ее переносу в горизон-
тальном направлении.
Однако в то время, как для образования влажных туманов не-
обходимо наряду с указанными факторами наличие соответствую-
щей влажности, для сухих туманов наоборот при тех же факторах
необходима достаточная сухость воздуха.
Нужно отметить, что иногда при отсутствии пыли и без сгуще-
ния водяных паров атмосфера все же становится мутной благо-
даря нарушению ее оптических свойств вследствие соприкосно-
вения слоев воздуха различной плотности. Если температура и
плотность воздуха на небольшом, ограниченном участке земной
поверхности .оказывается различной, то возникающие в атмосфере
конвекционные токи обусловливают поднятие и опускание воз-
душных масс. Часто при этом различные поднимающиеся и опу-
36
скающиеся массы воздуха вследствие различия температуры и
влажности имеют различную плотность, коэфищгент преломления
света в отдельных струйках воздуха оказывается различным. Бла-
годаря этому создаются мутность воздуха и уменьшение види-
мости. Это явление можно сравнить с тем, которое наблюдается,
если рассматривать через сосуд (стакан) воду, в которую опущен
сахар. При слабом помешивании вода делается очень мало проз-
рачной, до тех пор пока не растворится сахар и смесь не сделает-
ся однородной.
Оптическое помутнение наблюдается после полудня в период
наибольшего развития конвекционной деятельности. Оно может
возникнуть также и при резком изменении направления ветра;
в последнем случае вследствие возникновения турбулентного со-
стояния атмосферы, а также и при резком изменении направления
ветра нарушается однородность строения движущихся масс и вос-
ходящих токов. Все это приводит к явлению оптического тумана.
9. РОСА И ИНЕЙ
В вечерние и ночные часы при охлаждении земной поверх-
ности водяные пары, сгущаясь в виде капель, начинают иногда
осаждаться на поверхность различных предметов и на землю (осо-
бенно на траве). Если осаждение происходит при температурах
выше 0°, образуется роса, ниже 0° — иней, состоящий из мелких
кусочков льда.
Роса тем сильнее, чем сильнее ночное охлаждение, поэтому ин-
тенсивные росы возникают при ясном, безоблачном небе. При не-
большой абсолютной влажности росы получаются менее интенсив-
ными. При ветре, вызывающем испарение выпавшей росы, роса
уменьшается. Особено сильные росы наблюдаются в начале осе-
ни, когда воздух еще сохраняет много тепла и влаги., между тем
как ночи удлиняются и становятся холоднее.
10. ОБЛАКА
Конденсация водяных паров в воздухе на разных высотах до
10—12 км в виде мельчайших капелек воды или кристалликов
льда приводит к образованию облаков.
Между облаками и влажным туманом нет никакой разницы
по составу и природе. Наблюдателю, находящемуся на горной вер-
шине, покрытой облаком, кажется, что он окружен туманом.
В настоящее время принята следующая классификация обла-
ков
По семействам и родам облака разделяются следующим обра-
зом:
а) раздельные формы в виде отдельных шаровых масс (встре-
чаются чаще всего при сухой погоде);
б) формы, развитые по горизонтали (слоистые) или в виде вуа-
ли (встречаются чаще при дождливой погоде).
Семейство А. Верхние облака (нижний предел высоты —•
6 000 м): 1) перистые, 2) перисто-кучевые и 3) перисто-слоистые.
Семейство В. Облака среднего яруса (верхний предел вы-
соты— 7 000 м, нижний — 1 000 м): 1) высококучевые и 2) высоко-
слоистые.
Семейство С. Облака нижнего яруса (верхний предел вы-
соты 2 000 м, нижний — у земной поверхности): 1) слоисто-куче-
вые и 2) дождевые.
Семейство D. Облака восходящих токов (верхний предел
высоты — уровень перистых, нижний—500 м): 1) кучевые и
2) кучево-дождевые.
Семейство Е. Приподнятый туман (верхний предел высоты
1 000 м, нижний — у поверхности земли).
•Важнейшие признаки этих форм облаков следующие.
1. Перистые облака (С;)—Cirrus. Отдельные нежные
облака волокнистой или нитевидной структуры, без теней, обычно
белого цвета (рис. 11).
Рис. 11. Перистые облака
Перистые облака бывают чрезвычайно разнообразны, появляясь
в виде изолированных сгустков или нитей, как бы нарисованных
на голубом небе, расщепленных в вцде перьев, загнутых, оканчи-
вающихся уплотнениями и т. д. Часто они располагаются в виде
полос, пересекающих часть небесного свода наподобие меридиа-
нов; вследствие перспективы эти полосы кажутся сходящимися
в одной или двух противоположных точках горизонта. В образо-
вании полос принимают нередко участие кроме перистых также
перисто-слоистые и перисто-кучевые облака.
Перистые облака состоят из ледяных кристаллов, что придает
им характерную прозрачность. Закрывая солнце, они уменьшают
его сияние весьма слабо. При наибольшей своей густоте перистые
38
облака только рассеивают свет звезд и размывают контуры све-
тил подобно матовому стеклу.
Из самых интересных видов перистых облаков следует выде-
лить:
а) перистые крючкообразные, имеющие вид запятых или по-
лосок, оканчивающихся когтеобразным искривлением или не-
большим уплотнением, направленным вверх;
б) перистые неопределенные (гибриды), происходящие из ос-
татков! верхних частей кучево-дождевых облаков;
в) плотные перистые облака — настолько плотные, что при не-
достаточной вниматель-
ности их можно сме-
шать с более низкими
облаками.
2. Перисто-ку-
чевые облака (Ci-
Си) Cirro-Cumu-
1 u s. Небольшие белые
хлопья или, очень ма-
ленькие шарики без
теней, принадлежащие
к уровню перистых и
перисто-слоистых, рас-
положенные группами
или рядами или же
образующие складки в
виде ряби на песке
(рис. 12).
П е р и с т о - к у я е-
вые облака представ-
ляют собой переходное
состояние перистых или
перисто-слоистых, из
которых они иногда
образуются. В этих слу-
чаях гряды перистых
облаков могут в неко-
Рис. 12. Перисто кучевые облака
торых частях иметь волокнистую структуру.
Настоящие перисто-кучевые облака представляют собой ред-
кую форму. Их нельзя смешивать с небольшими облаками высоко-
кучевых форм, находящимися на краю гряды этих последних.
Процессы происхождения обеих форм одинаковы, соответственно
чему существуют различные переходные стадии между чистыми
перисто-кучевыми и чистыми высококучевыми. За отсутствием
другого критерия можно условно принять, что перисто-кучевыми
должны считаться только такие облака, у которых совершенно
нет сколько-нибудь заметных теней.
3. Перисто-слоистые облака (Oi-St)— Cirro-
Stratus. Тонкая беловатая вуаль, иногда совершенно размытая
и придающая небу молочный1 оттенок, иногда имеющая более или
менее заметную волокнистую структуру а виде спутанных нитей
(рис. 13). Вуаль перисто-слоистых облаков дает образование гало-
39
Рис. 13а
Рис. 13с
Перисто-слоистые облака
40
сов (явлений гало) — световых явлений в виде кругов и венцов
вокруг солнца и луны. Вуаль перисто-слоистых облаков, зани-
мающая с отдельными просветами большое пространство, в конце
концов почти всегда закрывает полностью все небо. Края вуали
могут быть иногда прямолинейными и довольно резко ограничен-
ными, но чаще они имеют бесформенный и даже разорванный
вид.
В течение дня при достаточной высоте солнца над горизонтом
плотность перисто-слоистых облаков бывает обычно недостаточна
для ослабления теней, бросаемых солнцем на земной поверхности.
Рис. 14. Высококучевые облака
Молочная вуаль тумана отличается от вуали перисто-слоистых
облаков тем, что последние почти всегда сопровождаются явлени-
ями гало.
На заре и к вечеру вуаль перисто-слоистых облаков может ока-
заться на некоторое время окрашенной в желтый или красный
цвет подобно перистым облакам.
4. Высококучевые облака (А-Gu). Alto-Cumu-
lus. Шары или пластины большего или меньшего размера, без
теней или с небольшими тенями,- располагающиеся в группы, ря-
ды или гряды, идущие в одном или двух направлениях (рис. 14).
Эти гряды бывают иногда сближены так, что края их оказывают-
ся слитыми между собой. Случается, что эти облака образуют бле-
стящие шары с легкими тенями. Иногда же они представляют
собой почти сплошной облачный слой, состоящий из сероватых
больших плотных пластин неправильной формы. В последнем ви-
41
де эти облака могут быть смешаны со слоисто-кучевыми облаками.
Пределы высот, на которых могут встретиться высококучевые
облака, чрезвычайно велики. На больших высотах эти облака от-
личаются небольшими угловыми размерами и снежно-белым цве-
том своих частей. На более низких уровнях, где они иногда разви-
ваются из верхних частей кучевых облаков;, высококучевые обла-
ка могут состоять из плотных облачных масс, более или менее за-
тененных и по размерам достигающих (в зените) 15°.
Высококучевые облака появляются преимущественно вместе
с облаками более высоких или более низких ярусов. Атмосферные
Рис. 15. Высокослоистые облака
слои ниже высококучевых облако® часто бывают несколько зату-
манены.
При полном слиянии элементов высококучевых облаков они
образуют сплошной облачный слой, переходящий в высокослои-
стые облака. Наоборот вуаль высокослоистых облаков может ино-
гда перейти в высококучевые. Иногда обе эти формы облаков; сме-
няются на небе в течение всего дня.
5. В ысоко слои сты е облака (A-St) — Alto-Stra-
tus. Более или менее плотная сероватая облачная вуаль (рис. 15).
Иногда она бывает довольно прозрачной, приближаясь к вуали
наиболее плотных перисто-слоистых облаков, и тогда позволяет
видеть солнце или луну bi виде более или менее размытого пятна
(как через матовое стекло). Встречаются различные переходные
формы между перисто-слоистыми и высокослоистыми облаками.
Иногда пелена высокослоистых облаков представляет собою
покрытый волнами компактный темносерый слой неопределенной
или волокнистой структуры.
42
Продолжительные осадки (дождь или снег) выпадают всегда
из пелены высокослоистых облаков, иногда сопровождающихся
при этом облаками дождевых форм.
Пределы высот, на которых могут встретиться высококучевые
облака, очень велики. Вуаль высокослоистых облаков, развившую-
ся на больших высотах, можно различать от вуали перисто-слои-
стых по тому условному признаку, что- первые не дают гало и
значительно ослабляют тени, бросаемые солнцем на земной по-
верхности.
Покров высокослоистых облаков даже с просветами в отдель-
ных местах характеризуется, вообще говоря, волокнистой струк-
Рис. 16. Слоисто-кучевые облака
турой. Слой же, хотя и однородный, но с барашкообразными уп-
лотнениями, должен быть отнесен к высококучевым.
6. Слоисто-кучевые облака (S t-С u) — S t г ato - Си-
ти u 1 u s. Большие шары или валы темных облаков, которые по-
крывают почти все нёбо (на континенте в особенности часто зи-
мой) и придают ему волнистый вид (рис. 16).
Слой бывает обычно не особенно- плотным и имеет просветы.
Слоисто-кучевые облака отличаются от дождевых по своему
шарообразному или вилообразному виду и по тому, что они не
связаны' с последующим выпадением дождя. <
Существует много переходных форм между слоисто-кучевыми
и высококучевыми облаками. Один и тот же слой облаков может
быть отнесен наблюдателем, находящимся в низине, к высококу-
43
чевым, а наблюдателем, находящимся на возвышенности, — к сло-
исто-кучевым облакам.
Границу между слоисто-кучевыми и высококучевыми опреде-
лить довольно трудно. Здесь наибольшее значение имеет высота
облака. В умеренном климате за нормальную высоту слоисто-ку-
чевых следует принять 1 500—2 000 м.
7. Дождящие облака (Nb-St) — Nimbo-Stratus.
Массы очень низких разорванных слоистых облаков, являющихся
большей частью источником .дождя или снега.
В промежутках между облаками этой формы почти всегда ви-
ден вверху слой высокослоистых. Если слой дождящих облаков
Рис. 17. Дождевые облака
разрывается на отдельные клочья, то они обозначаются под име-
нем Fracto-Strato-Oumuliformis (рис. 17).
8. Кучевые (Си) — Cumulus. Плотные облачные массы
с куполообразными вершинами и выпуклостями при основании
почти горизонтальном (рис. 18). Когда эти облака находятся от
солнца со стороны, противоположной наблюдателю, то их поверх-
ность кажется ослепительно белой. Освещаемое солнечными лу-
чами сбоку облако оказывается иногда очень сильно затемненным.
Если же облако находится между солнцем и наблюдателем, то оно
становится совершенно темным со светлыми краями.
Типичные кучевые облака развиваются в дневные часы в лет-
нее время при ясной погоде и обязаны своим происхождением
дневным конвекционным токам. Они появляются утром, разви-
44
ваются до более йлй мейее значительных размеров днем и расхо-
дятся к концу дня.
Кучевое облако в чистом своем виде резко ограничено сверху
и снизу. Однако наблюдаются кучевые облака с разорванными
краями, отдельные части которых непрерывно изменяются. Они
обозначаются названием разорванно-кучевых (F г-С и) — Fracto-
Cumulus.
Кучевые облака, основание которых бывает обычно сероватым,
имеют однообразную структуру и ни в какой своей части не обна-
руживают волокнистого строения. При сильном развитии они не
дают сколько-нибудь значительных, доступных измерению осадков.
Рис. 18. Кучевые облака
9. Кучево-дождевые (Cu-Ni) — Cumulo-Nimbus.
Мощные массы кучевообразных облаков, поднимающиеся в виде
гор или башен, верхние части которых, имея волокнистую струк-
туру, иногда развиваются в виде наковальни (рис. 19). У основа-
ния таких облаков видны часто облака в виде разорванных ку-
чевых. Кучево-дождевые облака несут с собой обычно грозу, ли-
вень или снегопад (иногда град или крупу). Если вершина кучево-
дождевого облака не видна для наблюдателя, выпадение сильного
ливня является достаточным признаком для отнесения облака к
кучево-дождевым. Отличием кучево-дождевых облаков служит во-
локнистая структура их вершин, если даже эти облака одинаковы
по форме с сильно развитыми кучевыми облаками.
10. Слоистые (St) — Stratus. Однородный слой облаков,
сходный с туманом, расположенным не па земной поверхности
45
(рис. 20). Если низкие облака разрываются па отдельные из пра-
вильные клочья, они называются разорванно-слоистыми. Пелена
слоистых облаков придает небу характерный пасмурный однооб-
разный вид. Слоистые облака отличаются от дождевых отсутст-
вием каких-либо деталей на поверхности и тем, что они не дают
сколько-нибудь значительных осадков: (выпадает только слабый
Рис. 19. Нучево-дсждевсе облако
Рис. 19а. Вымеобразные облака
моросящий дождь или отдельные хлопья снега). Обычно слоистые
облака являются местными облаками и при образовании просве-
тов обнаруживают голубое небо.
К особому виду облаков относятся облака Mamato — Cumulus,
наблюдаемые (рис. 19а) во время грозы и после грозы.
Образование облаков
По характеру образования можно выделить з группы облаков.
К Облака конвекционных токов, образующиеся при
охлаждении и насыщении водяными парами, поднимающимися
с земли, более теплых масс.
2. О б л а к а а дв ек ц и и, образующиеся при натекании влаж-
ной теплой массы воздуха на холодную поверхность земли или
холодной массы воздуха ла теплую поверхность воды.
3. Облака с м е ш е н и я двух воздушных масс разных тем-
ператур.
46
К 1-й группе относятся облака кучевые и кучево-дождевые.
При сильном нагревании земной поверхности воздушные массы
поднимаются вверх, унося с собой водяные пары. Последние, по-
падая в слои с более пониженным давлением, расширяются и
вместе с тем охлаждаются. При этом, как мы уже видели, насту-
пает конденсация водяных паров, и начинается процесс образо-
вания кучевых облаков.
Так как температура в близких точках атмосферы почти оди-
накова на одной и той же высоте над земной поверхностью, то
конденсация в восходящем потоке начнется повсюду почти на
Рис. 20. Слоистые облака
одной и той же высоте. Вследствие этого нижняя граница зарож-
дающегося облака примет форму горизонтальной плоскости. Под-
нимающиеся массы воздуха испытывают с боков трение о сосед-
ние спокойные слои воздуха, и их движение замедляется; поэтому
средние части облака растут гораздо скорее, чем его бока, вслед-
ствие чего облака принимают весьма характерную куполообразную
форму.
В жаркие летние дни нижние слои воздуха, обильно насыщены
влагой, и восходящие токи воздуха получают огромное развитие;
облака бцетро растут в высоту и достигают огромной мощности.
Получаются кучево-дождевые или грозовые облака.
При этом мощность кучевых облаков в значительной степени
зависит от инверсионного слоя под облаком. В случае сильного
развития инверсии, которую не могут разрушить конвекционные
токи в облаке, кучевые облака оказываются особенно плоскими,
47
й йоЧтй Ёсе ойй имеют одинаковую высоту Верхушек. Подобной
форма типична для зимних месяцев. В случае сильного развития
конвекционной деятельности, особенно перед грозой, восходящие
токи, пробивая инверсионный слой, разрастаются до большой вы-
соты.
Иногда вследствие динамических причин конвекция возникает
не с земли, а непосредственно в свободной атмосфере. В этом слу-
чае облака приобретают форму и структуру слоисто-кучевых, вы-
сококучевых или перисто-кучевых.
К о 2-й группе облаков относятся облака охлаждения: слои-
стые облака, отчасти слоисто-кучевые, высокослоистые. Образова-
ние этих облаков может произойти различно*. Нижний влажный
воздух, располагающийся над поверхностью земли, может равно-
мерно приподняться на широком пространстве, смешиваясь при
этом с находящимся над ним более холодным воздухом. Возни-
кает сплошное слоистое облако, покрывающее равномерной пеле-
ной небо. При перемещении относительно друг друга соприкасаю-
щихся масс воздуха на поверхности их соприкосновения могут
возникнуть воздушные волны, и в гребнях этих волн может про-
изойти конденсация водяного пара. В этом случае облаю! имеют
волн нету jo поверхность; между облачными полосами прогляды-
вают просветы голубого неба.
К з-й группе относятся облака, образующиеся при внедре-
нии холодных пли натекании теплых масс воздуха. Представим
себе, что две воздушные массы разной температуры соприкасаются
между собою по некоторой плоскости, обычно наклоненной под не-
которым углом к земной поверхности. Для равновесия этих масс
воздуха требуется, чтобы плоскость соприкосновения теплых и
холодных масс (будем ее называть пограничной плоскостью) име-
ла определенный угол наклона. Если наклон пограничной плос-
кости отличен от наклона, соответствующего ее равновесию, то
возникает движение воздушных масс, стремящееся привести по-
граничную плоскость в равновесие. В этом случае нижний холод-
ный воздух продвигается под верхним теплым воздухом, в то же
время теплый верхний воздух перемещается над холодным.
48
Иногда же верхний теплый воздух скользит по поверхности раз-
дела (по пограничной плоскости) вниз, а холодный воздух дви-
жется под этой поверхностью вверх. Подобные перемещения воз-
душных масс обусловливают возникновение вертикальных дви-
жений воздуха. Эти движения создают изменения в давлении
воздуха, и в температуре, а вместе с тем и в относительной влаж-
ности воздуха, благодаря чему в атмосфере возникают процессы
конденсации. При вхождении теплых масс (рис. 21) с нижней сто-
роны пограничной плоскости образуется густой облачный покров
(дождевое облако), из которого выпадают равномерные не очень
сильные осадки. Если облако высоко, то осадки менее сильны,
они часто испаряются, не достигая земли (высоко-дождевые обла-
ка). Над самой высокой частью пограничной плоскости лежат вы-
Рис. 22. Образование облаков при натекании холодного воздуха
сокослоистые облака. Конденсация в них настолько мала, что
через них свободно просвечиваются солнце, луна и более крупные
звезды. Основанием этих облаков служит инверсия, выше которой
наблюдается насыщение водяными парами (и/конденсация); ниже
инверсионного слоя насыщения воздуха водяными парами не на-
блюдается.
При внедрении холодных масс под теплые (рис. 22) холодный
воздух с большой скоростью продвигается под пограничной плос-
костью; одновременно воздух более теплый, лежащий над холод-
ным, вследствие своей незначительной скорости приподнимается,
причем теплые воздушные массы приподнимаются часто со значи-
тельными вертикальными скоростями, благодаря чему образуются
мощные кучево-грозовые облака с обильными осадками.
К этой же группе облаков можно отнести облака, образующиеся
при смещении воздушных масс, переносимых воздушными тече-
ниями на больших высотах. При смещении воздушных масс, близ-
ких к насыщению, происходит превращение водяных паров непо-
средственно (через стадию снега) в лед. Так возникают перистые
облака.
Суточный и годовой ход облачности
Суточный ход облачности бывает заметен только при устано-
вившейся сухой погоде.
4 Учебник по метеорологии
49
Облака восходящих токов образуются в период наибольшего
развития конвекционных токов. Утром, как только успеет нагреть-
ся земля и возникнут конвекционные токи, на небе появляются
кучевые облака. Наибольшее количество их, покрывающее иногда
почти все небо, получается около 14—-15 час., в момент наиболь-
шего развития конвекционных токов. С ослаблением конвекцион-
ной деятельности кучевые облака уменьшаются и к 18—49 час.
совершенно исчезают.
Кучевые облака образуются исключительно в летние месяцы;
зимой вследствие отсутствия конвекционных токов они наблюда-
ются лишь в исключительных случаях. Обильное образование их
замечается только с весны.
Для слоистых облаков нельзя дать определенного суточного
хода, можно только указать, что они, будучи преимущественно
облаками ночного лучеиспускания, образуются обычно в вечерние
и ночные часы и преимущественно в адмнее время.
Облака высоких слоев (перистые, высокослоистые и т. д.) не
обнаруживают ни суточного, ни годового хода.
Грозовые облака, обязанные своим возникновением тепловым
причинам, наблюдаются исключительно в жаркую- погоду при
большом количестве водяных паров в воздухе; грозовые облака,
вызываемые динамическими процессами атмосферы (возникаю-
щие в областях низкого атмосферного давления), могут наблю-
даться: в любые часы суток, и даже зимою.
Географическое распределение облачности
Географическое- распределение облачности зависит от общей
циркуляции атмосферы. Наибольшая облачность наблюдается в
экваториальной полосе; ото об’ясняется развитием здесь восходя-
щих воздушных токов. В области тропиков (около широт 25—
40°), где преобладают нисходящие воздушные -движения, облач-
ность наименьшая. Далее к полюсам облачность снова возраста-
ет. Карты изонеф (линий, соединяющих на картах места с одина-
ковым количеством облачности) вполне подтверждают это; наб-
людения показывают также, что облачность городов больше об-
лачности мест, мало населенных; это обусловливается тем, что над
городами находится большое количество ядер конденсации, игра-
ющих, как мы видели, большую роль в процессах сгущения водя-
ного] пара.
'11. ОСАДКИ
Водяные капли облаков! вместе с воздухом представляют
сложную систему взвешенных частиц. Эти водяные капли нахо-
дятся под действием; силы тяжести и силы сопротивления, ока-
зываемого атмосферным воздухом на них; взаимодействие этих
двух сил обусловливает скорость оседания частиц облаков.
Скорость оседания элементов облаков зависит от размера ка-
пель. 'I! i I !
Так как водяные капли облаков имеют радиус в среднем меж-
ду 0,001—0,00-2 см, то скорость оседания, вообще говоря, оказыва-
ется малой. При радиусе капли в 0,001 см эта скорость равна
50
1 см/сек. Благодаря медленному оседанию облачных часТид, а
также благодаря восходящим токам, всегда имеющимся в атмос-
фере, облака удерживаются от падения на землю.
При мощном развитии облаков, когда оседающие частицы их
не в состоянии удержаться в воздухе, облака разряжаются осад-
ками— дождем или снегом в зависимости от температуры воз-
духа. Если облака находятся на значительной высоте и массы
нижних слоев воздуха имеют малую влажность, то водяные капли
могут испариться, не доходя до земли. Это иногда и наблюдается
в виде дождевых полос между облаками.
При оседании капли, сливаясь между собой, растут. На этот
рост влияют различные причины, в частности электрические явле-
ния. Большие капли, движущиеся с большой скоростью, вследст-
вие столкновения с другими каплями непрерывно1 увеличивают
свой об’ем, и на поверхности их постоянно происходит конденсация
водяных паров при прохождении через слои с более высокой тем-
пературой.
Разрастаясь до известных размеров, водяные капли, уже не
удерживаемые в воздухе восходящими токами, начинают выпа-
дать из облаков на землю.
Количество осадков, которое могут дать отдельные дожди, ко-
леблется от долей миллиметров (при моросящем осеннем дожде)
до 20 мм в час и более во время сильного летнего дождя.
Снег. При температуре ниже 0° водяные пары, сгущаясь, пе-
реходят непосредственно в твердое состояние и падают на повер-
хность земли и виде снега. <
К разновидностям осадков относятся: крупа, изморозь, гололе-
дица.
Крупа представляет собою разновидность снега, выпадающе-
го при температуре около 0° при порывах ветра.
Изморозь наблюдается при наступлении оттепели после
продолжительной морозной погоды в виде кристаллов льда на де-
ревьях, столбах, стенах и пр. Явление изморози вызывается кон-
денсацией водяных паров на предметах, сохраняющих в течение не-
которого времени вследствие своей малой тепловодности 'более низ-
кую температуру, чем температура воздуха, приносимого отте-
пелью.
При оттепели, сопровождаемой дождем, на поверхности земли
образуется гололедица — сплошная ледяная корка, причина обра-
зования которой аналогична с причиной образования изморози.
Град. Б летнее время при сильных восходящих токах воз-
духа водяные пары в перенасыщенном состоянии, поднявшись на
большую высоту, быстро конденсируются, а образовавшиеся из
них капли воды смерзаются и образуют куски льда, иногда до-
вольно крупные. Эти куски льда, падающие на землю и обтаива-
ющие при падении, называются градом.
Годовой ход осадков
В наших широтах наибольшее количество осадков выпадает
летом, наименьшее — зимой, хотя наибольшее число дней с осад-
ками падает на зиму и осень.
4»
51
Географическое распределение осадков
Количество выпадающих осадков зависит от морских и воздуш-
ных течений, расположения горных хребтов, рельефа места и бли-
зости к морю. Наибольшее количество осадков доставляют нам об-
лака восходящих токов, и оно наблюдается там, где восходящие
токи особенно мощны, т. е. в экваториальной зоне и особенно в
той части ее, где воздушные массы при своем под’еме встречают
склоны гор и поднимаются по- ним; при этом близость к морю и
температура морских течений оказывают влияние на уменьшение
или увеличение количества выпадающих осадков. Наибольшее
количество осадков выпадает в местности Черропунджи (Индия);
в течение года —14 800 мм. В GCCP наибольшее количество осад-
ков выпадает в Поти — 2 200 мм ежегодно; в Москве — 550 мм; к
юту количество осадков больше, к северу — меньше.
12. ВЕТЕР
Вследствие различных причин давление воздуха в одном ме-
сте земной поверхности может оказаться 'больше, чем в другом. В
результате возникает разность давления; она заставляет переме-
щаться воздушные массы из области высокого в области низкого
давления. Скорость движения воздушных масс зависит от баро-
метрического градиента давления, т. е. от величины падения дав-
ления на единицу расстояния (за единицу расстояния принимают
длину 1° меридиана, равную 111 км, градиент же давления вы-
ражают в миллиметрах). С возрастанием величины барометриче-
ского градиента увеличивается скорость движения воздушных
масс, т. е. скорость ветра. В среднем можно принять, чго скорость
ветра И, выраженная в баллах (по- Бофорту), вдвое больше вели-
чины барометрического градиента д, т. е. V = 2 д.
Например при градиенте в 2 мм скорость ветра будет равна
2X2 = 4 баллам.
После того как под влиянием барометрического градиента
массы воздуха пришли в движение, на них начинает действовать
отклоняющая сила вращения земли, сообщающая массе воздуха
ускорение, перпендикулярное к нормальному его направлению.
Под влиянием барометрического градиента и отклоняющего дей-
ствия вращения земли движущиеся массы воздуха в северном по-
лушарии все время отклоняются в правую сторону от пути своего
движения. ' ,
Структура ветр а
Многочисленными исследованиями с помощью регистрации
мгновенных значений скорости ветра специальными самопишу-
щими приборами установлено, что воздушный поток как у земли,
так и на высотах в большинстве не сохраняет постоянными ско-
рость и направление своего движения, а непрерывно их изменяет
в тех или иных пределах.
Эта порывистость ветра обгоняется главным образом влияни-
ем на воздушный поток неровностей земной поверхности, созда-
ющих в нем завихрения и нарушающих его ровное течение.
52
Рис. 23. Круговорот около препятствия,
лежащего на пути движения воды
В воздухе, движущемся вблизи земной поверхности, вследст-
вие трения о нее образуются мелкие вихревые движения. Завих-
ренность воздуха особенно усиливается при интенсивном нагре-
вании его. Поток, заполненный вихрем, называется турбулентным
потоком.
Турбулентность является следствием влияния трения, созда-
ваемого рельефом местности, неоднородностью растительного пок-
рова. различием нагревания отдельных участков земной поверх-
ности, а также следст-
вием неравномерного рас-
пределения температуры
и давления внутри воз-
душных масс. Рельеф и
растительность создают
вихри в тех местах,
где движущийся воздух
встречается с препятст-
вием, подобно тому как
в реке образуются круго-
вороты около столба, ле-
жащего на пути движе-
ния воды (рис. 23). Осо-
бенно мощная завихрен-
ная область образуется у
препятствия со стороны,
противоположной к дую
щему ветру (с подветренной стороны), и в малой степени перед
препятствием (с наветренной стороны). ,
Как правило порывистостью отличаются ветры со скоростями
более 8 м/сек.
Исследованием порывистости ветра на разных высотах1 было установлено
3 случая изменения порывистости ветра с высотой:
1) нормальный ход — порывистость ветра с высотой уменьшается;
2) порывистость ветра велика как у земли, так и на высотах;
3) при наличии порывов ветра у земли и в нижних слоях атмосферы
с некоторой высоты эта порывистость резко падает и переходит в совершенно
спокойное движение воздуха.
Первый случай об’ясняется уменьшением с высотой влияния земной по-
верхности на воздушный поток.
Второй случай характерен для вторжения холодных масс воздуха под теп-
лые, когда в месте соприкосновения этих масс возникает сильное турбулент-
ное перемешивание воздуха.
И наконец третий случай встречается обычно при наличии на высоте
инверсии температуры, которая, как известно, служит барьером для турбу-
лентного перемешивания воздуха и слой которой как раз и характеризуется
совершенно ровным потоком воздуха.
Изменение ветра с высотой
Скорость ветра с высотой вследствие ослабления влияния тре-
ния земной поверхности увеличивается. Усиление ветра в слоях,
ближайших к земле, происходит очень быстро, а затем при даль-
нейшем поднятии значительно замедляется. Над морем вследст-
вие отсутствия неровностей и сравнительно малого трения ско-
1 В частности многочисленными наблюдениями аэрологической обсерватории
в Слуцке (над Ленинградом),
53
рость ветра в нижних слоях значительно больше, и поэтому уве-
личение скорости по мере под’ема вверх происходит медленнее.
В среднем можно принять, что на высоте 500 м скорость ветра вдвое боль-
ше скорости ветра у вемной поверхности. Можно принять, что изменение ско-
рости ветра с высотой происходит по следующей формуле:
где Во и V — скорости ветра на соответствующих высотах (высоте флюгера —
h0 и на высоте слоя — h , выраженных в метрах.
Возрастание скорости ветра в средних широтах происходит до
высоты 10—11 км (до границы стратосферы); в области страто-
сферы скорость ветра уменьшается. В тропических областях
Рис. 24. Изменение скорости
ветра с высотой для северо-
восточной части Европы
уменьшение скорости ветра наблю-
дается и на высотах от 4 до ГО км,
что стоит в связи с общей циркуля-
цией атмосферы. Здесь, в тропичес-
ких странах, скорость на высоте
6—12 км почти вдвое меньше скоро-
стей соответствующих высот умерен-
ных широт. Изменение скорости вет-
ра с высотой для северо-восточной ча-
сти Европы представлено на рис. 24.
Изменение скорости ветра с вы-
сотою одновременно сопровождается
изменением направления ветра. По-
следнее характеризуется вращением
ветра вправо до высоты 13—15 км.
Повторяемость (в процентах) раз-
личных скоростей ветра на разных вы-
сотах для средних широт видна из сле-
дующей таблицы.
П< торяемость скоростей ветра в процентах
Скорость ветра {м/сек)
Высота (.и)
122 500 1000 1500 2000 2 500 3 000
Штиль..................
1—2....................
3-5....................
6—10...................
11—15..................
Больше 15 ... .........
Штиль..................
1—2....................
3—5............... . .
6-10...................
11—15....... . ...
Больше 15..............
3 и м а
1 — 1 1 1 1 2
7 5 6 5 6 6 6
36 9 8 9 11 10 8
49 29 25 24 19 19 14
6 33 38 36 35 30 31
1 24 22 24 28 35 39
В е с н а
— — 1 2 2 2 1
7 7 8 7 7 7 7
31 16 14 15 15 15 13
52 33 28 23 22 19 17
9 34 36 38 34 34 33
1 10 13 15 28 23 92
54
В ы сота (.м)
Скорость]ветра (м/сек) 122 500 1 000 1 500 2 000 1 500 3 00(
Л е т О
Штиль 1 — 2 2 3 4 4
1 12 12 10 11 10 10 9
3—5 • • 40 19 19 20 18 17 13
6-10.: . 43 37 30 25 23 20 19
11—15. - 4 28 32 33 32 31 32
Больше 15 ... - .... — 4 7 9 14 18 23
О с е н ь
Штиль . . - . .... 2 — 2 2 2 2 3
1—2 12 8 9 9 9 9 9
3— 5. . . 39 17 15 14 14 15 12
6—Ю 44 35 31 29 27 22 20
11—15 3 7 31 33 31 31 31
Больше 15 — 13 12 13 17 21 25
Г . to Д
Штиль 1 — 1 2 2 2 2
1—2 10 8 8 •8 8 8 8
3—5 37 15 14 15 14 14 12
6-10 47 34 28 25 23 20 17
11—15 5 30 35 35 33 32 32
Больше 15 — 13 14 15 20 24 29
500 м;
Из этой таблицы явствует, что:
а) наиболее резкое изменение повторяемости различных скоро-
стей ветра происходит между землей и
б) большие скорости подвержены
большим изменениям с высотой;
в), повторяемость слабых и умерен-
ных ветров от 500 до з ООО м остается
почти постоянной; эти ветры отличают-
ся большой стойкостью;
г) свежие и очень сильные ветры
имеют противоположные изменения с
высотой: первые непрерывно умень-
шаются, вторые непрерывно увеличи-
ваются в числе с высотой; уменьше-
ние повторяемости свежих ветров во
всем столбе воздуха составляет ЗО°/о,
увеличение повторяемости очень силь-
ных ветров 29%.
Об изменении направления ветра
с высотой можно судить по рис. 25,
на котором представлено это изменение над Линденбергом
(Германия), а также по следующей таблице, характеризующей от-
клонение ветра на высоте з ООО м относительно ветра у земной
поверхности в процентах.
Рис. 25. Изменение направ-
ления ветра с высотой над
Линденбергом (Германия)
55
Месяц
1 | п ш | iv pF1 vi vii | vinfix~ х | xijxii
Год
Отклонение
Вправо 80 75 59 58 59 50 52 55 63 70 71 83
Влево 7 12 13 19 20 23 24 20 19 11 14 4
Бев отклонения . 13 13 23 23 21 27 24 25 18 19 15 13
64
16
20
Суточные н годовые колебания ветра
Суточный ход ветра обнаруживает увеличение скорости ветра
в послеполуденные часы и уменьшение — в вечерние и ночные.
Ночью часто наблюдается безветрие (штиль).
При установившейся погоде скорость ветра с 7 час. увеличи-
вается, достигая к 9—10 час. среднего значения скорости за день,
и приобретает наибольшее свое значение за данные сутки при-
близительно за час до наступления максимума температуры. Пос-
ле этого скорость ветра постепенно уменьшается, переходя около
18 час. через среднее значение и доходя до наименьшего за сутки в
ночное время.
При тихой погоде также заметны суточные изменения напра-
вления ветра, выражающиеся во вращении его до полудня по солн-
цу и после полудня против солнца. Суточный ход скорости вет-
ра обясняется усилением к полуденным часам взаимодействия
нижних и верхних слоев атмосферы, вызывающего выравнивание
их скоростей.
Правильный суточный ход ветра наблюдается только в дни
установившейся погоды; обычно же вследствие того, что скорость
и направление ветра обусловливаются распределением областей
повышенного и пониженного давления, последние значительно
искажают суточный ход ветра; кроме того он усложняется влия-
нием местных ветров, благодаря чему в суточном ходе скорости
ветра наблюдаются вторичные максимумы и минимумы. Для силь-
ных ветров вторичный максимум часто наблюдается и в полночь.
Суточные колебания ветра зависят также от характера и от релье-
фа поверхности места. !В местах небольших суточных амплитуд
температуры воздуха незначительными оказываются и суточные
колебания ветра. Например над водными поверхностями суточные
колебания ветра малы; над пересеченной местностью они больше,
чем над ровной.
Годовые колебания скорости и направления ветра неодинако-
вы в различных местах и обусловливаются в значительной степе-
ни местными влияниями. Можно считать, что на берегах, располо-
женных с наветренной стороны, максимум скорости ветра прихо-
дится на зимние месяцы, минимум —- на июнь-июль и внутри кон-
тинентов максимум падает на март-июль, минимум — на август-
сентябрь. Годовая амплитуда скорости ветра больше у берегов,
чем внутри континента. На горах максимум скорости .ветра наблю-
дается зимой, минимум — летом.
Что же касается годового хода направления ветра, то непери-
одические изменения сильно искажают этот ход; большое влияние
также оказывают местные условия. Поэтому дать какие-либо оп-
ределенные указания здесь весьма затруднительно.
56
Местные ветры
Скорость и направление ветра непосредственно у земной по-
верхности зависят от рельефа местности и растительного покрова.
Как уже сказано выше, неровность земной поверхности и расти-
тельности обусловливает неоднородность строения воздушной
струи и завихренность потока воздуха (турбулентность). Таким
образом: всякая ,неровность земной поверхности нарушает пра-
вильность движения воздуха и создает в нем некоторые особен-
ности.
Ветры, обладающие особенностями в зависимости от харак-
тера местности, называются местными ветрами. К ним относятся:
ветры лощин, бризы, береговые, лесные, горные и ряд ветров,
носящих специфические местные названия.
Ветер лощин. Встречая на своем пути какие-либо низины,
Рис. 26. Движение потока воздуха перпендикулярно к лощине
овраги, лощины и т. п., воздушный поток изменяет свое дви-
жение.
При ветре, дующем по перпендикулярному направлению к бе-
регам лощины или оврага, большая часть воздуха будет проно-
ситься над ними, и только часть его будет затекать в лощину или
овраг, образуя внизу их более слабый ветер переменного направ-
ления (рис. 26). В зависимости от ширины и глубины низины и
общей скорости господствующего ветра будут колебаться и из-
менение скорости ветра в них и степень его неустойчивости.
Если ветер дует под острым углом к расположению лощины
или оврага, то (рис. 27) часть воздушных масс проносится над
ними в направлении господствующего ветра, часть же затекает
в лощину.
Затекающие массы воздуха под влиянием противоположного
берега лощины и оврага отклоняются от своего первоначального
направления и начинают двигаться вдоль их в сторону господ-
ствующего ветра.
При слабом ветре и ясном небе в вечерние и ночные часы,
когда образуется местный ток.воздуха с более высоких мест, в
низине создаются благоприятные условия для затекания воздуха
в лощины, овраги и т. п.
Днем при сильном нагревании земной поверхности солнечными
лучами воздушные массы на склонах быстро выносятся кверху
57
конвекционными токами, создавая в оврагах и лощинах и над
ними мощную область восходящих токов.
Таким образом и затекание воздуха в это время в лощину или
овраг будет происходить очень слабо.
Бризы. Так называются ветры, дующие в приморских стра-
нах днем с моря на берег, ночью — обратно с берега на море. Яв-
ление бризов об’ясняется различием теплоемкостей воды и суши:
вследствие большой теплоемкости морей воздух над ними нагре-
вается мало в сравнении с воздухом над материком. Теплый воз-
дух над последним, будучи менее плотным, поднимается в верх-
ние слои, и на его место воздушные массы притекают с моря
(дневной бриз). Вечером благодаря более медленному охлаждению
Рис. 27. Движение потоиа в 1здуха под острымугпом к лощине
воздуха над морем происходит обратное явление: воздушные мас-
сы поднимаются над морем, куда, притекает воздух с суши (вечер-
ний бриз).
Б е р е г о в ой ветер. Подобно бризам, у берегов рек, озер и
пр. также наблюдается обусловливаемая теми же причинами
правильная смена ветров: днем — с воды к берегу, вечером—с
берега на воду.
Муссоны. Муссоны — это периодические ветры, обуслов-
ленные разностью температур не в течение суток, как бризы, а
в течение года. В Азии летом давление воздуха благодаря вы-
сокой температуре низкое (рис. 7); вследствие этого здесь обра-
зуются постоянные ветры, дующие с океана, которые в северной
части Азии имеют восточное и северо-восточное направления, а
в южной — западное и юго-западное. Зимой материк Азии охлаж-
дается сильнее Великого и Индийского океанов. Давление воз-
духа увеличивается, достигая в Центральной Азии 800 мм. Вет-
ры начинают дуть из глубины материка к берегам. Таким образом
в области муссонов полгода дуют ветры одного направления, а в
другую половину года—противоположного. Ветры, дующие с
океанов, обычно приносят дождливую погоду в противополож-
ность ветрам, дующим с материков и приносящим сухую погоду.
Если местные условия благоприятны для образования муссонов,
58
то последние являются очень правильными ветрами, что и заме-
чается на Индийском океане. На северном берегу Азии нет таких
правильных муссонов, хотя преобладающими ветрами являются
ветры, обусловливаемые муссонами. Характер муссонов .имеют
ветры’ приморской области Дальневосточного края и вообще во-
сточной Азии.
Лесной ветер. При установипшейся хорошей погоде воз-
дух в лесу, будучи защищен листвою, слабо нагревается днем и
незначительно охлаждается ночью в противоположность воздуху
открытых пространств. Поэтому днем возникает тяга воздуха от
леса к открыто^ месту, а вечером и ночью — по направлению
к лесу.
Влияние леса на ветер вообще выражается в под’еме воздуш-
Рис. 28. Влияние леса на воздушный поток
ных масс над лесом с наветренной стороны и в опускании их с
подветренной стороны (рис. 28).
Поднимающийся п] идущий над лесом воздух также прони-
кает частично в лес сверху между деревьев (рйс. 28).
Пройдя над лесом, массы воздуха с его подветренной стороны
снова опускаются, но только на неиоторсм удалении от него,
образуя вблизи опушки зону завихрения. Благодаря этим завих-
рениям происходит перемешивание опускающегося воздуха с воз-
духом, находящимся внизу у опушки леса и в лесу.
Глубина затекания в лес воздушных масс на наветренной
стороне и завихренного воздуха с подветренной зависит от густо-
ты леса, его высоты, характера листвы и формы деревьев, а, так-
же от направления и скорости господствующего ветра. На сте-
пень затекания ветра в лес сильно влияет число вырубок, про-
секов и вообще всякого рода открытых промежутков, находящих-
ся среди леса. В этих местах воздушные массы, движущиеся над
лесом, опускаются и ’заходят в глубину леса. Если открытых
мест среди леса много или если он вообще редкий, то он будет
полностью продуваться ветром.
Непосредственное определение скорости ветра в различных
точках леса дает возможность определить зону иятитпья в нем.
Кустарник подобно лесу оказывает такое же задерживающее
влияние на движение ветра. В нем также наблюдаются затуха-
ние ветра и его завихрение, причем скорость ветра в кустарнике
убывает быстрее, чем в лесу.
Горный ветер. В вечерние и ночные часы, особенно в без-
облачную погоду, благодаря происходящему охлаждению земной
поверхности в пересеченной местности наблюдается так называе-
59
мый горный ветер, направленный вниз по склону на дно долин.
Рассматривая рис. 29, мы видим, что в точке А вследствие ноч-
ного лучеиспускания воздух так же, как и в точке В, в долине
у поверхности земли охлажден, тогда как в точке С вдали от
поверхности земли и точки А (благодаря малой теплопроводно-
сти воздуха) он еще теплый. Поэтому возникает движение от А
к С, и воздух начинает стекать по склонам, заполняя долину.
Афганец. В Средней Азии—в районе Сталинабада, Чард-
жуя, Самарканда — летом наблюдается сильный порывистый ве-
тер ЮЗ румбов, дующий из Афганистана и получивший поэтому
название «афганца». Афганец несет громадную массу песку в
виде сплошной пыльной завесы высотой иногда до 4 000 м. Ви-
д с димость при афганце чрезвычай-
——----------------но затруднена. Перемещаемая
афганцем пыль слепит глаза,
_ „ _ забивается в щели, в частности
Рис.29. Возникновение горного ветра в МОТОрЫ, и представляет ПОЧТИ
непреодолимое препятствие как
для воздушного транспорта, так и для передвижения верблюдов.
Часто афганец дует в течение нескольких дней подряд.
Фён. Так называется ветер, дующий в горных областях: в
Швейцарии, Гренландии, на Кавказе, в Туркестане и др. Он ха-
рактеризуется очень большой сухостью и высокой температурой,
несмотря на то, что дует с гор. Рассмотрим образование фёна в
Швейцарии, где это явление достигает особенной силы. Воздуш-
ные массы, перемещаясь от Средиземного моря, поднимаются на
южные склоны Альп и, перевалив через горы, опускаются у се-
верного склона. Температура воздуха у южного подножья гор
20°, а количество водяных паров, находящихся в 1 м ’ влажного
(почти насыщенного) воздуха, близко при этой температуре к
17,3 г. При поднятии на высоту Альп (средняя высота — 3 000 м)
температура воздуха понижается (на 0,5 X 30 = 15°) до 5°, при ко-
торой 1 м3 воздуха может содержать не более 6,8 г водяных па-
ров; поэтому избыток их (17,3 — 6,8 = 10,5 г из каждого 1м’) вы-
делится в виде осадков на пути от подошвы горы до ее вершины.
При спуске с гор температура воздуха повышается до 35° (5° +
+ 1°Х30=35°), при такой температуре его абсолютная влаж-
ность, равная 6,8, будет очень мала по сравнению с предельной,
необходимой для насыщения при этой температуре.
Таким образом воздух опускается сухим и очень теплым.
Б о р А Ветер борА дующий на Черноморском побережье Кав-
каза (главным образом в зимнее и осеннее время), отличается
низкой температурой и большой влажностью, несмотря на то что
воздух в нем, как и при фёне, на одной стороне гор поднимается,
а на другой опускается. Это об’ясняется особенностью географи-
ческого положения этих мест. Осенью и зимой на Кавказе часто
дует северо-восточный ветер, приносящий в область -Кавказского
хребта воздух низкой температуры. Последний как более плот-
ный с большой силой опускается в менее плотный (высокой тем-
пературы и большой влажности) воздух над Черным морем. Дей-
ствительно при северо-восточном ветре температура Владикавка-
за падает иногда до — 30°. При этой температуре 1 м* воздуха со-
60
ДОрЖИТ 0,35 г водЬг. При поднятии такого воздуха до высоты
отрогов Кавказского хребта (500 м) температура падает до — 32,5°
(— 30 — 0,5 X 5° = — 32,5°). Опускающиеся воздушные массы око-
ло Новороссийска, температура которого в это время может быть
выше нуля, понижают последнюю до — 20°. С понижением темпе-
ратуры происходит быстрое выделение влаги из местного теплого
воздуха в виде ледяных кристаллов. В ноябре 1899 г. такие ле-
дяные массы покрыли корой толщиной до 2 м все здания, рас-
положенные на набережной Новороссийска.
Сарма. Сармой по имени устья р. Сармы, лежащей к се-
веро-западу от ст. Ольхой (побережье Байкала), называются вет- ’
ры, дующие по побережью Байкала. Сарма характеризуется ко-
лоссальной силой (скорость ветра доходит до 40 м/сек) и про-
должительностью; одновременно с этим сарма поднимает тучи
водяных брызг, быстро обледеневающих в воздухе и па попадаю-
щихся на пути предметах, образуя на них толстые слои льда.
Обычно сарма захватывает небольшой район и свирепствует глав-
ным образом около устья реки, вызывая во многих случаях ка-
тастрофы судов, проходящих близ берега. Особенно часта сарма
осенью.
Харах анх а. Местный ветер северо-западного направления,
наблюдаемый в Толоустняке (около Байкала). Этот ветер вызы-
вается массами воздуха, движущимися по узкому коридору меж-
ду скал, по которому протекает р. Толоустная.
Верховик, или баргузин — так называется сильный се-
верный ветер, наблюдающийся осенью у юго-восточного (ст. Мы-
совая) и северо-восточного берегов Баргузинского залива оз.
Байкал. । s
В пияние на ветер^населенных пунктов
Влияние на движение воздушного потока населенных пунктов
в виде одиноко стоящих домов, построек или группы домов по
существу аналогично влиянию препятствия на ветер. Здесь, так
же как и у препятствий, будут наблюдаться поднятие воздушных
масс и обтекание ими встретившихся зданий; при этом около
последних образуются также области завихренного движения воз-
душных масс, более резко выраженные с подветренной стороны,
чем с наветренной. Между отдельно стоящими постройками мо-
жет наблюдаться увеличение скорости ветра, об’ясняемое увели-
чением количества протекающего воздуха через единицу попереч-
ного сечения.
Движение воздушного потока в селах и небольших городах в
общем совпадает по направлению с господствующим ветром, хотя
скорость последнего здесь может быть несколько ослаблена.
В больших городах при строениях, тесно примыкающих друг
к ДРУГУ, направление воздушного потока может отличаться от
направления господствующего ветра. Здесь часто наблюдается
движение воздушного потока вдоль улиц и переулков. Улицы,
направление которых близко совпадает с направлением господ-
ствующего ветра, обычно продуваются; скорость же ветра в них
вообще уменьшается по сравнению со скоростью господствующе-
го ветра.
61
<3. Восходящие потоки воздуха
Восходящими потоками воздуха называется вертикальное или
почти вертикальное перемещение воздушных масс в верхние слои
атмосферы. В зависимости от причин, обусловливающих возник-
новение восходящих потоков, последние бывают трех видов;
1) восходящие потоки термического происхождения;
2) восходящие потоки механического происхождения, вызы-
ваемые рельефом местности;
3) восходящие потоки динамического происхождения, возни-
кающие при соприкосновении воздушных масс между собой.
1. Термические восходящие потоки. Термические
восходящие потоки возникают в результате интенсивного нагрева-
ния солнечными лучами земной поверхности и прилегающего к ней
воздуха. Вследствие Нагревания прилегающие к земной поверхно-
сти воздушные массы становятся менее плотными и более легкими
по сравнению с воздушными массами вышележащих слоев и по-
этому поднимаются виерх до той высоты, где плотность поднявшей-
ся воздушной массы сравнивается с плотностью окружающей воз-
душной среды. На место переместившихся воздушных масс опуска-
ются вниз более холодные и плотные воздушные массы. Возникаю-
щие вследствие этого вертикальные потоки называются конвекци-
онными потоками (поднимающийся воздух образует восходящий
поток, а опускающийся — нисходящий).
Скорость этих потоков обычно невелика, в среднем около
1 м/сек. Но эта скорость не является для того или иного состоя-
ния атмосферы постоянной, а непрерывно изменяется, колеблясь
в значительных пределах. В летнее время при установившейся
хорошей погоде скорость восходящих потоков изменяется от! 0,7 до
4,8 м/сек, причем изменения скорости могут происходить весьма
быстро, за короткие промежутки.
Непосредственные измерения скорости вертикальных воздушных потоков
над отдельными кучевыми облаками, наблюдаемыми при установившейся хоро-
шей погоде, дают например следующее.
6 июня 1913 г. 12 час. 24 мин. 19 ноября 1913 г.
высота (м) скорость (м/сек) высота (л) скорость (м/сек)
0 242 242—316 316—698 • 1-0,18 -0,63 -1,35 0 76 76—127 127-386 386—608 0/0 -0,42 + 0,13 + 1,68
Скорость вертикального потока V, вызываемого
на высоте It может быть выражена формулой:
термическими причинами
Т— Т.
Л,
Г =
где д — ускорение силы тяжести, Т — абсолютная
воздушной массы и Ti — абсолютная температура
температура восходящей
окружающей воздушной
среды.
Скорость конвекционных потоков зависит также и от свойств земной поверх-
ности. Песчаная почва (особенно покрытая сосновым лесом) или каменные
массивы (скалы, города) нагреваются быстрее, чем влажные и водные поверх-
ности. Пахотная земля, особенно после дождя, также обусловливает сильные
восходящие потоки.
. 62
При интенсивном нагревании земной поверхности в периоды
установившейся жаркой погоды при неустойчивом состоянии ат-
мосферы конвекционные потоки могут достигать больших скоростей
с отдельными порывами, дующими в течение нескольких секунд
до 10 м/сек. и даже более.
2. Восходящие потоки механического проис-
хождения, вызываемые рельефом местности. Гори-
зонтальный воздушный поток, встречая на своем пути препят-
ствие, приподнимается, образуя восходящие потоки.
Радиус Влияния
по горизонтали
Рис. 30. Возмущающее влияние препятствий на ветер
Возмущающее влияние препятствия на ветер обнаруживается
на значительном расстоянии перед препятствием и за ним, а
также на некотором расстоянии от вершины препятствия (рис. 30).
Влияние горы в горизонтальном направлении зависит от вы-
соты горы. Радиус, в котором наблюдается в горизонтальном на-
правлении влияние на ветер массива гор, возвышающегося на
880 м над уровнем моря и на 760 м над земной поверхностью,
равен 14 км. Наблюдениями установлено, что например:
При высоте горы (Щ Радиус влияния горы в гори- зонтальном направлении (м)
350 (Tentoburger)...........................
900 (Piiuringe) ............................
1 100 (Harz).................................
1500 (Schwazwald) ...........................
2 500 (Kalkalpen)............'..........• •
10
13
17
28—29
65—80
Влияние Альп на ветер сказывается
на 55 км.
при удалении от них
Радиус (R в км) влияния горы в горизонтальном направлении может быть
вычислен по формуле:
7? = Hctg
где Н — высота препятствия в км и а —
угол, образуемый склоном горы и горизон-
том (рис. 31),
Так например при высоте Kalkalpen в
1,9 км склоны гор удалены па расстоя-
НО,9 км
Раион влияния
Рис. 31. Радиус влияния горы
на ветер
63
ние 35 км. Отсюда а находится равным Зь 10'. Поэтому радиус влйяния п о
горизонту оказывается равным:
R —1,9 ctg 1°35' = 68 км.
Кроме указанного влияния препятствие выражается в изме-
нении воздушного потока и по вертикали. Высота, до которой
распространяется на воздушный поток влияние горы, обусловли-
вается высотой горы, а именно:
При высоте горы (лг) Высота (считается от вершины горы), на кото- рую распространяется влияние горы Но м Отноше- ние н0-.н
820 (Fellberi. Taunis) 260 0,32
1 142 (Вгозкеа) . . . . 300 0,26
1 500 (Ritten b. Bozen) 400 0,28
2 500 (Kalkalpen) 650 0,26
3 300 (Diableretsj 1000 0,32
Среднее ; . . t — 0,28
В среднем можно считать установленным, что влияние горы
по вертикали распространяется на 0,3 высоты горы.
Скорость восходящих потоков, вызываемых рельефом местно-
сти, не превышает скорости восходящих потоков, образуемых
вследствие термических причин.
3. Восходящие потоки динамического проис-
хождения, возникающие при соприкосновении
воздушных масс. В ат-
мосфере часто наблюдается
соприкосновение масс воз-
духа различного происхо-
ждения, например теплый
тропический воздух встре-
чается с холодным поляр-
ным воздухом или теплый
морской воздух соприка-
сается с холодным аркти-
ческим воздухом.
При этом иногда теплый
Рис. 32. восходящий поток воздуха в ВЛаЖНЫЙ ВОЗДУХ при СВ06М
нижней части холодного фронта движении вперед натекает
на отступающий холодный
по широкой наклонной поверхности раздела между этими массами.
Иногда холодный плотный воздух подтекает под теплый воздух,
выталкивает его вверх.
При подтекании холодных масс под теплые последние у самой
поверхности не только отступают под их напором и поднимаются
вверх, по частично наползают на холодный воздух. В этом случае
(рис. 32) наблюдается чисто динамическое восходящее движение
воздуха. Область, охваченная восходящими токами, очерченная
пунктиром, является очагом, создающим высокие облака, и рай-
64
«ном пезгих шквалов на поверхности земли. Скорость восходя-
щих потоков фронтального происхождения может достигать па
высоте облаков 30—40 м/сек.
14. ГРОЗЫ И ШКВАЛЫ
Грозовые явления (грозы) представляют собой возмущения
атмосферы, характеризуемые вихревыми движениями и электри-
ческими разрядами — молнией и громом. Грозы почти всегда со-
провождаются- более или’ менее обильными осадками и иногда
градом. Явление гроз протекает в большинстве случаев в следую-
щем виде. Внезапно при ясной и тихой погоде небосклон быстро
заволакивается нагромождающимися друг на друга) облачными
массами самых причудливых форм; возникает сильный и поры-
вистый ветер, затем начинающимся дождь при первых ударах
грома переходит в ливень, сопровождаемый частыми разрядами
молний и непрерывными ударами грома. Грозовые явления про-
должаются иногда в течение нескольких часов, расходуя при
разрядах (молниях) тысячи, а может быть и миллионы кулонов
электричества и низвергая на землю миллионы тонн воды.
В зависимости от особенностей местности и климата видоиз-
меняются течение и характер грозовых явлений. Наблюдения гроз
в наших широтах приводят к заключению, что грозы возни-
кают при особой форме кучевых облаков, а именно при грозево-
кучевых облаках — Cumulo-Nimbus (Cu-Nb). Эти облака (рис. 19)
представляют собой мощные
облачные массы, нагромо-
жденные друг на друга в
виде башен и гор, над ко-
торыми простирается пеле-
на легких облаков волокни-
стого строения, так назы-
ваемых ложных перистых
облаков.
Прохождение гроз сопро-
вождается характерными из-
менениями в ходе метеоро-
логических элементов. Гро-
зе почти всегда предше-
ствуют быстрое повышение
температуры воздуха и уве-
личение количества водя-
Рис. 33. Кривая барографа перед грозой
иых паров в воздухе; воздух становится душным, в воздухе, как
говорят, «парит», хотя на самом деле воздух становится несколько
суше, т. е. относительная влажность уменьшается; давление воз-
духа падает; кривая барографа принимает неспокойный ход
(рис. зз).
С началом грозы ход метеорологических элементов испытывает
резкий скачок. Температура воздуха быстро падает; в связи с
этим воздух становится более влажным, т. е. относительная
влажность увеличивается (рис. 34); давление воздуха резко и
быстро (как это отмечено на рис. 33) повышается на 2-—3 мм,
затем вновь уменьшается. На барограмме получается характерная
5 Метеорология и аэрология
65
Рис. 34. Изменение метеоре логических, элементов при про-
хождении грозы
66
запись — «грозовой нос». Ветер, дующий до грозы, перед самой
грозой временно стихает, а при наступлении ее начинает дуть с
большей силой и часто изменяет направление.
Обыкновенное кучевое облако образуется при относительно
слабых и медленных восходящих токах. При быстром изменении
температуры воздуха с высотой, когда поднятие воздушных масс
происходит бурно, образуются грозовые облака.
Иля образования грозовых облаков наряду с большим значе-
нием вертикального температурного градиента необходимы также
и большая влажность воздуха и, как показывают наблюдения,
наличие инверсии температуры приблизительно на высоте 2 500 м.
Эта инверсия и является критической высотой для образования
грозовых облаков.
В грозово-кучевом облаке (рис. 19) ясно различаются 2 части: с
одной стороны массы Си с округленными вы стенами, с другой—-
веерообразное облако, дающее начало ложным циррусам и дости-
гающее часто значительной высоты. Эти облака соответствуют
двум явлениям в образовании Cu-Nb. Первое явление состоит в
конденсации влаги на уровне с незначительным вертикальным
температурным градиентом на высоте инверсии; этот уровень ме-
шает восходящим токам распространяться дальше. Здесь как бы
скопляются резервы влаги, используемые облаком для последую-
щего его развития. Второе явление состоит в образовании вслед-
ствие местной неустойчивости быстрого и бурного движения в ка-
кой-либо области этого слоя. Это восходящее движение и обуслов-
ливает веерообразную пелену перистых облаков. Область, в которой
начинает развиваться восходящее движение, характеризуется зна-
чительным вертикальным температурным градиентом.
Для возникновения грозового облака кроме большой влажно-
сти воздуха и быстрого его под’ема необходимо также, чтобы
влажность воздуха соответствующим образом распределялась в
атмосфере и могла бы питать Cu-Nb. Это возможно: а) если ниж-
нее течение равномерно теплое и влажное и б) если холодное те-
чение равномерно! вытесняет это теплое и влажное течение. Од-
нако если в нижних слоях атмосферы влажность распределена не-
равномерно, то гроза образуется лишь в некоторых благоприятных
пунктах, где водяные пары находятся в достаточном количестве,
т. е. в тех местах, где атмосфера соответствующим образом подго-
товлена, именно, где имеются налицо надлежащие условия темпе-
ратуры, влажности и температурного градиента.
Рис. 35 представляет распределение воздушны? течений в
грозово-кучевом облаке. В одной части области имеют место восхо-
дящие токи, образующие грозовое облакф .в другой образуются ни-
сходящие токи с дождем или без: него. Вверху грозовое облако пе-
реходит в перистое. В задней части (по отношению движения об-
лака) оно становится менее мощным вследствие выпадения из об-
лака влаги в виде осадков.
Средняя высота грозовых облаков —4 000—5 000 м, хотя иног-
да они могут достигать и больших высот, доходящих до 8 000 м.
Причины электрических процессов гроз еще до сего времени недостаточно
освещены; бесспорным является лишь то, что причины эти связаны с процесса-
5*
67
ми образования облачных масс и с движением их. Все эти процессы могут
быть невидимому сведены к взаимодействию при восходящих токах водяных
капель и частиц воздуха. При этом в случае слияния водяных капель между со-
бой при известных условиях напряжение атмосферного электричества увели-
чивается в несколько тысяч раз. Наряду с этим в восходящих токах часто
возникает разбрызгивание водяных капель.
Что большие капли при своем падении раздробляются на мелкие, подтверж-
дается наблюдениями, указывающими, что при дождях размеры капель не пре-
восходят 5 j»jh; поэтому размер капель находится в большой зависимости от
Рис. 35. Распределение воздушных Течений в грозовом облаке
вертикальной скорости восходящего потока. При скорости его в 8 м/сек все
большие тяжелые капли раздробляются, разбрызгиваются; при этом воздух
заряжается отрицательным электричеством, а капли — положительным. Обычно
все грозовые осадки сопровождаются вертикальным восходящим током со ск?-
ростыо, превосходящей 8 м/сек, а при граде скорость вертикальных восходя-
щих токов превышает 10 м/сек.
Таким образом механизм гроз сводится к электризации вследствие раз-
брызгивания капель, образующихся при конденсации водяных паров в восхо-
дящем токе скоростью 8 м/сек и более.
Вследствие указанных процессов облачные массы в целом оказываются
заряженными положительным и отрицательным электричеством. Эти заряды
можно рассматривать как бы сконцентрированными в различных частях облаков.
Таким образом, если предположить, что в верхней и нижней частях грозово-
го облака собраны равные и противоположные по закону заряды, то на по-
верхности земли образуются 2 площадки с равными и противоположными элект-
рическими зарядами; другими словами заряды облаков наводят на поверхность
земли соответственно равные заряды, но обратные по знаку. В результате
постоянного стремления электрических зарядов разных знаков соединиться
друг с другом возникают электрические разряды.
Шквалы. Шквалом называется внезапно налетающая и с
особой силой разражающаяся буря. В течение нескольких минут
более или менее ясная и спокойная погода сменяется бурею, при-
чем ветер достигает скорости 20—25 м/сек, а иногда и более.
68
Прохождение шквала характеризуется: а) внезапным и быст-
рым под’емом давления воздуха, б) резким изменением скорости
ветра, в) быстрой переменой направления ветра и г) резким пони-
жением температуры воздуха.
Шквал сопровождается часто сильным ливнем (иногда с гра-
дом и дождем) или снегом.
Он поражает обычно узкую полосу земной поверхности дли-
ною иногда в несколько тысяч километров. Эта полоса называется
линией шквалов; вдоль нее возникает в один и тот же момент
ряд самостоятельных шквалов.
На карте погоды изобары при прохождении шквалов имеют -
резко выраженную форму, свойственную изобарам ложбины.
Шквалы возникают при внезапном внедрении холодных масс
в теплые. Чем больше контраст температурных условий, тем силь-
нее оказываются проходящие шквалы. Продолжительность их
обычно' невелика и измеряется десятками минут.
Чаще всего шквалы возникают на периферии минимума, со-
прикасающегося с максимумом, в случае образования самостоя-
тельного центра низкого давления; перемещение этого центра и
обусловливает линию шквала.
Смерч. Смерчем называется чрезвычайной силы буря, при
которой скорость ветра доходит до 40—50 м/сек, иногда даже до
100 м/сек.
Смерчи наблюдаются на суше (в этом случае они называются
«торнадо»), на море и в песчаных местностях. Особенностью их
являются громадные вертикальные слагающие скорости ветра, бла-
годаря которым с земли поднимаются пыль, песок (с водной по- »
верхности — вода) и даже тяжелые предметы. При этом из об-
лаков, по виду сходных с грозовыми облаками, 'спускается ог-
ромная облачная воронка, напоминающая собою хобот гигант-
ского слона. Навстречу этой воронке с земли засасывается пыль, '
песок или вода.
Образовавшийся таким образом столб пыли, песка или воды
с громадной скоростью перемещается. Смерч, пронесшийся в райо-
не Темрюка 14 июля 1924 г., захватил 3 мальчиков-пастухов и
унес их; один из них был найден без чувств, двое других оста-
лись неразысканными. Высота смерчей, наблюдаемых на море,
составляет от нескольких сотеи до 1 000 м, горизонтальный ди-
аметр— около 10 м. На суше смерчи достигают больших разме-
ров, доходя до 300 м в диаметре и более; продолжительность их —
от нескольких секунд до 3—4 час. Смерчи, проходя через мест-
ности, разрушают все, лежащее на своем пути. В северной Аме-
рике, где торнадо наблюдаются довольно часто, устраиваются
специальные погреба, в которых жители прячутся при приближе-
нии торнадо.
Смерчи подобно грозам и шквалам представляют собой атмо-
сферные вихри, наблюдающиеся на границе соприкосновения теп-
лых и холодных масс воздуха, движущихся в различных напра-
влениях. На границе раздела этих масс могут при благоприятных
температурных условиях образоваться мощные вихри в виде
смерчей.
69
15. ПРОЗРАЧНОСТЬ АТМОСФЕРЫ И ВИДИМОСТЬ
Прозрачность атмосферы зависит от ее чистоты, т. е. от степе-
ни засоренности ее взвешенными посторонними частицами
(пыли, дыма, тумана), а также от степени ее оптической однород-
ности в отношении преломления и рассеивания световых лучей. В
первом случае мы имеем дело с механическим помутнением атмо-
сферы, во втором — с оптическим.
Уменьшение прозрачности атмосферы под влиянием указан-
ных факторов создает уменьшение дальности видимости предме-
тов на земной поверхности, что имеет большое практическое зна-
чение, в особенности в работе авиации.
В метеорологии под видимостью подразумевают расстояние, на
котором видны наиболее удаленные от наблюдателя предметы.
Видимость зависит от освещения рассматриваемого предмета,
его величины и цйета, контраста между ним и соседними предме-
тами, от метеорологических элементов и наконец от физиологиче-
ских особенностей глаза наблюдателя. Для авиации наибольшее
значение имеет вертикальная видимость сверху вниз, в то время
как на метеорологических станциях определяется горизонтальная
видимость и в некоторых случаях видимость под некоторым углом
к горизонту (видимость вершины горы или высокой башни). Опре-
деление вертикальной видимости представляет значительные
трудности, так как опыт показывает, что при измерении верти-
кальной (и наклонной) видимости сверху вниз и снизу вверх по-
лучаются весьма различные результаты. Иногда самолет виден с
земли, а наблюдатель, находящийся на борту самолета, ничего не
различает на земной поверхности. Иногда же наоборот наблюда-
тель с самолета хорошо видит многие подробности на земле, в то
время как самолет не виден с земли. Это зависит от освещения
солнечными лучами частиц, взвешенных в воздухе. Эти частицы
рассеивают свет, вследствие чего уменьшается освещенность и
сглаживаются контрасты в очертании форм на земной поверхности.
Несмотря на большое практическое значение вертикальной види-
мости методы ее измерения еще недостаточно разработаны и о
степени видимости по вертикали обычно приближенно судят по
степени горизонтальной видимости. На метеорологических станци-
ях общегосударственной метеослужбы СССР и на аэрометстанциях
ВВС горизонтальная видимость измеряется в метрах расстояния,
на котором при данных условиях погоды виден предмет^ наиболее
удаленный от наблюдателя из числа заранее выбранных для этой
цели вокруг станции.
В качестве об’ектов, служащих для отметок горизонтальной видимости, вы-
бирают врздметы, расположенные с север ой стороны горизонта, хорошо раз-
личаемые при нормальных условиях; при отметках наклонной видимости обычно
выбирают вершины гор. При наблюдениях вочыо пользуются огнями стацио-
нарна расположенных источников света определенной интенсивности. В целях
устранения влияния на видимость положения солнца (видимость хуже, если
солнце находится перед наблюдателем) при выборе об‘ектов для наблюдения
видимости выбирают их в четырех взаимно перпендикулярных направлениях
(С, В, Ю и 3) и из определений видимости по этим четырем направлениям бе-
рут среднюю видимость..
Для достижения наибольшей точности в определении видимости, а также
в случае отсутствия подходящих для этой цели местных предметов практикуют
70
установку по указанным четырем направлениям вокруг станции специальных
знаков (деревянных щитов например), удаленных от станции на различные
расстояния.
Для оценки горизонтальной видимости в службе погоды СССР приме-
няется следующая шкала. _________
Цифра шкалы Расстояние, на котором виден наи- более удаленный предмет, (в ои)
0 1 2 3 4 5 6 7 50 200 500 1 000 2 000 4 000 10 000 более 10 000
Суб’ективизм в оценке видимости до некоторой степени исключается при
определении видимости специальным измерителем видимости сист. Виганда.
Принцип устройства этого прибора (рис. 36) заключается в том, что к имею-
щейся мутности воздуха добавляется искусственное
помутнение (путем помещения перед глазом наблю-
дателя различных фильтров), до тех пор пока на-
блюдаемый об’ект не перестанет быть видимым.
Фильтры различные (обозначаемые номерами 0, 2, 4
и т. д. до 14) находятся на диске прибора, вра-
щающегося относительно второго диска с матовым
стеклом, мутность которого принята за единицу.
Смотря на предметы сквозь это стекло, вращают
диск с фильтрами до тех пор, пока не наступит
полное помутнение. Номер фильтра, при котором
это помутнение наступит, даст характеристику ви-
димости по прибору. Дальность видимости в ме-
трах определяется по формуле:
14,3 — а’
где а — номер фильтра и L — расстояние до на-
блюдаемого в прибор предмета.
О степени видимости с самолета различ-
ных ориентиров в зависимости от условий
Рис. ЗБ. Измеритель ви-
димости Виганда
погоды и освещения можно судить по сле-
дующей таблице сравнительной видимости
ориентиров (см. таблицу на стр. 72).
16. СВЕТОВЫЕ ЯВЛЕНИЯ В^АТМОСФЕРЕ
Световые явления, наблюдаемые в атмосфере, крайне разнообразны. Водя-
ные капли, падающие или взвешенные в атмосфере, обусловливают собой яв-
ления радуги; ледяные кристаллы дают круги, называемые гало (различные
круги около солнца и луны); мельчайшие частицы атмосферной пыли, мелкие
водяные капли и кристаллы льда образуют особые дифракционные явления или
в виде венцов вокруг солнца, луны, планет и ярких звезд или в виде кругов гло-
рии. Отражение света молекулами воздуха обусловливает явления сумерек и зари.
Радуга (рис. 37) видима только тогда, когда наблюдатель находится между
кучево-дождевым облаком и солнцем. Радуга при этом образует как бы окруж-
ности основания кочуса, в вершине которого находится глаз наблюдателя и ось
которого совпадает с прямой линией, проходящей через солвце и глаз наблю-
дателя. При аналогичных условиях радугу можно наблюдать и в водяных брыз-
гах над водопадами или фонтанами.
71
СРАВНИТЕЛЬНАЯ ВИДИМОСТЬ ОРИЕНТИРОВ
ПРИ КАКИХ
УСЛОВИЯХ
ПРИ СНЕЖНОМ ПОКРОВЕ БЕЗ СНЕЖНОГО ПОКРОВА
В ясную
погоду
В пасмур.
погоду
Луна
Ясно
Без луны
ясно
Пасмурн.
В ясную
погоду
Вниз
В сторону
Вниз
В сторону
Вниз
В сторону
Под луну
Вниз
В сторону
Вниз
В сторону
Вниз
В сторону
Вниз
2
В пасмур.
погоду
о
Г
Луна Ясно Вниз
В сторону
Под луну
Без луны ясно Вниз
В сторону
П асмурн. Вниз
В сторону
ОСНОВНЫЕ ОРИЕНТИРЫ
I1 Отд. ОГН.!
X
X
S
х
X
Условные обозначения;
— Отлично видно
— Хорошо видно
— Удовлетворительно видно
— Плохо видно
— Совсем не видно
Об’яснябтся это явление следующим Параллельно п «дающие на каплю в>ды_
летящую в воздухе, солнечные лучи после преломления и отражения от внут-
ренней поверхности капли выходят из нее в обратном направлении пучком рас-
ходящихся лучей. Световые впечатления от этого пучки сравнительно слабые.
Наиболее интенсивными оказываются лучи, выходящие из капли под углом
около 42° к направлению солнечных лучей, падающих на каплю.
Вообразим прямую линию, проходящую через солнце и глаз наблюдателя
и через перпендикулярную к ней вертикальную плоскость (рис. 37), из точки &
Рис. 37 Радуга
(глаза наблюдателя) проведем вторую линию NO так, чтобы угол SNO был
близок к 42°; в этом случае все дождевые капли, лежащие по направлению NO,
будут казаться освещенными. Очевидно, что все линии, проводимые ив точки
О под углом в 42° к линии SO, уложатся в плоскость вращения линии NO
вокруг оси SO под углом 42° и дадут на плоскости A BCD проекцию в виде кру-
га. При этом вследствие разложения света внутри капли (рис. 38) круг будет
Рис. 38. Преломление и отра-
жение световых лучей в капле
воды
Рис. 39. Гало и венец
состоять из концентрических цветных полос: внутренний фиолетовый круг ради-
усом 40° 30' и внешний красный — радиусом 42° 30'. Между этими кругами
располагаются кру«и всех промежуточных цветов солнечного спектра.
К явлениям гало относятся различные круги вокруг светил (солнца или
луны). Наиболее распространены круги, или гало, радиусом в 22°. Они пред-
ставляют собою круги (рис. 39), описанные около солнца или луны радиусом,
приблизительно равным 22°. С внутренней стороны они окрашены в красный
73
Рис. 40. Явление глории
зывается то время после исчезновения
щвет, с внешней — в зеленоватый или голубоватый. Окраска с внешней стороны
незаметно сливается с окраской неба. Наряду с кругом в 22° наблюдаются
также и круги с радиусом в 46°. Оба вида кругов об’ясняются преломлением
и отражением световых лучей мелкими кристаллами льда, образующими пери-
стые облака.
Когда солнце или луна закрываются тонким слоем облаков или дыма, то
вокруг них образуются цветные кольца, называемые венцами. Венцы рас-
пространяются вокруг диска светил на расстояние, не превышающее 2-3°.
Обычно венцы окрашены в различные цвета солнечного спектра, причем
внешний край их окрашен в красный цвет.
Иногда во время Тумана, а также в облаках, можно видеть позади солнца
свою собственную тень, окруженную цветными кольцами, вполне сходными по
расположению цветов с опи-
санными венцами, и явление
это называют глорией(рис. 40).
Явление венцов обуслов-
ливается дифракцией света,
производимой рассеянными в
воздухе водяными и ледяны-
ми частицами облаков и атмо-
сферной пылью при прохо-
ждении через них лучей солн-
ца или луны.
Сумерки и заря обу-
словливаются отражением сол-
нечного света молекулами воз-
духа. Количество света, по-
лучаемое землей, слагается
из света, получаемого непо-
средственно от солнца, и све-
та, отраженного от небесного
свода.
Когда солнце относитель-
но данного пункта наблюде-
ния опускается за горизонт,
непосредственно свет его уже
не достигает места наблюде-
ния, и оно некоторое время
освещается только светом,
отраженным от небесного сво-
да. Это явление освеще ия
места наблюдения отражен-
ным светом и называется су-
мерками. Сумерки сопрово-
ждаются обычно красным
световым явлением — зарей.
Различают гражданские
и астрономические сумерки.
Гражданскими сумерками на-
солнца за линией горизонта,
в течение которого нормальный человеческий глаз может читать без искусст-
венного освещения печатный текст, набранный средним шрифтом. Для среднего
человеческого глаза это возможно до тех п >р, пока -солнце опускается не более
чем на 6° ниже горизонта. Когда солнце опускается ниже, то количество отра-
женного света постепенно уменьшается, и на небесном своде постепенно появ-
ляются звезды 6-й величины. С появлением этих звезд кончаются астрономи-
ческие сумерки, и наступает полная ночь. Для этого требуется опускание солнца
ниже линии горизонта на 18°.
Продолжительность сумерек непостоянна и зависит от состояния атмосферы,
количества водчных паров в ней и широты места наблюдения. На широтix, где
солнце опускается под некоторым углом к горизонту, сумерки более продол-
жительны.
В период летнего солнцестояния для широт севернее 55° 30' вечерние астро-
номические сумерки сливаются с утренними, следствием чего являются «белые
ночи».
74
Одновременно с сумерками возникает заря. Ояа начинается вечером после
захода солнца и утром перед восходом окрашиванием той части небосвода,
у которой заходит солнце, в желтый, оранжевый, зеленый и красный цвета.. После
•захода солнца постепенно красный цвет темнел, и, когда солнце оказывается
ниже горизонта на 2° 20', почти внезапно на высоте 16° появляется пурпурный
цвет, который становится ярче при дальнейшем опускании солнца.
Явление зари тем более интенсивно, чем больше содержится в атмосфере
ныли и водяных паров.
Контрольные вопросы ко II главе
1. В чем отличие силы тяжести от силы притяжения?
2. Почему давление воздуха измеряют в миллиметрах ртутного столба?
3. Что такое миллибары?
4 Для чего служит формула Лапласа?
5. На каком принципе основана градуировка шкалы авиационных высотомеров?
6. Как изменяется давление воздуха с высотой?
7. Привести к уровню моря давление воздуха в 742,5 мм, наблюдавшееся на
высоте 120 м при температуре воздуха в 25°.
8. Вычислить давление воздуха на высоте 1 000 м, если давление воздуха на
земле равно 738,8 мм и температура воздуха на земле равна 8',5 °.
Ответ: 737,6 мм.
Указание: давление воздуха на высоте A (Pft) вычисляется по формуле:
’ н
Ig Ph = 1g ро—18 400 (1+0,004/) ’
где Р„ — давление воздуха у земной поверхности, Н— высота и / средняя
температура воздуха.
9. Выведите формулу, приведенную в указаниях, 8-то вопроса.
10. Как происходит нагревание и охлаждение воздуха?
11. Что такое явление конвекции и его отличие от явления адвекции?
12. Почему температура воздуха с высотою обычно понижается?
13. При каких условиях температура воздуха с высотою повышается?
14. Что такое вертикальный температурный градиент и в каких пределах он из-
меняется?
15. От чего зависят суточные .и годовые изменения температуры воздуха?
16. В чем отличие абсолютной влажности от относительной влажности?
17. Как найти относительную влажность, если известна абсолютная влажность и
температура воздуха?
18. Что такое точка росы и что нужно злать при определении ее?
19. Каково состояние воздуха, когда точка росы равна температуре воздуха?
'20. Что такое упругость водяных паров и какова ее связь с абсолютной влаж-
ностью?
21. .Какие известны стадии влажного воздуха?
22. От чего зависят суточные изменения абсолютной влажности воздуха?.
23. В чем проявляется аналогия в суточном и годовом ходе относительной влаж-
ности?
24. Вычислить плотность воздуха при давлении воздуха 725 мм, температуре
воздуха—8° и абсолютной влажности в 2,5 мм.
Ответ: 12 691 г/м3.
25. Определить плотность воздуха на высоте 1 100 м, если на земле она оказа-
лась равной 1 293 г при температуре воздуха у земли в 15° и вертикальном
температурном градиенте 1°.
Ответ: 1 176 г.
26. Чем характеризуются условия равновесия сухого и влажного воздуха?
27. Что такое конденсация водяных паров и главнейшие причины, ее вызываю-
щие?
28. Какую играют роль ядра конденсации при переходе водяного пара в жид-
кое состояние? I I •
75
29. Возможна л>и кхждедюация водяного пара при относительной влаж-
ности, меньшей 100% ?
30. Какова физическая причина появления тумана?
31. При каких условиях возникает туман?
32. На какие виды можно разделить туманы?
33. Какова высота и продолжительность различных видов туманов?
34. В чем1 отличие влажного тумана ют сухого?
35. Почему особенно густые туманы наблюдаются в больших городах?
36. В чем отличие росы от тумана?
37. Почему ветер препятствует образованию росы и инея?
38. Какие виды облаков относятся к высоким! облакам и какие к низким?
39. Каково внешнее отличие перистых облаков от кучевых и есть ли
какое-либо отличие в их строении?
40. Каковы высоты кучевых, слоистых, слоисто-кучевых и дождевых
облаков?
41. Чем отличается кучево-дождевое облако от кучевого?
42. В каких формах облаков наблюдается явлеиие конвекции?
43. Какие известны 'основные причины образования облаков?
44. В канне времена года и в какие часы суток чаще всего /наблюдаются
кучевые облака?
45. Как происходит процесс выпадания осадков ив облаков?
46. Каково отличие дождя от снега, крупы от града?
47. Что называется ветром?
48. Чем объясняется порывистость ветра?
49. Б чем сказывается влияние вращения земли на ветер?
50. Как изменяются скорость и направление ветра с высотою?
51. До каких высот .наблюдается наиболее резкое изменение ветра?
52. Можно ли наблюдать правильный суточный ход ветра?
53. Какие ветры называются местными?
54. От чего возникает ветер в лощинах, горный ветер и лесной?
55. В чем отличие бризов от- муссонов?
56. Почему при фёне воздух, спускающийся с подветренной стороны скло-
на, оказывается сухим?
57. Чем юб’ясняется, что при опускании воздуха по склону при ветре
бора выделяется большое количество ледяных кристаллов?
58. Какими особенностями характеризуются афганец, сарма и верховик?'
59. В чем сказывается влияние населенных пунктов на ветер?
60, Что называется восходящим потоком воздуха?
61. На какие виды делятся восходящие потоки?
62. Канова скорость восходящих потоков термического происхождения?
63. В чем' выражается влияние препятствия на ветер по вертикали и по
горизонтали?
64. Чем вызываются восходящ,не потоки динамического происхождения?
65. Какими изменениями метеорологических элементов сопровождается
прохождение грозы?
66. Какой особенностью характеризуется кучево-дождевое облако, сопро-
вождаемое грозой?
67. Какую роль играет инверсия температуры при образовании кучево
дождевого облака?
68. При каких условиях возникают грозы?
69. Каково распределение воздушных потоков в кучево-дождевом облаке?
70. Чем об’ясняются электрические процессы, происходящие в кучево-
дождевом облаке?
71. Что называется шквалом?
72. Когда и по каким признакам можно судить о возникновении шквалов?
73. Чем отличаются смерчи от шкалов?
74. Что называется видимостью?
75. Какими причинами вызывается уменьшение видимости?
76. Какая шкала видимости принята в службе погоды в СССР?
77. Как связаны между собой горизонтальная и вертикальная видимость?’
78. Почему радуга представляет цветную дугу?
79. В чем состоит отличие явления гало от явления венцов?
80. Что представляют собой сумерки и варя?
81. В чем различие гражданских и астрономических сумерек?
ГЛАВА III
СОВРЕМЕННЫЕ СВЕДЕНИЯ О СОСТОЯНИИ МЕТЕОРОЛОГИ-
ЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ В СТРАТОСФЕРЕ
1. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ СТРАТОСФЕРЫ
Исследования высоких слоев атмосферы представляют значи-
тельные трудности по сравнению с исследованием атмосферы у
земной поверхности. Однако и в этом отношении современная тех-
ника имеет ряд достижений.
К инструментальным методам исследования стратосферы отно-
сятся исследования с помощью под’ема на шарах-зондах (резино-
вых-шарах, наполненных водородом) специальных приборов (мете-
орографов, записывающих изменения давления и температуры
воздуха с высотой).
По мере под’ема вверх с уменьшением плотности воздуха
шар-зонд увеличивает свой об’ем и на некоторой высоте лопается,
•прибор же опускается вниз на маленьком парашюте.
Предельная высота, достигавшаяся шарами-зонтами, равна
37 км.
В последнее время метеорографы стали соединять с миниатюр-
ными радиопередатчиками, которые по мере под’ема вверх дают
сигналы, позволяющие определить время, через которое темпера-
тура воздуха падает на 1°, а давление на 10 мм. Зная скорость
под’ема шара-зонда и значение температуры и давления воздуха
у земли, по указанным сигналам легко установить ход измейения
температуры по высотам. Такой метод избавляет от утраты дан-
ных исследования, что часто имеет место при выпуске метео-
рографов без радиопередатчиков, в случаях когда шар-зонд ветром
уносит далеко от пункта наблюдения и метеорограф опускается
в ненаселенных районах. В СООР впервые этот метод был при-
менен проф. Молчановым, директором института аэрологии в Слуп-
ке, разработавшим радиозонд собственной оригинальной кон-
струкции.
При ясной погоде исследование ветра в стратосфере может про-
изводиться обычным методом шаро-пилотных наблюдений (стр. 96),
который позволяет определять направление и скорость ветра до
высот 20 км.
О состоянии атмосферы на больших высотах можно судит!, и
по некоторым звуковым и световым явлениям в атмосфере. Так
например наблюдениями было установлено, что звук в атмосфере
распространяется так, что на некотором расстоянии от источника
его возникновения он перестает быть слышным, а затем после не-
которой зоны неслышимости (молчания) слышимость его снова
восстанавливается. На рис. 41 приведены воны хорошей слышимо-
77
сти, установленные проф. Внткевич при исследовании распростра-
нения звука от взрыва артиллерийского склада в Москве в 1920 г.
Изучение этого явления привело к выводам, что об'яснение его
нужно искать в отражении звуковой волны от слоев стратосферы
Рис. 41. Зоны слышимости
звука взрыва артскпадов в
Москве в 1921 г.
дга высоте около 40—50 км, что под-
тверждает слоистость строения атмо-
сферы.
Наблюдения над полярными сияния-
ми, в частности спектроскопические ис-
следования их, также позволяют судить
о составе верхних слоев атмосферы.
И наконец в последнее время пред-
приняты исследования стратосферы пу-
тем под’ема людей с приборами на боль-
шие высоты на свободном аэростате. Наи-
большая высота при подобном под’еме
достигнута в СССР стратостатом «СООР»
под управлением воздухоплавателя Про-
кофьева, поднявшимся 30 сентября 1933
на высоту в 19 000 м. До этого в 1931 и 1932 гг. в Бельгии были
осуществлены 2 полета в стратосферу физика Пикара на высоты-
14 500 и 16 300 м. Все полеты совершались в герметически за-
крытой гондоле.
2. ИЗМЕНЕНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ,ДАВЛЕНИЯ И ПЛОТНОСТИ
ВОЗДУХА С ВЫСОТОЙ
На основании ряда аэрологических наблюдений (под’емов ша-
ров-зондов) и теоретических рассуждений английский физик Гум-
фри составил следующую таблицу распределения температуры,
давления и плотности воздуха до высоты 40 км.
яад 0 Ле Т 0 3 и м а
« g 2 СО (D § И общее t вес 1 мя давле- ние во- общее вес 1 м3 давле- ние во-
ё © л давле- ние воздуха дяных паров давле- ние t воздуха дяных паров
1 2 3 4 5 6 7 8 9
0,0 762,55 14,7 1 224,42 10,46 763,35 1,7 1 287,58 4,69
0,5 718,75 13,2 1 159,17 9,17 717,42 1,2 1212,31 4,35
1,0 677,24 11,8 1099,61 7,81 6’4,11 0,6 1 147,23 3,56
1,5 637,81 9,0 1046,50 6,21 633,12 — 2,2 1 084,23 2,93
2,0 600,31 6,2 995,19 4,97 594,37 — 4,1 1 025,03 2,27
2,5 564,67 3,6 945,56 3,97 557,71 — 6,4 970,08 1,71
3,0 530,82 1,0 897,73 3,12 522,99 — 9,1 919,87 1,30
4,0 468,23 — 4,2 808,07 1,87 458,91 —15,3 826,62 0,72
5,0 411,93 — 9,9 726,57 1,06. 401,32 -22,2 743,33 —
6,0 361,32 — 16,2 653,35 0,57 349,62 -21,3 666,41 —
7,0 315,84 —24,2 587,39 — 303,34 -36,6 596,05 —
8,0 274,98 —30,7 524,26 — 261,94 —43,6 530,41 —
9,0 238,39 —38,2 471,70 — 225,37 —49,6 468,61 —
10,0 205,77 -44,8 418,94 — 193,19 —54,3 4.0,34 —
11,0 176,95 —50,0 368,66 — 165,19 —56,8 455,20 —
12,0 151,80 —52,8 319,03 — 141,11 —57,2 303,43 —
13,0 130,14 —52,7 273,51 —— 120,55 —56,3 259,22
14,0 111,58 -52,3 234,50 — 102,99 -5b,5 221,46
78
Высота над уровнем моря (vm) Лето •Зима
общее давле- ние t вес 1 м* воздуха давле- ние во- дяных паров общее давле- ние t вес 1 at3 воздуха давле- ние во- дяных паров
1 2 3 4 5- 6 7 8 9
15,0 95,67 —51,9 201,06 87,99 —57,1 189,20
16,0 82,03 —51,5 172,40 — 75,18 -57,3 161,66 —
17.0 70,34 -51,0 147,83 — 64,24 —57,6 138,13 —
18,0 60,32 -50,1 126,77 — 54,89 -57,6 118,03 —
19,0 51,73 -49,5 108,72 — 46,91 — 57,6 100,87 —
20,0 44,37 —49,8 93,25 — 40,09 —57,9 86,20 —
21,0 38,05 -— 79,97 — 34,26 — 73,67 —
22,0 32,64 — 68,60 29,28 — 62,96 —
23,0 27,99 — 58,82 — 25,02 — 53,00 ——
24,0 24,01 — 50,46 — 21,39 — 45,99 —
25,0 20,60 — 43,29 — 18,28 — 39,31 —
2’,0 17,67 — 37,14 — 15,63 — 33,61 —
27,0 15,16 — 31,86 — 13,36 — 28,73 —
28,0 13,01 — 27,34 — 11,42 — 21,01 —
29,0 11,16 —- 23,45 — 9,77 — 24,56 —
30,0 9,58 — 20,13 — 8,35 — 17,95 —
31,0 8,22 — 17,28 — 7,14 — 15,35 —-
32,0 7,05 — 14,82 —- 6,10 — 13,12 —
33,0 Ь,0б — 12,72 .— 5,22 — 11,24 —
34,0 5,ig — 10,91 — 4,46 — 9,59 —
35,0 4»46 — 9,37 — 3,82 — 8,21 —
36,0 3,83 — . 8,05 — 3,27 — 7,03 —
37,0 3,28 2,82 2,42 2,08 — 6,89 — 2,79 — 6,00 —
38,0 — 5,93 — 3,39 — 5,14 —
39,0 — 5,09 — 2,04 .—_ 4,39 —
40,0 — 4,37 — 1,75 — 5,7f —
3. ИЗМЕНЕНИЕ ВЕТРА В СТРАТОСФЕРЕ
Единственным способом проследить более или менее точно рас-
пределение ветра на больших высотах является наблюдение над
полетом шаров-пилотов, или шаров-зондов. При этом так как не-
посредственные наблюдения в пасмурную погоду ограничиваются
высотою слоя облаков, некоторые результаты могут быть получе-
ны и путем определения мест падения оболочек шаров-зондов с
метеорографами после разрыва оболочки в высоких слоях атмо-
сферы. В этом случае мы по траектории, пройденной шаром за.
время от выпуска до приземления, зная по записи метеорографа^
высоты под’ема, можем определить среднее значение скорости и
направления ветра во всем слое атмосферы, пройденном шаром.
В результате обработки 200 наблюдений над шарами-пилотами1
Из таблицы видно, что скорость ветра возрастает примерно на
1 м/сек по мере под’ема на 1 км до высоты 11 км (начало страто-
сферы) и быстро уменьшается в стратосфере.
К аналогичным выводам пришел немецкий ученый Пепплер на
•основе изучения средних скоростей ветра по определению точек
приземления шаров-зондов. Результаты этого видны из следую-
щей таблицы.
Высота слоя (км) Средняя скорость ветра
лето зима
От 0 до 8,5 14,7 14,7
» 0 » 12,5 . . 12,4 14,2
» 0 » 17,5 ... ... 10,0 13,6
л> 0 » 25 . 7,6 11,8
Французский ученый Доро изобразил графически (рис. 42) рас-
пределение средней скорости ветра по высотам по вычислениям
Морэна и Пепплера, причем Пепплер дает это распределение от-
дельно для зимы и лета.
Из этого графика видно, что уменьшение скорости ветра в стра-
тосфере зимой значительно меньше, чем летом.
Что касается направления ветра в стратосфере, то большинство
наблюдений указывает на преобладание в стратосфере ветров за-
падных направлений (рис. 25 на стр. 55).
4. ВЛАЖНОСТЬ И ОБЛАЧНОСТЬ В СТРАТОСФЕРЕ
Как уже известно, водяные пары поднимаются в атмосфере
вверх под действием конвекционных токов. На некоторых высотах
в тропосфере, до которых достигает
вертикальное перемешивание воздуха,
происходит конденсация паров в виде
облаков и осадков. Исследования
влажности воздуха на высоте дали
следующую картину распределения ее
выше 10 км:'
10о . . 32 °/0
12 » . . . 28 »
14 » . . 21 »
16 » . - . 18 »
•Рис. 42. Распределение ско- В результате конденсация водя-
,рости ветра по высотам по него пара ограничивается высотой
данным Морэна и Пепплера ю—12 КМ (максимальной ВЫСОТОЙ об-
разования перистых облаков), и сле-
довательно в стратосфере мы должны иметь абсолютную прозрач-
ность воздуха и очень хорошую видимость.
Нужно однако отметить, что хотя и чрезвычайно редко, но в
стратосфере наблюдаются облачные образования. Это так называе-
мые перламутровые или иризирующие облака, наблюдаемые на
очень больших высотах до 25—30 км. Облака эти видны обычно
ночью, когда они светятся отраженным светом солнца. Природа
80
этих облаков до сих пор не выяснена. Возможно, что они являются
результатом возникновения водяных паров от соединения водорода
и кислорода при электрических разрядах в верхних слоях атмо-
сферы.
5. СОСТАВ ВОЗДУХА В СТРАТОСФЕРЕ
Изменение состава воздуха-по мере под’ема в стратосферу ха-
рактеризуется убыванием в нем количества кислорода и увеличе-
нием количества сначала азота, а затем водорода (табл, на стр. 9).
Это является следствием указанного выше закона Дальтона, со-
гласно которому каждый из газов, входящих в состав атмосферы,
•образует как бы самостоятельную атмосферу, сумма которых и со-
ставляет давление воздуха. В результате в атмосфере наиболее
тяжелые газы (кислород, азот) преобладают в более низких слоях,
-более легкие (водород)—в высоких. В силу вертикального пере-
мешивания до границы стратосферы состав воздуха является оди-
наковым, выше же газы начинают располагаться соответственно
своим плотностям, что и приводит к уменьшению количества ки-
слорода по мере под’ема в стратосфере.
6. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА НИЖНИХ СЛОЕВ СТРАТОСФЕРЫ
В заключение можно следующим образом резюмировать состоя-
ние нижних слоев стратосферы как наиболее интересных для ави-
ации с точки зрения возможности осуществления сверхвысотных
полетов.
В слоях атмосферы от ю до 25 км мы имеем сильно разрежен-
ный воздух: с гораздо меньшим количеством кислорода, чем у зем-
ли, с очень низкой температурой, малой влажностью и большой
прозрачностью. Вертикальное перемешивание в этом слое совер-
шенно незначительно, средние скорости ветра меньше, чем у зем-
ли, преобладающее направление ветра — западное. * 1 * 3 4 5
Контрольные вопросы н III главе
1. Чем объясняются- зоны молчания, наблюдаемые при распространении звуко-
вых волн? 1 ' • '
2. Как изменяются температура, -воздуха и давление в стратосфере?
3. Какова скорость ветра в стратосфере?
4. Как распределяются газы, входящие в состав атмосферы в стратосфере?
5. Какова влажность в стратосфере? . .........
S. Какие виды облаков наблюдаются в стратосфере?
и сэроло.ия
ГЛАВА IV
МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ И АЭРОЛОГИЧЕСКИЕ ПРИБОРЫ
И НАБЛЮДЕНИЯ
1. МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ И АЭРОЛОГИЧЕСКИЕ СТАНЦИИ
Наблюдение состояний метеорологических элементов произво-
дится на специально оборудованных метеорологических станциях
в определенные сроки (в СССР обычно в 7, 13, 19 и. 21 час по мест-
ному солнечному времени). Метеорологические элементы в верхних
слоях атмосферы определяются при помощи аэрологических на-
блюдений, шаро-пилотных наблюдений и специальных исследова-
ний верхних слоев атмосферы в отношении температуры воздуха,
влажности и ветра при помощи особых приборов.
В целях сравнения между собою результатов наблюдений над
метеорологическими элементами эти наблюдения ведутся по опре-
деленной программе и однотипными приборами, установленными
в одинаковых условиях.
Для ’наблюдения метеорологических элементов организуются
так называемые метеорологические и аэрологические станции.
Метеорологические станции в зависимости от об’ема наблюде-
ний делятся на 3 разряда.
Станции I разряда — крупные метеорологические стан-
нин, которые кроме обычных наблюдений, производимых на стан-
циях II разряда, производят особые дополнительные исследова-
ния, имеющие практическое или научное значение.
Станции II разряда наблюдают за следующими основ-
ными элементами: 1) давлением воздуха, 2) температурой и влаж-
ностью воздуха, 3) направлением и скоростью ветра, 4) облач-
ностью, 5) атмосферными осадками, 6) снежным. покровом,
7) вскрытием: и замерзанием рек и такими особыми явлениями
атмосферы, как туманы, метели, грозы, световые явления и т. п.
Станции III разряда ведут наблюдения по сокращенной
программе, в частности за каким-либо одним или двумя метеоро-
логическими элементами.
Аэрологические станции кроме метеорологических
наблюдений производят также наблюдения над скоростью и на-
правлением ветра на разных высотах с помощью шаров-пилотов.
Место, отведенное для площадки метеорологической станции,
должно быть:
а) характерным для данного района и
б) ровным, с естественными условиями почвы и раститель-
ности.
В центре метеорологической станции располагается флюгер так,
чтобы подступ к нему был открыт со всех сторон. Метеорологиче-
ские будки (две — одна с гигрометром, максимальным и минималь-
82
ным термометрами и другая с термографом и гигрографом) уста
навливаются в стороне от флюгера вблизи ограды площадки; в
одном из угле® площадки устанавливается дождемер.
2. МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ПРИБОРЫ И НАБЛЮДЕНИЯ
Термометры. Служащий для измерения температуры воз-
духа термометр представляет собой резервуар (рис. 13),
переходящий в верхней части в очень тонкую (капил-
лярную) трубку. Резервуар термометра заполняется
ртутью, спиртом или толуолом. Положение уровня жид-
кости (ртути, спирта или толуола), зависящее от темпе-
ратуры воздуха, измеряется по шкале, наносимой на
самой трубке*термометра или- на особой пластинке молоч-
ного стекла. Шкалы наиболее распространенных термо-
метров имеют 2 основные (постоянные) -точки: одна
из них соответствует температуре таяния льд! или сне-
га— Это 0°; другая — температуре кипения роды, т. е
100°. Одна сотая часть увеличения об’ема жидкости
вследствие нагревания ее от температуры таяния льда
(0°) до температуры кипения воды (100°) характеризует
градус Цельсия.
Шкалы термометров, употребляемые на метеорологи-
ческих станциях, имеют самыми мелкими делениями 1°,
0,5Q и даже 0,2°. В целях уменьшения длины термомет-
ров деления шкал термометров ограничивают часто опре-
деленными пределами, например от + 40° до — 20°.
Наблюдения показывают, что даже в термометрах,
построенных из самого прочного венского стекла, с те-
чением времени перемещается нулевая их точка (по-
видимому вследствие деформаций, происходящих в обо-
лочке термометра). Кроме того правильность показаний
термометра часто искажается встречающимися в капил-
лярной трубке местными сужениями и расширениями.
Поэтому термометр требует время от времени (по край-
ней мере раз в год) поверки. Учреждение, поверяющее
термометр, обычно выдает аттестат (сертификат) тер-
мометра, в котором и указываются поправки термо-
метра. Поправки эти для разных участков шкалы могут
быть различными.
В полевых условиях часто применяются термомет-
ры-пращи. Это — обыкновенный термометр, имеющий
в верхней своей части ушко, за которое привязан шнур
(около 50 см длины) с петлей на конце. Продев указа- ’
тельный палец в петлю и зажав ее большим пальцем,
термометр вращают около головы в горизонтальной пло-
скости. Сделав около 10 оборотов (в течение 2—з минут),
наматывают шнур на средний палец и производят отсчет
температуры. Благодаря такому приему воздушные мае- Рис 43
сы. обтекая термометр, заставляют его остыть, если он Термометр
теплее воздуха, или же нагреться, если он холоднее, т. е.
воспринять температуру воздуха.
Для определения крайних температур воздуха, наблюдаемых
за известное время, употребляются так называемые предельные
е*
83
Рис. 44. Максимальный и минимальный термометры
Рис. 45. Метеорологическая будка
термометры: максималь-
ные — для измерения ' наи-
больших температур и ми-
нимальные— для измерения
наименьших температур.
Предельные термометры от-
личаются от обычных неко-
торыми особенностями.
М а к с и м а л ь и ы й т е р-
м о м е т р (рис. 44) имеет
суженный капилляр в ме-
сте соединения с резервуа-
ром. Благодаря этому ртуть,
свободно входящая в ка
циллярную трубку при
расширении (при повыше-
нии температуры воздуха),
не может пройти обратно
в резервуар при понижении
температуры (и снижении
ртути) вследствие разрыва
столба ртути. Верхний ко-
нец столбика ртути, остаю-
щийся в том (положении, в
каком он находится в мо-
мент наибольшей темпера-
туры воздуха, и показы-
вает максимальную темпе-
ратуру. После наблюдения
столбик ртути легким встря-
хиванием термометра при-
водится в положение, соот-
ветствующее температуре
воздуха, наблюдаемой в
84
момент встряхивания. После этого термометр устанавливается
о горизонтальном положении.
Минимальный термометр (рис. 44) и отличие от мак-
симального (резервуар которого обычно наполняется ртутью) на-
полняется спиртом как жидкостью, замерзающей при более низ-
кой температуре воздуха. И так как спирт по сравнению с ртутью
Рис. 46. Отсчеты термометра
имеет меньший коэфициеит расширения, то для получения чув-
ствительности минимального термометра, соответствующей чув-
ствительности максимального термометра, резервуару минималь-
ного термометра придается вилкообразная форма. Внутрь капил-
ляра в спирт минимального термометра включается стеклянный
штифтик с утолщениями на концах. При понижении температуры
воздуха образующаяся в капилляре пленка поверхностного натя-
жения на конце столбика жидкости тянет за собою штифтик, при
повышении температуры воздуха жидкость свободно проходит
мимо штифтика. Положение конца штифтика, ближайшего к вер-
1пине спиртового столбика, и определяет собою минимальную тем-
пературу воздуха. После наблюдения штифтик минимального тер-
мометра приводят в соприкосновение с пленкой жидкости, для
чего термометр ставят вертикально. Минимальный термометр, так
же как и максимальный, устанавливается горизонтально.
Предельные термометры самыми мелкими делениями имеют
0,5° и подобно обыкновенным сопровождаются аттестатами.
Все термометры за исключением термометров-пращей устанавливаются на
метеорологических станциях в особых будках. Наиболее распространены метео-
рологические будки английского образца (принятые на станциях ВВС). Они
(рис. -45) делаются с жалюзиными стенками для свободного доступа воздуха
внутрь будки.
Метеорологическая будка устанавливается на высоте 2 м от земли так,
чтобы дверца ее была обращена на север. Внутри будки помещается обы-
85
Рис. 47.
Ртутный
барометр
ртути) воздуха
кновенный термометр. Максимальный и минимальный термометры
на крючках подвешиваются в горизонтальном положении.
При отсчете термометра глав наблюдателя должен быть на
одном уровне с вершиной столбика жидкости в капиллярной трубке
термометра. Сначала отсчитываются десятые доли градуса, а затем
уже целые градусы (рис. 46).
Барометры. Для измерения давления воздуха
служат барометры ртутные и металлические; послед-
ние чаще называются анероидами.
Ртутный баркометр (рис. 47) представляет со-
бой запаянную сверху стеклянную трубку длиною
810 мм, наполненную ртутью и погруженную нижним
концом в чашку с ртутью. Верхняя часть трубки зак-
лючается в медный футляр с прорезами вверху — с двух
противоположных сторон. С левой стороны одного из
прорезов нанесены деления — шкала в миллиметрах.
Чашка с ртутью, в которую погружен нижний от-
крытый конец трубки, со всех сторон закрыта. В верх-
ней крышке ее имеется небольшое отверстие, прикры-
тое винтом. Через это отверстие наружный воздух про-
никает в чашку барометра. 'Сверх свободной поверх-
ности ртути в трубке (над мениском
нет (безвоздушное пространство). При
повышении атмосферного давления
столб ртути в барометре поднимается,
при понижении опускается. Поэтому
об атмосферном давлении моЗКйо су-
дить по высоте ртути в барометре.
Положение мениска определяется
по шкале с помощью нониуса, пере-
двигаемого специальным микроме-
трешным винтом.
Для учета /влияния температуры
на высоту столба ртути в нижней
части медного футляра вделывается
термометр, показания которого отсчи-.
тываются перед наблюдением давле-
ния.
После отсчета температуры воздуха пере-
двигают нониус так, чтобы нижний его срез
касался верхней выпуклой поверхности ме-
ниска (рис. 48). После этого отсчитываются на
шкале целые миллиметры по нижнему краю нониуса и замечают,
какое по счету деление нониуса совпадает с делением шкалы. Это
число и дает десятые доли миллиметра. На рис. 48 отсчет барометра
оказывается 753,2.
Поправки барометра. На высоту ртутного столба баро-
метра влияют температура воздуха и сила тяжести.
Температура воздуха, повышаясь или понижаясь, увеличивает
или уменьшает высоту ртутного столба. Обычно наблюдаемые высоты
ртутных барометров приводят к 0°. Поправки для пэиведения баро-
метра к 0° даны в табл. 3 (приложена в конце книги). Эти поправки
отрицательны при положительных температурах и положительны —
при отрицательных.
Так как сила тяжести оказывается максимальной на полюсе и
минимальной на экваторе, - высота ртутного столба при одних и
Рис. 48. Отсчет по
ртутному барометру
£6
тех же атмосферных условиях на экваторе больше, чем на полюсе. Наблюдае-
мую высоту ртутного столба барометра принято приводить к широте 45°. Для
мест от экватора до широты 45° эта поправка отрицательна, с широт выше
45° до полюса — положительна.
Поправки для приведения барометра к широте 45° (поправка на силу тя-
жести) указаны в^табл. 4 в конце книги.
В отсчет высоты ртутного барометра вводится еще третья поправка — ин-
струментальная, зависящая от конструктивных недостатков барометра; она ин-
дивидуальна для каждого барометра и указывается в прилагаемом к барометру
аттестате (сертификате).
Пример. Барометр при температуре t = 20,0° показывает на широте
60° — 749,9 мм. Инструментальная поправка его, даваемая в аттестате,, равна
-j-0,1 мм. По табл. 3 находим температурную поправку как число, стоящее на
пересечении строки, соответствующей 20,0°, со столбцом, соответствующим 750,0
(ближайшим к 749,9),—2,4 (со знаком минус, так как температура отрицательна)
По табл. 4 по широте 60° и давлению 749,9 находится + 10 (со знаком плюс
так как место наблюде-
ния на широте 60° выше
широты 45°). Оконча-
тельная поправка оказы-
вается:
0,1 —2,4+ 1,0 — —1,3.
Поэтому исправлен-
ное или приведенное да-
вление воздуха будет
749,9 — 1,3 = 748,6 мм.
Амероид. Ме-
таллический баро-
метр, или анероид
(рис. 49), предста-
вляет собою круг-
лую металлическую
коробку, герметиче-
ски запаянную, с
разреженным возду-
хом внутри и заще-
мленную пружиной
в раму. Колебания
давления воздуха из-
меняют силу взаимо-
Рис. 49. Анероид
действия пружины
и коробки с разреженным воздухом; эти изменения силы взаимо-
действия передаются стрелке прибора, помещаемой в центре ду-
гообразной шкалы с нанесенными на ней делениями в миллимет-
рах ртутного столба. В нижней части анероида обычно помещает-
ся дугообразной формы термометр для учета влияния температу-
ры воздуха на показания анероида.
В полученный отсчет анероида вводятся следующие поправки:
а) температурная, определяемая ив прилагаемого к барометру сертификата;
эти поправки для различных анероидов различные;
б) поправки на деления шкалы, зависящие от неточности нанесения делений
на шкалу, также берущиеся из аттестата;
в) дополнительные поправки, зависящие от деформации различных частей
анероида; эти поправки непостоянные, почему время от времени, не реже одного
раза в 2 года, необходимо анероид передавать в поверку.
При введении поправок в отсчет анероида следует иметь в виду, что по-
правки'на силу тяжести не вводятся.
87
Ртутные барометры и анероиды на метеорологических станциях размещаю-
тся всегда внутри помещений и внутри шкафа, привешенного к стене (внутрен-
ней, а не наружной) в стороне от печей и окон.
Анероиды можно помещать вблизи ртутного барометра или на столе в зак-
рытом футляре. При отсчетах давления крышка футляра открывается, причем
анероид должен оставаться в том же горизонтальном положении.
Приборы для определения скорости
и направления ветра
При наблюдениях над ветром определяют его направление и
скорость. За направление принимают ту часть горизонта (так на-
зываемый румб), откуда дует ветер, а скорость выражается числом
метров, на которое перемещается масса воздуха в одну секунду.
Иногда скорость ветра выражают числом километров, на которое
перемещается масса воздуха в один час. Для получения скорости
ветра в км/час нужно скорость ветра в м/сек умножить на 3,6.
Румбы ветра. При определении направления ветра разли-
чают следующие 16 направлений, или румбов.
Северный ....... С
северо-северо-восточный ССВ
северо-восточный . . . СВ
восточно -севере -восточ-
ный ................................................................ВСВ'
восточный.............В
восточно- юго-восточный ВЮВ'
юго-восточный .... ЮВ
юго-юго-восточный . . ЮГОВ
южный.................Ю
юго-юго-западный . . . ЮЮЗ
западно-юго-западный . 3103
западный..............3
западно-северо-западный ЗСЗ
северо-западный . . • . СЗ
северо-северо-западный ССЗ
Рис. 50. Румбы ветра
Эти румбы ветра изобра-
жены на рис. 55.
Флюгер. Направле-
ние ветра на метео-
рологических станциях
определяется с помощью флюгера Вильда (рис. 51), представляю-
щего собой флюгарку с противовесом, вращающимся на металли-
ческом стержне. Флюгер устанавливается на столбе на высоте
10—12 м от земли. В местности, пересеченной холмами, гористой, а.
также в городах флюгер необходимо устанавливать па высоте, на
которой искажающее влияние земной поверхности и строений на
ветер является наименьшим. Вместе с флюгаркой, устанавливаю-
щейся постоянно в направлении ветра, поворачивается дуга со
штифтами. Перпендикулярно дуге подвешена пластинка, колеблю-
щаяся под действием ветра. При штиле пластинка не отклоняется:
сна занимает вертикальное положение. По величине угла откло-
нения пластинки от вертикального положения можно судить
скорости ветра.
Румбы ветра отмечаются по указателям, установленным в муф-
88
те вертикального стержня и ориентированным относительно стран
света. Для определения направления ветра смотрят, между каки-
ми указателями располагается противовес флюгарки. Скорость же
ветра отмечается номером того штифта по дуге, около Которого
колеблется пластинка. Номера штифтов считаются снизу вверх,
причем начальный штифт, соответствующий отвесному положению
доски, принимается за нулевой.
Перевод скорости ветра в м/сек производится по следующей
таблице. >
Отмеченное показание Скорость Отмеченное показание Скорость-
ДОСКИ (з«/сек) ДОСКИ (jw/сек)
У 0 штифта 0 У 4 штифта 8
Между 0 и 1 штифтами . . . 1 Между 4 и 5 штифтами . . у
У 1 штифта 2 У 5 штифта j 10
Между 1 и 2 штифтами . . . 3 Между 5 и 6 штифтами . 12-
У 2 штифта 4 У 6 штифта .... . . 14
Между 2 и 3 штифтами . . . 5 Между 6 и 7 штифтами . . 17
У 3 штифта 6 У 7 штифта 20
Между 3 и 4 штифтами . . . 7
Рис. 51. Флюгер Випьда
Иногда, особенно в местно-
стях СССР с преобладанием силь-
ных ветров (например в примор-
ских । районах), употребляются
флюгера с двумя досками, одна;
из которых в 4 раза тяжелее-
другой. Для тяжелой Доски пе-
Рис. 52. Ветряный конус
89
;ревод номеров штифтов в м/сек. производят по той же шкале,
.удваивая лишь соответствующие скорости.
Вымпел. В полевых условиях направление ветра определя-
ется при помощи вымпела, т. е. легкой ленты (обычно батистовой)
длиной около 0,5 м и шириною 2—3 см. Эта лента подвешивается
с помощью кольца на острие шеста, углубляемого заостренным
концом в землю. Лента вытягивается по ручному компасу.
Ветряный конус. Для непосредственного указания лет-
чику, находящемуся в воздухе, направления ветра на аэродромах
устанавливаются специальные ветряные конуса (рис. 52), пред-
ставляющие собой конус (рукав), сшитый из легкой материи и
укрепляемый на вращающемся вертикальном стержне. Под дей-
ствием ветра конус устанавливается по его направлению. Для луч-
шей видимости конуса обычно сшивают из полос материи разного
цвета.
Шкала Бофорта. В службе погоды скорость ветра принято
выражать в особых единицах (баллах) условной шкалы, так на-
зываемой шкалы Бофорта, Она представлена в следующей таблице.
Баллы Бо- форта Предельные величины скорости ветра (м/сек) Словесная хара- ктеристика ветра Оценка ветра наглаз
0 0—0,5 Штиль Дым поднимается отвесно или почти отвесно, листья неподвижны.
1 0,6-1,7 Тихий ветер Движение ветра незаметно; направле- ние ветра определяется по дыму.
2 1,8-3,3 Легкий » Дуновение ветра чувствуется лицом; листья шелестят; приводится в движение флюгер.
3 3,4—5,2 Слабый » Листья и тонкие ветви деревьев посто- янно колышатся; ветер развевает лег- кие флаги.
4 5,3-7,4 Умеренный ветер Ветер поднимает пыль и бумажки; при- водит в движение тонкие ветви деревьев.
•5 7,5—9,8 Свежий » Качаются тонкие стволы деревьев, на воде появляются волны с гребешками.
6 9,9-12,4 Сильный » Качаются толстые сучья деревьев; гу- дят телеграфные провода.
7 12,5-15,2 Крепкий » Качаются стволы деревьев; гнутся большие ветви; неудобно идти против ветра.
я 15,3—18,2 Очень крепкий ветер Ломаются тонкие ветви и сухие сучья деревьев; затрудняется движение.
9 18,3-21,5 Шторм Небольшие разрушения: ветер сбрасы- вает дымовые трубы и черепицу.
10 21,6-25,1 Сильный шторм Значительные разрушения: деревья вы- рываются с корнем.
11 25,2—29,0 Жестокий шторм Большие разрушения.
12 более 29,0 Ураган Полное опустошение всего встречаю- щегося на пути движения урагана.
Анемометр Фусса. Для определения скорости ветра су-
ществуют специальные приборы, так называемые анемометры.
.Анемометр Фусса (рис. 53) состоит из полусферических чашек,
90
помещенных на концах двух взаимно перпендикулярных стерж-
ней, вращающихся в горизонтальной плоскости. При вращении
чашек прибора приводится в движение стрелка циферблата. При
скорости ветра в 1 м/сек стрелка прибора перемещается приблизи-
тельно на 1 деление в секунду. Полный оборот на 100 делений
большой стрелки отмечается пе-
ремещением второй маленькой
стрелки на 1 деление.
При определении скорости
ветра необходимо, предваритель-
но записав показания стрелок
прибора, подставить прибор дей-
ствию ветра: для этого анемо-
метр Фусса приподнимают на
вытянутой руке, сохраняя полу-
шария анемометра в горизон-
тальной плоскости. Отметив по
часам или секундомеру время,
пускают прибор в действие с
помощью колечка, находящегося
в нижней части анемометра. По
истечении 100 сек. или какого-
либо другого условного проме-
жутка времени стрелки прибо-
ра при помощи выключения то-
го же колечка останавливаются.
Отмечая конечный отсчет по-
ложения стрелок прибора и зная
начальное их показание, можно,
разделив разность этих отсчетов
(второй отсчет минус первый)
на число секунд, определить ско-
рость ветра в делениях прибора;
это число будет близко к скоро-
сти ветра) в м/сек. Если необхо-
димо более точное определение
скорости ветра, ТО найденную СКО- Рис. 53. Анемометр Фусса
рость в делениях прибора нужно
умножить на переводный множитель, указываемый в прилагае-
мом к анемометру сертификате.
Пример. До наблюдения маленькая стрелка находится между 5-м и 6-м
делениями, большая — на 82-м. После наблюдения по прошествии 100 сек. ма-
ленькая стрелка остановилась между 7-м и 8-м, большая на — 92-м.
В таком случае первый отсчет оказался равным 582, второй — 792; их раз-
ность 210. Деля эту разность на время наблюдения, найдем 2,1; это и есть ско-
рость ветра в делениях прибора. Допустим, что для этого отсчета переводный
множитель, указанный в аттестате, оказался равным 1,01. В таком случае ско-
рость ветра в м/сек будет равюй 2,1 м/сек или 7,56 км/час.
Полевой анемометр (ветромер). В полевых услови-
ях часто пользуются анемометрами простейших конструкций, так
называемыми ветромерами. Наиболее распространенный из них
представлен на рис. 54. Он представляет собой металлическую
91
Рис. 54. Ве-
тромер
раму, к которой на крючках к верхней части подвешена пластин-
ка; к одной из боковых сторон рамы приделана дугообразная ли-
нейка с нанесенными на ней делениями. При установке ветромера
перпендикулярно к направлению ветра пластинка отклоняется от
вертикального положения; занимаемого ею при безветрии. Чем '
больше скорость ветра, тем на
больший угол отклоняется пла-
стинка. Деления на дуге сразу
дают скорость ветра в м/сек.
При наблюдении ветра прибор-
насаживается трубкой на шест на
высоте 1У2 —2 м над землей; к ниж-
нему концу рамы привешивается
вымпел для определения по ком-
пасу направления ветра.
Часто к ветромеру прилагаются
3 пластинки: нормальная, тяжелая
и легкая. Шкала дуги приспособлена для нормаль-
ной пластинки, массы тяжелой и легкой пластинок
таковы, что при пользовании тяжелой пластинкой по-
казания прибора приходится удваиваъь, а при поль-
зовании легкой — уменьшать вдвое.
Приборы дляопределения влажности воздуха
Для определения влажности воздуха пользуются
особыми приборами — психрометрами.
Наиболее удобным из них является психро-
метр А с с м а н а. Он состоит (рис. 55) из двух
однотипных термометров (психрометрических); ре-
зервуар одного из них обернут батистом, который
при помощи особой пипетки смачивается водой перед наблюдением
влажности. Резервуары термометров заключены в металлические
трубки, через которые при помощи вентилятора, находящегося в
верхней части психрометра, протекает воздух. Для определения
влажности воздуха необходимо завести вентилятор и смочить ба-
тист термометра. Протекая около резервуара термометров психро-
метра воздуха, последний вызывает с поверхности резервуара
смоченного термометра интенсивное испарение; благодаря этому
испарению смоченный термометр показывает более низкую тем-
пературу, чем термометр сухой.
Разность показаний отсчетов сухого и смоченного термометров
психрометра зависит от степени влажности воздуха; чем суше воз-
дух, т. е. чем меньше в нем водяных паров, тем ниже температура
смоченного термометра и тем значительнее оказывается эта раз-
ность.
Если известны отсчеты сухого термометра и смоченного, то по
ним нетрудно вычислить и влажность воздуха.
Вычисление абсолютной и относительной влажности по резуль-
татам наблюдений по психрометру Ассмана производится по спе-
циальным психрометрическим таблицам. По этим таблицам по от-
счетам сухого и смоченного термометров непосредственно получает-
ся абсолютная и относительная влажность воздуха.
92
При отсутствии указанных таблиц абсолютная влажность воздуха опреде-
ляется следующим образом: сначала по табл, 5 (в конце книги) находится абсо-
лютная влажность (или упругость) насыщающих воздух паров при температуре
смоченного термометра; пусть это будет некоторое чиоло At. Затем по табл. 6
(в которой приведены величины
второго числа — формулы для
вычисления влажности по пси-
хрометру Ассмана) по разности
температур сухого и смочен-
ного термометров и давления
воздуха в момент наблюдения
находится второй член указан-
ной формулы В. Вычитая из числа^! число
В, найдем абсолютную влажность:
а = Ai — В.
Для определения относительной влажно-
сти нужно найденное число а разделить на
число А, получаемое из табл. 4 и соответ-
ствующее температуре сухого термометра, и
умножить результат на 100 (для получения
этого отношения в процентах):
Г = -.-100,
= 20,0°
Г'=15,0°
р =J75O,O juju.
<= 5°, затем
Где г — относительная влажность, а — абсо-
лютная влажность и А — предельная влаж-
ность (упругость водяных паров, насыщающих
воздух при температуре воздуха в момент
.наблюдения).
Пример.
Температура сухого термометра
> смоченного
Давление воздуха
Отсюда находим р —t'<= 5°, затем по
табл. 5 находим А±= 12,79 мм и Л=17,54 мм,
•а по табл. 6 — В = 2,48 мм.
На основании вышеприведенных формул
имеем:
«=12,79-2,48=10,31 мм и»—• 100=59%.
При вычислении относительной влажно-
сти независимо от того, пользуемся ли мы
единицами абсолютной влажности в г/м9 или
же упругостью, выраженной в миллиметрах,
всегда получается в процентах один и тот же
результат.
Гигрометр. Гигрометр—прибор,
определяющий непосредственно. от-
носительную влажность. Он состоит
(рис. 56) из . обезжиренного особым
способом волоса, прикрепленного в.
верхней своей части к металлической
раме; нижний конец волоса скреплен Рис. 55 психрометр Ассмана
с пружиной или перекинут через блок;
в центре пружины или блока перемещается стрелка гигрометра. Во-
• лос обладает свойством изменять длину в зависимости от степени
насыщения воздуха водяными парами, т. е. в зависимости от отно-
сительной влажности. При увеличений относительной влажности
жолос гигрометра удлиняется и перемещает стрелку его вправо; при
93
уменьшении же относительной влажности длина волоса умень-
шается и вызывает перемещение стрелки гигрометра влево. Поло-
жение стрелки отмечается по шкале с нанесенными делениями от
Рис. 56. Гигрометр
0 до 100, соответствующи-
ми относительной влажно-
сти в процентах.
Так как на'длину воло-
са кроме влажности значи-
тельное влияние оказывает
и температура воздуха, то
для получения верных ре-
зультатов необходима очень
частая поверка гигрометра.
Это достигается путем си-
стематических и продолжи-
тельных сравнений, наблю-
дений влажности по психро-
метру и гигрометру. В ре-
зультате подобных сравне-
ний получаются поправки
для гигрометра.
Психрометр Ассмана как при-
способленный для работ в полевых
условиях не требует при работе с
ним какой-либо специальной уста-
новки. Однако при наблюдениях
на метеорологических станциях
его обычно подвешивают на осо-
бом стержне (прилагаемом к при-
бору) к. столбу или метеорологи-
ческой будке так, чтобы резервуа-
ры термометров находились от по-
верхности земли на высоте 2 м.
Гигрометр на метеорологических
станциях помещают в метеорологи-
ческой будке вместе с максималь-
ным и минимальным термометрами.
Наблюдения облачности
При наблюдении облачности регистрируется:
а) семейство (род), к которому принадлежит облако: обла-
ко верхнего, среднего или нижнего яруса, восходящих токов или
слоистое; -l_i
б) форма (вид) облаков в этой группе;
в) количество об лаков;
г) высота облаков.
Определение семейства (формы, рода и вида) обла-
ков производится путем сравнения наблюдаемых облаков с рисун-
ками облаков, помещаемыми в специальных- атласах.
Количество облаков определяется путем оценки облач-
ности отдельно для облаков всех форм (общая облачность) и для’
облаков более низких слоев атмосферы (нижняя облачность). Ме-
рою оценки служит доля видимого небесного свода, закрытого об-
94
лаками, за исключением облаков у самого горизонта. Оценку де-
лают наглаз, стараясь определить приближенно, какая часть,
видимого неба закрыта облаками, и отметки облачности делаются,
по десятибальной системе целым числом десятых' долей неба or
О до 10. При полной облачности! ставится 10, при безоблачном,
небе —0.
О высоте облаков лучше всего судить по наблюдению'
времени под’ема до уровня облаков шара-пилота (резиновой обо-
лочки, наполняемой водородом). Зная вертикальную скорость под-
ема шара-пилота и число минут от момента выпуска шара-пилота
до момента его исчезновения в облаках, легко найти и высоту об-
лаков по формуле:
И —wt,
где w — вертикальная скорость под’ема шара-пилота в метрах в»
минуту, a t — время под’ема в минутах.
Рис. 57. Номограмма для определения высоты облаков
В грубом приближении о высоте облака можно судить по на-
блюдениям температуры и влажности воздуха у земли и прилагае-
мой номограмме (рис. 57). По этой номограмме высота облака нахо-
дится в точке пересечения вертикальной линии, соответствующей!
наблюдаемой в данный момент температуре воздуха у земной по-
верхности, и наклонной линии, соответствующей величине относи-
тельной влажности у земли в тот же момент. Высота облака на-
95.
ходится определением высоты расположения найденной тонки по
вертикальной шкале номограммы.
Пример. При наблюдении у земной поверхности температура воздуха
оказалась 10°, а влажность воздуха 90%. В таком случае по вертикальной линии,
соответствующей 10°, и наклонной линии, соответствующей 90'7о влажности’
находится точка М.
Этой точке слева по вертикали на границе номограммы соответствует
отсчет 210 м. ’
Определяемая по этому способу высота облаков должна быть соразмерна
с глазомерной оценкой высоты облачности.
Обычным же способом определения высоты облаков является
определение ее по форме облаков, поскольку каждый вид облачно-
сти располагается на некоторых определенных высотах. Однако
так как диапазон этих высот для некоторых форм облачности
очень велик, такой способ определения высоты является весьма
приближенным. Во всяком случае он должен производиться всегда
с одновременной оценкой высоты облаков наглаз.
3. АЭРОЛОГИЧЕСКИЕ НАБЛЮДЕНИЯ
Верхние слои атмосферы, недоступные непосредственному на-
блюдению, исследуются при помощи аэрологических наблюдений,
& именно шаро-пилотных наблюдений и под’емов метеорографа.
Шаро-пилотные наблюдения
Шар о-п плотные наблюдения служат для определе-
ния направления и скорости ветра в верхних слоях атмосферы.
Иод’емом метеорографа достигается определение температуры и
Рис. 58. Наполнение оболочки шара-пи
лота водородом
влажности воздуха, а иногда
и ветра на различных высотах.
При шаро-пилотных наблю-
дениях в атмосферу выпу-
скают особые резиновые обо-
лочки (шары-пилоты), напол-
няемые водородом и наблю-
даемые с земли в теодолит.
На рис. 58 представлена обо-
лочка шара-пилота в момент
наполнения ее водородом из
баллона.
Под’ем наполненного водо-
родом шара-пилота происхо-
дит с постоянной вертикаль-
ной скоростью.
Вертикальная скорость ша-
ра-пилота зависит от его под’-
емной силы. Эта под’емная
сила, уравновешиваемая со-
противлением воздуха, равна
разности веса вытесненного
шаром-пилотом об’ема воздуха
и веса оболочки. Так как вес
вытесняемого шаром-пилотом
воздуха (как и вес оболочки)
<35
остается неизмен-
ным (ибо уменьше-
ние плотности воз-
духа компенсирует-
ся увеличением объ-
ема шара), то под’-
емная сила шара с
высотою сохраняет-
ся одной и той же;
поэтому и вертикаль-
ная скорость под’-
ема шара-пилота ос
тается постоянной.
С момента вы-
пуска шара-пилота
до момента наблю-
дения можно легко
определить высоту
шара-пилота в лю-
бой момент времени.
Эта высота полу-
чается умножением
•отмеченного выше
числа минут на вер-
тикальную скорость
Рис. 59. Теодолит для шэро-пипотных наблюдений
шара-пилота. Оболочки шаров-пилотов,
принятые на снабжении ВВС РККА, позволяют производить
наполнение их до вертикальной скорости под’ема в 150 и 200 м
в минуту.
Теодолит для шаро-пилотных наблюдений представляет
собою (рис. 59) ломаную трубку, вращающуюся около вертикаль-
ной и горизонтальной осей. Вращение трубы может быть фиксиро-
вано путем отсчетов углов на вертикальном и горизонтальном
кругах-лимбах. Через определенные промежутки времени (обычно
через каждую минуту) наблюдают в теодолит по горизонтальному
и вертикальному кругам, на которых отсчитываются горизонталь-
ные и вертикальные углы под’ема шара-пилота; в каждую минуту
можно вычислить скорость и направление ветра тех слоев атмо-
сферы, через которые проходит шар-пилот. Шаро-пилотные наблю-
дения позволяют исследовать верхние слои атмосферы в среднем
на высоту до 12 км.
Наблюдения над шарами-пилотами производятся следующим
образом.
После определения вертикальной скорости шара-пилота произ-
водится установка теодолита, заключающаяся в том, что диаметр
горизонтального круга, соединяющий индексы о° и 180°, устанав-
ливается в точности по направлению географического меридиана
места наблюдения. После установки теодолита производятся вы-
пуск шара-пилота и наблюдение его полета в теодолит. В моменты,
соответствующие целым минутам после выпуска шара-пилота, на-
блюдатель, смотря в трубу теодолита, наводит крест нитей трубы
теодолита на видимое изображение, шара-пилота и производит от-
счеты углов по горизонтальному и вертикальному кругам теодо-
Метеоро.Ю! ия и аэрология
97
лита. Эти наблюдения продолжаются до тех пор, пока шар-пилот
не скроется из поля зрения теодолита (или пока он не достигнет
той высоты, до- которой намечено произвести определение скоро
сти и направления ветра).
На основа,пип записанных результатов наблюдений вертикаль-
ной скорости шара-пилота и времени наблюдений производится
вычисление скорости и направления ветра на разных высотах.
Рис. 60. Сетка радианта
Это делается или при помощи особого бланка-сетки радианта иль
при помощи специального круга проф. Молчанова.
Сетка радианта представляет собой бланк с нанесенными
радиусами (рис. 60), расходящимися из центра через каждый гра-
дус от 0 до 360° в направлении движения часовой стрелки.
На этой сетке в моменты, соответствующие моментам наблю-
дения шара-пилота, определяются проекции шара-пилота на гори-
зонтальную плоскость. Для определения этих проекций достаточ-
но измерить циркулем длину перпендикуляра к горизонтальному
диаметру, соответствующему моменту наблюдения шара-пилота, до
пересечения этой длины с радиусом, соответствующим отсчету вер-
тикального угла. Эти проекции луча зрения откладываются по ра-
диусам, соответствующим отсчетам горизонтальных углов. В ре-
98
тльтатё на -сетке радианта получается проекция шара пилота на
горизонтальную плоскость. Измеряя расстояние между двумя по-
следовательными положениями проекции шара-пилота, можно оп-
ределить скорость ветра в рассматриваемом слое атмосферы. На-
правление же ветра определится в результате измерения угла,
Рис. 51. Путь шара-пилста в атмосфере
образованного линией, направленной на север, и проекцией пути
шаоа-пилота в данном слое. Путь шара-пилота в атмосфере и
проекция этого пути на горизонтальную плоскость изображены
на рис. 61.
Вычисление скорости и направления ветра при помощи круга
проф. Молчанова, состоящего из планшета, диаграммы, наклеен-
ной на планшете,
целлулоидной ли-
нейки и целлулоид-
ного диска (рис. 62),
производится сле-
дующим образом.
Диск устанавливает-
ся так, чтобы то де-
ление на его окруж-
ности, которое соот-
ветствует отсчету го-
ризонтального угла
в момент наблюде-
ния, пришлось про-
тив края линейки.
проходящей через
центр круга. После
этого линейку вме- Рис. 62. Круг проф. Молчанова для обработки
CTe С ДИСКОМ вра- шаро-пилотных наблюдений
щают до совпадения
•этого же края линейки с делением на диаграмме, соответ-
ствующим отсчету вертикального угла. Точки пересечения того
края линейки, который проходит через центр круга, с кривой
диаграммы, соответствующей той высоте, для которой произ-
ведены отсчеты вертикального и горизонтального углов на ма-
товую поверхность целлулоидного диска, отмечают кружком,
оти точки и представляют собой проекцию положения шара-
пилота в атмосфере на горизонтальную плоскость для соот-
99
ветствующих моментов отсчетов. Построенные подобным обра-
зом проекции отдельных положений шара-пилота в результате
дадут проекцию всего пути шара-пилота. Измеряя в соответ-
ствующем масштабе длину проекции между двумя последова-
тельными моментами наблюдения, определяют скорость ветра
для того слоя атмосферы, который пройден шаром-пилотом между
этими моментами времени. Направление ветра тоже определится
путем отсчета угла, образуемого направлением проекции пути
шара-пилота в этом слое с линией, соединяющей на круге деле-
ния 0° и 180°.
В ночное время для определения скорости и направления вет-
ра пользуются наблюдениями полета шара-пплота с подвешенным
к нему фонариком.
Наблюдения температуры и влажности воздуха
на высотах
Температура и влажность воздуха на различных высотах оп-
ределяются путем организации под’емов метеорографа на эти вы-
соты.
Метеорограф (рис. 63) представляет собой самопишущий
прибор, приспособленный для одновременной записи температуры,
Рис. 63. Метеорограф
давления и влажности
воздуха на различных
высотах.
Под’ем метеорогра-
фа на высоту дости-
гается при помощи:
а) змеев, особых
бамбуковых или дюр-
алюминиевых карка-
сов, обтягиваемых шел-
ком или батистом, под-
нимаемых ветром на
проволоке, разматывае-
мой с лебедки;
б) шаров-зондов (ша-
ров-пилотов большого
размера):
в) самолетов и
г) аэростатов (сво-
бодных и привязных).
Змейковыми под'-
емами атмосфера ис-
следуется до высоты
7 000 м. При шаро-зондовых под’емах метеорограф, достигая вы-
соты, на которой оболочка, шара-пилота лопается, при помощи па-
рашюта опускается на землю. По адресу, указываемому в записке,
приложенной к метеорографу, последний доставляется в учрежде-
ние, выпустившее метеорограф. Шары-зонды достигают высот
15—20 км, а как редкие случаи были отмечены под’емы до 37 км.
100
При под’емах на привязных аэростатах была достигнута вы-
сота 7 км, на свободных аэростатах—10 км и на самолетах —
12 КМ.
Запись температуры и влажности воздуха, получаемая на лен-
те метеорографа, изображена на рис. 64.
Отсчеты температуры и влажности воздуха по этой ленте, со-
ответствующие различным высотам под’ема метеорографа, произ-
водятся после специальной обработки записи метеорографа, за-
Рис. 64. Запись на пейте метеорографа
ключающейся в определении и разметке на ленте начальных дан-
ных для кривых, изображающих ход изменения температуры и
влажности и высот нахождения метеорографа для разных момен-
тов времени.
101
Методы обработки метеорологических и
аэрологических наблюдений
Метод средних чисел. Из результатов метеорологических и аэроло-
гических наблюдений, получаемых непосредственно отсчетами по приборам при
помощи самописцев, выводятся некоторые средние величины, средние значения
метеорологических элементов. Эти средние значения получаются как средние
арифметические из данного ряда наблюдений.
Чем длиннее ряд наблюдений, тем вероятнее значение выводимого среднего,
ибо предполагается, что при большом числе наблюдений всякое отклонение
в одну сторону компенсируется таким же отклонением в другую сторону.
П р и м е р. Найти среднюю температуру за 5 дней мая 1912 г. в Москве,
если известны часовые наблюдения температуры (табл. ниже).
Складывая часовые температуры между собой, для каждого дня найдем
следующие суммы: 29,Г, 34,7; 37,6; 141,4; 195 7.
Деля каждую из сумм на число наблюдений (число часов), т. е. на 24, най-
дем средние температуры для каждого дня, а именно:
для 1 мая . 1,2
» 2 »............................1,4
» 3 »...........................,1,6
» 4 » ............................5,9
» 5 »............................8,2
Складывая средние суточные температуры:
1,2 + 1,4 + 1,6 + 5,9 + 8,2 = 18,3°
и деля опять на число наблюдений, т. е. на 5, найдем среднюю температуру за
5 дней мая 1912 г.
Вычисление средней годовой температуры за 5 дней
Числа Ч а С ы
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
1 1,5 1,3 1,3 0,8 0,4 0,4 0,4 0,5 0,5 0,6 0,7 0,7
2 1,9 2,0 1,7 1,6 1,5 1,4 0,9 1,9 1,9 2,1 2,1 2,0
3 0,4 0,4 0,4 0,3 0,2 0,0 0,1 0,2 0,1 0,1 0,3 0,2
4 0,6 —0,7 —2,1 -2,3 —1,7 0,2 2,1 4,2 6,1 7.2 8,1 9,1
5 . . . 6,6 6,8 7,0 7,0 6,9 7,0 7,0 6,1 7,3 8,5 8,8 10,6
Сумма за 5 дней . Среднее значение 11,0 9,8 8,3 7,4 7,3 9,0 10,3 12,9 15,9 18,5 20,0 22,6
за 5 дней . . . Продолжение 2,2 2,0 1,6 1,5 1,3 1,8 2,1 2,6 3,2 3,7 4,0 4,5
Числа Ч а С ы Среднее значение
13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 Сумма
1 1,0 1,1 1,5 1,6 1,7 1,8 1,7 1,6 1,6 1,6 1,9 1,9 29,1 1,2
2 . 1,7 1,9 1,7 1,4 1,4 1,0 1,0 0,9 0,8 0,8 0,6 0,4 34,7 1,4
3 1,0 1,7 3,7 4,7 5,7 4,9 3.5 2,6 2,3 2,1 1,7 1,2 37,6 1,6
4 9,9 10,2 11,3 11,3 11,4 10,2 9,5 8,2 8,0 7,3 6,8 6,5 141,4 5,9
5 - 10,0 11,2 12,0 11,1 11,2 10,4 8,6 7,6 7,3 6,2 5,5 5,0 195,7 8,2
Сумма за 5 дней . 23,6 26,1 30,2 30,1 31,4 28,3 24,3 20,9 20,1 18,0 16,5 15,0 438,5 18,3
Среднее значение за 5 дней . . . 4,7 5,2 6,0 6,0 6,3 5,7 4,9 4,2 4,0 3,6 3,3 3,0 87,7 3,7
Метод диференций. Аэрологические наблюдения имеют ту особен-
ность, что они обычно бывают известны не для всего рассматриваемого пери-
ода, а только для некоторой ограниченной части его. Кроме того обычно, чем
102
выше высота под’ема, тем меньше число наблюдений. Поэтому применять метод
средних чисел при обработке аэрологических данных нельзя. В этом случае
пользуются методом диференций. Основанием этого метода служит установлен-
йое наблюдением заключение, что изменение метеорологических элементов с вы-
сотою обычно подвержена меньшим колебаниям, чем у земной поверхности. По-
этому за среднюю величину метеорологического элемента на какой-либо высоте
мы можем принять алгебраическую сумму следующих величин:
а) среднюю величину для земной поверхности, полученную за весь период
времени; б) среднее значение разностей рассматриваемой величины у земной
поверхности и на высоте.
П р и м е р. Найти температуру воздуха на высоте по майским змейковым
наблюдениям 1930 г. для Кучина. Имеем следующие данные.
Температура воздуха в градусах
Высота (Л) 8 мая Число
9 мая|10 мая|12 мая 16 мая 14 мая
У земли 20,4 19,7 19,6 20,4 23,8 18,3
500 15,2 16,0 14,5 17,0 19,6 12,8
1 000 11,8 10,5 10,9 11,3 14,8 11,3
1500 7,0 — 7,0 6,8 10,7 8,7
2 090 — — 3,8 3,4 — 5,3
2 500 — — — 0,5 •— —
Средняя температура воздуха для мая у земной поверхности оказывается
равной 20,3°. Чтобы найти температуру воздуха для высоты 2 000 м, необ-
ходимо:
ig а) определить сумму значений разностей температуры воздуха у земной по-
верхности и на высоте в разные дни, т. е.:
(19,6 — 3,8) + (20,4 — 3,4) 4- (18,3 — 5,3) = 45,8;
.. 45,8 е
б) определить среднее значение этой разности, а именно — 15,3 и
О
в) вычесть ее из средней температуры воздуха у земли; результат
20,3— 15,3 — 5,0°
и представит среднюю температуру воздуха на высоте 2 000 м по наблюдениям
с 8/V по 24/V 1930 г.
Графический метод. Изменение метеорологических элементов во вре-
мени принято характеризовать графически с помощью кривых. Для этого на
двух взаимно перпендикулярных линиях (осях координат) откладывают на одной
(Горизонтальной линии время — часы (или месяца, годы и> т. д.), а на другой
вертикальной—величину рассматриваемого метеорологического элемента (рис. 65
Рис. 65. Средняя месячная
температура Москвы
103
Каждые 2 линии, параллельные осям, соответствующие данной паре величин,
определят одну точку, соответствующую значению метеорологического элемента
для данного момента. Последовательное соединение этих точек даст кривую
(график) данного элемента.
Пример. Вычертить кривую (график) средней
Москвы по средним месячным данным:
температуры воздуха для
январь ......... 11,0
февраль...........9,6
март..............4,8
апрель............3,4
май .......... 12,0
июнь............15.2
мюль............18,6
август..........15,7
сентябрь .
октябрь .
ноябрь .
декабрь .
. 10,4
3,6
. — 2,4
. — 8,2
Для получения кривой годового хода температуры воздуха откладываем на
горизонтальной оси в некотором принятом масштабе время (месяца), а на вер-
тикальной — температуру воздуха и для каждой пары значений, например января
и темпе, атуры—11,0, ставим точку; таким образом получаем ряд точек. После-
довательно соединяя их между собой, получим непрерывную кривую годовой;
температуры воздуха. Разность между наибольшим (максимальным) и наимень-
шим (минимальным) значениями. равная 26,8°, называется амплитудой.
Состояние погоды за..............месяц .... года
на аэродроме .............
1 2 3 4 5 и т. д.
7 13 21 7 13 21 7 13 21 7 13 21 7 13 21 7 113 21
Давление воздуха, температура воз- духа и температура воды —
)
—
•
— — —
„ ( количество (мм) .
ё^вид
Количество облачности
Форма облаков . •
Высота облаков .
Ветер направление . —
скорость .
Туман
Гроза или метель -
Высота снегового покрова
Состояние аэродрома 1
Высота волны . .
Состояние льда .... 1 1
104
На метстанциях ВВС графическое изображение состояние погоды за месяц
производится по форме, указанной на стр. 104.
Роза ветров. При графической обработке наблюдений над ветром при-
нято вычеркивать так называемую розу ветров, представляющую собой графи-
ческое изображен! е повторяемости в процентах ветров различных румбов.
Пример. Для Москвы заюд имеем следующую повторяемость направления
ветра в щ оцентах: северный—6, северо-северо-восточный—4, севе, о-восточ-
ный—4, восточно-север о-восточный—3, восточный—4, восточно-юго-восточ-
ный—4, юго-восточный—8, юго-юго-восточный—6, южный—9, юго-юго-запад-
ный—7, юго-западьый—- 8, западьо-юго-западвый—7, западный—8, западно-
северо-западный—5, северо-западьый—7, северо-северо-западный—5, штиль- 5
Эти цифры в выборном масштабе нанесем на соответствующих линиях
румбов, выходящ! х из одного центра, изображающего место наблюдений (Москву),
и соединим полученные точки непрерывной ломаной линией (pi.c. С() Внутреняя
часть фигуры и представит розу ветров. Повторяемость числа штилей отме-
чается цифрой внутри розы ветров.
Метод изоляций. I ри ьзучении распределения метеорологических эле-
ментов на векоторой территории пользуются географнчесшмп картами, на
которых в различных пунктах ваносят значения изучаемого метеорологического-
элемента. Преднолагя, что изменение метеорологического Элемента п?й пере-
мещении из пункта в пункт происходит непрерывно, на карте находят те места,
где наблюдаются одни и те же значения метеорологического элемента. Эги
места соединяют непрерывными кривыми, представляющими линии разных
значений метеорологического элемента. В частности изолинии температур назы
вают изотермами, давления — изобарами, влажности — изогиграми и т. д.
Контрольные вопросы к IV главе
1. Каково назначение метеорологических и аэрологических станций?
2. Какое отличие метеорологических станций I, II, Ш разряда друг от друга/"
3. Каково назначение максимального, минимального термометров и термометра
праща?
4. Для чего предназначена метеорологическая будка?
анероидов?
5. На каких принципах действия основано устройство ртутных барометров %-
6. Как производятся отсчеты по ртутному барометру п анероиду?
7. Какие поправки вводятся в отсчеты барометров?
8. Что такое румбы ветра?
9. Почему в метеорологии определяется направление, откуда дует ветер,
а в аэронавигации — куда дует ветер?
10. Как определяется ветер по флюгеру и скорость-ветра по анемометру?
11. Что такое шкала Бофорта?
12. Как определяется влажность воздуха по психрометру Десмина и гирометру?
13. Почему отсчеты по сухому и смоченному термометрам психрометра Ассманя
позволяют определить -влажность воздуха?
14. Что регистрируется при наблюдении облачности?
15. Кал; определить высоту облаков?
16. Для чего служат шаро-пилотные .наблюдения?
17. Как определить высоту полета шара-пилота?
18. Почему на основании полета шара-пилота можно определить скорость к
направление ветра в разных слоях атмосферы?
19. Как вычисляются по шаро-пилотным: наблюдениям скорость и направление
ветра на разных высотах?
20. Как определяют температуру воздуха п его влажность в верхних слоях ат-
мосферы7'
21. Какие методы применяются при обработке метеорологических и аэрологиче-
ских наблюдений?
22. Определите по результатам наблюдений метеорологической станции аэро
дрома за какой-либо месяц средние месячные температуры воздуха, давлении
воздуха и относительной влажности.
23. Составьте для своего аэродрома розу ветров по средним месячным данным
24. С помощью метода диференций определите среднюю месячную температуру
воздуха на основании записей температуры, произведенных по термометру
при полетах.
ГЛАВА V
ДИНАМИКА АТМОСФЕРЫ
1. ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ
Вся масса воздуха внутри тропосферы может быть расчленена
на обширные области с почти одинаковыми свойствами.
Воздушная масс а внутри такой области одного происхождения,
имеет одну и ту же «историю существованиям и подвержена оди-
наковым влияниям.
Типичным для данной воздушной массы является однородность
ее свойств.
Наиболее характерным свойством воздушной массы является
-общая однородность ее температуры (определенная наблюдениями,
не искаженными местными влияниями- на станциях, расположен-
ных в открытом море вдали от берегов и на высоте 10 км от уровня
моря и вне областей с резкими вертикальными движениями,’ а так-
же температура свободной атмосферы, в частности температура, на-
блюдаемая на горных станциях. Другим признаком, характерным
для воздушной массы, является общая однородность изменения
температуры по вертикали, -определенная вертикальным темпера-
турным градиентом (за исключением слоев атмосферы с облачными
массами). Хорошим признаком, характеризующим происхождение
воздушной массы, является степень ее запыленности — наличие в
ней во взвешенном состоянии мельчайших твердых тел с диамет-
ром, не дающим возможности оседания их на поверхности земли
Отмеченные свойства, являясь типичными, характерными для
.воздушной массы.того или другого происхождения, по мере пере-
движения воздушной массы по земной поверхности, по мере раз-
вития ее жизни могут однако претерпевать неодинаковые измене-
ния в отдельных частях массы в зависимости от чисто местных
условий, изменения характера подстилающей поверхности, особен-
ностей орографии и т. п. Однако общий характер однородности ука-
занных элементов внутри всей воздушной массы все же сохраня-
ется и является критерием для определения видов происхожде-
ния воздушных масс.
По своим свойствам воздушные массы делятся на два основных
'вида: холодные и теплые.
Холодные воздушные массы формируются обычно в
полярных областях, а зимой также в местностях, занятых устой-
чивыми областями повышенного давления воздуха.
В области возникновения эти массы более или менее холодны
и сухи. Эти массы текут в общем в направлении к экватору, всюду
являясь более холодными, чем та подстилающая поверхность, по
которой они перемещаются. Вследствие этого вертикальный темпе-
ратурный градиент в прилегающем к земной поверхности слое
-106
воздуха становится больше 1°, внутри массы создается неустойчи-
вое равновесие и возникает конвекция, влекущая за собой перенос
тепла и влаги вверх. Это ®е в свою очередь приводит к конденса-
ции влаги и возникновению кучевых ливневых (грозовых) облаков
и выделению осадков в виде коротких, но интенсивных крупно-
капельных дождей с шквалами и грозами и шквалистого снега,
крупы и града. Осадки эти называются обычно внезапными, или
конвективными (Schauer).
При натекании холодной массы воздуха на пересеченную мест-
ность конвекция с наветренной стороны холмов или горного скло-
на становится более интенсивной и приводит к усилению выпаде-
ния осадков. Часто именно под’ем воздушной массы вверх над
орографическим препятствием является причиной появления
осадков.
Наблюдающееся при движении холодных масс неустойчивое
равновесие воздуха, усиленная конвекция, приводящая к верти-
кальному перемешиванию нагревающихся снизу слоев воздуха с
верхними более холодными, обуславливают то, что эти массы назы-
ваются также неустойчивыми воздушными массами.
Теплые воздушные массы формируются обычно в
океанических областях высокого давления воздуха (в тропиках), а
летом также и над континентами в районах, свободных от снега
и льда.
В области формирования эти воздушные массы теплы, а в слу-
чае формирования над континентом — также и сухи. При своем
перемещении в сторону более холодной подстилающей поверхности
теплая масса приносит в окружающую среду воздух более теплый,
чем воздух, лежащий над этой поверхностью, и сама начинает ох-
лаждаться снизу. В результате 'вертикальный температурный гра-
диент в теплой массе мал (0,3° — 0,6° на 1!00 м), и часто в верхних
слоях массы наблюдается инверсия температуры. Благодаря это-
му внутри массы создается устойчивое равновесие воздуха. Пере-
нос водяных паров вверх при этом совершенно незначителен, и
наблюдается небольшой перенос тепла из верхних слоев в нижние.
В результате' конденсация водяного пара в теплой массе наблю-
дается в нижних слоях в виде туманов и сплошных облаков и
моросящих туманообразных дождей с очень мелкими каплями, как
бы взвешенными в воздухе (морось) (N i е s е 1).
Благодаря наличию устойчивого равновесия воздуха и отсутст-
вию вертикального перемешивания его внутри теплых воздуш-
ных масс эти массы носят также название устойчивых воз-
душных масс.
По географическому происхождению воздушные массы, протека-
ющие над территорией Европы, состоят из следующих четырех ти-
пов: 1) арктический воздух, 2) полярный воздух, 3) тропический
воздух, 4) экваториальный воздух.
Арктический воздух вытекает из холодного бассейна
Арктики и на территорию СССР попадает обычно через Баренцево
и Карское моря. Арктический воздух отличается низкой температу-
рой, сухостью и исключительной прозрачностью. Попадая зимой
на переохлажденный вследствие излучения снеговой покров, аркти-
ческий воздух является устойчивой массой. Весной, летом и осенью
107
арктический воздух, проходя над теплой поверхностью, нагревается
снизу и получает все свойства неустойчивой массы.
Если арктический воздух течет из района Гренландии (Шпиц
бсрген), он называется морским арктическим в о з д у-
х о м; если же он приходит из района Карского и Варенцова мо-
рей, то он называется континентальным арктическим
воздухом.
Поступление арктического воздуха сопровождается обычно фор-
мированием области высокого давления.
Полярный воздух формируется на территории Европы,.
Сибири и Северной Америки в устойчивых областях высокого дав-
ления. При этом, если полярный воздух приходит е Атлантическо-
го океана, он называется морским полярным воздухом:
если же он натекает с севера Европы в результате непосредственно-
го взаимодействия с континентальным тропическим воздухом, он
называется арктическим полярным воздухом. И нако-
нец в случае формирования его на материке Евразии он называется
континентальным полярным воздухом.
Морской полярный воздух достаточно прозрачен. Зи-
мой, будучи нагрет над теплым океаном, создает в СССР сильные
потепления, достигающие Урала.
Зимой, проходя большой путь над охлажденной поверхностью,
он оказывается достаточно устойчивым.
В теплое время года при нагревании над сушей он является
уже более неустойчивым.
Континентальный полярный воздух в СССР
формируется <в континентальных областях повышенного давления
воздуха. Зимой отличается очень низкими температурами в нижних
слоях, в связи с чем очень устойчив, особенно с развитием сильных
инверсий.
Зимой и осенью в континентальном полярном воздухе наблю
даются густые туманы, захватывающие огромные площади, при
высоком давлении и безветрии. Днем эти туманы могут подни-
маться и давать сплошной покров слоистых облаков. Летом кон-
тинентальный воздух при нагревании солнцем становится не-
устойчивым, и в нем образуются кучевые облака, которые в после-
полуденные часы часто превращаются в грозовые облака и дают
сильные местные дожди.
Тропический воздух формируется в субтропических
областях повышенного давления воздуха (область Азорского анти-
циклона— район Азорских островов на Атлантике). Он достигает
европейской части Средиземного моря и Малой Азии, иногда через
Каспийское и Черное моря распространяется до Центральной Азии.
Тропический воздух характерен большим содержанием влаги и
высокой температурой. Кроме того, проходя над песчаными! пу-
стынями субтропиков, этот воздух засоряется пылью. При движе-
нии к северу крупные засоряющие частицы постепенно оседают,
и в воздухе остаются равномерно распределенными самые мелкие
частицы Они создают помутнение воздуха, благодаря которому
понижается горизонтальная видимость, и отдельные предметы в
рассеянном свете кажутся как бы подернутыми синеватой дымкой.
На юго-востоке СССР при вхождении тропического -воздуха через
W8
•Среднюю Азию наблюдается мгла, или как ее называют «помеха»
Юна вызывается уже не мелкими, а более крупными 'частицами
пыли среднеазиатских пустынь. «.
Тропический воздух, продвигаясь к северу и поступая на все
более холодную поверхность, приобретает типичную устойчивость
4Г на территорию европейской части СССР, особенно зимой, прихо-
дит обычно со слоистыми облаками и моросящими дождями. Летом
<»н может попасть на перегретую солнцем земную поверхность и тог-
да представится уже неустойчивой массой.
В случае натекания тропического воздуха через восточную часть
Средиземного моря с Черного и Каспийского морей он носит назвэ
ние морского тропического воздуха. В случае, если
тропический воздух приходит в холодное время года из районов
Северной Африки, Аравии и Малой Азии, а в теплое время из тех
же районов, а также из Европы, Казакстана и Средней Азии, он
называется конти н ен та л ь н ы м тропическим возду-
х о м.
Экваториальный воздух натекает в Европу лишь в вы-
соких слоях атмосферы из района Экваториальной области (т. е. из
полосы 0° —5°).
При определении типа воздушной массы но географическому
происхождению необходимо иметь в виду, что каждая масса в кру-
говороте атмосферы не представляет собой чего-либо постоянного,
раз навсегда сформировавшегося, а претерпевает непрерывные из-
менения, утрачивая свои свойства и приобретая новые. Так напри
мер полярный воздух, попавший в тропики, может приобрести там
новые свойства и течь к северу уже как тропический воздух;
арктическая воздушная масса может преобразоваться в континен-
тальную и т. д.
Если воздух одного типа в процессе изменения не успел еще
приобрести характерных свойств воздуха другого типа, то к его
йазванию присоединяется слово «прежний» (прежний морской по
лярный воздух, прежний континентальный воздух и т. д.).
2. ФРОНТАЛЬНЫЕ ЗОНЫ, ИЛИ ФРОНТЫ, В АТМОСФЕРЕ
Воздушные массы различного вида в своем движении приходят
в соприкосновение. В областях раздела воздушных масс при их
соприкосновении наблюдается обычно резкий скачкообразный пе-
реход от свойств одной воздушной массы к свойствам другой. Эти
области раздела воздушных масс называются фронтальными зона
ми, или фронтами. При этом теплая масса всегда располагается
над холодной, и поверхность их раздела наклонена к горизонту
под некоторым углом.
Теплые и холоднее массы при соприкосновении остаются в равновесии при
условии, если поверхность их раздела наклонена к земной поверхности под
вполне опре ’.елейным углом, зависящим от скорости перемещения воздушных
------------------------------------------------------ масс
масс и их температуры. Это условие равновесия двух соприкасающихся
выражается следующей формулой Маргулеса:
__ 2 «о sin о Ц —Г2
lg “ — — Д Тм m _______ гр '
У J2-------- Ю
где а — угол наклона поверхности соприкосновения теплых масс воздуха
лонными; V\ и 7\—скорость и абсолютная температура нижних холодных
с хо-
масс
109
воздуха; Г’„ и Т2—скорость и абсолютная температура верхних теплых масс
воздуха; ш — угловая скорость вращения земли; у — широта; д — ускорение силы
тяжести и Тм — средняя абсолютная температура воздуха. Определяемый по
указанной формуле угол наклона поверхности раздела масс воздуха (а) во-
обще говоря мал (обычно он не превосходит 10' дуги). Если угол наклона со-
ответствует условию равновесия, то немедленно возникает движение воздуха,
стремящееся привести поверхность раздела в равновесие; при этом в случае,
если холодный воздух подтекает под теплый воздух и поднимает его вверх, то
поверхность раздела называется холодным фронтом. В случае же, если верх-
ний теплый воздух скользит по поверхности раздела вниз, а холодный воздух
движется под этой поверхностью вверх, поверхность раздела называется теп-
лым фронтом.
Образование фронтов происходит следующим образом.
Теплый фронт образуется при натекании всякой более
теплой массы на менее теплую (холодную), например при натека-
нии тропического воздуха на полярный, или полярного на аркти-
ческий, или теплого морского полярного воздуха (азорского про-
исхождения) на более холодные массы, хотя бы даже и морского'
полярного происхождения и т. д. Вдоль теплого фронта мы имеем
натекание теплого воздуха на отступающий менее теплый (холод-
ный). При этом водяной пар в (поднимающемся, а потому охлаж-
дающемся теплом воздухе конденсируется и вызывает образова-
ние высокослоистых (A-St) и слоисто-дождевых (Nb-St) облаков с
обложными осадками. Вертикальный разрез теплого фронта ука-
зан на рис. 67. Как легко видеть из рисунка, при под’еме вверх
в области, занятой отступающим холодным воздухом, мы на неко-
торой высоте встретимся с инверсией температуры, которая и яв-
ляется одним из характерных признаков приближения теплого
фронта.
Холодный фронт образуется при подтекании всякой бо-
лее холодной массы воздуха под менее холодные (теплые), напри-
мер при вхождении арктического воздуха в полярный, полярного
в тропический или при подтекании свежих морских полярных
масс под более теплые прогретые прежние морские полярные мас-
сы.
Вдоль холодного фронта наступающий холодный воздух вторга-
ется под отступающий теплый. При этом возникают мощные вер-
тикальные потоки воздуха и как их следствие — кучевые и грозо-
вые (ливневые) облака.
110
В узкой- полосе вдоль фронта возникают шквалы, грозы и лив-
ни Перед холодным фронтом часто возникают облака волнистых
форм: перисто-кучевые, высококучевые и слоисто-кучевые. Верти-
кальный разрез холодного фронта представлен на рис. 68.
В случае смыкания двух следующих друг за другом фронтов- -
(теплого за холодным или холодного за теплым) возникает фронт
окклюзии.
1 . Фронт окклюзии по типу теплого .фронта,
если холодный воздух, расположенный сзади теплого воздуха, име-
ет менее низкую температуру, чем холодный воздух, лежащий впе-
реди теплого. Вертикальный разрез представлен на рис. 69. В этом
случае менее холодный воздух будет скользить вверх по отступа-
ющему клину более холодного воздуха, вытесняя одновременно
вверх теплый воздух. Фронт окклюзии при этом характеризуется
примерно такой же погодой, как и теплый фронт.
Рис. 69. Фронт окклюзии по типу теплого фронта
2 .Фронт окклюзии потипу холодного фрон--
т а, если более холодный воздух находится в тылу, а менее холод-
ный—впереди. Вертикальный разрез представлен па рис. 70.
Б этом случае вал более холодного воздуха, подтекая под менее
холодный, бурно вытесняет верхние слои теплого воздуха.
3. ОБРАЗОВАНИЕ ЦИКЛОНОВ И АНТИЦИКЛОНОВ
В области фронта мы имеем соприкосновение воздушных масс
различной плотности и имеющих различное движение.
111
В результате в соответствии с законами физики на границе
соприкосновения этих масс воздуха возникает волновое движение
подобно волнам, наблюдаемым при ветре на воде, с той разницей,
что волны в области соприкосновения теплого и холодного возду-
Рис. 70. фронт окклюзии по типу холодного фронта
жа по размерам значительно больше, чем волны в области сопри-
косновения воздуха с водой.
После возникновения волны она начинает перемещаться в
направлении движения теплого воздуха.
Обычно при этом холодный воздух начинает подтекать под теп-
лый и поворачивает к югу, а теплый воздух поворачивает к северу
и натекает на холодный. В областях, куда притекает теплый воз-
дух, давление воздуха понижается, а в областях, в которые при-
текает холодный воздух, давление воздуха растет. В результате
перемещения холодного воздуха к югу и поворота его к востоку
в сторону понижения
давления и перемеще-
ния теплого воздуха
к северу с поворотом
его к западу возни-
кает вихревое движе-
ние, перемещающее
воздух в область с
низким давлением. Об-
ласть этого вихревого
движения называется
областью низкого дав-
ления, или циклоном.
Скорость движе-
ния циклона в направ-
лении движения теплого воздуха в среднем составляет 25—40 км.
Строение области циклона в горизонтальном и вертикальном
.разрезе представлено на рис. 71.
Из рисунка видно, что в циклоне мы имеем наличие и теплого
и холодного фронта. В областях непосредственного соприкоснове-
ния теплого и холодного воздуха эти фронты перемещаются вместе
•с общим перемещением всего вихревого движения, причем, так
как скорость движения холодного воздуха больше скорости движе-
112
Рис. 72. История жизни циклона
области не станет по свойствам одно
ния теплого воздуха, возможно смыкание холодного и теплого
фронтов.
Это соответствует рассмотренному выше явлению окклюзии.
При этом возможны два случая: холодный воздух по пути своего
движения может нагре
©аться или еще более
охлаждаться. В резуль-
тате воздух за холодным
фронтом может оказаться
или теплее или холоднее
воздуха, находящегося
перед теплым фронтом.
Это соответствует двум
рассмотренным выше ви-
дам окклюзии: окклюзии
по типу холодного фрон-
та и окклюзии по типу
теплого фронта.
После окклюзии цик-
лон существует еще не-
которое время, до тех пор
пока воздух во всей его
роден. При этом давление в центре циклона вследствие пониже-
ния температуры воздуха начинает расти. Когда во всех частях
Рис. 73. Семейство циклонов
циклона давление воздуха станет одинаковым, циклон затухает.
Однако фронт, на котором он возник, может продолжать сущест-
вовать, и на нем могут возникнуть новые циклопы.
Рис. 74. Распределение ветра циклоне
и антициклоне
Последовательные
стадии развития и за-
тухания циклониче-
ского движения воз-
духа изображены на
рис. 72. Часто целый
ряд циклонов идет
друг за другом, обра-
зуя целое семейство
циклонов (рис. 73).
В областях между
двумя последователь-
Метеорология и аэрология
113
йыми циклоническими вихрями, как нетрудно себе представить,
возникают области повышенного давления'воздуха с растеканием
его в стороны от центра к периферии. Такая область (ВД) изо-
бражена на рис. 73.
На рис. 74 изображено схематическое движение воздуха (рас-
пределение ветра) в-областях циклона и антициклона.
4. ОБЩАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ
Во‘•всей толще тропосферы наблюдаются непрерывные перемещения воз-
душных масс, характеризующиеся постоянством и закономерностью. Эти посто-
янные и закономерные движения воздуха, осуществляющие обмен воздуха над
различными широтами, называются общей циркуляцией атмосфер’ы.
Пассаты и антипассаты. У экватора вследствие сильного нагревания
воздуха последний, становясь менее плотным по сравнению с окружающими его
массами, поднимается в верхние слои атмосферы. На м есто под1 явшегося воз-
духа воздушные массы притекают к экватору с севера и юга. Отклоняясь
вследствие вращения земли, они принимают северо-восточное направление в се-
верном полушарии и юго-западное в южном. Эти постоянные ветры называются
пассатами. Вблизи самого экватора до широты 5° господствует безветрие —
штиль.
Поднявшийся у экватора в верхние слои воздух растекается на некоторой
высоте в обе стороны (к северу и к югу) и вследствие отклоняющего влияния
вращения земли принимает направление юго-западного (в северном г ушарии)
ветра и северо-восточного (в южном). Эти ветры, дующие на высоте —5 км.
в направлении, противоположном пассатам на поверхности земли, наь таю
антипассатами.
Воздух, движущийся на высоте антипассатов, вследствие шарообр ноет
земли все более и более скопляется по мере удаления от экватора. В резул
тате этого накопления на широте 25-—35° образуются область высокого давя
ния и нисхрдяший ток воздуха, который на поверхности земли все более и б
лее скопляется по мере удаления от экватора. В результате этого накоплен
на широте 25—35° образуются область высокого давления и нисходящий т
воздуха, который наповер
гости земли переходит к э
ватору в северо-восточны
пассат, а к северу—в вете
юго-западного направленп
Движение возд
ха в верхних шпр
т а х. Продолжающий дв
гаться далее к северу н
высоте антипассатов возду
по мере удаления от эква-
тора вследствие влияния
вращения земли принимает
Рис. 75. Общая циркуляция атмосферы
за полярным кругом все
более направление восточ-
ного ветра.
Вместе с тем низкие температуры полярных областей уплотняют протекаю-
щие воздушные массы и вызывают их опускание. В результате этого на поверх-
ности земли образуется северо-восточный ветер, отбрасывающий воздушные
массы от полюса.
Таким образом на поверхности земли в верхних широтах (т. е. в местах,
более близких к полюсу, чем к экватору) воздушные массы движутся в двух
различных направлениях: юго-западном и северо-восточном. На широте 65е эти
чотоки, встречаясь, образуют восходящий ток и связанную с этим процессом
область низкого давления.
Общая схема циркуляции атмосферы в разрезе и в проекции на земную
поверхность дана на рис 75.
Из рисунков ясно, что эта общая циркуляция атмосферы, обусловленная
тепловыми причинами и влиянием вращения ве»ли, может быть охарактеризо-
вана следующий с бразом: в атмосфере образуются 3 вихря с горизонтальным!!
осями. Один, образованный пассатами и антипассатами, — в экваториальной
114
области, другой (слабее выраженный) — в широтах 35—65°, образованный у'по-
верхности земли теплыми течениями, идущими с юга к полярной области, и
третий'_в полярной области, образованный натеканием холодных масс воздуха
от полюса. „
Соприкосновение потоков холодного воздуха из полярной области и теп-
лого воздух тропических широт обусловливает в основном возникновение цик-
лонов и антициклонов. При этом в силу орографических причин и неравно-
мерности нагревания это соприкосновение происходит в самых различных ши-
ротах северного полушария.
б. ТРОПОСФЕРИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
Наблюдаемые внутри воздушных масс фронты возникают в местах сопри-
косновения двух воздушных масс, различных по происхождению, перемещаю-
щихся в горизонтальном и вертикальном направлениях. Эта циркуляция воз-
душных масс обусловливается тропосферическими особенностями и стоит в
связи с распределением по земной поверхности атмосферного давления.
Наблюдаемые в тропосфере особенности в распределении давления воздуха
зависит от термических и динамических причин или одновременно от тех и
других (т. е. термо-динамических причин). Совокупностью действия тропосфе-
ричёских особенностей вызывается циркуляция воздушных масс, следствием ко-
торой являются циклоны и антициклоны. ....
К тропосферическим особенностям относятся:
Азорский максимум. На карте июльских и январских изобар (стр. 17
и 81) хорошо видно, что на Атлантическом океане под шпротой 20—35° изобары
образуют область высокого давления. Это — так называемый азорский мак-
симум (название—Ът Азорских островов, находящихся в этом месте). Он вы-
зывается причинами динамического происхождения; под этими широтами проис-
ходит в верхних слоях атмосферы движение воздушных масс, оттекающих от
экватора (антипассатов), и их нисходящее движение. От области азорского мак-
симума отделяются время от времени антициклоны, обычно сравнительво не-
большого размера, двигающиеся на восток и входящие в Европу через Испа-
нию или Францию.. Движущиеся отсюда сравнительно небольшие подвижные
антициклоны часто называются ядрами высокого давления. Дальнейшая судьба
азорских ядер может быть весьма различной, но они всегда сохраняю г тен-
денцию к движению на восток.
Исландский минимум. Этот минимум крайне резко выражен на
карте январских изобар, менее резко, но вполне отчетливо — на карте июль-
ских изобар. Он располагается к северу от азорского максимума и получил
название от острова Исландии, лежащего в области этого минимума. В север-
ной части Атлантического океана таким образом весьма постоянно держится
низкое давление, одной из причин которого несомненно является теплое мор-
ское течение Гольфштрем, направляющееся через этот район от Америки
к северным берегам Европы. Благодаря Гольфштрему указанный район оказы-
вается теплым по сравнению с окружающими местами, что в свою очередь
именно и способствует развитию здесь низкого давления. Таким образом при-
чина, вызывающая существование исландского минимума, — термическая (теп-
ловая). Из области исландского минимума в Европу приходят циклоны, которые,
как и азорские антициклоны, имеют стремлевие двигаться на восток. Пути,
по которым они пересекают Европу, оказываются весьма разнообразными
и сложными.
Гренландский максимум. Район Гренландии с прилегающими
частями Ледовитого океана занят областью высокого давления, слабо выражен-
ной на карте средних изобар, главным образом потому, что для этого района
вследствие его недоступности имеется очень незначительный материал наблю-
дений. Причины, вызывающие здесь образование высокого давления, также
главным образом термические. Гренландия представляет собой обширное плоско-
горие, вечно покрытое снегом и льдами. Сплошной ледяной покров предста-
вляют собой и прилегающие части Ледовитого океана. Ио своей средней темпе-
ратуре весь район — один из самых холодных на земле; низкие температуры и
создают условия, благоприятные для развития здесь высокого давления. Ядра
высокого давления, отделяющиеся от гренландского максимума, входят в пре-
делы Европы по траекториям, направленным с СЗ на ЮВ, чаще всего через
Скандинавию, но иногда также по более восточным (через Кольский полуостров)
s* - 115
или более западным (через Англию или Немецкое море). По пути ови часто
быстро усиливаются, увеличивают свои размеры и ведут к образованию
обширных антициклонов.
Карский м а к с и у м. Карский максимум занимает район восточнее и
северо-восточнее острова Новой Земли и носит название по имени Юрского
моря. На картах средних изобар он выражен слабее других максимумов, при-
чины его существования также вероятно термические, так как Карское море и
прилегающие части Ледовитого океана издавна известны своею крайне трудной
проходимостью благодаря постояным льдам, покрывающим здесь поверхность
окетна. Ядра высокого давления, приходящие из области карского максимума,
движутся на Ю иногда с небольшими отклонениями от этого направления к В
или 3; поэтому они проходят крайним востоком европейской части СССР, по
пути могут быстро усилиться и превратиться в обширный антициклон.
Область пониженного давления на Средиземном море.
Циклоны, возникающие здесь главным образом во время действия полярных
максимумов, движутся к В и СВ, доходя таким образом до Черного и даже
Каспийского морей. Здесь направления движения их часто меняется, переходя
в северное; поэтому в дальнейшем они движутся через центральную или во-
сточную часть европейской части СССР.
Сибирский максимум. В зимнее время года над материком Азии
располагается высокое давление, очень резко выраженное на карте средних
изобар. Отроги этого сибирского антициклона часто распространяются в пре-
делы Европы, захватывая не только восточную, но иногда и центральную
часть РСФСР.
Контрольные вопросы к V главе
1. Каковы признаки однородности воздушной массы.
2. На какие виды делятся воздушные массы в аависимости от тепловых
признаков.
3. На какие виды делится воздух в зависимости от географического про
исхождения воздушных масс?
4. Чем характеризуется фронт в атмосфере?
5. При каких условиях две воздушные массы могут находиться в равновесии?
6. Как образуетсоя теплый и холодный фронт?
7. Что такое фронт окклюзии?
8. Какой погодой сопровождается происхождение различшых фронтов?
9. Нарисуйте вертикальный разрез теплого фронта, холодного и фронта ок-
клюзии?
10. Чем вызывается волшювое движение в атмосфере?
11. Что такое циклон?
12. Как изменяются условия погоды при- прохождении циклона?
13. Отчего возникают пассаты и антипассаты?
14. Какова схема общей циркулярии атмосферы?
15. Что понимают под тропосферическими особенностями? J
ГеЛАВА VI
СОВРЕМЕННЫЕ МЕТОДЫ ПРЕДСКАЗАНИЯ ПОГОДЫ
1. СЛУЖБА ПОГОДЫ
Основной задачей службы погоды является информация о со-
стоянии погоды и предсказания изменения этого состояния на тот
или иной срок вперед.
Служба погоды осуществляется сетью метеорологических стан-
ций и бюро погоды.
Метеорологические станции, включенные в систему службы по-
годы, производят наблюдения ежедневно 4 раза: в 1, 7, 13 и 19 час.
по местному времени — и результаты наблюдений сообщают по те-
леграфу в бюро погоды, об’едипяющее работу соответствующей
группы станций.
Одновременные наблюдения на большой сети станций позво-
ляют фиксировать состояние метеорологических элементов на об-
ширных территориях и судить по нему о распределении и взаи-
модействии воздушных масс.
В целях облегчения передачи результатов наблюдений по те-
леграфу, а также в целях достижения полного единообразия в ква
лификации наблюдаемых на метеорологических станциях метео-
рологических явлений для телеграмм о погоде установлен специ-
альный международный код, используемый и в службе погоды
СССР.
Код этот представлен на рис. 76.
2. КОМПЛЕКСНЫЕ КАРТЫ ПОГОДЫ И ИХ СОСТАВЛЕНИЕ
Сосредоточиваемые в бюро погоды результаты наблюдений от-
дельных метеорологических станций за тот или другой срок наблю-
дений наносятся специальными условными знаками на карты.
В результате получаются карты, представляющие собой наглядное
изображение состояния атмосферы для одного и того же срока на-
блюдения по определенной территории. Эти карты называются кар-
тами погоды. Так как»карты составляются по результатам наблю-
дений, произведенных в один и тот же момент времени, их часто
называют также синоптическими картами. В целях увеличения
территории, на которой фиксируется состояние погоды, при состав-
вленип карт погоды используются результаты наблюдений метео-
рологических станций не только 'своей страны, но и соседних с
CGCP государств, например западноевропейских. Получение этих
данных достигается путем обмена по радио сводками метеорологи-
ческих телеграмм, что также обусловливается международными
соглашениями.
По составлении карт погоды в бюро погоды последние обычно
печатаются и выпускаются в виде ежедневных метеорологических
117
<3
о
X
Рис. 76,
118
бюллетеней; Сводки же телеграмм метеорологических станций -с ха-
рактеристикой общего состояния погоды, анализом его и прогно-
зом погоды передаются бюро погоды по радиотелеграфу или радио-
телефону. Сводки эти, будучи приняты в любом пункте страны, поз-
воляют и в нем составлять карты погоды, аналогичные составляе-
мым в бюро погоды.
Так как на одну и ту же карту погоды при ее составлении
наносятся результаты самых разнообразных, метеорологических
наблюдений, карты эти носят название комплексных карт погоды.
Эти данные наносятся следующим образом.
1. Кружок, изображающий станцию, заштриховывается соответст-
венно общему количеству облаков (согласно столбцу N на рис. 77).
2. Направление, откуда дует ветер, указывается стрелкой, упи-
рающейся в кружок, а скорость ветра — числом перьев па конце
стрелки. Перья должны быть обращены в одну сторону — по на-
правлению хода часовой стрелки. Большое перо обознает 2 бал-
ла по шкале Бофорта, малое — 1 балл.
3. Температура воздуха, барометрическая тенденция, види-
мость, высота нижних облаков, сумма осадков и относительная
влажность указываются или наблюдаемой величиной или услов-
ной цифрой согласно коду.
4. Характеристика барометрической тенденции (т. е. изменение
давления воздуха за три часа до наблюдения), облачность и со-
стояние погоды отмечаются условными знаками (рис. 77).
3. АНАЛИЗ КАРТ ПОГОДЫ
После нанесения на карту указанных сведений:
а) карта «поднимается», т. е. па ней выделяются соответствую-
щими цветными карандашами туманы (желтым) и осадки (зеле-
ным);
б) определяется размещение и характер воздушных масс (об-
ласти, занятые тропическим воздухом, закрашиваются розовым
цветом, а области, занятые арктическим воздухом,—голубым цве-
том);
в) отыскиваются области раздела воздушных масс — фронты.
Одновременно с «под’емом» карты на ней выделяются области:.
обложных и ослабевающих (дегенерирующих) осадков, сплошных
и моросящих туманов и с ливнями и мощными кучевыми облака-
ми (условными знаками, указанными на стр. 121).
Для нанесения на карты погоды фронтов приняты следующие
обозначения (рис. 77).
Размещение воздушных масс по охватываемой картой террито-
рии и их характер определяются на основе данных карт погоды
за предшествующие сроки, по которым учитывается история жизни
масс, а также по следующим общим признакам.
1. В теплой устойчивой массе в осенний и зимний периоды, а
также весной обычно имеют место туманы и моросящие дожди
(если туман наблюдается в холодной массе, то он чаще всего явля-
ется радиационным туманом и в телеграммах дается как назем-
ный туман).
Туманы в теплой массе сравнительно устойчивы и мощны й по
вертикальному направлению и по занимаемой области простран-
119
XI Xxsl 1
Cj 4 1 II 2 - У . ! <
Cj I 4\ J N с 1 t>
Cj 1 г Л| у
\ 0 * Z Гх/
Со^ c 1 c о (j 1 1 3 1» : >:
(2j> co (JZ) e о Ф 1 ®
CO e • III • • X о <|] > ьг
CD —- CM co ST ю СО г\ а Э со
Ст) Г'^ X \ • d£ \ <] t4 (R*/ /1к* <3 ПК/ Г7 £: -t) <!
СО ж •l> •£ *t> *t> хо> < > < £
CD X * *x -И-* XXX III < <1
S co • • »» • • ••• • •• III > • f X » е«е
CD CD J 1 1 i 1 1 i •
vr ® 1 1 1 I J 1 Ш :i 1 111 д L П L 1 i 1 J
CD # 11 Ё <ш> ► ® 1 4 - fl + -4
Ом ж T • * 'ж' —[> '-' 'ы'
CD x\ h — — о* о о СН- X G> 1
CD 1 1 CXD
i CD w—~ C\l co ’’чГ LO СО Гх. СХ D CD
Ряс. 77. Условные обозначения на картах погоды
120
т.лпичя «слоеных обозначений осадков, туманов и облачности на бюппете-
таолицо , нях Бюр0 погоды и на рабочих синоптических картах
Название элементов явлений Условные обозначения на бюллетенях • Бюро погоды Условные обозначения на рабочих синоптичес- ких картах
Обложные осадки из A-St и Nd-St. ~ -z-: Область оса~ков закра- шивается зеленым цве- том.
Граница См . по ко- ду: 1, 2 (A-St) при N = lo/io- Не обозначается. Прочерчивается тов- кой зеленой линией.
Дегенерирующие (ослабевающие) осад- ки из A-St и Nd-St. Область осадков „ по- крывается редкой зеле- ной штриховкой.
Сплошные туманы. ——ZT—• Область, занятая тума- нами, закрашивается желтым цветом.
Морось (моросящий туман). Те же значки, что на* бюллетене,— те м но зе- ле н ы м цветом.
Граница области CL по коду: 5 (St) при N —10/0. Не обозначается. Прочерчивается тонкой' желтой линией.
Ливни (шауэры). V V V V V V Те же 'значки, что на. бюллетене, — т е м н о зе- ле н ы м цветом.
Мощные кучевые облака по коду (CL — —2—3). Не обозначаются. Значки зеленым цветом.
Грозовые облака. Не’обозначаются. % Значки V V V зеленым цветом.
12К
Таблица условных обозначений фронтов на бюллетенях Бюро погоды и на
рабочих синоптических картах
Фронты
(вертикальный разрез)
Условные обозначения
ва бюллетенях Бюро
погоды
Условные обозначения
йа рабочих синоптиче-
ских картах
Прочерчивается сплош-
ной жирной красной
линией
Теплый фронт
/особый G/lynQuJ
Левая (а) прочерчи-
вается тонкой крас-
ной л и н и е й, а прав ш
(Ь) — тонким красным
пунктиром
Прочерчивается левая
(а) тонкой с и н ей ли-
н и е й, а правая (Ь)—т о л-
с т о й синей линией
Прочерчивается двух-
цветной красно-си-
ней линией
Яертнии фронт
сазтчы»
В теплом секторе
в обоих случаях про-
черчиваются холодные
фронты (а) толстой
синей линией, теп-
лые фронты (Ь). толстой
красной линией, окклю-
зия по типу холодного
фронта (с) про че рчи-
вается тонкой си-
ней л и н и е й. Верхний
Милый фронт (d) про-
черчивается тозким кра-
сным пунктиром.
122
Фронты
(вертикальный разрез)
Условные обозначе-
ния на бюллетенях
Бюро погоды
Условные обозначения
на рабочих синоптиче-
ских картах
В теплом секторе в
обоих случаях прочерчи-
ваются: холодные фрон-
ты (а) толстей си-
ней линией, теплые
фронты (Ь) толстой кра-
сной линей; окклюзия по
типу теплого фронта (с)
прочерчивается тонкой
красной линией и верх-
ний холодный фронт (<1)
тонким синим пунктиром.
Характер окклюзии
неясен или неинтересен;
нижний фронт различим
В теплом секторе в
обоих случаях прочер-
чиваются: холодный
фронт (а) толстой
синей линией, теп-
лый фронт — толстой
красной линией; окклю-
зия прочерчивзется тол-
стой фиолетовой лини-
ей.
Прочерчивается фио-
летовым пунктиром
ства и могут наблюдаться при ветре. Наряду с этим в такой массе
наблюдается значительное опалесцирующее помутнение воздуха,
усиливающееся вблизи источников пыли и дыма.
2. Натекание теплой массы сопровождается понижением ви-
димости как перед теплым фронтом, так и при его прохождении.
3. Наиболее характерными признаками для теплой массы в
утренний срок являются слоистые облака (St), туманы (= ), мо-
росящие дожди — «морось» ( >'•
4. В холодной неустойчивой массе обычно наблюдаются грозо-
вые облака и ливни (шауэр), в связи с чем характерным призна-
ком этой массы являются Cu-Nb в дневной срок.
5. Вхождение холодной массы сопровождается улучшением ви-
димости. Особенно хорошая видимость за холодным фронтом.
6. Особое значение имеет учет влияния на движение масс оро-
графических особенностей местности, в частности влияние горных
123
цепей. Горная цепь влияет на распределение осадков в теплой мас-
се. В случае прохождения морской холодной массы над горной
цепью могут возникнуть ливни. Ливни эти будут задерживаться
на наветренной стороне хребта, причем иногда они будут произ-
водить впечатление области обложных осадков.
После общего определения размещения и характера воздуш-
ных масс в случае обнаружения резко выделяющихся на карте
разрывов в иоле ветров и температур приступают к проведению
линий фронтов, учитывая при этом и размещение и характер осад-
ков.
В случае отсутствия на карте очевидных признаков наличия
фронта (размытый процесс, большой антициклон и т. д.), прежде
чем отыскивать фронты, проводят изобары и изотенденции (т. е.
линии равных изменений тенденций), с тем чтобы уже по бариче-
скому полю судить о вероятном прохождении фронтов.
При этом нужно иметь в виду следующее.
1. В пределах однородной воздушной массы изобары идут
плавно и не имеют никаких изломов.
2. При переходе через фронт, разделяющий 2 массы воздуха с
различными свойствами, изобары в области фронта изламываются
(рис. 78).
Угол излома изобар у теплого фронта большей частью бывает
тупой, у холодного — прямой и у фронта окклюзии — острый
(на рис. 78 KL обозначает холодный воздух, WL— теплый).
При отыскании и нанесении на карту лшпш фронта необходи-
мо иметь в виду следующие общие признаки.
1. За линией теплого фронта вдоль пограничной поверхности
начинается прохождение теплых масс, и отсюда все стадии процес-
сов конденсации, обусловливающие широкую полосу (окол 800 км)
предфронталыюй облачности форм Ci, Ci-St и A-St. Зона предфрон-
тальных осадков охватывает обычно пространство около 300 км в
случае дождя и около 400 км в случае снега.
2. За теплым фронтом могут 'Следовать явления «хорошей пого-
ды», если массы теплого сектора не успели еще достаточно охла-
диться при прохождении к северу; если же это имеет место, то бу-
дем иметь характеристику пасмурной погоды с возможностью ус-
тойчивых туманов, моросящих дождей, облачности слоистых форм..
3. С приближением холодного фронта, связанного с поверхно-
стью нисходящего скольжения, вытесняемые теплые массы, нахо-
дящиеся над пограничной поверхностью, дают выпадающие места-
ми дожди ливневого характера в полосе около 70 км вдоль фронта.
Приближению холодного фронта предшествуют облака форм A-Си и
A-St, которые постепенно переходят в систему широко разбросан-
ных по небу кучевых форм.
Распределение скорости ветра у холодного фронта изображено
на рис. 79. *
Образец карты погоды с нанесенными данными и обозначен-
ными фронтами приведен на рис. S0 (см. в конце книги).
При анализе карт погоды используются кроме масс и фронтов и более
сложные об'екты, hi пример тропосферические особенности, циклоны и анти-
циклоны и в частности распределение давления воздуха, изображаемое
на карте погоды изобарами и называемое барическим полем. До введения в
124
поактику службы погоды методов предсказания погоды, основанных на
определении размещение движения и взаимодействия воздушных масс, пред
спавшие погоды базировалось исключительно па рассмотрении отдельных
форм барического поля. Основывалось это на том, что состояние погоды тес-
нейшим образом связано с распре делением и изменением атмосферного давле-
ния При современных методах фродтологическ >го анализа погоды барическое
поле играет ужа второстепенную роль, служа одним из признаков при опреде-
лении размещения и характера воздуяпях масс и паи падлскании фронтов.
Различаются следующие виды ба «ичежого пала (рис. 81):
а) область понижзнного давления (минимума)—депрессия, называемая
также циклоном;
Рис. 78. Излом изобар по линии
фронта
Рис. 79. Распределение сипы
светра у холодного фронта
б) ложбина, в случае если'изобары, образующие ложбину, вытянуты в виде
•языка (или буквы F);
в) область высокого давления (максимум), называемая также антициклоном;
г) гребень—вытянутая в кдком-либз направлении область максимума;
д) седловина — область, заключенная между 2 минимумами и 2 максиму-
мами, расположенными крест-накрест.
В минимумах наиболее низкое давление находится в центре, откуда оно
.по всем направлениям растет. В ложбинах там, где изобары незамкнуты (откры-
ты), последние переходят в минимум, частью которого и явлгю гея ложбины. Ли-
ния, делящая ложаину пополам, называется ось о ложбины. Вдоль оси атмос-
ферное давление в одну сторону растет, в другую падает (по направлению
к основному минимуму); в направлении, перпендикулярном к оси ложбины,—
в обе стороны растет.
В максимуме наиболее высокое давление в центре, откуда оно уменьшается
по краям. В гребнях изобары не замкнуты, переходят в максимум; гребель и
представляет собой вытянутую краевую часть максимума. Ллния, делящая гре-
бень пополам, называется осью гребня; вдоль оси давление непрерывно растет
от вершины гребня к центру основного максимума; в направлении же, пер-
пендикулярном к оси, оно в обе стороны падает. В седловинах давление от
середины седловины в направлении к минимумам падает, в направлении к мак-
симумам — растет.
При использовании барического поля для отыскания фронтов необходимо
иметь в виду, что:
F * а) каждая ложбина характеризует разрыв в воздушной массе и указывает
на благоприятные условия для образования фро геа;
б) седловина также указывает на условия, благоприятствующие фронто-
образованию;
в) фронты обычно проходят между областями повышения и понижения
давления;
г) область повышения давления обычно лежит в тылу фрэнто в;
125
д) давление перед любым фронтом может как падать, так и расти; однако
после прохождения фронта давление всегда падает слабее или растет сильнее,
чем перед фронтом;
е) если имеется однородная, хорсшо ограниченная область повышения
давления, не лежащая концентрически с областью низкого давления, то в этом
ядре повышения или вблизи нет никаких фронтон; g
ж) если фронт лежит параллельно изобарам, то движение его медленное;
в случае, если фронт перпендикулярен изобарам,— счевь быстрое.
Рис. 81. Виды барического поля
4. ИЗМЕНЕНИЕ УСЛОВИЙ ПОГОДЫ ПРИ ПРОХОЖДЕНИИ ТЕПЛОГО
И ХОЛОДНОГО ФРОНТОВ
Изменение условий погоды при прохождении теплого и холод-
ного фронтов легко себе представить при рассмотрении движения
циклона, характеризующегося, как известно, наличием в нем и
теплого и холодного фронтов.
При этом наблюдается следующая последовательность измене-
ний условий погоды (рис. 82).
Прежде всего при совершенно ясном небе появляются облака
формы Ci, которые все более и более усиливаются и образуют кру-
ги около солнца и луны. Эти облака являются первыми признака-
126
мп восходящего воздушного движения вдоль поверхности теплого
фронта. Постепенно появляются более низкие облака формы A-St и
St-Cu, .дающие начало обложному дождю. В этот промежуток вре-
мени давление воздуха непрерывно падает, дует восточный, юго-
восточный и наконец южный ветер. Вскоре после того, как линия
теплого фронта минует место наблюдения, дождь прекращается.
II
Около Около Около 300 км Около^ОО км '
70 км 200 км
Вертикальный разрез по линии CD
Рис. 82. Изменение условий погоды при прохождении циклона
Снова наступает частичное прояснение, сопровождающееся значи-
тельным повышением температуры. Наступает фаза теплого секто-
ра депрессии. С приближением холодного фронта снова появляют-
ся более высокие облака А-Сп, под которыми в самое короткое вре-
мя внезапно собираются низкие темные облачные массы; это хо-
лодный фронт проходит через место наблюдения. Одновременно с
резким увеличением давления воздуха налетают резкие порывы
ветра с запада и с северо-запада, дождь начинает итти с новой
силой, а температура заметно понижается. Холодный фронт быстро
127
проходит дальше, облака расеиваются, и все небо постепенно со-
вершенно проясняется. Эти явления происходят в правой южной
части проходящего циклона; в северной левой части изменения по-
годы не носят такого резкого характера. Направление ветра колеб-
лется не особенно сильно между севе-
ро-восточным и северо-западным. Тем-
пература почти не изменяется; осадки
выпадают в виде ровного затяжного
дождя и вызываются теплыми южными
шетрами, поднимающимися вверх вдоль
расположенных севернее масс холод-
ного воздуха.
Примером фактического изменения
условий погоды при полете через об-
. ласти теплого и холодного фронта и
фронта окклюзии может являться изо-
браженный на рис. 83 вертикальный
разрез тропосферы при полете из Гель-
•сингфорса в Стокгольм и из Марселя в
^Гамбург 30 ноября 1928 г. около 19 час.
Распределение метеорологических
элементов при наличии фронта окклю-
зии изображено на рис. 84.
В областях повышенного давления
Рис. 83. Условия погоды при перелете из Гельсингфорса в Стокгольм и из Марселя
Гамбург 30/XI 1928 г.
(воздуха (антициклонах и гребнях) распределение метеорологи-
ческих элементов характеризуется тем, что, поскольку вся об-
ласть обычно занята массой одного происхождения, приходя-
щей в тыл циклоническому движению, в ней не наблюдается фрон-
тов. В результате ветры в областях высокого давления слабые..
.128
КГ
WF
Тропический
воздух
Мощные Си
Конвективные
осадки
Моросящ. доЖдь
Изобары —
Изаллобары
Область дойдя
Рис. 84. Распределение мэтэорологических элементов
при наличии фронта окклюзии
Граница Ast
Граница Cist
Метеорология и аэрология
129
В ЦепТральйой части антициклона и по оси гребня стоит без-
ветренная погода (штиль). Более или менее сильные ветры наблю-
даются на краях барических систем, особенно <в их передней части,
если область высокого давления быстро сменяет уходящий циклон.
Погода в областях высокого давления безоблачная. Однако ле-
том бывает небольшая облачность, связанная с инверсионными
слоями атмосферы и сменой ветров, наблюдающимися на высоте
2—4 км. Облака эти относятся к кучевым, слоисто-кучевым и вы-
сококучевым. Кроме того в теплое время года при ясной погоде
днем появляются в значительном количестве кучевые облака; это
количество возрастает с утра до послеполуденных часов (в период
максимума температуры), затем уменьшается, и к вечеру ‘ облака
исчезают. Такой суточный ход облачности чрезвычайно типичен
для летней антициклонической погоды. Причиной образования
этих кучевых облаков, как и всегда, являются восходящие воздуш-
ные токи, возникающие в нижнем слое атмосферы (до высоты
1—1% км) благодаря интенсивному нагреванию солнечными луча-
ми поверхности земли.
Если наконец область повышенного давления появляется в
местности, где почва обильно' смочена предшествовавшими дождя-
ми и воздух содержит много влаги, то в нижнем слое атмосферы
легко образуются туманы и низкие слоистые облака (St); из по-
следних иногда выпадает мелкий моросящий дождь (осенью) или
небольшой снежок (зимой). Области повышенного давление 'име-
ют пасмурную погоду, особенно часто' осенью и зимой. Прохожде-
ние центральной и тыловой части антициклона в летнее время ино-
гда сопровождается грозами.
Погода гребней ничем не отличается от погоды антициклонов.
Только в области седловины наблюдаются крайне неустойчивые
и слабые ветры. В вершине гребня, а также в седловине летом
возможны грозы.
5. ПРЕДСКАЗАНИЯ ПЭГЭДЫ ПЗ КАРТАМ ПОГОДЫ
Для предсказания погоды 'Внимательно1 анализируют ряд после-
довательных комплексных синоптических карт и устанавливают
по ним размещение, движение и перерождение различных воздуш-
ных масс, перемещение фронтов и особено зарождения на поверх-
ностях фронтов волн, дающих начало образованию циклонов и ан-
тициклонов. При анализе карт учитывается весь комплекс теорети-
ческих сведений о природе и взаимодействии воздушных масс и
используются одновременно и местные признаки изменения
погоды.
При составлении выводов из анализа карт погоды в отношении вероятного
изменения погоды необходимо иметь в виду следующее.
1. Если над данным районом удерживается одна и та же воздушная мас-
са, то резких изменении погоды ожидать нельзя.
2. Изменения погоды наблюдаются при прохождении воздушных масс-'
с отличными от наблюдающихся над данным радоном масс свойствами, а так-
же при приближении и при прохождении фронтов.
3. Признаки приближения теплого фронта могут наблюдаться за 24 часа1,
до прохождения его, а признаки холодного фронта — иногда всего за 2—3:
часа.
4. Перемещение волны вдоль фронта происходит в сторону течения теп-
лого воздуха.
130
5 волновое вюмущлше, а с 1ёд>загеЛьт> и цййшны Вишкгог на глгй-
ном фюнге друг за другом целой серией.
Н 6 В тылу кажюго нового циклола полярный ила арктический воздух обра-
пздвижтые п юмэжугочяыа антициклоны, или гребни, продвигающиеся
к югу пока наконец не проникнет внутрь антициклона, на периферии которо-
го пазвивалась данная циклоническая серия.
*7 Свойство воздушной массы зав.гейт не только от происхождения массы,
но также от истории жизни ее и от особенностей данного района или места
(в частности от характера почвы, растительности и рельефа местности).
1 При рассмотрении на комплексной карте барического поля и учете его
изменений при предсказании погоды принимают во внимание следующее.
1. Ядра высокого давления (азэрские и полярные) стремятся соединиться
вместе. Они при этом изменяют направление своего первоначального движения,
двигаются навстречу друг к другу и, слившись, дают антициклон большего
размера.
2- Области низкого давления огибают антициклоны в направлении движе-
ния часовой стрелки, при движении могут быстро изменять свою форму, раз-
меры и силу.
3. Гребни повышенного давления, тянущиеся от антициклонов к северу,
часто бывают местом вхождения полярного ядра высокого давления.
4. Одновременное выделение ядер высокого давления часто ведет к обра-
зованию обширных стоящих на места (стационарных) антициклонов. Такие i
антициклоны вызывают длительную сухую погоду.
5. Область, промежуточная между двумя большими (стационарными) анти-
циклонами, характеризуется сильной циклонической деятельностью, причем
циклоны, находящиеся на юге, стремятся обычно продвинуться к северу.
6. Циклоны и антициклоны перемещаются в направлении движения пери-
стых облаков.
7. Перемещение барических систем происходит перпендикулярно к направ-
лению падеаия температуры, так что более высокая температура лежит спра-
ва относительно направления движения. <
8. Перемещение областей низкого давления происходит перпендикулярно
к направлению падения давления, таким образом более высокое давление ле-
жит по правую сторону от направления движения.
9. При прохождении семейства циклонов последующие члены семейства
движутся параллельно пути основного (материнского) циклона через 5—6
дней.
10. Если в одной части цикло та (например в западной) дуют ветры ненор-
мально сильные (нормальной скоростью ветра называется скорость, совпада-
ющая со скоростью ветра, определяемой по «формуле:
где F—скорость ветра в единицах шкалы Бофорта, а д — барометрический
градиент в миллиметрах), а в другой (например восточной)—ненормально слабые,
то циклон будет двигаться в сторону слабых ветров (в данном случае на
восток).
6. ПРЕДСКАЗАНИЯ ПОГОДЫ ПО МЕСТНЫМ ПРИЗНАКАМ
При отсутствии синоптических карт предсказание погоды-, хо-
тя бы на ближайшие сутки, довольно затруднительно. В этом слу-
чае следует пользоваться наблюдениями за изменениями метео-
рологических элементов; при достаточном опыте иногда можно су-
дить о характере наступающей погоды. При этом «важно пользо-
ваться не одним каким-либо определенным 'признаком, а по воз-
можности сопоставлять все 'признаки, наблюдающиеся в данный
момент, и особенно следить за изменениями метеорологических
элементов. Местные признаки имеют значение также и при пред-
сказании погоды по синоптическим картам, так как они позволя-
ют вводить необходимые коррективы в предсказание погоды и с
больней точностью судить о характере совершающегося процесса
и времени наступления изменений в условиях погоды.
9*
131
Местные признаки изменения погоды Могут быть разделены
на две основных группы: признаки, соответствующие основным
об’ектам— воздушным массам и фронтам,—и признаки, соответст-
вующие более сложным об’ектам — изменению барического поля.
А. Местные признаки приближения теплого фронта
1. Появление перистых облаков, движущихся с заметной ско-
ростью. Обычно перистые облака движутся с той стороны гори-
зонта, откуда приближается теплый фронт: чаще всего с юга, юго-
запада и запада, редко—с северо-запада или севера.
По мере продвижения теплого фронта перистые облака пере-
ходят в перисто-слоистые и высокослоистые облака.
2. Усиление ветра и поворот его направления по часовой стрел-
ке. Непосредственно перед фронтом направление ветра иногда по-
ворачивается против часовой стрелки.
3. Понижение давления. Чем быстрее падает давление, тем бы-
стрее приближается теплый фронт.
4. Повышение температуры зимой и небольшое понижение ее
летом вследствие увеличения облачности.
5. Обложные дожди при повороте ветра против часовой стрел-
ки (указывают на прохождение теплого фронта стороной).
6. Возникновение метелей.
7. Усиление мерцания звезд и появление кругов около солн-
ца и луны.
Б. Местные признаки приближения холодного фронта
1. Появление быстро движущихся высококучевых облаков (с
севера, северо-запада, запада и иногда с северо-востока). Небо бы-
стро покрывается пеленой перистых и перисто-слоистых облаков,
являющихся предвестниками кучево-дождевых облаков.
При появлении кучево-дождевых облаков из них спорадиче-
ски -(внезапно) выпадают кратковременные, но сильные осадки
(летом ©ти осадки сопровождаются часто грозой и градом).
2. Поворот ветра по часовой стрел|ке и перед самым фронтом —
против часовой стрелки. При прохождении фронта ветер резко из-
меняет направление (часто с юго-западного на северо-западное) и
внезапно усиливается (часто до шквалистого).
3. Резкое падение давления воздуха сменяется после прохож-
дения фронта быстрым под’емом.
4. Резкое понижение температуры воздуха после прохождения
фронта.
5. Прохождепие теплого фронта часто,сменяется прохождением
холодного фронта.
В. Местные признаки дпя определения вида
воздушных масс
Натекание арктического воздуха характеризуется медленным
ростом давления и отсутствием признаков, свойственных прибли-
жению теплого фронта. Весной и осенью арктический воздух при-
ходит за холодным фронтом и вызывает сильное похолодание.
Морской полярный воздух приносит зимой низкую слоистую
облачность и небольшие морозы. Иногда он вызывает небольшие
132
оттепели. Летом в морском полярном воздухе наблюдается куче-
вая облачность, переходящая в кучево-дождевую. Ночи при
этом —— ясные1 и прохладные1.
Натекание континентального воздуха зимой характеризуется
морозной погодой при незаметных колебаниях давления в тече-
ние суток. Летом континентальный воздух сопровождается силь-
ной жарой. Давление воздуха при этом обычно высокое, небо яс-
ное или покрыто небольшими кучевыми облаками, исчезающими
к вечеру. Часто одновременно на восточной стороне небосклона
наблюдаются почти неподвижные перистые облака.
Тропический воздух зимой вызывает сильные туманы, морося-
щие дожди и продолжительные оттепели.
Летом тропический воздух приносит жаркую, душную погоду.
Воздух при этом, становится мутным, а небо приобретает серый
оттенок. Если тропический воздух достаточно влажен, то1 ночью
небо может быть пасмурным, днем же оно снова проясняется.
Г. Местные признаки изменения барического поля
I. Признаки приближения циклона или лож-
бин ы.
1. Повышение температуры воздуха при повышении давления
вверху и понижении внизу (кривая барографа падает вниз).
2. Появление перистых облаков (Ci) с западной или южной
стороны горизонта; обыкновенно они имеют вид полос и сравни-
тельно быстро движутся, что заметно невооруженным глазом.
3. Постепенный переход перистых облаков1 в пелену перисто-
слоистых облаков (Ci-St) и высокослоистых (A-St).
4. « Оптические явления: большой круг (гало) около солнца, лу-
ны, красные цвета вечерней зари, ночью сильное мерцание звезд,
венец небольшого размера около луны.
5. Увеличение абсолютной влажности. |
6. Усиление ветра (ветер ночью).
Приведенные признаки указывают на приближение области по-
ниженного давления, вследствие чего в течение ближайшего вре-
мени следует ожидать погоды, свойственной циклону, т. е. облач-
ной, с выпадающими осадками и вероятно с довольно сильным
ветром. , । ,
При приближении циклона очень важно следить за начав-
шимися изменениями в направлении ветра, так как это позволяет
высказать предположение о том, в каком направлении от места на-
блюдения пройдет центральная часть приближающегося циклона,
что в свою очередь важно для решения вопроса об ожидаемом на-
правлении ветра, а иногда также о температуре и осадках.
В качестве общего правила следует помнить, что если ветер
поворачивает каким-либо определенным образом (по часовой стрел-
ке), то этот поворот удержится и в дальнейшем.
Пользуясь схематическим изображением циркуляции воздуха
в области циклона (рис. 74), нетрудно сообразить, какой своей
частью циклон захватывает пункт наблюдения. Так например,
если наблюдение указывает, что ветер поворачивает в направле-
нии ВЮВ — 10 В — ЮЮВ, то пункт наблюдения попадает в южную
.часть циклона (иначе говоря, центр циклона проходит севернее
133
пункта наблюдения). Воли ветер поворачивает в обратном направ-
лении, например ВЮВ — В—ВОВ, то пункт наблюдения попадает
в северную часть циклона и т. д. В первом случае следует ожи-
дать ветров юго-западных, затем западных направлений, во вто-
ром случае—северо-восточных и северных. Благодаря тому что
северная половина циклона холоднее южной, во втором случае
возможны более низкие температуры, чем в первом. Если темпера-
туры близки к 0° (часто бывает весной и осенью), в, первом слу-
чае благодаря потеплению следует ожидать осадков в виде дождя,
во втором случае благодаря похолоданию — в виде снега.
Если направление ветра при происходящем падении давления
остается неизменным (например все время 10В), это указывает на
один из следующих двух случаев: а) центр циклона движется на
пункт наблюдения, иначе говоря, циклон пройдет через пункт на-
блюдения своей центральной частью; б) приближается ложбина
пониженного давления.
В обоих этих случаях после прохождения центра циклона при
оси ложбины следует ожидать смены ветра на направление прямо
противоположное, и понижения температуры.
II. Местные признаки для тыловой части цик-
лона. ।
1. Увеличение давления: кривая барографа поднимается
кверху.
2. Уменьшение облачности: начинают появляться просветы яс-
ного неба.
3. Постепенное уменьшение осадков, причем осадки получают
характер «проходящих», т. е. выпадают из отдельных туч.
4. Понижение температуры, особенно резкое зимой.
5. Порывистые ветры. '
Перечисленные признаки служат указанием на то, что циклон
(или ложбина) проходит. В дальнейшем можно ожидать или но-
вого циклона или области повышенного давления (антициклона,
гребня).
Для решения этого (вопроса следует внимательно следить за
кривой давления, направлением ветра и облаками. Нового цикло-
на надо ожидать, если:
а) рост давления прекращается: барограф начинает чертить пря-
мую или обнаруживает тенденцию к новому падению;
б) температура воздуха повышается;
в) в просветы между низкими облаками видны более высокие
ярусы облаков A-Cu, Ci И Ci-St, быстро движущиеся с 3 или Ю;
г) ветер изменяет установившееся направление поворота на
обратное, например после поворота 3—-303 — 03 начинает по-
ворачивать снова на 303 — 3 — ЗЮЗ и т. д.; новый поворот вет-
ра происходит благодаря вступлению пункта наблюдения в область
нового циклона.
III. Признаки приближения антициклона или
гребня.
1. Рост давления не прекращается и не замедляется; кривая
барографа сохраняет прежний под’ем или становится более кру-
той; давление становится высоким (выше 765 мм и более).
134
2, В просветах между, низкими облаками наблюдается ясное
небо; высокие облака отсутствуют; постепенно проясняется; осадки
прекращаются.
3. Оптические явления: желтая окраска вечерней зари; венцы,
наблюдающиеся ’ около луны при прохождении ее за облаком,
имеют большие' размеры.
4. Уменьшение абсолютной влажности: постепенное увеличение
суточного хода относительной влажности.
5. Ветер заметно не ослабевает.
Эти признаки указывают на наступление сухой погоды, свойст-
венной области высокого давления; можно ожидать постепенного
ослабления ветра.
Наблюдающееся вращение ветра позволяет так же, как и в,
случае циклона, ржать вопрос, о направлении. движения анти-
циклона относительно пункта наблюдения и о той смене направ-
ления ветра, какая произойдет в. течение ближайшего времени.
Как и там, здесь следует пользоваться схематическим изображе-
нием воздушной циркуляции в антициклоне. (рис. 74).
Установившаяся погода, свойственная области высокого давле-
ния, может быть различной продолжительности: более длительной
(обыкновенно несколько дней) — при прохождении антициклона
и кратковременной (обычно не более суток) — при прохождении
гребня. Полезно зна.ть местные признаки в гребне и аитихдаклоне.
IV. Местные признаки ib гребне.
1. Постепенно замедляющийся и прекращающийся рост дав-
ления; давление вообще не слишком высоко, обычно не выше
765 ММ.
2. Быстрое ослабление ветра; переход в штиль; очень тихая,
ясная погода.
3. Высококучевые (А-Сп) и перистые облака (Ci), движущиеся
Bi направлении, не совпадающем с направлением у земной повер-
хности, обыкновенно с западной стороньл горизонта.
4. Значительная абсолютная и относительная влажность воз-
духа. '
5. После прохождения осн гребня постепенно появляются пред-
вестники приближения циклона.
Перечисленные признаки указывают, что установившаяся су-
жая погода будет кратковременной.
V. Местные признаки в антициклоне.
1. Высокое атмосферное давление, часто выше 770 мм,
775 ММ Ц T. Д.
2. Зимой — большие морозы.
3. Летом—большой суточный ход температуры и влажности
воздуха, суточный ход кучевых облаков, сильные росы.
4. Оптические явления: бледная, желтая окраска зари; после
захода солнца при ясном небе у горизонта держится серебристая
полоска.
Д. Признаки наступления грозы или шквала
1- Высокая температура воздуха (утренняя 7-часрвая темпера-
тура необычно высока) при слабом ветре или ветре F юра, днем
атмосфера становится душной —в воздухе «парит».
135
2. Высокая абсолютная влажность воздуха при низкой отно-
сительной влажности.
3. Медленное падение барометра с утра или после 12 час.;
кривая барографа становится неспокойной, дрожащей (рис. 33).
4. Иногда появление высоких перистых облаков, покрывающих
знаиительную часть неба п кажущихся как бы расходящимися
из одной точки.
5. Утром высокие кучевые облака (A-Си) в виде разбросанных
кусочков ваты.
6. Появление особого вида высококучевых облаков — Alto-
Gum и 1 н S-Оastellatus: высококучевые облака с неболь-
шими '.головками в виде башенок (рис. 85).
Рис. 85. Облако, предвещающее грозу
7. -Появление над высококучевыми облаками перистых обла-
ков в виде метел, расширяющихся на подобие снопа.
8. Переход перисто-кучевых облаков (барашков) в слоисто-ку-
чевые облака (признак ночной грозы).
9. Нахождение в послеполуденные часы нижней границы ку-
чевых облаков на одной высоте или ее опускание и рост4 верхушек
облаков.
10. Значительный вертикальный температурный градиент.
11. Быстрое изменение скорости ветра с высотою при слабой
скорости у земли.
12. Ясная слышимость отдаленных слабых звуков.
13. В случае прохождения большого грозового облака с низ-
ким основанием и очень высокой вершиной при необычайно боль-
шой абсолютной влажности вероятно выпадение града.
Е. Признаки появления тумана
1. Ослабление в вечерние часы ветра (колебание его скорости
в пределах от 1 до з м/сек.).
2. Наличие в те же часы инверсии температуры на высоте
200—300 м.
136
3. При безоблачном небе (или облачности не более 50%) в ве-
чернее время влажность воздуха, близкая к его насыщению.
Указанные признаки дают возможность предвидеть появление
утреннего радиационного тумана.
Кроме того возможность появления радиационного тумана
можно предсказать на основании особой диаграммы, составляемой
для каждого аэродрома.
Эта диаграмма составляется на основании наблюдений по пси-
хрометру и регистрации туманов. Для построения диаграммы не-
обходимо из книжек записей метеорологических наблюдений вы-
брать все дни с утренними и вечерними туманами; лучше это сде-
лать за 2—3 года, хотя в первом приближенно можно ограничиться
и наблюдениями одного года; в соответствии с этими днями не-
обходимо выбрать в предшествующие этим дням вечера (за 21-ча-
совой срок наблюдения) те случаи, когда при безоблачном небе
или небе, покрытом облаками высоких форм не более, как на 50%,
ветер у земли не превосходит 3 м/сек, и для этих вечеров опре-
делить температуру воздуха по сухому термометру Ассмана и со-
ответствующую ей разность по сухому и смоченному термометрам.
Если теперь взять две взаимно перпендикулярных линии и на
одной из них (горизонтальной) отложить температуру сухого тер-
мометра—психрометра Ассмана, а по другой (вертикальной) —
разность между температурой сухого и смоченного термометров (по
наблюдениям 21-часового срока, предшествующего ночному или
утреннему туману) и провести линии, параллельные взятым пер-
пендикулярным линиям, до взаимного их пересечения, то на пло-
скости получится ряд точек. Если теперь провести между
двумя перпендикулярными линиями линию, отграничивающую на-
несенные точки от других точек плоскости, то получим кривую,
так называемую диаграмму Тейлора. На рис. 86 представлена диа-
Рис. 86. Диаграмма для предсказания тумана
грамма для Москвы. Имея эту диаграмму, составленную для каж-
дого аэродрома самостоятельно, можно по ней по наблюдениям
метеорологической станции в 21 час с некоторой вероятностью уже
вечером предвидеть появление тумана. Если вечером окажется, что
разность показаний сухого и смоченного термометров и температура
воздуха за 21 час при небе безоблачном (или покрытом облаками
не более, как на 50%) и при ветре не более 3 м/сек определяют на
137
диаграмме точку, лежащую ниже прочерченной на диаграмме ли-
нии, то появление тумана весьма вероятно.
Если же наоборот окажется, что) по тем же данным построен-
ная точка ляжет выше указанной линии на диаграмме, то появле-
ние тумана будет мало вероятно.
Контрольные вопросы к VI главе
1. Какое назначение имеет служба погоды?
2. Как кодируются метеорологические, телеграммы?
3. Что такие (комплексная карта погоды?
4. Как на карге погоды изображаются: направление hi скорость ветра, облач-
ность, температ^тра воздуха, барометрическая тенденция, высота ночных
облаков, видимость, осадки и давление воздуха?
5. Какие обозначения приняты для изображения яа картах погоды фронтов
(теплого фронта, холодного фронта и ф]млиов окклюзии)?
6. Какие цвета приняты для обозначения на картах погоды размещения воз-
душных масс?
7. В какой последовательности проводится анализ карты погоды?
8. Какие формы барического поля можно встретить на комплексной карте по-
годы и какой пагодой характеризуется перемещение .различных форм ба-
рического поля?
9. Какая последовательность изменения условий погоды наблюдается при
прохождении теплого фронта, холодного фронта и фронта окклюзии по ти-
пу теплого и по типу холодного фронтов?
10. Как. даются предсказания погоды по комплексной карте погоды?
11. Каковы местные признаки приближения теплого фронта и холодного
фронта? *
12. Каковы 'местные признаки. изменения погоды в зависимости от изменения
барического поля?
13. Каковы местные признаки наступления грозы н шквала?
ГЛАВА VII
ВЛИЯНИЕ АТМОСФЕРНЫХ УСЛОВИЙ НА РАБОТУ ВВС
Развитие авиационной техники направлено к тому, чтобы в- мак-
симальной степени освободить полетную работу ют зависимости
от условий погоды. В этом отношении в настоящее время уже
имеется ряд достижений. Однако сказать, что уже сейчас любые
полеты возможны в любых условиях погоды, еще нельзя. Кроме
того,, как уже сказано во введении, влияние условий погоды в ра-
боте ВВС сказывается не только на технике полета, но и. на вы-
полнении различных тактических заданий. В этом отношении ча-
сто условия погоды, мало благоприятные- -с точки зрения техники
пилотирования, могут оказаться способствующими выполнению
боевого задания. Например при сплошном облачном слое с точки
зрения скрытности подхода к противнику безусловно- выгодно- итти
вад облаками или в- 'Облаках, что конечно представляет трудности
в отношении управления самолетом и ориентировки в полете.
В связи с этим условия (погоды являются для ВВС элементом
обстановки, который безусловно должен учитываться при приня-
тии решений всеми командирами ВВС.
При этом нужно иметь в виду, что- для ВВС условия погоды
непреодолимыми не являются, однако неуч-ет или неправильный
учет их может быть причиной срыва выполнения заданий или со-
здания таких трудностей, которые приведут к лишнему изматыва-
нию летного- состава и материальной части.
С этой точки зрения необходимо подходить к разбору изложен-
ного в настоящей главе. Летный состав ВВС должен иметь ясное-
представление о всех затруднениях, которые могут создать в по-
летной работе условия погоды, и о всех преимуществах, которые
можно из них извлечь в различных случаях боевой обстановки.
Атмосферные условия в работе военной авиации имеют' зна-
чение как -в -отношении самой техники полета, так и -в отно-
шении боевого применения авиации. А так как н воен-
ном деле 'всякие технические данные имеют в конечном счете так-
тическое -значение, -ограничивая или расширяя предел применения
того или иного- средства в военных целях, очевидно, что и влияние
атмосферных условий на технику полета должно рассматриваться,
как фактор военного порядка.
1 ВЛИЯНИЕ АТМОСФЕРНЫХ УСЛОВИЙ НА РАБОТУ
АВИАЦИОННОГО МОТОРА
Влияние атмосферных условий на работу авиационного мотора
сказывается в- следующем.
Вследствие уменьшения плотности .воздуха с высотой мощность
мотора по мере под’ема на высоту понижается, так как в связи
139
с усиливающейся разреженностью воздуха количество воздуха,
поступающего в цилиндры мотора, уменьшается.
Одновременно увеличивается удельный расход горючего, так
как смесь воздуха и горючего в карбюраторе мотора становится
все более и более богатой горючим.
Указанное падение мощности мотора с высотой приводит к
тому, что каждый самолет имеет предельную высоту под’ема (так
называемый потолок), тзытые которого мощность мотора оказыва-
ется уже недостаточной для дальнейшего под’ема вверх.
Нужно отметить, что на потолок самолета влияет и конструкция
самого' самолета, так как различные конструкции требуют от
мотора различной мощности в преодолении самолетом сопротив-
ления воздуха. I
О степени падения мощности обычного (невьюотного) авиамо-
тора по мере под’ема на высоту можно судить по таблице.
Высота полета (ж) Плотность воз- духа (в процен- тах) Мощность мото- ра (в процентах)
На уровне моря 100 100
2 000 80 79
4 000 67 60
6 000 54 44
8 000 43 31
Предотвращение падени|я мощности мотора с высотой и уве-
личение высоты под’ема самолета может быть достигнуто: а) при-
менением карбюраторов с высотной регулировкой, позволяющих
сохранять постоянство1 смеси воздуха и горючего; б) применением
турбокомпрессоров, засасывающих во время полета воздух и
сжимающих его до степени плотности, необходимой для нормаль-
ной работы мотора, и в) повышением степени сжатия в моторе.
Однако и эти мероприятия, поскольку на больших высотах мы
имеем совершенно ничтожную плотность воздуха, могут лишь не-
сколько повысить потолок самолета, но отнюдь не сделать его бес-
предельным.
По всем данным современная авиатехника может добиться
применением серии турбокомпрессоров, работающих последова-
тельно, повышения потолка самолета до 15 000 м, т. е. до высоты
стратосферы.
Влияние температуры воздуха на работу мотора сказывается в
следующем.
1. При низкой температуре (ниже—20°):
а) масло* застывает и наливка его в баки затрудняется;
б) бензол (как чистый, так и входящий в состав смеси с бен-
зином) замерзает;
в) вода в охлаждающей системе чрезмерно охлаждается, что
может привести к замерзанию ее и разрыву как трубопроводов,
так и радиаторов.
2. При высокой температуре (выше 40°):
а) обычная поверхность охлаждения радиатора становится
недостаточной, и возникает перегрев мотора;
б) длина разбега самолета увеличивается перед взлетом иног-
140
да на. 40% выше нормальной, а также увеличивается время, потреб-
ное на забор высоты;
в) могут возникнуть нежелательные деформации конструкции
и деревянных, частей самолета и нарушение прочности резиновых
частей его.
Уменьшить неблагоприятное действие низких температур на са-
молет, мотор и летчика можно путем: а) отепления трубопроводов
для воды путем обматывания их суконными 'бинтами, б) снабже-
ния радиаторов заслонками; в) подогревания масла перед налив-
кой в. баки; г) добавления в масло небольшого количества керо-
сина и в воду глицерина или, спирта, что понижает температуру
замерзания масла и воды.
Уменьшение неблагоприятного действия высокой температуры
на мотор достигается путем установки добавочных радиаторов.
Нужно иметь в виду, что, как указано выше, температура воз-
духа помимо колебаний ее, зависящих от времени года, подверже-
на еще изменениям в зависимости от высоты (чем больше рассто-
яние от земли, тем температура ниже). Поэтому при учете влияния
температуры на работу мотора нужно принимать во внимание темпе-
ратуру воздуха не только у земли, но и на предполагаемой высоте
полета, руководствуясь вертикальным температурным градиентом.
В результате уменьшения по мере под’ема на высоту плотно-
сти и температуры воздуха будет изменяться и степень охлажде-
ния мотора, так как уменьшение плотности воздуха будет ухуд-
шать теплоотдачу мотора, а понижение температуры — улучшать
ее. При этом установлено, что впишите изменения плотности воз-
духа больше, чем влияние изменения температуры.
Количественное изменение теплоотдачи мотора по мере под’е-
ма на высоту представлено на рис. 87.
Значительная
влажностьвоздуха
(выше 80%) влияет на
число оборотов мотора,
уменьшая их на 20—30 в
минуту против обычных,
и на исправность дейст-
вия зажигания вследствие
разбухания фибровых ча-
стей магнето и отсырения
обмоток.
В связи с этим полет
внутри обликов или тума-
на, где влажность воздуха
равна 100%, неблагопри-
ятно отражается на работе
Рис. 87. Изменение теплоотдачи мотора
с высотой
мотора, так как при этом в цилиндры мотора вместе с воздухом
засасываются и те мельчайшие капли воды, из коих состоят обла-
ка или туман.
2. ВЛИЯНИЕ АТМОСФЕРНЫХ УСЛОВИЙ НА ПОЛЕТ САМОЛЕТА
Влияние ветра на скорость и дальность поле-
та самолета. Одним из основных метеорологических элементов,
141
с которым приходится -считаться при осуществлении полета на
самолете, является ветер.
В воздухе самолет под действием винтомоторной группы дви-
жется по направлению своей продольной оси со скоростью отно-
сительно воздуха,- обусловливаемой мощностью- мотора и аэроди-
намическими свойствами самолета, являющейся величиной посто-
янной для данного самолета. Эта скорость называется воздушной
скоростью самолета.
Движение же самолета относительно земли складывается из
движения самолета относительно воздуха и движения воздуха от-
носительно' земли. По законам механики геометрическая сумма
скоростей перемещения самолета относительно воздуха и воздуха
относительно земли дает по величине и направлению скорость пе-
ремещения самолета относительно земли, или так называемую
путевую скорость самолета.
Очевидно при этом, что в случае попутного ветра скорость
самолета относительно земли будет равна арифметической сум-
ме, а в случае встречного ветра — арифметической разности ско-
ростей самолета относительно воздуха и воздуха относительно
земли. Так например, если самолет имеет скщюоть относительно
вовдуха—100 км/час и летит против1 ветра, дующего со скоростью
30 км/час, то скорость самолета относительно земли будет равна:
100—-30 = 70 км/час.
При тех же) данных полет по ветру даст скорость самолета от-
носительно земли, равную:
100 + 30 = 130 км/час.
В случае полета под некоторым углом к, направлению ветра
скорость и направление движения самолета определяются диаго-
налью параллелограмма, сторонами которого являются векторы
воздушной скорости самолета и скорости ветра. Ориентировка всех
векторов в этом случае в пространстве определяется положением
их относительно географического меридиана.
Так например, если мы имеем воздушную скорость
самолета
Рис. 89. Тре-
угольник
скоростей
(при встреч-
ном ветре)
Рис. 88. Треуголь-
ник скоростей (при
попутном ветре)
U и скорость ветра W, ориентиро-
ванные относительно- меридиана,
как указано на рис. 88, то ско-
рость самолета, относительно земли
изобразится вектором и1г представ-
ляющим собой диагональ парал-
лелограма OAAJJ, т. е. геометри-
ческую сумму скоростей U и W.
Из рассмотрения указанного чер-
тежа легко- уяснить себе, что при
данных условиях самолет, направ-
ленный своей продольной осью по
линии ОА и имеющий воздушную
скорость U, под действием ветра
W будет передвигаться по отно-
поверхности по направлению OAt со скоростью
шению к земной
/Л, большей скорости U.
142
в случае если мы имеем встречный боковой ветер, картина йс;
сколько изменится. В этом случае (рис. 89) путевая скорость само-
лета, изображаемая вектором Vlt будет меньше воздушной скорости
самолета. Очевидно, что может быть сколько угодно комбина-
ций из воздушной скорости самолета и скорости ветра в зависимо-
сти от их взаимного положения в пространстве, но путевая скорость
самолета всегда будет равна геометрической сумме указанных ско-
1ХЯТСЙ.
Это обстоятельство имеет большое значение в военном приме-
нении авиации. Во всех случаях боевого применения самолета не-
обходимо знать именно его путевую скорость, чтобы иметь воз-
можность определить время достижения намеченной цели. Дей-
ствительно если нам нужно (рис. 90) например из пункта А пе-
г> ~ ТОО
V
и=30кл1/г
и- ТОО Км/г
ш- 40км/г
70 140 210
Рис. 90. Перепет из одного пун-
кта в другой при встречном
ветре
А----------------------------------------------—. ь
140 280
Риз. 91. Перепет из одного пункта
в другой при попу ном ветре
релететь в пункт В, отстоящий от А на 280 км, а соотношения ско-
ростей самолета относительно воздуха V и ветра W дают путевую
скорость самолета = 70 км/час; очевидно, что расстояние!
АВ самолет покроет в 280:70=4 часа. При полете между
этими же пунктами при попутном ветре W = 40 км/час. (рис. 91)
путевая скорость самолета IZj будет равна 100 + 40 = 140 км/час,
и все расстояние будет покрыто в 2 часа. Получающаяся
разница во времени с очевидностью доказывает все значение уче-
та влияния ветра при полете самолета. Так как скорость ветра на
высоте полета обычно достаточно валика (в среднем около 10
м/сек, т, е. 36 км/час), а скорости военных самолетов в общем ко-
леблются от 140 до 250 км/час (не считая рекордных скоростей),
реальное значение учета влияния ветра в современной военной
авиации очевидно. Нужно отметить еще то обстоятельство, что .в
военной практике полет самолета в большинстве случаев являе-
тся полетом возвратным, т. о. с вылетом в расположений противни-
ка и с возвращением на свой аэродром. В этом случае является
необходимым учесть влияние ветра, при полете в обоих направле-
ниях—как к цели, так и обратно-. А! так как у самолета имеется
запас горючего только на определеннее число часов работы мото-
ра, возникает необходимость при боевых полетах, в особенности
к. дальним целям, учесть максимальную дальность полета само-
лета при данной технической скорости и данном ветре на высоте
полета самолета. Только в случае, если эта. дальность обеспечи-
вает достижение намеченной цели, можно предпринимать полет
без риска быть вынужденным к посадке, не достигнув своего
аэродрома из-за недостатка горючего. Очевидно, что при расчетах
с максимальной дальности нужно- скидывать некоторый процент
143
(обычно 10—20%) доя застрахования себя от непредвиденных
случайностей (блркдание, усиление скорости ветра, изменение
его направления и т. п.).
Снос самолета ветром. Снос самолета ветром с выбран-
ного направления имеет большое значение при ориентировке в по-
лете с помощью компаса. Компас на самолете дает возможность
определить положение относительно меридиана только продоль-
ной оси самолета. Направление же продольной оси самолета не
совпадает с направлением фактического перемещения самолета
относительно земной поверхности, отличаясь от него на тот угол,
на который ветер сносит самолет с выбранного направления поле-
та. Поэтому, чтобы ориентироваться в воздухе по компасу, нужно
определить величину того угла, на который ветер сносит самолет.
Алгебраическая сумуа градусной величины этого' угла с от-
счетом по компасу дает выражение в градусах действительного
направления перемещения самолета относительно земной повер-
хности
Угол сноса поддается непосредственному измерению в полете.
Практически это делается следующим образом.
Пусть лист бумаги (рис. 92) изобража-
Рис. 92. Определение угла
сноса
ет собой поверхность земли, линия NS—
направление меридиана, линия АВ —
направление продольной оси самолета
(так называемую линию курса самоле-
та), вектор ОС — ветер, угол NOD — угол
между линией направления фактиче-
ского перемещения самолета относитель-
но земли и меридианом (так называе-
мый путевой угол) и линия OD — напра-
вление фактического перемещения само-
лета относительно земли (так называе-
мую линию пути самолета). Тогда угол
BOD будет утлом сноса при данном вет-
ре. Очевидно, что линии направлений ви-
димого' движения земных предметов относительно самолета будут
параллельны линии пути самолета. Положение линии напра-
вления продольной оси самолета относительно' меридиана может
быть определено с помощью компаса. Если мы сумеем на самолете
точно завизировать направление движения какого-либо земного
предмета и определить угол, который линия этого направления со-
ставляет с линией направления продольной оси самолета, то мы
получим как раз величину угла сноса.
Поэтому прибор для измерения угла сноса должен состоять из
визирного приспособления для наблюдения за бегом земных пред-
метов и градусной шкалы для измерения величины угла между
линией направления бега земных предметов относительно самолета
(линией пути) и линией курса.
Пользование этим прибором затрудняется в случае болтания
самолета под действием восходящих токов воздуха или порывов
ветра, так как в этом случае затрудняется визирование направле-
ния бега земных предметов, но не исключается возможность визи-
рования.
144
Расчет дальности полета самолета при данном
ветре может быть произведен по следующей формуле:
2 у Vr — Wl Sin2 о
где R— искомая дальность полета;
у__число часов, на которое имеется запас горючего на само-
лете;
у._техническая скорость самолета;
уу —скорость ветра;
о__угол, под которым ветер дует по отношению к заданному
направлению полета.
Исследование этой формулы показывает, что во всех случа-
ях когда скорость ветра меньше скорости самолета (а это в сущ-
ности является правилом), дальность полета при перпендикуляр-
ном ветре больше, чем при веФре, совпадающем с направлением
полета. Поэтому заданное расстояние при возвратном полете мо-
жет быть покрыто в более короткий срок при ветре, дующем пер-
пендикулярно к направлению полета, чем при ветре попутном
или встречном. • ;
Это обстоятельство может быть иллюстрировано следующими
примерами.
Пусть нам необходимо совершать перелет от А до В и обратно
(рис. 93). Если самолет имеет техническую скорость 120 км/час и
ветер дует по направлению АВ со скоростью 30 км/час, то ско-
рость самолета по отношению к земной поверхности при полете
из Л в В будет равна:
120 + 30 = 150 км/час.
Расстояние АВ будет покрыто в 300 :150 = 2 часа.
При полете обратно от В к Л скорость салю лета уменьшится
до 190 — 30 = 90 км/час, и,расстояние от В до А будет покрыто
в зоо: 90 = з час. 20 мин. Таким образом весь полет займет
2+з час. 20 мин.=5 час. 20 мин.
При тех же данных, но при ветре, дующем перпендикулярно
пути АВ, мы получаем, что скорбеть самолета относительно земли
будет туда и обратно
одинакова.
Действительно (рис.
94) если векторы АК
и ВК, обозначают век-
торы скорости ветра,
вычерченные в том же
масштабе, как и рас-
стояние АВ, и если из
концов К и К, этих
векторов радиусом, рав-
ным технической ско-
рости самолета, произ-
ведем засечки на пути
АВ, то отрезки BG\ и
АС определят величины скоростей самолета относительно земли
при полете в обе стороны.
300 Ал» ->
Рис. 93. Перелет самолета из одного пункта
в другой при попутном и встречном ветре
УГ
А С С, В
Рис. 94. Перелет самолета из одного пункта
в другой при ветре, дующем перпендикулярно
к направлению попета
а<--------
<е
10 Метеорологии и аэрология
145
Прямоугольные треугольники САК и CjiKr равны, а потому:
- АС = ВС±,
т. е. в этом случае скорости самолета относительно земли при. его
полете из Л в В и обратно по величине равны между собой.
Из тех же треугольников легко определить самую величину
этой скорости:
АС = BCt = ]/(КС)2 — (AKf = l/i4400 — 9СЮ.= около! 16,2 км.
Таким образом на весь путь в 600 км при этой скорости будет
затрачено:
600:116,2 = 5 час. 07 мин.,
т. е. на 13 мин. меньше, чем в разобранном выше случае.
Кроме разобранного влияния ветра на полет самолета на дви-
жении самолета в воздухе сказывается также и неоднородность
структуры ветра.
Влияние порывистости ветра на полет само-
лета. Очевидно, что горизонтальный полет самолета может пра-
вильно совершаться только при спокойном состоянии воздуха
или при равномерном движении последнего. Всякие завихрения
и порывы, возникающие при ветре, естественно нарушают пра-
вильность движения самолета.
Действительно происходит следующее.
1. Самолет, попавший в восходящий (нисходящий) поток воз-
духа, получает на свои несущие поверхности дополнительный
удар, благодаря которому он резким движением поднимается
(опускается). Такого рода броски на большой высоте, где свобода
маневрирования самолета не стеснена, не опасны, но например
при взлете требуют опытного управления 'самолетом, чтобы пре-
дупредить аварию. Описываемое явление, когда самолет на ма-
лой высоте попадает в восходящий (нисходящий) поток лишь
одной из своих несущих поверхностей, требует от летчика свое-
временного реагирования и предварительного учета условий
полета.
2. При порывах ветра самолет неожиданно поднимается или
опускается. Это явление об’яснйется следующим образом: при по-
рыве ветра самолет благодаря инерции некоторое весьма непро-
должительное время сохраняет скорость относительно' земли, ко-
торую он имел до порыва. Вследствие этого при наличии порыва
ветра «в лоб» скорость самолета относительно воздуха увеличится,
а при порыве ветра «в спину»—уменьшится. Изменение скоро-
сти самолета относительно воздуха при неизменном угле атаки
скажется в изменении под’емной силы. В 'Случае порыва ветра
«в лоб» под’емная сила увеличится, и самолет поднимется, в слу-
чае порыва «в спину» под’емная сила уменьшится, и самолет
опустится. : j '( ' ! |l 1 • I * i
' Боковые (относительно самолета) порывы ветра на высотах на
выполнение полета почти не влияют, так как при нахождении
на большой высоте над землей самолет может быть даже в слу-
чае резких сотрясений соответствующими эволюциями приведен
в нормальное для полета положение. При взлете или посадке эти
порывы усложняют выполнение полета, и при неучете этих эле-
ментов самолет может потерпеть аварию.
146
При этом,’ так как, восходящие и нисходящие потоки воздуха об-
разуются в атмосфере не только вследствие температурных усло-
вий но и от действия рельефа земной поверхности на горизон-
тальный воздушный поток, указанное выше влияние этих токов
на полет самолета, в особенности при взлете и посадке, заставляет
очень осторожно подходить к выбору аэродромов. Во многих слу-
чаях рельеф местности, окружающей аэродром, может оказаться
сдающим такие завихрения воздуха при ветре, при которых
взлет и посадка самолетов будут крайне затруднены или даже
невозможны. Так например в случае распшюжешгя аэродрома
между двумя препятствиями (двумя лесными участками, холма-
ми и т. п.) мы наблюдаем следующую картину. Непосредственно
над аэродромом, расположенным между препятствиями, при вет-
ре образуется оастой воздуха с очень! 'слабыми завихрениями.
9то делает взлет и посадку самолетов' на таком аэродроме крайне
неудобными, а при сильных ветрах и невозможными.
На рис. 95 изображена траектория полета самолета при пере-
ходе в зону застоя воздуха у препятствий. Пусть в слое воздуха,
движущемся со скоростью 45 км/час, самолет летит со скоростью
100 км/час и следовательно имеет скорость относительно земли
в 55 км/час. Тогда при переходе в слой воздуха, где скорость вет-
ра падает до 0, самолет в силу инерции некоторое время сохра-
няет ту же скорость относительно земли. В результате скорость
его относительно воздуха уменьшится, а следовательно уменьшит-
ся и под’емная сила, и самолет резко опустится вниз.
Эти обстоятельства имеют большое военное значение, так как
в данном случае имеет место следующее противоречие: с военной
точки зрения край-
не важно скрыть
аэродром' в какой-
нибудь лощине ме-
жду закрытиями, с
точки же зрения
техники полету это
укрытие может ус-
ложнить производ-
ство полетов.
Затруднения,воз
пикающие в управле-
Рис. 95. Траектория попета самопега при пере-
ходе из споя с ветром в спой застоя воздуха
нии самолетом при
неспокойном СОСТОЯ-
нии воздуха и по-
рывистом ветре, естественно приводят I? напряжению летчика И,
изматывая его физически, затрудняют тем самым в значительной
мере успешное выполнение летчиком поставленной боевой за
дачи. Неустойчивое положение, неровный полет самолета ска-
зываются 'Щ на (боевом применении его, т. е. на бомбометании,
аэрофотос’емке, стрельбе по земным целям, при наблюдении и пр.,
о чем подробнее будет сказано ниже.
Влияние скорости и направления воздушного потока на ве-
личину под’емной силы самолета приводит к тому, что наиболее
выгодным является взлет самолета против ветра, когда мы мо-
147
йсем получить большую скоропод’емность, .чем при валете с бо-
ковым или попутным ветром. Это обстоятельство имеет то воен-
ное значение, что, пользуясь данными о 'скорости и направлении
ветра на разных высотах над пунктом взлета, мы можем так
выбрать направление взлета, чтобы достигнуть максимальной ско-
рости под’ема на должную высоту. Увеличение же скорости под’-
ема на необходимую высоту, в работе например истребительной
авиации имеет огромное значение, так как дает значительные пре-
имущества в воздушном бою и при необходимости быстрой встре-
чи с неприятельским самолетом.
Непосредственные определения эффектов порывистости ветра
по поведению самолета в полете позволили норвежскому метеоро-
логу Кальвагену составить следующую шкалу для оценки сте-
пени порывистости ветра.
Балл Характеристика Признаки
1 Слабая «болтовня» Самолет слегка покачивает
2 Легкая «болтовня» Отдельные небольшие толчки* при качке
3 «Болтает» Небольшие резкие частые толчки (как при старте с воды при волнах в 0,5 м)
4 Довольно сильная «болтовня» Самолет начинает танцевать (впе- чатление такое же, как прц ходе па- русной лодки по взволнованной по- верхности воды)
5 Сильная «болтовня» Сильные толчки. Самолет бросает на несколько метров вверх и вниз
6 Очень сильная «болтовня» Самолет бросает на 50—100 м в стороны и вверх и вниз. Управление самолетом затруднительно
По этой шкале, которая составлена на опыте большого коли-
чества полетов специально' в условиях порывистого ветра, легко
видеть, насколько значительно может быть влияние порывов ветра
на полет самолета.
Влияние ветра на взлет и посадку самолетов.
В отношении влияния ветра на самолет при стоянке его на
аэродроме и при взлете и посадке можно считать установленным
следующее.
Сильный ветер у земной поверхности (больше 15 м/сек) может
опрокинуть стоящий на- аэродроме самолет и может опрокинуть
самолет при рулежке, взлете или посадке, если он дует в бок
самолету. I, .
Ветер, дующий в спину самолета, затрудняет взлет и посадку,
увеличивая разбег, пробег и скорость под’ема и посадки, поэтому
посадку и под’ем необходимо выполнять, против ветра, и наоборот,
ветер (до предела скорости 15 м/сек), дующий в лоб самолета,
способствует поддержанию самолета в воздухе и облегчает взлет
и ‘посадку.
Сильный ветер (выше 15 м/сек) вызывает большое волнение
на море и делает затрудненной посадку на поверхность воды.
148
Полное безветрие, при котором наблюдается зеркальная по-
верхность воды, в результате затрудняет посадку на воду, так
как в этом случае 'становится трудным определение высоты и
момента выравнивания машины.
3. УСЛОВИЯ ПОЛЕТА В ОБЛАКАХ И ТУМАНЕ
Облачность различных форм также оказывает влияние на тех-
нику полета.
При полете внутри слоистых облаков или тумана становится
затруднительным сохранение горизонтального положения самоле-
та, и есть опасность скольжения на крыло при сильном крене.
То же можно сказать про полет в слоисто-кучевых и кучевых обла-
ках, где указанное обстоятельство усиливается наличием силь-
ных вертикальных токов воздуха. Это обстоятельство очень за-
трудняет пилотирование самолета при полете внутри таких об-
лаков.
Нужно' при этом отметить, что завихренное состояние воздуха
в кучевых облаках достигает максимума у основания облака, у
вершины же его имеется сравнительно ровный нисходящий поток.
Между отдельными кучевыми облаками, в так называемых
«окнах», наблюдается медленный нисходящий поток воздуха. За-
вихрения воздуха достигают особенной силы в кучево-грозовых
облаках, ввиду чего полет в них доджей быть признан опасным
для тяжелых, перегруженных самолетов.
Высококучевые, высокослоистые, перисто-слоистые, перисто-
кучевые и перистые облака в пилотажном отношении препятст-
вием к полету не являются.
При полете внутри облаков или тумана затрудняется ориен-
тировка, так как земли не видно, а пользование компасом в этом
случае затруднительно и требует обязательного применения в до-
полнение к нему указателей искусственного горизонта.
Трудность полета в облаках или тумане в основном заключа-
ется в трудности сохранения равновесия самолета при невидимой
земной поверхности. Видя землю и горизонт, летчик все время
имеет возможность судить О' нахождении самолета относительно
горизонта по видимому положению 'самого самолета относительно
земли и следовательно может во-время предупредить действием
управления непроизвольное нарушение равновесия самолета. При
полете в облаках или тумане эта возможность пропадает и высту-
пает весь риск внезапной потери равновесия самолета.
Нужно однако отметить, что современное оборудование самоле-
тов приборами (в частности жироскопическими креномерами и
указателем поворота) вполне разрешает задачу сохранения равно-
весия в полете при невидимой земной поверхности, а следовательно
и задачу полета в облаках или тумане. Сложнее обстоит дело
с посадкой при невидимой земле.
Густой туман над местом посадки как правило исключает воз-
можность благополучной посадки, так как не дает возможности
определить момент выравнивания машины и увидеть встречаю-
щиеся на пути препятствия.
Как известно, самолет, идя на посадку,’ подходит к земле с
149
/
большой скоростью, и для посадки пилот должен к моменту со-
прикосновения колес самолета с землей выравнять машину, что-
бы вести самолет параллельно земной поверхности, а не врезаться
под утлом в землю. Отсюда возникает требование, чтобы поверх-
ность места посадки была достаточно ровной и .на ней не было
бы каких-либо препятствий '(рвов, заборов, зданий и т. п.). Оче-
видно, что указанное выравнивание машины может быть вы-
полнено пилотом лишь при видимости земной поверхности, а са-
мая посадка может быть совершена 'благополучно, если пилот ви-
дит, что непосредственно' на месте посадки нет никаких препят-
ствий. В результате при тумане задача благополучной посадки
разрешима чрезвычайно трудно. Современная техника имеет в
своем распоряжении некоторые способы определения момента
выравнивания машины при посадке в тумане, но эти способы рас-
считаны лишь на посадку на больших ровных аэродромах при
условии точного определения в полете места посадочной площади
аэродрома. Что же касается посадки в тумане вне аэродромов,
то в этом случае даже самые лучшие приборы бессильны пол-
ностью обеспечить безопасность посадки.
В самом деле, пусть мы получили возможность, летя в тумане,
определить мгновенно при помощи приборов свою высоту над
землей с точностью хотя бы до сантиметра; все же в следующую
секунду самолет будет на 40—50 м дальше, и следовательно, если
видимость не превышает 40 м, мы
Рис. 96. При полете высоко над споем
поземного тумана сквозь последний вид-
не будем, иметь возможности
избежать вынырнувшего на
пути препятствия.
Особенно опасным яв-
ляется туман, сливающийся
со слоем слоистых облаков,
что создает такую высокую
пелену тумана и облаков,
из которой летчику трудно
вывести самолет без риска
потерять необходимое рав-
новесие.
Нужно отметить, что
иногда низовой стелящийся
туман сверху достаточно
хорошо просматривается и
не мешает наблюдению за
землей (рис. 96), ио посад-
ку он вое! же делает опас-
ной, так как непосредствен-
но у земли при попадании
на земля самолета в туман видимость
резко уменьшается (рис. 97).
Условия видимости внутри облаков и тумана весьма различ-
ны и зависят от количества и радиуса капель воды, составляю-
щих облако пли туман. В ряде случаев видимость оказывается
настолько хорошей, что позволяет даже летать в облаках bi строю,
пользуясь зрительной связью, и видеть из облакор земную по-
верхность.
15Q
4. ЯВЛЕНИЯ ОБЛЕДЕНЕНИЯ САМОЛЕТА
Практикой установлено, что в случае полета в облаках или
тумане при температуре на 1—2° ниже точки замерзания на тро-
сах и лобовых частях стоек самолета и крыльев образуется ле-
Рис. 97. Попадая в туман при посадка, самолет попадает
в условия очень плохой видимости
даной. налет. Этот налет иногда образуется и на передней кром-
ке винта, на втулке винта и наконец на фюзеляже и хвостовом
оперении. 'При 'благоприятствующих этому атмосферных условиях
налет этот растет и превращается во все более утолщающийся
нарост, обладающий способностью но краям расти быстрее, чем
в середине. В результате этот налет может достигать значитель-
ных размеров:
а) сопротивление стоек, стяжек, всевозможных внешних кре-
плений и самих крыльев колоссально увеличивается; куски льда,
скопившиеся на лопастях пропеллера, делают работу мотора не-
ровной;
б) под’емная сила крыльев может уменьшаться благодаря из-
менению профиля крыла, вызванному скоплением льда на перед-
ней кромке, обычно на верхней стороне;
в) вес машины может превысить макси-
мально возможную нагрузку;
г) отказывает указатель скорости, вслед-
ствие того что отверстие трубки приемника
забивается льдом.
Вместо указанного выше налета в виде
стеклообразного льда при температурах ни-|
же—10° обычно образуется кристаллический
снегообразный налет, осаждающийся в незна-
чительном количестве на лобовых частях
крыльев и стоек. Форма этого 'налета, остро
выдающаяся вперед (рис. 98), является до-
статочно обтекаемой и поэтому существенно
не влияет на аэродинамические качества Рис 98 формЬ1 пе.
самолета. дяного напета на са-
Особенно ' сильного развития обледене- монетах
151
ния самолета можно достигнуть при попадании самолета в об-
лако, состоящее из переохлажденных капель. Так например
при полете американского летника Чемберлина в 1921 г. на его
самолете Bellanca, попавшем в полосу ледяного дождя, образо-
вался ледяной покров в 20 мм толщины и весом более 100 кг,
что вынудило Чемберлина к посадке.
Практикой установлено, что на металлических самолетах об-
разование льда гораздо' интенсивнее, чем на деревянных, что обг-
оняется очевидно различной их теплопроводностью.
Наиболее часто обледенение самолетов наблюдается зимой в
облаках слоистых (St), разорвано-слоистых (Fr-St) и слоисто-дожде-
вых (Nb-St). Обгоняется это тем, что эти облака зимой очень часто
состоят именно из сильно переохлажденных капель воды.
Каких-либо действительно надежных технических средств
борьбы с обледенением самолетов в полете до сих пор не найдено.
Поэтому пока-что с этим явлением можно бороться лишь пассив-
ными методами, т. е. уходом из области, где оно .наблюдается.
При этом лучшим способом является под’ем самолета вверх, вы-
ше облачного слоя, где скопившийся на самолете лед очень быстро
испаряется, переходя в силу большой сухости воздуха из твер-
дого состояния непосредственно в газообразное. Этот способ не
всегда применим, так как обледенение самолета может не позво-
лить ему набрать большую высоту. Поэтому возможно ивбавле-
ние от намерзшего льда уходом в более низкие слои атмосферы,
где под влиянием более высокой температуры (если такая там на-
блюдается) лед может растаять.
5. УСЛОВИЯ ПОЛЕТА В ОСАДКАХ
При полете в дождь или снег управление самолетом затруд-
нительно, но все же менее, чем в тумане или облаках, так как при
дожде и снеге видимость все же сохраняется достаточной.
Полет в крупный град представляет опасность, так как есть
риск повредить винт.
Полет в дождь по тем же причинам, что и полет в тумане (вы-
сокая влажность), вредно отражается на работе мотора.
И наконец дождь может настолько размягчить аэродром, что
взлет и посадка на нем станут очень опасными.
6. ЗНАЧЕНИЕ ГРОЗ И ШКВАЛОВ ДЛЯ ПОЛЕТА
Гроза представляет собой серьезное препятствие для полета с
одной стороны вследствие наблюдающейся при ней большой за-
вихренности воздуха и сильных вертикальных потоков, с другой
же стороны вследствие опасности удара молнии в самолет. Воз-
никающие, в особенности при тепловых и фронтальных грозах,
вертикальные потоки воздуха достигают очень больших скоростей
(до 40 м/сек) и во многих случаях могут затруднить для летчика
на некоторое время управление самолетом.
Быстро движущийся в горизонтальном направлении самолет
неожиданно получает добавочное вертикальное ускорение (вверх
или вниз), что 1 привозит или к резкому скачку его вверх или
к падению вниз. Летчики (или пассажиры) В' случае ] езкого па-
дения вниз в силу инерций отстают от сидений, и в открытых
152
машинах, если летчик не привязан, он может быть даже выброшен
о самолета. Перегрузка самолета при этом также колоссально
возрастает, так как поток воздуха направляется перпендикулярно
крыльям и действует сразу на большую поверхность. При боль-
шой горизонтальной скорости этот эффект естественно1 усилива-
ется и в некоторых случаях может повлечь за собой потомку са-
молета в воздухе. Эти обстоятельства заставляют обычно при
встрече с грозой в полете обходить ее или даже садиться и «про-
бивать» грозу только в исключительных случаях.
Опасность удара молнии в самолет до сих пор считалась со-
вершенно незначительной вследствие слишком малых размеров
самолета как носителя электрического заряда. Однако исследова-
ние этого вопроса немецким метеорологом Коппе, изучившим ряд
случаев аварий с. самолетами вследствие грозовых разрядов, при-
вели к выводам, что опасность эта достаточно реальна. При этом
однако оказалось, что опасность эта заключается не в том, что
самолет в полете притягивает к себе молнию, а в том, , что само-
лет может оказаться на пути разряда. Это может быть в том
случае, когда самолет как электрический проводник представит
собой путь наименьшего сопротивления для молнии, т. е. создаст
условия для короткого замыкания. Созданию этих условий может
способствовать и струя выхлопных газов, тянущаяся за самоле-
том, и выпуск с самолета каких-либо тросов или антенн радио-
станций и т. п.
Коппе приводит лично им на-
блюдавшийся случай попадания
молнии в самолет, имевший ме-
сто 20 апреля 19'26 г. в Германии
близ Вангероге. В этот день там
совершался полет на самолете
типа Фридрихсгафен FF-49 (де-
ревянном биплане) с опытной
целью. На длинном тросе к са-
молету был прикреплен матер-
чатый конус. Еще перед полу-
днем наблюдалось прохождение
в районе полета отдельных шква-
лов с незначительными грозо-
выми разрядами. Посде же по-
лудня, когда самолет направил-
ся к западу, он столкнулся с
грядой облаков, широким фрон-
том шедших с юга. При выходе из
одного облака пилот заметил пе-
ред собой на расстоянии 5—10 км
Две молнии. Он сейчас же решил
пойти на посадку и прежде всего
хотел опустить трос с матерчатым конусом, который в этот момент
находился еще ш облаке. Однако прежде чем он успел .это сде-
лать, последовал удар молнии. Этот удар пилотом был замечен
как резкий металлический1 звук, наблюдатели же с земли (и Коппе
в том числе) видели самую молнию. О земли было видно, как
153
Рис. 99. Разряд молнии в самолет
через крылья
молния, выйдя из верхней части облака, попала в трос сзади са-
молета и сожгла его на большом протяжении. Матерчатый ко-
нус с остатком троса упал в воду. После посадки -самолета
было обнаружено, что молния по тросу проникла в самолет и
произвела на нем целый ряд повреждений. Были расплавлены
целые звенья тросов управления, имелись следы горения на де-
реве, материи.
Причиной разряда молнии в самолет в данном случае послу-
жило очевидно то, что ^длинный трос, позади самолета образовал
собой проводник, соединивший два противоположно заряженных
облака, в результате чего произошло' короткое замыкание элек-
трического тока через трос.
Подробные исследования влияния разряда молнии на самолет
производились в Америке, в высоковольтной лаборатории обще-
ства «Изолятор» в Огайо. Исследования производились как над
моделями самолетов, так и настоящими самолетами, которые по-
мещались между мощным конденсатором и земной поверхностью
на опытном поле лаборатории. Конденсатор изображал собой гро-
зовое облако, а подвергавшийся опыту аппарат помещался так,
чтобы быть пораженным тем разрядом, который происходил
между облаком и землей. В результате удалось установить сле-
дующую классификацию главнейших повреждений па самолете от
разряда молнии.
1. Пожар от загорания материалов, из которых
построен самолет. Наиболее вероятен для деревянных са-
молетов, для металличе-
ских самолетов опасность
пожара ничтожна.
2. Плавлениеили
деформация метал-
лических частей.
Обычно проводимость ча-
стью современных метал-
лических самолетов на-
столько велика, что зна-
чительного нагревания
при разряде не получает-
ся; однако если на пути
тока встретится материал,
обладающий большим со-
„ противлением, то его на-
Рис. 100. Удар молнии в винт.самолета грев недабежн(> повре.
ждает конструкцию.
3, Порча изоляции в системе зажигания. Возни-
кает лишь при условии, если провода в системе зажигания пе-
ресекаются или слишком открыты. Обычно изоляция выдержи-
вает очень высокий вольтаж.
4. Преждевременный взрыв смеси в цилиндре
мотора. Возникает в случае попадания молнии в свечу цилин-
дра и приводит к повреждению мотора.
5. Повреждения приборов. Резкое падение атмосфер-
154
него давления при разряде молнии в самолет может повредить
диафрагму указателя скорости.
" Радиооборудование также выводится из Лтроя. Повреждаются
и все приборы, в которых индуктированием ток может вызвать
порчу изоляции.
На рис. 99 и 100 изображены снимки электрических разрядов
в самолет через крылья ц через винт.
Прямое попадание молнии в пилота .на. самолете — явление
очень редкое, однако физиологическое действие разряда молнии
даже и не три прямом попадании, а лишь в непосредственной
близости от человека все же очень велико. Здесь имеют место
и оглушение до потери сознания и ослепление ярким светом.
Все эти обстоятельства заставляют с большой осторожностью
относиться к полету при грозе или шквалах. Лучше всего при
встрече с грозой или шквалом обойти их, тем более что обычно
они занимают не очень большие пространства.
7. ВЛИЯНИЕ АТМОСФЕРНЫХ УСЛОВИЙ НА РАБОТУ
ЭКИПАЖА САМОЛЕТА
Атмосферные условия сказываются и на работе экипажа са-
молета: летчика и летчика-наблюдателя. В первую очередь сказы-
вается изменение давления и химического состава, воздуха с вы-
сотой.
Пребывание летчика па больших высотах, т. е. .в слоях воздуха
с пониженным давлением, значительно влияет на его организм,
приспособленный к жизни при давлении воздуха, близком к
760 мм ртутного столба. Уменьшение давления воздуха оказывает
чисто механическое действие .на ряд органов человеческого тела.
Особенно важно влияние, оказываемое на полость, среднего уха,
желудочно-кишечный тракт и легкие.
Надо отметить, что явления, происходящие в человеческом ор-
ганизме под влиянием уменьшенного давления воздуха, при поле-
тах на низких высотах не вызывают серьезных болезненных
ощущений, при полетах же на высотах 8—10 км они могут явиться
разрушающими для человеческого организма. Значительно более
опасно механическое действие давления воздуха при быстрых
изменениях высоты полета.
Уменьшение абсолютного количества кислорода (а следова-
тельно и его парциального давления) с возрастанием высоты вме-
сте с уменьшением жизненной емкости легких влечет за собой
уменьшение количества кислорода, растворенного в крови. Вы-
сота, на которой начинают появляться первые признаки вредного
влияния разреженного воздуха, для каждого человека различна
в зависимости от его физиологических особенностей, но в общем
изменяется от з до 4 км. На 6 км состоянию здоровья летчика
угрожает опасность, а на 8 км может наступить смерть.
Влияние уменьшения парциального давления кислорода ска-
зывается па организме в следующем: а) приближение артериаль-
ной крови по своему характеру к венозной, б) учащение ритма
сердца, в) учащение ритма дыхания и г) понижение нервно-мы-
шечной деятельности.
Добавлением, к кислороду воздуха такого количества кисло-
155
рода, чтобы в сумме, получалось количество кислорода, имеющееся
у земли, можно избавиться от описанных опасных для жизни
летчика явлений. Поэтому при высоких полетах пользуются спе-
циальными кислородными приборами, дополняющими недостаток
кислорода в воздухе. Однако если кислородный прибор плохо
отрегулирован и летчик будет вдыхать, кислород в большем коли-
честве, чем ему требуется, то это может повлечь за собой своего
рода опьянение п таким образом создать новую опасность.
Эти обстоятельства имеют первостепенное военное значение, так
как, ограничивая возможность под’ема летчика высотой в 8 000 м,
ставят естественный предел высоты боевых действий авиации.
Применяющиеся для компенсирования указанного влияния изме-
нения в; давлении и составе воздуха специальные костюмы и ки-
слородные приборы настолько стесняют свободу работы летчика
или летчика-наблюдателя, что в боевой обстановке пользование
ими чрезвычайно неудобно.
Понижение температуры с высотой также сказывается на эки-
паже самолета, заставляя его одеваться в теплую и поэтому стес-
няющую движения одежду даже при сравнительно высокой тем-
пературе у земли.
Очень низкая температура на земле .значительно затрудняет
подготовку самолета к полету, так как неизбежное соприкоснове-
ние с металлом требует теплых перчаток, а в работе часто трудно
в перчатках достичь нужного результата, в особенности при устра-
нении неисправностей в моторе или специальном оборудовании.
При полете в дождь капли воды d силой врезаются в лицо лет-
чика, что создает очень 'болезненные ощущения и утомляет; в
очках, заливаемых дождем, плохо видно, а без очков ©овсе смо-
треть невозможно.
Такое же ослепление летчика при полете зимой в метель де-
лает полеты во время метели невозможными.
Эти обстоятельства приводят к задержке в приведении са-
молета в боевую готовность, а иногда и к прекращению боевого по-
лета, что и обусловливает их военное значение.
8. ВЛИЯНИЕ АТМОСФЕРНЫХ УСЛОВИЙ НА ПОКАЗАНИЯ
АЭРОНАВИГАЦИОННЫХ ПРИБОРОВ
Атмосферные условия особенно сказываются на показаниях
двух аэронавигационных приборов: высотомера и указателя ско-
рости. I । I , i i i | I ' Г| > I I
Авиационные высотомеры устроены так же, как барометры-
анероиды, и действие их основано на изменении давления воз-
духа с высотой.
Деформации анероидной коробки, получающиеся под дейст-
вием изменения давления воздуха с высотой, передаются па
стрелку прибора, двигающуюся над шкалой, разградуированной в
единицах высоты полета (обычно в метрах).
Устройство подобного высотомера (вернее разградуировка его
шкалы) возможно лишь при допущении, что изменение давления
воздуха с высотой происходит с вполне определенной закономер-
ностью, позволяющей точно количественно определить степень
уменьшения давления с под смом на определенную высоту. Так
156
как этого в действительности иет, то расчет шкалы высотомера
приходится делать применительно к некоторым средним атмо-
срерпым условиям. Обычно за такие условия принимаются: дав-
ление воздуха у земли—760 мм, температура воздуха у земли
15° и падение температуры на каждые :100 м под’ема 0,65°.
Отличие в действительном состоянии указанных элементов от
того, которое положено в основу расчета шкалы высотомера, при-
водит к необходимости введения в показания высотомера при поль-
зовании им поправок на основе данных о фактическом состоянии •
указанных элементов в момент определения высоты полета по вы-
сотомеру. Для этого пользуются показаниями барометра и термо-
метра на земле и термометра, устанавливаемого ла самолете.
Зная расчетные данные прибора, начальную температуру (у
поверхности земли перед вылетом самолета) и температуру на вы-
соте полета, мы может вычислить истинную величину высоты
полета. Эти вычисления производятся по соответствующим фор-
мулам.
Так как вычисления в полете затруднительны, для этой цели
пользуются специальными счетными линейками.
Кроме указанного нужно иметь в виду, что высотомер, уста-
новленный перед вылетом на начальное давление воздуха в ме-
сте вылета, во 'Время полета будет показывать высоту не над
пролетаемой местностью, а над местом взлета. Чем пересеченнее
будет местность, тем ошибки в показаниях прибора относительно
поверхности земли будут значительнее. Учет этих ошибок произ-
водится при помощи карт с нанесенным рельефом местности, по
разности высот которого относительно пункта вылета и вводится
поправка в показания прибора на изменение рельефа местности.
Кроме того давление воздуха изменяется во время полета так-
же и в зависимости от изменения барического поля, в котором
производится полет, т. е. в зависимости от распределения давле-
ния атмосферы по пути полета. Изменение давления при этом
может быть весьма значительно, и для определения точной вы-
соты полета ошибку, получающуюся в показаниях .прибора по
этой причине, учитывать необходимо. Единственным способом та-
кого учета является использование карт изобар и информацион-
ных сведений1 о распределении давления по пути полета. Эти дан-
ные с известным приближением дают возможность ввести необхо-
димые поправки на изменение давления.
Ту же картину мы наблюдаем и в отношении указателей ско-
рости.
Действие авиационных указателей скорости основано на из-
мерении разности статического и аэродинамического давления воз-
душного потока, которая находится в известной закономерной за-
висимости от его скорости.
Так как разность статического и аэродинамического давления
воздушного потока, измеряемая указателем скорости, зависит так-
же и от плотности воздуха, то очевидно, что расчет шкалы ука-
зателя скорости должен производиться по отношению к некоторой
определенной начальной плотности воздуха и определенному из-
менению ее с высотой. При несовпадении фактической плотности
воздуха и ее изменений с высотой с расчетными данными в по-
• 157
казапиях указателя скорости появляется ошибка, которая может
достигать значительных размеров.
Учет и исправление этой ошибки производятся следующим
образом: на самолете производятся наблюдения над температу-
рой и давлением воздуха на высоте полета, и по ним рассчитыва-
ется действительная плотность воздуха на. высоте полета. Затем
по заранее известной зависимости показаний указателя скорости
от плотности воздуха определяют нужную поправку. Необходи-
• мыс расчеты обычно производятся при помощи специальных счет-
ных линеек.
Все эти обстоятельства заставляют с особой тщательностью1
относиться к конструированию и постройке высотомеров и ука-
зателей скорости, добиваясь возможно меньшей зависимости их
от изменений состояния атмосферы. По линии высотомеров кон-
структорская мысль идет по пути перехода от барометрического
метода определения высоты к другим: акустическим, электриче-
ским и пр., но очевидно, что совсем избавиться от этого влияния
будет невозможно, и необходимость учета атмосферных условий
при пользовании приборами па самолете остается.
Военное значение описанного влияния атмосферных условий
на показания приборов очень велико, так как точное знание
высоты полета и скорости движения самолета чрезвычайно важ-
но в целом ряде случаев боевого применения самолета. В пер-
вую очередь сюда относятся бомбометание с самолета и аэрофото-
с’емка, при которых неточности в определении высоты или ско-
рости полета приводят к невыполнению задач.
9. УСЛОВИЯ ПОЛЕТА В СТРАТОСФЕРЕ
Полет на самолете в стратосфере возможен, при условии по-
стройки для этого специальных моторов и самолетов. Особенно-
сти конструкции при этом заключаются в следующем.
1. Поскольку уже на высоте в 15 км мы имеем плотность
воздуха в 8 раз (меньшую, чем у земли,, естественно, что мотор
должен быть снабжен приспособлением для сжатия воздуха перед
подачей его в карбюратор до нормальной плотности.
2. Разреженность воздуха и уменьшение количества кислорода
в нем требуют заключения пилота на. стратосферном самолете
в герметическую кабину, снабженную приспособлением для осве-
жения воздуха в ней.
3. Очень низкая температура в стратосфере потребует отепле-
ния кабины, с тем чтобы поддержать внутри ее температуру,
необходимую для нормальной работы пилота.
4. Так как с уменьшением атмосферного давления испарение
жидкостей усиливается, необходимо иметь приспособления для
сохранения нормального атмосферного давления в баках с бензи-
ном и маслом.
5. Моторы с водяным охлаждением должны быть снабжены
жидкостью, ле замерзающей при Очень низких температурах.
6. Винт должен иметь переменный шаг для приспособления
к меняющейся плотности воздуха.
Преимуществами полета в стратосфере с метеорологической
точки зрения являются:
158
а) возможность достижения больших скоростей из-за умень-
шения сопротивления вследствие уменьшения плотности воздуха;
б) прекрасная видимость и отсутствие опасности! обледенения.
10. ЗНАЧЕНИЕ АТМОСФЕРНЫХ УСЛОВИЙ В РАБОТЕ
ИСТРЕБИТЕЛЬНОЙ АВИАЦИИ
Работа истребительной авиации в значительной степени зави-
сит от атмосферных условий.
Самолеты-истребители, обладающие значительной скоростью,
требуют [возможности свободного маневрирования как. в горизон-
тальной, так и в вертикальной плоскостях. Поэтому на работе
истребительной авиации в первую очередь отражаются те усло-
вия, которые стесняют свободу маневра. Сюда относятся: низкая
облачность, дожди, туманы, метели.
Разорванная облачность с большими окнами в большинстве
благоприятствует работе истребителей, позволяет подойти ,к про-
тивнику незамеченным.
Понижение мощности мотора с высотой и потолок для истреби-
теля имеют особенно важное значение, так как в воздушном бою
выигрывает обычно тот, кто может забраться выше противника.
Понижение мощности мотора с высотой понижает и маневренную
способность самолета, что также неблагоприятно отражается на
работе истребителей.
Встречный ветер, уменьшая скорость истребителя, затрудняет
ему возможность быстрого приближения к противнику, в резуль-
тате чего бомбардировщик противника например может достичь
цели раньше, чем его встретят наши истребители.
Попутный ветер, увеличивая скорость истребителя, дает ему
преимущества во встрече с противником.
В этом случае нужно еще иметь в виду, что при встречном
полете двух авиационных групп (например бомбардировщиков с
истребителями) ветер ока-
зывает влияние на обе
группы, являясь для од-
ной встречным и для дру-
гой — попутным.
Так например (рис. 101),
если мы имеем встречный
полет бомбардировщиков
и истребителей по линии А с . в
АВ при наличии ветра, Рис. 101. Встречный полет бомбардировщика
дующего по паправле- и истребителя
нию АВ со скоростью
40 км/час, то мы получим следующие соотношения скоростей
обеих групп.
Бомбардировщик, имеющий собственную скорость 180 км/час,
благодаря попутному ветру в) 40 км/час получит скорость в
220 км/час. Собственная же скорость истребителя в 220 км/час
благодаря встречному ветру в 40 км/час уменьшится до 180 км/час.
Если цель С находится точно посреди пути АВ, очевидно, что
бомбардировщик достигнет ее раньше, чем истребитель. Другая
картина получится, если ветер будет направлен в обратную сто-
159
Ветер-Ди Им/г
Бомбардир обшик Истребитель
180 + 40=220/^/? 220-40=180 км/г
рому. В этом случае спорость истребителя возрастет до 220 + 40 =а
= 260 км/час, а скорость бомбардировщика уменьшится до
iso—40 = 140 км/час, и цель С будет достигнута истребителем
раньше, чем бомбардировщиком.
11. ЗНАЧЕНИЕ АТМОСФЕРНЫХ УСЛОВИЙ В РАБОТЕ
РАЗВЕДЫВАТЕЛЬНОЙ АВИАЦИИ .
В работе разведывательной авиации атмосферные условия
играют следующую роль.
Ветер, влияющий на. скорость движения самолета, ограничи-
вает дальность разведывательного полета при данном запасе го-
рючего, т. е. влияет на глубину воздушной разведки.
Снос самолета ветром обуславливает необходимость учета этого
сноса при пользовании компасом на самолете.
Все метеорологические факторы, понижающие видимость о са-
молета (мгла, туман, дымка, дождь, снег, метели), мешают наблю-
дению с самолета — основной задаче разведывательной авиации.
Особенно сказывается конечно понижение видимости при ночной
разведке. < 1 1 1 1 ii i i < : i
Сплошная облачность ниже высоты полета, скрывая землю,
препятствует наблюдению с самолета. Разорванная облачность с
достаточными окнами в большинстве случаев дает возможность
производства разведки и даже облегчает ее, позволяя скрыто по-
дойти к намеченной цели.
Обильные осадки, под действием которых почва размокает,
затрудняют взлет и посадку самолетов и ограничивают возмож-
ность использования авиации для разведки.
Снежный покров делает поверхность земли чрезвычайно одно-
образной и затрудняет ориентировку. В разведке очень важно
точное определение местонахождения об’ектов разведки, а при
снежном покрове исчезают такие ориентиры, как реки, и стано-
вится трудным распознавание отдельных селений, если крыши
их покрыты снегом.
Большое значение атмосферные условия имеют в деле фотогра-
фирования с самолета.
Прежде всего для четкости аэрофотоснимка, производящегося
с большой высоты, необходима достаточная прозрачность атмо-
сферы. Поэтому так же, как и для визуальной разведки, все ме-
теорологические факторы, уменьшающие прозрачность атмосферы,
понижают степень четкости снимков или даже делают аэрофото-
с’емку невозможной.
Помещаемая ниже таблица, составленная проф. Тиховым,
дает представление о признаках, характеризующих условия аэро-
фотос’емки при различной степени прозрачности нижних слоев
атмосферы (см. табл. |на 161 стр.).
Очевидно, что такие явления, как туман, мгла, дождь, снег,
исключают возможность производства аэрофотос’емки.
Ветер также оказывает влияние на производство аэрофотос’ем-
ки. Увеличивая или уменьшая скорость движения самолета по
отношению к земной поверхности, он заставляет при маршрут-
ной с'емке рассчитывать промежутки между отдельными сним-
160
Возможны ли успешные во зду шные фотографии и разведки Й 2 И Я й £ о о 2 S СО СО О С ю со Возможны Надирные 1 возможны, перспективные сомни- тельны Наднрные возможны, перспективные затрудни- тельны i.3 5Г и = £ - о 3 5 gs *•6 » ® i3 И * X Ц ф к о Невозможны
Видимость горизонта земных предметов и солнца Горизонт резко очер- чен 1 upnouni чпит unui- лив Горизонт довольно от- четлив Горизонт слегка тума- нен « Горизонт туманен 1 оризонт не виден, солнце ослаблено, ибо- гда золотистое Видны предметы не нальше 1 км; солнце мед- нокрасное I
Небо в вертикали солн- ца на 90° от него Темное сине-фиолето- вое бархатистое Темносапфирное глу- бокое Темносапфирное ‘О о и Он S R ей о о о Е* $ < хс с с D С н 1 CI С 1 < с С лесоватое пГ 1 ей о с g ф ЙК х> э б а э » D S Слегка сапфирное, поч- ти белое
Небо около самого солнца 1 С 5 t с 1 С к ПС 1 НПОM ное Белесовато-сапфир- ное » 1. 1 1
Л g СД ироил<* около солнца о < D ••к CN со ТГ ю
Поозпачность нижних слоев атмосферы Превосходная Очень хорошая Хорошая Довольно хорошая t посредственная Плохая Очень плохая
11 Метеорология и -аэрология
1 Вертикальные
161
ками так, чтобы перекрытие их было нормальным. При отсут
стами такого учета может оказаться, что при уменьшении ско-
рости движения самолета снимки будут иметь очень большое
перекрытие, а при увеличении скорости между последователь
ными снимками получатся разрывы (рис. 102 и 103).
Рис. 102. Скорость полета самолета мала—снимки
слишком перекрывают друг друга
Рис. 103. Скорость полета самолета велика—между
снимками получаются разрывы
При наличии бокового ветра, когда самолет сносит и он дви-
жется не по направлению своей продольной оси, -необходимо аэро-
фотоаппарат в самолете повернуть так, чтобы пластинки (или
пленки) лежали перпендикулярно к фактическому направлению
полета 'самолета и накладка снимков шла правильно, иначе все
снимки будут произведены под некоторым углом к линии поле-
та и площадь полезного покрытия их,уменьшится (рис. 104 и 105).
г Рис. 104. Аэрофотоаппарат повернут на нужный
угол—накладна снимков идет правильно
Рис. 105. Аэрофотоаппарат не повернут на нуж-
ный угол—снимки накладываются под углом
к линки полета
Порывистый ветер, а также «болтовня» самолета под дейст-
вием сильных восходящих токов в жаркую погоду, создавая не-
устойчивое положение самолета, затрудняют производство аэро-
фотос’емки.
162
12. ЗНАЧЕНИЕ АТМОСФЕРНЫХ УСЛОВИЙ В РАБОТЕ
БОМБАРДИРОВОЧНОЙ АВИАЦИИ
При падении бомбы в воздухе па нее кроме силы тяжести
влияет еще и сила сопротивления воздуха, действующая в сто:’
ролу, противоположную скорости бомбы, и лежащая в то£ . же
плоскости. Эта сила создает непрерывное тормржейие движения
бомбы, благодаря чему скорость как 'вертикального, так и гори-
зонтального движения бомбы будет уменьшаться.
Из атмосферных условий на полет авиационных бомб оказы-
вает влияние главным образом ветер.
Действительно если мы примем, что ветер представляет, cpj
бою перемещение слоя воздуха относительно земли с некоторой
постоянной скоростью, то влияние его на полет 'бомбы выразится
в следующем. Как уже было указано выше, скорость движения
самолета относительно земли будет равна геометрической сумме
скоростей самолета и ветра. Очевидно, что так же будет перемш
щаться и бомба, т. е., сохраняя в силу инерции направление ц
скорость движения самолета по отношению к земле, будет дви-
гаться со скоростью, равной сумме скоростей самолета и ветра.
В результате при полете в плоскости ветра (строго по ветру
или против ветра) траектория бомбы отличается от таковой
при штиле, будучи как бы деформирована, прижата, круче согну-
та при встречном ветре и разогнута при попутном по сравнению
с очертанием траектории при штиле (рис, 106).
В 'случае наличия ветра, дующего под углом к продольной осп
самолета, траектория падения бомбы будет более сложной, так
• как будет представлять собой кривую двоякой кривизны.
Если мы рассмотрим проекции пути самолета и бомбы, на
земной поверхности при наличии бокового ветра, то увидим сле-
дующее (рис. 107). Если самолет со скоростью ОА летит по иал-
правлению ОА при наличии ветра, изображенного вектором АВ,
то фактическое направление полета его будет по линии OB' со
скоростью ОВ.
При движении, самолета без ветра самолет за время паде-
ния бомбы достиг бы точки А, а сброшенная с него бомба упала
11
163
бы где-то на пути самолета АВ в точке К, отстоящей от А на ве-
личину отставания.
В данном случае иод влиянием бокового сноса самолета ветром
самолет за время падения бомбы переместится не в точку Л, а в
точку В, которая определяется отложением по направлению ветра
от точки А пути воздушной массы, за время падения бомбы. Так
как бомба тоже участвует в переносном движении вместе с воз-
духом, то она вместо точки К упадет в точку Кг. При этом
ККг = АВ, а К;В == КА.
Современные прицельные приборы позволяют производить до-
статочно точный учет влияния бокового ветра при бомбометании,
почему бомбометание можно производить и не с обязательным
заходом в плоскость ветра.
Нужно отметить, что значительные затруднения в учете влия-
ния ветра возникают еще и потому, что вследствие изменения
скорости и направления ветра с высотой приходится считаться
с влиянием ветра во всей толще слоя воздуха, от самолета до
земной поверхности. Это возможно конечно лишь в том случае,
если данные аэрологических (шаро-пилотных) наблюдений дают
возможность с достаточной точностью судить о распределении
ветра по высотам и составить результирующую отдельных век-
торов ветра в толще воздуха, проходимой бомбой.
Б остальном значение атмосферных условий в работе бомбар-
дировочной авиации сказывается в следующем.
Для взлета тяжелых, нагруженных бомбами самолетов необ-
ходимы аэродромы, не размокающие под действием дождей. Рых-
лая и вязкая почва, размокающая после дождей, может сильно
. понизить, если не парализовать, работу бомбардировщиков, при-
нуждая их взлетать с неполной нагрузкой или даже исключая
на некоторое время возможность полетов после сильных дождей.
Учет влияния ветра на дальность напета имеет пожалуй для
бомбардировщиков еще большее значение, чем для разведчиков,
так как действия бомбардировочной авиации по удаленным об’-
ектам целесообразны лишь при условии точного расчета возмож-
ности достижения намеренных целей.
Учет влияния ветра позволяет к тому же ограничивать запас
горючего только строго необходимым количеством, увеличивая за
счет этого боевой груз.
Порывистый ветер, а также «болтовня» самолета под дейст-
вием восходящих токов в жаркую погоду затрудняет прицельное
бомбометание, создавая неустойчивое равновесие самолета.
Большое значение имеет состояние облачности. Оплошные низ-
кие и густые облака затрудняют отыскание цели без снижения .
и вызывают необходимость применения особых методов бомбо-
метания.
Низкая облачность с редкими окнами, достаточными для разы-
скания цели, не препятствует выполнению полета, но затрудняет
ведение самолетов в строю.
Соединение самолетов более трех при полете в строю через
облака обычно расстраивается, причем возникает 'опасность столк-
новения. Поэтому полеты бомбардировщиков в строю большими
группами могут происходить лишь при возможности избежать
161
прохождения сквозь облака. В то же время разорванная облач-
. несть ниже высоты полета, не .препятствуя отысканию цели, ме-
шает видеть летящий самолет с земли и благоприятствует выпол-
нению одиночных полетов бомбардировщиков, так как дает воз-
можность незаметно подойти к цели и избежать столкновения с
воздушным противником.
Глубокий снеговой покров может оказать значительное вли-
яние на уязвимость цели, в особенности при применении химиче-
ских и зажигательных бомб. Благодаря снеговому покрову уве-
личивается процент нераворвавшихся бомб малого калибра.
Туман, закрывающий цели или аэродромы вылета и посадки,
может парализовать деятельность бомбардировочной авиации. Во-
обще понижение видимости как результат уменьшения прозрач-
ности атмосферы, влияя на ориентировку в полете, затрудняет
применение бомбардировочной авиации.
Особенное значение атмосферные условия в работе бомбарди-
ровочной авиации приобретают ночью, когда только освещенные
цели могут быть разысканы пли опознаны.
Все эти обстоятельства заставляют особенно тщательно учи-
тывать состояние атмосферных условий при использовании бом-
бардировочной авиации.
Контрольные вопросы к VII главе
1. Почему нужно различать значение атмосферных условий в отношении тех-
ники полета и в отношении боевого применения авиации?
2. Что такое потолок самолета и почему он зависит от изменения плотности
воздуха с высотой?
3. Чем достигается повышение потолка самолета7'
4. В чем сказывается влияние низкой и высокой температуры на работу авиа-
мотора?
5. Как влияет иа работу мотора влажность воздуха?
6. Как ветер влияет на скорость полета самолета?
7. Вычислить путевую скорость самолета при встречном ветре, если техниче-
ская скорость равна 150' км/час, а скорость ветра—50' км/час.
То же при попутном ветре.
8. Как можно графически определить путевую скорость самолета при данных
технической скорости и скорости и направления ветра?
9. В чем состоит основное значение учета ветра при полете самолета?
10. Что такое снос самолета ветром и как его определить?
11. Рассчитайте дальность полета самолета, если известны запас горючего
Т =: 12 час., техническая скорость V = 160 км/час, скорость ветра W =
45 км/час., и угол между направлением ветра и направлением полета Я = 18°.
12. В чем заключается и чем обгоняется влияние порывов ветри на полет са-
молета?
13. Почему выгоднее взлетать и садиться против ветра?
14. Почему полное безветрие иад морем затрудняет посадку самолетов?
15. В чем заключается трудность полета в облаках или тумане?
16. В чем разница условий полета в облаках слоистых, слоистокучевых, куче-
вых, кучево-дождевых?
17. В чем трудность посадки самолета в тумане?
18. В! чем сущность явления обледенения самолета?
19. Каковы различные виды обледенения самолета?
20. При каких условиях погоды наиболее часто возникает обледенение само-
лета?
21. Как можно в полете избавиться ст обледенения?
22. Как влияют на полет самолета осадки разных видов?
165
23. В чем состоит опасность полета в кучево-дождевом (грозовом) облаке?
24. Каковы возможности повреждения ,на самолете от удара молнии?
25. Как сказывается изменение давления и химического состава воздуха с высо-
той на организме человека?
26. В чем заключается влияние На экипаж самолетов изменения температуры
воздуха?
27. Почему истинная высота полета не совпадает с показываемой высотомером
и как определяются поддавки в показаниях высотомера?.
28. Как влияет на показания высотомера изменение давления воздуха по пути
полета, а также изменение давления в связи с изменением барического поля?
29. Почему показания указателя скорости зависят от плотности воздуха и как
определяются поправки в этих показаниях? •
30. В чем значение влияния атмосферных условий на показания аэронавига-
ционных приборов?
31. Какие из условий погоды имеют наибольшее значение в' работе истребитель-
ной авиации?
32. Как сказывается влияние ветра при встречном полете 'бомбардировщика
и истребителя?
33. Отчего зависит глубина воздушной разведки?
34. Какие условия погоды препятствуют наблюдению с самолета?
35. В чем значение атмосферных условий для аэрофотосъемки?
36. В чем заключается влияние ветра на полет авиационной бомбы при бомбо-
метании в плоскости ветра? При бомбометании с боковым ветром?
37. В чем особенности влияния атмосферных условий на полеты самолетов
в строю?
38. Каковы особенности полета в стратосфере в отношении метеорологических
условий?
39. В чем преимущество полетов в стратосфере с метеорологической точки зре-
ния?
Ч
ГЛАВА VIL1
ОРГАНИЗАЦИЯ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОГО ОБСЛУЖИВАНИЯ
ПОЛЕТНОЙ РАБОТЫ ВВС РККА
1. ОБЩЕГОСУДАРСТВЕННХЦ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКАЯ СЛУЖБА В СССР
Климат и погода имеют очень большое значение для всех от-
раслей народного хозяйства и обороны страны.
Изучение климатических условий отдельных местностей. и
влияния метеорологических условий на рост растений чрезвычай-
но важно для должной постановки сельского хозяйства.
Постройка и эксплоатация путей сообщения, в частности же-
лезных дорог, не могут осуществляться без изучения климата
районов прохождения этих дорог и без постоянных метеорологи-
ческих наблюдений. Морской транспорт, практическая работа ко-
торого непосредственно зависит от условий погоды и состояния
моря, крайне нуждается в тщательном изучении метеорологиче-
ских условий и в постоянном наблюдении за состоянием погбды
в районах плавания. ’
Строительство гидростанций типа Волховстроя или Днепро-
строя неминуемо связано с необходимостью учета метеорологиче-
ских условий, в частности в отношении атмосферных осадков и
испарения.
Изучение климата имеет решающее значение при выборе мест
для большинства курортов и определении их квалификации.
Наконец метеорологические условия играют немаловажную
роль в работе армии и ее технических войск. Точность стрельбы
артиллерии зависит от учета скорости и направления ветра и
плотности воздуха в слое полета снаряда. Отравляющие вещества,
выпущенные в атмосферу, становятся составной частью атмосфе-
ры, почему концентрация и движение их зависят от общего со-
стояния атмосферы. О значении атмосферных условий для работы
авиации сказано выше.
Не менее, а в некоторых случаях и более важное значение для
всех указанных выше отраслей народного хозяйства й обороны
имеют и гидрологические исследования (исследование воды во
всех ее видах), кстати сказать в значительной мере связанные с
исследованиями метеорологическими.
Все эти обстоятельства с давних пор служили стимулом к раз-
витию научноисследовательских организаций в виде сети метео-
рологических и гидрологических станций, производящих наблю-
дения по единой программе и единообразными методами.
В COGP в настоящее время общегосударственная гидро-ме-
теорологическая 'служба представляет собой единую самостоя-
тельную организацию, находящуюся в ведении Народного комис-
167
сармата земледелия ССОР. Во главе всей службы стоит Централь-
ное управление единой гидро-метеорологической ’службы (ЕГМС)
СССР при НКЗ СССР. В союзных 'республиках и областях управ-
ление службой осуществляется республиканскими и областными
управлениями ЕГМС, находящимися в ведении народных комис-
сариатов земледелия союзных республик и областных земельных
управлений.
Научнотехническое руководство Службой и производство науч-
ноисследовательских работ союзного масштаба в области метео-
рологии и гидрологии лежит па Главной геофизической обсерва-
тории и Государственном гидрологическом институте, подчинен-
ных Центральному управлению ЕГМС.
Республиканские управления ЕГМС в этом отношении опира-
ются на гидро-метеорологические институты республик.
Гидро-метеорологическая служба па морях СССР руководится
в основном непосредственно Центральным управлением ЕГМС че-
рез гидро-метеорологические институты морей.
В ведении управлений ЕГМС состоит сеть метеорологических,
гидрологических и аэрологических станций и постов, ведущих
непрерывные наблюдения за состоянием атмосферы и воды на
территории СООР.
Об’ем наблюдений на отдельных станциях определяется раз-
рядом станций-
Основные сроки наблюдений на метеорологических станциях —
это 1, 7, 13, 19 и 21 час, на гидрологических же станциях сроки
устанавливаются в зависимости от характера исследований.
Результаты наблюдений всей сети станций, накопленные за дли-
тельный период, дают материал, позволяющий судить о климате
и режиме вод отдельных районов.
Для текущего обслуживания отдельных отраслей народного-
хозяйства и обороны информацией о погоде и данными о вероят-
ных изменениях состояния погоды па тот или иной срок вперед
в системе ЕГМС имеется специальная служба погоды. Эта
служба построена следующим образом.
Из всей сети станций выбрано определенное количество стан-
ций, расположенных более или менее равномерно по территории
СССР и имеющих возможность сообщать сведения по телеграфу.
Эти станции сообщают ежедневно результаты своих наблюдений
в бюро погоды. Основных бюро погоды в ССОР —20: Центральное
в Москве и республиканские и областные в городах: Ленинград,
Архангельск, Смоленск, Киев, Харьков, Севастополь, Ростов на
Дону, Тифлис, Баку, Ташкент, Воронеж, Самара, Саратов, Свер-
дловск, Новосибирск, Иркутск, Чита, Хабаровск, Владивосток.
Бюро погоды составляют 'сводки этих телеграмм и совместно
с принятыми по радио сводками телеграмм заграничных метео-
рологических центров используют их для составления синоптиче-
ских карт. Кроме того, бюро погоды передают указанные сводки
по радио, с тем чтобы любой потребитель на месте (в том числе
и аэродромы авиации) мог составить карту погоды.
Передача телеграмм и сводок производится специальным ко-
дом, устанавливаемым международным соглашением. Бюро пото-
168
ды обычно передают по радио также консультацию о процессах,,
совершающихся в атмосфере, и прогноз погоды для того района,,
который обслуживается данным бюро погоды.
Код, которым пользуется служба погоды в СССР для коди-
рования телеграмм, приведен выше иа стр. 118. ч
Самый код построен так, что все данные соединяются в б-ци-
фровые группы. Инструкции по составлению телеграмм и пользо-
ванию кодом составляются и издаются бюро погоды СССР.
Прогнозы погоды даются бюро погоды в произвольной форме.:
Однако со стороны авиации в целях уточнения прогнозов и при-
ближения их к практическим потребностям полетной работы пред’-
являются требования об обязательном наличии в прогнозах сле-
дующих сведений:
а) вероятные направления и скорость ветра (в румбах и ме-
трах в секунду) у земли и на высотах 500 м И 1 000 м;
б) вероятная структура ветра и указания о. слоях с возмож-
ным изменением в направлении и скорости ветра;
в) предупреждения о бурях;
г) вероятное состояние облачности верхней, средней, и нижней
(особенно последней) с указанием характера облачности (плот-
ная или разорванная) и примерной высоты;
д) вероятность осадков, их характер и продолжительность;
е) вероятность туманов, их характер, интенсивность и район?
расположения (особенно по отношению к местным туманам);
ж) вероятность гроз с указанием направления их перемеще-
ния и возможного района распространения;
з) вероятность метелей, их характер, продолжительность ц рай-
он распространения;
и) вероятной состояние видимости;
к) вероятное состояние температуры у земли и на высотах
до 1 000 м; отдельно обусловливается оговорка о возможности за-
морозков весной или летом, сильного мороза (до — 20°) зимой и?
сильной жары (до + 40°) летом;
л) вероятность возникновения песчаных бурь.
2. ОРГАНИЗАЦИЯ ВОЕННОЙ ГИДРО-МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЙ СЛУЖБЫ РККА
Военная гидро-метеорологическая служба РККА организова-
на следующим образом.
Руководство службой по вбенновоздушным и сухопутным си-
лам РККА лежит на Метеорологическом секторе УВВС РККА, а
по морским силам РККА на Гидро-метеорологическом секторе-
Гидрографического управления УВМС РККА. Руководство служ-
бой в военных округах осуществляется инспекторами метеороло-
гической службы УВВС округов, а па морях — управлениями по
обеспечению безопасности кораблевождения.
Непосредственное обслуживание частей РККА осуществляется
военнометеорологическими станциями на полигонах, в школах и
отдельных частях РККА. По ВВС для этой цели предназначены
аэрометеорологические станции в авиапарках и школах ВВС.
Обслуживание полетной работы авиации в метеорологическом
отношении производится путем использования для ©того авиа-
1691
щионных аэрометеорологических станций, расположенных на аэро-
дромах, и всей общегосударственной гидро-метеорологической
•службы.
3. РАБОТА АЭР.ОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ СТАНЦИЙ ВВС
НА АЭРОДРОМАХ
В основном в обязанности агрометеорологических станций на
^аэродромах ВВС РККА входит следующее.
1. Производство метеорологических и аэрологических наблю-
дений как регулярных, так и по отдельным заданиям командо-
1 вания.
2. Наблюдение за состоянием погоды вокруг аэродрома в зоне
100—150 км путем использования для этого системы наблюда-
тельных пунктов службы кольцевого оповещения аэродромов о
погоде.
3. Составление карт погоды по радиосводкам бюро погоды и
дача прогнозов погоды как для района аэродрома, так и для мар-
шрутов отдельных перелетов. i .,
4. Ведение дневника погоды.
5. Сбор информаций о погоде по путям перелетов.
(>. Дача предупреждений о возникновении опасных явлений
шогоды.
Производство метеорологических и аэрологических
наблюдений
Метеорологические наблюдения производятся ежедневно регу-
лярно в 7, 13 и 19 час., а аэрологические (шаро-пилотные) наблю-
дения—'регулярно по утрам, через 15 мин., по восходе солнца.
Те и другие наблюдения кроме того производятся и эпизодиче-
ски для обслуживания отдельных перелетов и п® особым зада-
ниям командования.
Запись метеорологических и аэрологических
наблюдений
Запись метеорологических и шаро-пилотных наблюдений на
аэрометеорологических станциях ВВС производится в специальной
книжке стандартной формы. Обработанные результаты наблюде-
ний за каждый отдельный срок заносятся в специальные блан-
ки аэрлогических бюллетеней, образец которых указан на стр. 171.
Служба кольцевого оповещения
Служба кольцевого оповещения о погоде вокруг аэродромов
организована следующим образом. Командование части ВВС, рас-
положенной на отдельном аэродроме, выбирает для информации
•о погоде вокруг аэродрома ряд пунктов, расположенных по кон-
центрическим окружностям на расстоянии 25—30, 60—70 и
100—150 км. Число пунктов, включаемых в систему обслужива-
ния, в среднем равно: по первому кольцу—4, по второму—8 и по
третьему —12.
В качестве осведомителей о погоде в этих пунктах выбираются
тв первую очередь метеорологические станции ЕГМС, имеющие кру-
глосуточные дежурства и обладающие хорошей телеграфной или
телефонной связью с аэродромом. В случае недостатка в таких
170
станциях в качестве осведомителей привлекаются телеграфисты
НКПС и НКС.
Пункты, включенные в кольцевую службу, обязаны ежеднев-
но 8 фаз в сутки (через каждые 3 часа) сообщать на аэродром,
который они обслуживают, результаты своих наблюдений над по-
годой по определенным инструкциям-памяткам. При этом метеоро-
логические станции дают сведения по следующим элементам:
а) [состояние (форма) облаков нижнего яруса, их количество и
высота;
б) । характеристика погоды в момент наблюдения (туманы, гро-
зы, метели и т. п.);
в) горизонтальная видимость;
г) общее количество облаков;
д) направление и скорость ветра;
е) температура воздуха;
ж), относительная влажность;
з) характеристика барометрической тенденции;
и) состояние поверхности почвы.
Станции, расположенные на берегу озера или моря, кроме ука-
занных сведений должны дополнительно освещать следующие эле-
менты:
а) состояние моря (волнение);
б) туман на море.;
в) состояние льда.
При этом определение состояния большинства указанных эле-
ментен производится по приборам, имеющимся на станциях.
Телеграфисты НКПС и НКС, не имеющие возможности пользо-
ваться какими-либо приборами для метеорологических наблюде-
ний, сообщают лишь те сведения о погоде, которые можно дать на
основании наблюдений без приборов, а именно:
а) ветер (направление и сила);
б) облачность (наличие и характер);
в) туман (наличие и степень силы) и видимость;
г) осадки (наличие, вид и степень силы);
д) особые явления погоды (грозы и метели).
Кроме регулярных наблюдений всо пункты, включенные в
службу кольцевого оповещения, обязаны в случае возникновения
одного из следующих явлений погоды: бури, шквала, метели, гро-
зы, тумана, снега, или ливня немедленно сообщать об этом на
аэродром. По окончании явления осведомитель обязан известить
аэродром о прекращении явления.
Все сведения, получаемые на аэродроме от пунктов кольцевой
службы, наносятся на специальный бланк-схему условными зна-
ками, принятыми для составления карт погоды, с тем чтобы иметь
за каждый срок наглядные изображения состояния иогоды во-
круг аэродрома.
Образец такой заполненной карточки приведен на рис. 108...
(см. в конце книги).
Составление карт погоды и дача предсказаний погоды
Карты погоды на аэрометеорологических станциях ВВС соста-
вляются 4 раза в сутки псНраДиосводкам Центрального и местных,
бюро погоды за сроки наблюдений в 1, 7, 13и 19 час.
172
Прием сводок, передающихся по радиотелеграфу, произво-
дится радистами радиоотделений; сводки же, передаваемые по ра-
диотелефону, принимаются непосредственно метеорологами с на-
несением принимаемых данных непосредственно на карту погоды.
Предсказания погоды на агрометеорологических станциях ВВС
даются или для данного аэродрома или для маршрута перелета, х
Предсказания погоды для аэродрома даются ежедневно 2 ра-
на в сутки: днем по карте погоды, составленной по наблюдениям
.за 7-часовой срок, и ночью — за 19-часовой срок.
По утренней карте предсказание погоды дается на 4 периода:
1) на дневной период — от момента составления карты за 7-часовой
срок до 18 час.; 12) на вечерний — от 18 до 24 час.; 3) на ночной
период — от о до 6 час. и 4) на утренний — от 6 час. до момента
составления карты за 7-часовой срок.
В течение суток предсказания уточняются по каждой Последу-
ющей карте погоды.
Предсказание погоды, даваемое на каждый период-срок, вклю-
чает следующие элементы погоды:
а) форма облаков,
б) количество их,
в) высота облаков,
г) осадки,
д) туманы,
е) видимость,
ж) направление ветра,
з) скорость ветра,
и) температура воздуха,
к) особые явления (грозы, метели).
При даче предсказания по отдельным элементам погоды руко-
водствуются следующим:
а) форма облаков должна даваться словами (русскими назва-
ниями);
б) количество облаков — в баллах;
в) высота облаков — в метрах (высота нижней границы);
г) осадки указываются следующим образом:
1) осадков не предвидится, ,
2) обложной дождь,
3) моросящий дождь,
4) кратковременные дожди, -
5) ливень,
6) снег (слабый, умеренный, сильный),
7) крупа,
8) град,
9) ледяной дождь;
д) туманы — указываются возможность и интенсивность сло-
вами: слабый, умеренный, сильный; кроме того в примечании ого-
варивается вероятное время рассеивания тумана;
е) видимость — указываются в метрах вероятное максимальное
и минимальное значения (т. е. например от 500 до 800 м);
ж) направление ветра дается по 16 румбам;
з) скорость ветра должна даваться в метрах в секунду с ука-
занием порывистости и шквалистости;
173
и) температура воздуха дается в градусах Цельсия с указа-
нием вероятного максимального и минимального значений (т. е,.
например от 12° до 15°);
к) особые явления даются указанием вида и характеристикой
интенсивности.
Предсказания погоды записываются в форме следующей таб-
лицы:
ПРОГНОЗ погоды
для района -------------
на период с по
Элементы погоды От. ДО От ..... ДО От ДО Примеча- ние
1. Облачность 2. Осадки 3. Туманы 4. Видимость 5. Ветер • 6. Температура 8 (кучевые), высо- та—800—1 000 м Отдельные кратко- временные ДОЖ- ДИ Не предвидится 5—6 км СВ-3—4 м/сек + 16—18°
Дежурный метеоролог
Предсказание погоды по маршруту перелета дается для каждо-
го отдельного этапа маршрута на основании карты погоды, соста-
вленной по наблюдениям за срок, наиболее близкий к моменту
вылета самолета, и информационных данных, полученных от ос-
ведомительных пунктов по маршруту полета.
Предсказание погоды, даваемое на каждый этап маршрута,
включает указанные выше 7 элементов погоды и дается по при-
веденной выше схеме. Формулировки предсказаний должны ис-
ключать возможность двоякого толкования и должны быть при-
способлены для быстрого запоминания и передачи.
При даче предсказания погоды по маршруту перелета обяза-
тельно учитывается скорость передвижения самолета по маршру-
ту, и предсказания для отдельных этапов маршрута соответству-
ют вероятному времени пролета этих этапов самолетом.
Для повышения точности предсказаний по маршрутам при со-
ставлении их обязательно учитывается влияние на ход процессов
погоды орографических и климатических особенностей маршрута
(в частности районы постоянных местных туманов и т. it). Для
этого агрометеорологическая станция тщательно изучает наибо-
лее часто посещаемые маршруты как по климатическим данным,
так и на основе сведений, получаемых от летнего состава.
При даче предсказаний по маршрутам перелетов в гористых
районах в прогнозе обязательно указывается, будут ли закрыты
облаками вершины гор (сопок).
Предсказание погоды по маршруту перелета заносится в спе-
циальный бланк вместе с последними информационными сведе-
ниями. Образец бланка — см. на стр. 175.
174
и
и.
>3
м ш
л о-
3
к з“
©й S
Р.К
и 2
и
• га
Й а
а й
и
р,в а
И В
X
вжза
X
3
§И
сС
=s
о S
й и
О й
ЙЙ
и
Й
S
S « £
о О о
ё
(ии а) вип
-Hattrai
вряээьиА
-ьэиойед
to) гал.1
-ейэпиэ!
(ни н)
•ииИия
венчгчх
-HOEHdOJ
(к а)
Н0Я”1ф0
хищник
одоэня
ВИ1 э»
OIITQBH
вкэйд
ВЙОН
<LC гин
в<оэ!чя
5 Я
Ж ®
«’й§
-*к
и« Сии
. n-L Г? 2С
R И л й о
Ф М-О О к
® И И ?. S'
s° >
S н о
Ё2Й
р м
О, гое
й К <и
“ю Г?
3
3
с
175»
Для дальних перелетов предсказание погоды по маршруту пе-
; релета изображается на карте, на которую условными знаками
наносится вероятное распределение условий погоды по маршруту
отношении:
а) облачности,
б) ветра,
в) осадков,
г) туманов, гроз, метелей и
д) на море — состояния моря.
В качестве бланков для такой карты используются бланки ми-
жрокарт района, захватывающего данный маршрут.
Условные знаки для обозначения элементов погоды берутся те,
что применяются на синоптических картах, причем для большей
.наглядности:
а) границы и характер облачности обозначаются штриховкой и
.надписями, указывающими форму и высоту облаков;
б) ветер дается стрелкой большого размера;
в) зоны осадков закрашиваются зеленым карандашом;
г) зоны туманов закрашиваются желтым карандашом;
д) районы гроз и метелей обозначаются красным карандашом
их условными знаками (гроза |<^ и метель );
е) состояние моря (волнение) обозначается цифрой в баллах
по следующей шкале, определяемой в зависимости 'от вероятного
- состояния ветра:
Оценка состояния моря
Скорость ветра
(м/сек)
О
1
2
3
4
5
6
7
«
а
Зеркальная ровная блестящая поверхность моря . . .
Местами легкая рябь полосами или пятнами..........
Рябь увеличивается, распространяясь на всю поверх-
ность ............................................
На сплошной ряби образуются полоски волн, быстро
исчезающих........................................
Ясно выраженные волны, местами легкие барашки . .
Сплошные барашки, волнистость нарастает и дает от-
дельные большие волны.............................
Вся поверхность в волнах; отдельные всплески и ме-
стами гребни.....................................
Большие волны с гребнями и пеной, гребни и бараш-
ки сливаются .....................................
Качка больших судов; волны увеличиваются и длина
гребня нарастает . ...............................
Очень большие волны, пена; верхушки волн срывают-
ся ветром, водная пыль (шторм)....................
О— 0,5
0,6— 1,7
1,8- 3,3
3,4— 5,2
5,3— 7,4
7,5— 9,8
9,9—12,4
12,5-14,2
14,3-18,0
больше 18,0
176
ж) наличие льда на море обозначается следующими условными
знаками:
’о J о2. .°
0*0 000*0 о О •
О О » О j О в о •
• ОС о о о 'О О • Q о
• COtoOaOfl
О • О • о L
— Шуга, молодой лед (крупно и мелко битый лед).
— Битый пловучий лед (крупно и мелко битый леД).
— Пловучий лед полями, между которыми битый лед
или камень (ледяные поля, крупно и мелко битый
лед).
— Сплоченный торосистый пловучий лед (крупно и
мелко битый торосистый лед).
— Сжатые ледяные поля, густой лед (ледяные поля,
обломки полей).
— Плотный неподвижный ледяной покров толщиной 25
и более см (ледяные забереги, припой подошвы)*
—Толстый торосистый неподвижный лед.
— Старый подтальный лед (ровный лед, ледяные поля,
обломки полей со снежницей).
Ведение дневника погоды
Дневник погоды ведется аэрометеорологическими станциями
ВВС в целях непрерывного наблюдения за ходом метеорологиче-
ских элементов непосредственно на аэродроме. Это необходимо как
для учета местных изменений условий погоды при даче предска-
заний погоды, так и для фиксации условий полетной работы на
данном аэродроме. Запись в дневнике производится каждые 2 ча-
са. Ведется дневник по форме, указанной на стр. 177.
Дневник погоды служит также целям систематической провер-
ки предсказаний погоды, которые проводятся станциями еже-
ро дневно, сличением данного прогноза с фактическим состоянием по-
ё годы, фиксируемым в дневнике погоды.
12 Метеорология и аэрология
177
ФОРМА ДНЕВНИКА ПОГОДЫ
Запрос информации о погоде при перелетах
При перелетах в целях уточнения состояния погоды по пути1
полета аэрометеорологические станции запрашивают информаци-
онные сведения о состоянии погоды от метеорологических и аэро-
логических станций, лежащих по пути перелета и имеющих теле-
графную связь.
Ввиду недостатка станций и необходимости в ряде случаев де-
тального освещения условий погоды по маршруту перелета для
получения информации используются кроме того телеграфисты
железнодорожных станций и НКС.
Порядок передачи по телеграфу запросов и сведений о по-
годе при перелетах определяется соответствующими распоряже-
ниями НКС и НКПС СССР. При этом по проводам НКС телеграм-
мы со сведениями о погоде при перелетах идут с отметкой «авио»,
а по проводам НКПС в разделе «П» (происшествия), что обеспечи-
вает достаточную срочность их передачи.
Запрашивать сведения о Погоде при перелетах имеют право:
Главная аэрометеорологическая станция ВВС РККА, командиры
ьсех частей или лица, уполномоченные ими, аэрометеорологиче-
ские станции авиапарков и школ ВВС, а в случае посадки вне-
аэродрома и отдельные летчики.
Число и наименование пунктов, с которых необходимо получать
сведения о состоянии погоды, определяются самим запрашиваю-
щим сведения. Средним расстоянием между пунктами, дающими
сведения о погоде, устанавливается 50 км.
Запрос о погоде делается заблаговременно: учитывается время,
потребное на прохождение телеграммы, и возможность по-
лучения к моменту вылета наиболее свежих сведений о состо-
янии погоды по пути полета. При запросах следует иметь в виду,
что на производство шаро-пилотных наблюдений требуется,
в среднем час времени. Запросы о погоде как правило произво-
178
дятся только'перед вылетом, и лишь в случаях особой необходимо-
сти •устанавливается периодическая информация, но не чаще чем
через 2 часа.
В случае необходимости получения1 прогноза погоды по пути
полета запрос адресуется в ближайшее бюро погоды по следующей
форме: а) сокращенное название адресата; б) слова «сообщите
прогноз погоды пути» (здесь дается маршрут названиями началь-
ного и конечного пунктов или ряда пунктов, через которые пред-
положен перелет) на такое-то число, в такой-то адрес; в) подпись
запрашивающего.
Запрашиваемое учреждение немедленно дает ответ по телегра-
фу. Для получения информационных сведении о погоде по пути
перелета запрос направляется в соответствующие метеорологиче-
ские станции, лежащие по пути полета, по- проводам НКС непос-
редственно самим запрашивающим сведения, а по проводам НКПС
старшим телеграфистом соответствующей железнодорожной
станции по требованию представителя ВВС. Запрос сведений о по-
годе должен делаться по следующей форме:
а) сокращенное название адресата;
б) слова «сообщите авиапогоду» пли «сообщите авиапогоду за
столько-то часов»;
в) адрес, в который нужно дать сведения;
г) подпись запрашивающего.
При этом, если запрос сведений производится заблаговремен-
но (например за 12 час. до момента вылета самолета), то в теле-
грамме указывается число месяца, для которого сведения необхо-
димы.
Пример. Ковров, метеорологической станции, сообщите авиапогоду за
12 час. 23 апреля, город, адрес, фамилия.
Слова «за столько-то часов» в запросе указывают срок, в ко-
торый должны быть произведены наблюдения станцией, т. е. в
данном случае наблюдатель должен дать сведения о состоянии
погоды в Коврове по наблюдениям, произведенным в 12 час. дня
23 апреля.
В ответ на запрос метеоролог-наблюдатель или старший теле-
графист запрашиваемой станции производят наблюдения или тот-
час по получении телеграммы, если в телеграмме сказано «сообщи-
те авиапогоду», или в срок, указанный в телеграмме. По оконча-
нии наблюдений результаты их немедленно сообщаются в адрес,
указанный в запросе.
Об’ем сведений, собираемых метеорологическими станциями и
телеграфистами при перелетах, тот же самый, как и при даче ими
сведений на аэродромы в случае включения их в службу кольце-
вою оповещения аэродромов".
Аэрометеорологические станции кроме того сообщают сведе-
ния о скорости и направлении ветра по высотам, а аэрометеороло-
гические станции ВВС —также сведения о состоянии аэродрома,
по следующей шкале:
1. Годен для тяжелых и легких на колесах.
2. Годен для . тяжелых и легких на лыжах.
12*
179
3. Годен для тяжелых и легких на колесах; посадка, в ограни-
чители.
4. Годен для тяжелых и легких на лыжах; посадка в ограни-
чители.
5. Годен для тяжелых и легких на колесах; посадка строго
6. Годен для тяжелых и легких на лыжах; посадка строго
У «т».
7. Годен для тяжелых на колесах, для легких негоден.
8. Годен для тяжелых на колесах, для легких на лыжах.
9. Годен для легких на лыжах, для тяжелых негоден.
10. Годен для легких на колесах, для тяжелых негоден.
11. Негоден ни для тяжелых, ни для легких.
12. Аэродром закрыт.
Информационные сведения о состоянии погоды по пути поле-
та вместе с прогнозом погоды по этому пути записываются в бланк
стр. 175..
При этом как правило установлено, что отправление в перелет
может совершаться не позднее, чем через полчаса после получения
последних информационных сведений.
В случае если почему-либо вылет задерживается на более дол-
гий срок, информационные сведения запрашиваются вторично. Де-
лается это потому, что иначе полученными сведениями нельзя бу-
дет руководствоваться, так как они устареют.
Предупреждения об изменении условий погоды
в полете
При дальних перелетах кроме получения информации о погоде
непосредственно перед вылетом обеспечивается осведомление в
полете экипажа летящего самолета об изменениях условий пого-
ды по пути полета на остающемся участке пути. При наличии
средств радиосвязи самолета с землей это делается по радио, в
случае же отсутствия радиосвязи — путем установки по пути поле-
та специальных постов с сигнальными полотнищами Попхема. В
обоих случаях как радиостанция, так и пост с полотнищем Попхе-
ма получают сведения по обслуживаемому ими участку пути с
таким расчетом, чтобы они были наиболее свежими к моменту про-
лета самолета в районе действия радиостанции или над сигналь-
ным постом.
Передача сведений о погоде по радио производится или откры-
тым текстом по радиотелефону в форме суммарной характеристики
состояния погоды ПО' пути полета или специальным цифровым ко-
дом, устанавливаемым распоряжением УВВС РККА. Передача сиг-
налов о погоде полотнищем Попхема производится по схеме, ука-
занной на стр. 180. В этом случае сигнальный пост, получив све-
дения о погоде от ряда станций по пути полета, выбирает из них
те, которые характеризуют наиболее опасные для самолета явле-
ния, и, пользуясь шкалой, указанной на схеме, открывает соот-
ветствующие клапаны полотнища Попхема (стр. 180).
18Э
СИГНАЛИЗАЦИЯ СВЕДЕНИЙ
О ПОГОДЕ ПОЛОТНИЩЕМ ПОПХЕМА
КЛАПАНЫ
для сигнализации
направления
ветра
КЛАПАНЫ
для сигнализации
скорости
ветра
НАПРАВЛЕНИЕ
ВЕТРА
если на
Поп-
хеме,
то
ветер
(у земли)
О
1
2
4
12
14
24
124
ШТИЛЬ
0 или СЗ
В
ю
св
3
юв
юз
КЛАПАНЫ
Для сигнализации
облачности
если на
Поп-
хеме,
ОБЛАЧНОСТЬ
если на]
Поп-
хеме, I
ТО
Безоблачно или
высокая облачность
(выше 1000 м).
Сплошная облач-
ность высотою от
200 до 500 м.
Сплошная облач-
ность высотою выше
500 м илл разорван-
ная хотя бы и ниже
500 м.
Сплошная облач-
ность ниже 200 м.
СКОРОСТЬ
ВЕТРА
то
скорость
(у земли)
ШТИЛЬ
до 20 км/ч
от 20 до
50 км/ч
более
50 км/ч
КЛАПАНЫ
для сигнализации видимости
ДОПОЛНИТ.
ПОЛОТНИЩЕ
видимость
если на Поп- хеме, ТО
0 Видимость хорошая (4 км и более).
8 Дымка или несиль- ные осадки види- мость от 2 до 4 км.
9 Туман или сильные осадки — видимость от 1 до 2 км.
89 Туман, сильные осадки ил 1 метель— видимость менее 1 км.
Дополнительное
полотнище слу-
жит указанием,
что сигнализи-
руются сведения
о погоде
Если на Поп- хеме, то
Все кла- паны Зак- рыты и у б ран квадрат. и Сведений о погоде не полу- чено.
Если сведений о погоде не получено, полотнище выкладывается сложенным по-
полам с оставлением открытым.! клапанов 1, 2, 3, 4 и 5
181
Разведка погоды самолетами
В случае невозможности обеспечения достаточно подробной и
своевременной информации о погоде в районе полета за счет
получения сведений о погоде от наблюдательных пунктов для
уточнения сведений о погоде как в районе аэродрома, так и по
путям пунктов необходимо применять разведку состояния пого-
ды (а в, морской авиации—и состояния моря) самолетами.
, При аэродромных полетах эта разведка применяется также в
.случае возникновения опасений в приближении к аэродрому пло-
хих условий погоды — в сторону, откуда ожидается приближение
этих условий. Разведка погоды при перелетах применяется в слу-
чае необходимости совершения перелета в заведомо трудных метео-
рологических условиях для определения наиболее выгодного в
данной .обстановке, пути следования, в особенности при полете
соединением.
Для аэродромных полетов разведка погоды ведется общая для
всех частей, работающих на данном аэродроме, распоряжением
старшего * авиационного начальника.
При этом разведка может производиться посылкой как разве-
дывательных, так и истребительных самолетов.
При наличии радиосвязи самолета с землей сведения о погоде
самолетом разведки погоды передаются через определенные про-
межутки времени, по радио специальным кодом.
При отсутствии радиосвязи сведения о погоде в результате раз-
ведки на разведывательном самолете записываются летчиком-на-
блюдателем через определенные промежутки времени (а летчиком-
истребителем просто запоминаются) и докладываются дежурному
по полетам или командирам соединения после возвращения из по-
лета. Данные разведки погоды, как принимающиеся по радио, так
и докладывающиеся устно или письменно по возвращении самоле-
та из полета, немедленно сообщаются на аэрометеорологическую
станцию для использования их в работе станции наряду со всеми
остальными сведениями.
При перелетах разведка погоды самолетами может произво-
диться:
а) заблаговременно перед вылетом с .расчетом получения све-
дений для наиболее удаленного пункта разведки к моменту вы-
лета самолета и с расчетом предоставления в распоряжение аэро-
метеорологической станции аэродрома вылета сведений, необхо-
димых для уточнения прогноза погоды по'предполагаемому марш-
руту перелета;
б) непосредственно при перелете впереди летящего соедине-
ния об изменении условий погоды по пути полета и обеспечении
выбора наиболее благоприятного с точки зрения условий погоды
маршрута полета.
Задача на разведку погоды самолетом заблаговременно перед
вылетом ставится как в отношении периода, в который должна
производиться разведка, так и в отношении района разведки в со-
ответствии с заключением начальника аэрометеорологической стан-
ции аэродрома вылета для обеспечения получения именно тех све-
дений, которые нужны для уточнения прогноза погоды но предла-
гаемому маршруту перелета.
182
В зависимости от обстановки разведка может производиться
или одиночными или несколькими самолетами.
В обоих случаях результаты разведки сообщаются с самолетов,
ведущих разведку, на аэродром вылета по радио через заранее ус-
ловленные промежутки времени; для достижения точной записи
каждая радиограмма передается дважды.
При производстве разведки погоды несколькими самолетами
может применяться высылка самолетов конвейером по одному
и тому же маршруту с промежутком в 1 час между вылетами само-
летов или же одновременная разведка по нескольким маршрутам
для освещения более обширного района.
Способ разведки выбирается в зависимости от наличия летных
средств для нее и в зависимости от условий погоды и задачи пе-
релета.
Разведка погоды впереди летящего соединения должна вестись
как правило вперед и в стороны на дистанции, равной часовой
дальности полета самолета-разведчика. Маршрут полета развед-
чиков погоды устанавливается в соответствии с заключением
аэромс'1’еорологичс1окой станции аэродрома вылета в зависимости от
вероятного направления встречи с ухудшением условии погоды, с
тем чтобы обеспечить своевременное и действительное предупреж-
дение летящего соединения о наступающих изменениях условий
погоды по пути полета..
В зависимости от метеорологической обстановки разведка пого-
ды впереди соединения.ведется или одним или несколькими са-
молетами в целях обеспечения выбора для соединения наиболее
'благоприятного с точки зрения условий погоды пути следования.
В обоих случаях результаты разведки должны сообщаться с
самолетов, ведущих разведку погоды, на флагманский (ведущий)
самолет соединения по радио через определенные, заранее услов-
ленные промежутки времени.
Для достижения точной записи каждая радиограмма передает-
ся дважды.
Сведения, передающиеся самолетами разведки погоды, включа-
ют следующие данные:
а) местонахождение самолета в момент дачи сведений,
б) время наблюдения.
в) высота полета,
г) общая характеристика погоды (по явлениям, особо важным
для авиации: туманы, грозы, метели и т. д.),
д) видимость,
е) форма и высота облаков. .
В случае возможности (в частности при разведке погоды за-
благовременно перед вылетом) к этим данным добавляются све-
дения:
а) о направлении и скорости ветра по аэронавигационным из-
мерениям л
б) о температуре воздуха по стоечному термометру.
При полете над морем к указанным сведениям присоединяются
сведения о состоянии моря (степени волнения и состоянии льда),
183
Составление карт погоды на самолете
При особо дальних перелетах соединений тяжелых самолетов
в дополнение ко всем указанным видам метеорологического обес-
печения перелета применяется еще составление в полете на ве-
дущем (флагманском) корабле карт погоды по радиосводкам, пе-
редающимся с земли. В -этом случае в экипаж флагманского кораб-
ля включается метеоролог, который составляет карты погоды и на
основе их, а также непосредственных наблюдений с самолета и
донесений идущих впереди соединения самолетов разведки погоды
составляет и докладывает командиру соединения заключение о хо-
де изменения условий погоды по пути полета.
На основании этих заключений командир соединения и прини-
мает решения об изменении в случае надобности направления по-
лета соединения.
4. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ДАННЫХ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЙ СЛУЖБЫ
В ПОЛЕТНОЙ РАБОТЕ ВВС РККА
Данные метеорологической службы используются в полетной
работе ВВС:
а) для общей ориентировки при планировании
боевой подготовки, для чего командованием всех степе-
ней учитываются данные о климате соответствующих районов по-
климатологическим и аэрографическим описаниям;
б) для непосредственного обслуживания по-
летной работы на аэродромах, для чего используется
весь комплекс ежедневных наблюдений аэрометеорологических
станций ВВС, карты погоды и информационные сведения о состо-
янии погоды вокруг аэродромов и по путям перелетов; при этом
определение возможности производства полетов, а также характер
полетных заданий в предстоящий полетный день командиры сое-
динений производят учетом вероятных условий погоды на этот
день по прогнозу своей аэрометеорологи ческой станции;
в) для обеспе*чения своевременности принятия
мер по спасению самолетов на аэродроме от влия-
ния опасных явлений погоды (шторм, гроза), для
чего дежурный по аэродрому держит непрерывную связь с аэро-
метеорологической станцией;
г) для принятия решения о возможности выпу-
ска самолетов в перелет, для чего используются пред-
сказания погоды и данные информации о погоде ио пути полета;
д) для обеспечения предупреждения летящих
самолетов или соединений об изменениях усло-
вий погоды по пути полета, для чего используются зап-
росы информационных сведений о погоде по пути полета и сооб-
щение их летящим самолетам по радио или с помощью сигнальных
полотнищ, а также разведка погоды самолетами.
Контрольные вопросы к VIII главе
1. В чем значение метеорологических условий для народного хозяйства?
2. Какова схема организации общегосударственной метеорологической службы?
184
3. Как организована в СССР служба погоды?
4. Какова схема организации военной гидро-метеорологической службы в РККА?
5. В чем заключаются обязанности аэрометеорологических станций на аэродро-
мах ВВС?
6. Как организуется! служба кольцевого оповещения о погоде вокруг аэродро-
мю в?
7. Как обеспечивается составление карт погоды и в какой форме даются про-
гнозы погоды аэрометеорологическими станциями на аэродромах?
8. В чем различие прогноза погоды без аэродромов и при перелетах ВВС?
9. Как можно изображать прогноз погоды на карте?
10. Для чего ведется дневник погоды?
11. Как осуществляется запрос информации о погоде при полетах?
12. Через какой срок после получения информационных сведений можно выле-
тать -в перелет?
13. Как осуществляется предупреждение самолетов об изменениях условий по-
годы в полете?
14. В каких случаях организуется и как осуществляется разведка погоды само-
летами?
15. В каких случаях организуется и как осуществляется составление карт пого-
ды на борту самолета? ' t
16. Для каких конкретно целей используется в полетной работе ВВС данные
метеорологической службы?
Приложение t
ТАБЛИЦА 1
Борометрическая ступень
Д а в л е н и е
120 730 740 750 769 770 780
30 12,43 12,25 12,10 11,94 11,78 11,ез 11,48
28 12,35 12,17 12,01 11,85 11,70 11,55 11,40
26 12,26 12,08 11,93 11,77 1J ,61 11,46 11,31
24 ... 12,17 11,99 11,84 11,68 11,53 11,38 11,23
22 12,08 11,90 11,75 11,60 11,44 11,29 11,14
20 11,99 11,82 11,6/ 11,51 11.36 11,21 11,06
18 11,90 ' 11,73 11,58 11,43 11,27 11,12 10,97
16 11,81 11,64 11,49 11,34 11,19 11,04 10,89
14 • . . . 11,72 11,55 11,41 11,25 11,11 10,(6 10,82
12 1'1,63 11,47 11,32 11,17 11,02 10,88 10,74
ТО 11,55 11,38 11,23 11,08 10,94 10,80 10,66
8 11,46 11,29 11,15 11,00 10,85 10,71 10,57
«6 11,37 11,20 11,06 10,91 10,77 10,63 10,49
4 11,28 11,12 10,97 10,83 10,69 10,55 10,41
2 11,19 11,03 10,89 10,74 10,60 10,46 10,32
0 11,10 10,94 10,80 10,66 10,52 10,38 10,24
2 11,01 10,85 10,71 10,58 10,44 10,30 10,16
4 10,92 10,76 10,63 10,49 10,35 10,21 10,07
6 10,83 10,68 10,54 10,41 10,28 10,13 9,99
8 10,74 10,59 10,45 10,32 10,20 10,05 9,91
.10 10,65 10,50 10,37 10,24 10,11 9,96 9,82
.12 10,57 10,41 10,28 10,15 10,03 9,88 9,74
14 10,48 10,33 10,19 10,07 9,94 9,80 9,66
16 10,39 10,24 10,11 9,98 9,86| 9,72 9,59
18 10,30 10,15 10,02 9,89 9,78 9,64 9,51
20. . 10,21 10,06 9,93 9,81 9,69 9,55 9,42
ТАБЛИЦА 2
Предельная абсолютная влажность (грамм в 1 да8) при температуре 1° и
‘Предельная упругость (миллиметры ртутного столба) водяных паров, насы-
щающих воздух при той же температуре
Темпера- ! Предельная аб- солютная влаж- тура (7 )!ность (а в 1 да8) Упругость водяных па- ров (дам) Температура 0°) Предельная аб- солютная влаж- ность (г в 1 лг3) Упругость водяных па- ров (мда)
0 4,9 4,6 16 13,7 13,6
1 5,2 4,9 17 14,4 14,5
2 5,6 5,3 18 15,4 15,5
3 6,0 5,7 19 16,3 16,5
4 6,4 6,1 20 17,3 17,5
5 6,8 6,5 21 18,4 18,7
6 7,3 7,0 22 19,4 19,8
7 7,8 7,5 23 20,6 21,1
8 8,3 8,0 24 21,8 22,4
9 8,9 8,6 25 23,1 23,8
10 9,4 9,2 26 24,4 25,2
11 10.0 9,8 27 25,8 26,8
12 10,7 10,5 28 27,3 28,4
13 11,4 И,2 29 28,8 30,0
14 12,1 12,0 30 30,4 31,8
)5 12,8 12,8 — — —
186
ТАБЛИЦА 3
Приведение показания ртутного барометра к 0°
\ Давление Темпера- тура в \ градусах \ 720 П о к а з а н и е баре м е т р а
725 730 735 740 745 750 755 760 765 770 775 780 785 790 795 800
0 . . 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0
1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 о,1 0,1 0,1 0,1
9 . 0,2 0,2 0,2 0,2 0,2 0,2 0,2 0,2 0,2 0,2 0,3 0,3 0,3 0,3 0,3 0,3 0,3
3 0,4 0,4 0,4 0,4 0.4 0,4 0 4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4
4 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5
5 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 0,7
в 0,7 0,7 0,7 0,7 0,7 0,7 0,7 0,7 0,7 0,8 0,8 0,8 0,8 0,8 0,8 0,8 0,8
7 0,8 0,8 0,8 0,8 0,8 0.8 0,9 0,9 0,9 0,9 0,9 0,9 0,9 0,9 0,9 0,9 0,9
8 0,9 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,6 1,0 1,0 1,0 1,0
9. ..... . 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 1,2 1,2 1,2 1,2
.10 . 1,2 1,2 1,2 1,2 1,2 1,2 1,2 1,2 1,2 1,2 1,3 1,3 1,3 1,3 1,3 1,3 1,3
11 1,3 1,3 1,3 1,3 1,3 1,3 1,4 1,4 1 4 1,4 1,4 1,4 1,4 1,4 1,4 1,4 1,4
12 1.4 1,4 1,4 1,4 1,4 1,5 1.5 1,5 1,5 1,5 1,5 1,5 1,5 1,5 1,5 1,6 1,6
13 1,5 1,5 1,5 1,6 1,6 1,61,6 1,6 1,6 1,6 1,6 1,6 1,6 1,7 1,7 1,7 1,7
14 1,6 1,6 1,7 1,7 1,7 1,7 1,7 1,7 1,7 1,8 1,8 1,8 1,8 1.8 1,8 1,8 1,8
15 1,8 1,8 1,8 1,8 1,8 1,8 1,8 1,8 1,9 1,9 1,9 1,9 1,9 1,9 1,9 1,9 2,0
16 1,9 1,9 1,9 1.9 1,9 1,9 2,0 2,0 2,0 2,0 2,0 2,0 2,0 2,0 2,1 2,1 2,1
17 2,0 2,0 2,0 2,0 2,0 2-.1 2,1 2,1 2,1 2,1 2,1 2,1 2,2 2,2 2,2 2,2 2,2
18 2,1 2,1 2,1 2,2 2,2 2,2 2.2,2,2 2,2 2,2 2,3 2,3 2,3 2,3 2,3 2,3 2,3
19. 2,2 2,2 2,3 2,3 2,3 2,3 2,32,3 2,4 2,4 2,4 2,4 2,4 2,4 2,4 2,5 2,5
20 2,3 2,4 2,4 2,4 2,4 2,4 2,4 2,5 2,5 2,5 2,5 2,5 2,5 2,6 2,6 2,6 2,6
21 2,5 2,5 2,5 2,5 2,5 2,6 2,6 2,6 2,6 2,6 2,6 2,6 2,7 2,7 2,7 2,7 2,7
22 2,6 2,6 2,6 2,6 2,6 2,7 2,7 2,7 2,7 2.7 2,8 2,8 2,8 2,8 2,8 2,8 2,9
23 2,7 2,7 2,7 2,8 2,8 2,8 2,8 2,9 2,9 2,9 2,9 2,9 2,9 2,9 3,0 3,0 3,0
24 2,8 2,8 2,8 2,9 2,9 2,9 2,9 3,0 3,0 3,0 3,0 3,0 3,0 3,1 3,1 3,1 3,1
25 2,9 3,0 3,0 3,0 3,0 3,0 3,0 3,1 3,1 3,1 3,1 3,2 3,2 3,2 3,2 3,2 3,3
26 3,0 3,1 3,1 3,1 3,1 3,2 3,2 3,2 3,2 3,2 3,3 3,3 3,3 3,3 3,3 3,4 3,4
27 3,2 3,2 3,2 3,2 3,2 3,3 3,3 3,3 3,3 3,4 3,4 3,4 3,4 3,4 3,5 3,5 3,5
28 3,3 3,3 3,? 3,4 3,4 3,4 3,4 3,4 3,5 3,5 3,5 3,5 3,6 3,6 3,6 3,6 3,6
29 3,4 3,4 3,4 3,5 3,5 3,5 3,5 3,6 3,6 3,6 3,6 3,6 3,7 3,7 3,7 3,8 3,8
3,5 3,5 3,6 3,6 3,6 3,6 3,7 3,7 3,7 3,7 3,8 3,8 3,8 3,8 3,8 3,9 3,9
720 725 730 735 740^745 750 755 760 765 770 775 780 785 790 795 800
Примечание. При температурах выше 0° поправка вычитается,
ниже 0°—прибавляется.
187
ТАБЛИЦА 4
Приведение высоты барометра к нормальной тяжести
(к широте 45°)
Широта в градусах Высота барометра (мм)
от0до45° от 45 до 90е
поправку вычитать поправку прибавл. 720 730 740 750 760 770 780 790 800
0 90 1,9 1,9 1,9 1,9 2,0 2,0 2,0 2,0 2,1
1 89 1.9 1,9 1,9 1,9 2,0 2,0 2,0 2,0 2,1
3 87 1.8 1,9 1,9 1,9 2,0 2,0 2,0 2,0 2,1
5 85 1,8 1,8 1,9 1,9 1,9 2,0 2,0 2,0 2,0
7 83 1.8 1,8 1,9 1,9 1,9 1,9 2,0 2,0 2,0
9 81 1.8 1,8 1,8 1,8 1,9 1,9 1,9 2,0 2,0
И 79 1,7 1,7 1,8 1,8 1,8 1,8 1,9 1,9 1,9
13 77 1,7 1,7 1,7 1,8 1,8 1,8 1,8 1,8 1,9
15 75 1,6 1,6 1.7 1,7 1,7 1,7 1,8 1,8 1,8
17 73 1.6 1,6 1,6 1,6 1,6 1,6 1,7 1,7 1,7
19 71 1,5 1,5 1,5 1,5 1,6 1,6 1,6 1,6 1,6
21 69 5,4 1,4 1,4 1,4 1,5 1,5 1,5 1,5 1,5
23 67 1,3 1,3 1,3 1,4 1,4 1,4 1,4 1,4 1,4
25 65 1,2 1,2 1,2 1,2 1,3 1,3 1,3 1,3 1,3
27 63 1,1 1,1 1,1 1,1 1,2 1,2 1,2 1,2 1,2
29 61 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,1 1,1 1,1 1,1
31 59 0,9 0,9 0,9 0,9 0,9 0,9 1,0 1,0 1,0
33 57 0,8 0,8 0,8 0,8 0,8 0,8 0,8 0,8 0,8
35 55 0,6 0,6 0,7 0,7 0,7 0,7 0,7 0,7 0,7
37 53 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,6 0,6 0,6 0,6.
39 51 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4
41 49 0,3 0,3 0,3 0,3 0,3 0,3 0,3 0,3 0,3
43 47 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1
45 45 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 О,0 0,0 0,0 0,0
188
ТАБЛИЦА 5
Упругость водяных паров, насыщающих воздух—А
Температура в градусах Упругость (мм) Температура в градусах Упругость (мм) Е хемпература в градусах Упругость (мм) Температура в градусах Упругость 1 (ММ)
надо льдом 1 вад водой надо льдом над водой
—30 0,29 0,39 —15 1,25 1,44 0 4,58 15 12,79
-29 0,32 0,43 -14 1,37 1,57 1 4,93 16 13,64
—28 0,35 0,47 -13 1,50 1,70 2 5,29 17 14,53
-27 0,39 0,51 —12 1,64 1,84 3 5,68 18 15,48
-26 0,43 0,56 -11 1,80 2,00 4 6,10 19 16,48
—25 0,48 0,61 —10 1,96 2,16 5 6,54 20 17,54
—24 0,53 0,67 — 9 2,14 2,34 6 7,01 21 18,66
—23 0,59 0,73 — 8 2,34 2,52 7 7,51 22 19,83
—22 0,65 0,80 — 7 2,55 2,73 8 8,05 • 23 21,07
—21 0,71 0,88 — 6 2,78 2,94 9 8,61 24 22,38
—20 0,78 0,96 — 5 3,02 с,17 10 9,21 25 23,76
—19 0,86 1,04 — 4 3,29 3,42 11 9,84 26 25,22
—18 0,95 1,14 — 3 3,58 3,68 12 10,52 27 26,75
— 17 1,04 1,23 — 2 3,89 3,96 13 11,23 28 28,36
—16 1,14 1,33 — 1 4,22 4,26 14 11,99 29 30 30,05 31,83
ТАБЛИЦА 6
(Поправка В для вычисления абсолютной влажности по психрометру Ассмана
Разность температуры сухого термометра (/) и смоченного (^)
Разность температур t — h ИЯ для ),1° 1
Давление (лгл) Е II
1° 2° 3° 4° 5° 6° 7° 8° 9° 10° О> *“ 2 1
М 1
800 0,53 1,06 1,59 2,12 2,65 3,18 3,71 4,24 4,77 5,30 0,053
790 0,52 1,05 1,57 2,09 2,62 3,14 3,66 4,18 4,71 5,23 0,052
780 0,52 1,03 1,55 2,07 2,58 3,10 3,62 4,14 4,65 5,17 0,052
770 0,51 1,02 1,53 2,04 2,55 3,06 3,57 4,08 4,59 5,10 0,051
760 0,50 1,01 1,51 2,02 2,52 3,02 3,53 4,03 4,54 5,04 0,050
750 0,50 0,99 1,49 1,9а- 2,48 2,98 3,48 3,98 4,47 4,97 0,050
740 0,49 0,98 1,47 1,96' 2,45 2,94 3,43 3,92 4,41 4,90 0,049
730 . 0,48 0,97 1,45 1,94 2,42 2,90 3,39 3,87 4,36 4,84 0,048
720 0,48 0,95 1,43 1,91 2,38 2,86 3,34 3,82 4,29 4,77 0,048
710 . . . • . 0,47 0,94 1,41 1,88 2,35 2,82 3,29 3,76 4,23 '4,70 0,047
Изменение для
1 мм 0,001 0,001 0,002 0,0030,003 0,004 0,005 0,0050,006 0,007 —
Приложение а-
МЕТОДИЧЕСКИЕ УКАЗАНИЯ
1. Об’ем курса метеорологии для различных категорий летного состава,
определяется проградгмой занятий, принятой для данной категории 'Обучающих-
ся. В связи с эти-st перед началом занятий преподаватель должен разметить,
по программе разделы (страницы) учебника, соответствующие вопросам програм-
мы, и дать об этом- указания обучающимся.
2. При этом необходимо иметь в виду, что в части организации и ис-
пользования метеорологической службы в работе ВВС учебник не подменяет со-
бой наставления по метеослужбе ВВС и не исключает его изучения.
3. Главы I, II и III учебника проводятся вначале в форме лекций с-
демонстрацией соответствующих наглядных пособий: фотоснимков облаков,
схем движения воздуха в зависимости от рельефа местности,, графиков м таблиц,,
характеризующих состав атмосферы, и т. п. Особей но тщательно должны быть,
разобраны разделы, касающиеся туманов, облачности, ветра, гроз й шквалов.
По облачности необходимо добиться того, чтобы обучающийся свободно ориен-
тпрозался в определении форм облаков и -мог определять их высоту ниглаз.
4- . Глава IV проходится в порядке непосредственного ознакомления с-
приборами и наблюдениями на аэрометеорологической станции школы '(части)
путем показа приборов в действии и путем практических упражнений слу-
шателей в производстве как метеорологических, так и аэрологических наблю-
дений. При этом не нужно требовать от обучающихся умения производить
наблюдения, но нужно добиться ясного представления о том, как и что мо-
гут дать эти наблюдения.
5. Главы V и VI проходятся в классе с обязательным разбором карт пого-
ды, как относящихся к типовым и наиболее .рельефным случаям иалигаия раз-
личных воздушных масс и фронтов, так и отдельных карт погоды, ажтавляю-
щихся аэрометеоролюяической станцией школы в период обучения.
В результате каждый обучающийся должен уметь отчетливо разбираться,
во всех обозначениях на1 картах погоды и понимать изображаемые на них
процессы погоды.
Несколько -заключительных занятий по этому разделу необходимо про-
вести на летном поле перед полетами путем разбора и характеристики по-
последней марте погоды процесса погоды, наблюдающегося в данный момент.
6. Глава. VII проходится в классе путем лекций-бесед. В качестве, иллю-
стративного материала кроме приведенного в учебнике, должен использоваться
специально подбираемый материал о случаях летных происшествий по усло-
виям погоды из практики ® первую очередь той школы, в которой проводится
обучение.
Кроме того по согласованию с преподавателями тактики необходимо вво-
дить -элемент различия и изменения условий погоды при проведении груп-
повых упражнений- и военных игр, в которых в этих случаях должен обяза-
тельно участвовать преподаватель метеорологии.
7. Глава VIII проходится' в классе путем лекций-бесед, а также на аэро-
метеорюлюгической станции школы путем ознакомления с работой аэрометео-
ролюгической станции по составлению карт погоды, даче прогнозов: ведению,
дневника погоды и обслуживанию перелетов. По обслуживанию перелетов не-
обходимо кроме равбО'ра случаев фактического' обслуживания перелетов аэро-
метеорологической станцией школы практиковать розыгрыш обслуживания пе-
релетов с дачей сведений о .погоде по пути следования летящего самолета в.
виде вводных данных на основании карт погоды.
Сигнализацию сведений о погоде полотнищами Попхема, а также пере-
дачу сведений о пагоде на самолет по радио необходимо проходить практи-
чески с осуществлением полетов, которые1 должны комиотексирюваться с поле-
тами на упражнения по связи.
Прн этом в качестве упражнений по передаче сведений о погоде самолетам:
в воздухе должны использоваться следующие.
190
Номер и наименование упражнения
Чилло
полетов
Продолжитель-
ность чистого по-
летного временя
на работу в воз-
духе
№1. Полет в районе аэродрома. Принять заши-
фрованную метеосводку с земли ва самолет, пере-
даваемую полотнищем Попхема, расшифровать в воз-
духе и после полета доложить рук. вдштелю полета
№ 2.' Полет в районе аэродрома. Принять с земли
по радио метеосво ку и шаро-пилотные данные,
расшифровать, добавить сведения об аэронавига-
ционном -негре, определенном в полете; и темпера-
туре воздуха на высоте и все передать по радио
на землю . ............ ..................
№ 3. Полет в районе аэродрома. Принять по ра-
дио метеосводку с земли на самолет, расшифровать
в гоз'ухе и сбросить вымпелом . . . . .
№ 4. Принять по радио метеосводку своего аэро-
дрома в радиусе 50 км и передать на аэродром, по
радио фактическое состояние погоды, орие лироьав
свое местонахождение................. . . .
№ 5. То же ва маршруте в удалении 100 км от
аэродрома ................................ .
№ 6. Принять по радио или с полотнища Поп-
хема метеосводку на маршруте с промежуточного
аэродрома
№ 7. В дальнем маршруте или перелете фикса-
ция фактического состояния погоды (через каждые
50 км). После посадки вызов начальника метео-
станции и разбор данных прогноза, информацион-
ных сведений, синоптических условий и фактиче-
ского состояния погоды на маршруте с об'ясиением
р (Схожде ий (если таковые были) . . . • .
№ 8. Метеорологическая разведка моря (услший
йогоды и состояния поверхности моря ..........
-N" 9. Разведи г погоды при полете соединением на
самолете-разведчике . . ... . .........
1 05 мин._
1 30 »
1 20 »
1 30 »
1 30 »
1 15 или 05 мин^
1
1
1
. При подготовке штурманов кроме того должна практически оргаиизо- -
в'ываться разведка погоды самолетами как перед вылетом, так и при пере-
летах'.
8. После прохождения курса метеорологии все обучающиеся поочередно-,
должны назначаться на одно суточное дежурство на аэрометеорологичеокуш-
стаицмю школы, в течение которого они:
а) знакомятся с работой станции, ее составом и оборудованием;
. б) ведут запись всех срочных наблюдений и диевндк погоды (параллель-
но с дежурным метеорологом);
в) участвуют в разборе карт погоды и данных кольцевой службы.
©. В качестве пособий при обучении кроме настоящего учебника могут •
быть - использованы следующие книги:
1. «Наставление по военной гидро-метеорологической службе ВВС и су-
хопутных сил РККА».
2. Памятки по даче сведений об а)виапогоде на аэродромы и при пере-
' летах ВВС РККА (для метеорологических станций и телеграфистов).
• 3. П- Молчанов, Аэрология.
4. В и л л е т. Туманы и мгла и их обрздоваиие
5.. А. Кулаков, Гроза, град и защита от них.
6. Хромов. Учебник но синоптической метеорологии, изд. Централь-
ного бюро шютоды ССОР.
7. Н. Колобков, Метеорологические приборы, Госавтомашиздат,.
Москва. 1932 г.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр*
Введение............................................................................ з’
Глава 1. Общие понятия
1. Предмет метеорологии и аэрологии.......................................... 5
2. Погода и метеорологические элементы..................................... .....
3. Состав и строение атмосферы............................................... 6
4. Тропосфера и стратосфера................................................ .....
5. Изменения состава атмосферы с высотой....................................... 8
Контрольные вопросы.......................................................... 9
Тлава 2. Характеристика метеорологических элементов и основные прецеосы, совершаю-
щиеся в тропосфере
1- Давление воздуха................................................. .
2- Температура воздуха.....................................................
3. Влажность воздуха...................................................
"5? Плотность воздуха.......................................................
5. Условия равновесия сухого и влажного воздуха. ..........................
6. Конденсация водяных паров...............................................
7. Ядра конденсации........................................................
8. Туманы, их образование и классификация. ................................
9. Роса и иней...............................•........................
10. Облака..............................-............•......................
11. Осадка......................................................
12. Ветер...................................................................
13. Восходящее потока воздуха...............................................
14. Грозы и шквалы..........................................................
15. Прозрачность атмосферы и видимость.....................................
16. С ветовые явлен ля в атмосфере..........................................
Контрольные вопросы...........*..........................................
10
15
23
25
26
28
31
37
50
52
62
65
70
71
75
Глава 3. Современные сведения о состоянии метеорологических элементов в стратосфере
1. Методы исследования стратосферы............................................. 77
2. Изменения температуры, давления и плотности воздуха с высотой............... 78
•3- Изменение ветра в стратосфере......................................... . . 79
•4. Влажность и облачность в стратосфере...................................... 80
5. Состав воздуха в стратосфере................................. . ...... 81
•6. Общая характеристика нижних слоев стратосферы............................... —
Контрольные вопросы........................................................... —
Глава 4- Метеорологические и аэрологические приборы и наблюдения
1. Метеорологические и аэрологические станции................................. 82
2. Метеорологические приборы и наблюдения..................-.................. 83
3- Аэрологические наблюдения . '....................................... . 96
Контрольные вопросы.......................................................... 105
Глава 5. Динамика атмосферы
1- Воздушные массы.......................................................... 106
2. Фронтальные зоны, или фронты, в атмосфере................................. l09
3. Образование циклонов и антиц шпонов..................................... ill
4. Общая циркуляция в атмосфере............................................. 114
5. Тропосферические особенности............................................. 115
Контрольное вопросы.......................................................... 116
Глава 6. Современные методы предсказания погоды
1- Служба погоды.......................................................... 117
2. Комплексные карты погоды и их составление................................ —
3. Анализ карт погоды...................................................... 119
4. Изменение условий погоды при прохождении теплого и холодного фронтов... 126
5. Предсказания погоды по картам погоды ................................... 130
6. Предсказания погоды по местным признакам.......•....................... 131
Контрольные вопросы .................................................. 138
Глава 7. Влияние атмосферных условий иа работу ВВС
1. Влияние атмосферных условий на работу авиационного мотора................. 139
2. Влияние атмосферных условий на полет самолета........................... 141
3. Условия полета в обликах и тумане......................................... 149
4. Явления обледенения самолета...................'.......................... 151
5. Условия полета в осадках...................•.............................. 152
6. Значение гроз и шквалов для полета ...................................... —
7. Влияние атмосферных условий на работу экипажа самолета.......- ........... 155
8. Влияние атмосферных условий на показание аэронавигационных приборов....... 156
9. Условия полетов в стратосфере............................................. 158
10. Значение атмосферных у слов.1й вл работе истребительной авиации............ 159
11. Значение атмосферных уэловий в работе разведывательной авиации............. 160
12. Значение атмбсферных условий в работе бомбардировочной авиации............. 163
Контрольные вопросы......................... . . . ..................... 165
'Гл а в а 8. Организация метеорологического обслуживания полетной работы ВВС РККА
1. Общегосударственная метеорологическая слу кба в СССР ..................... 167
2. ОрганнзаЦ/ш военной гидрометеорологической службы РККА.................... 169
3. Работа аэрометеорологических станций ВВС на . эродром. х................... 10
4. Использование данных метеорологической службы в полетной работе ВВС РККА . 183
Контрольные вопросы...................................... . ....... —
Приложение 1. Таблицы........................................................ 186
Приложение 2. Методические указания.................................................. ISO