1 год назад
Нету коментариев

Сейчас выявлена тесная связь между солнечной активностью и физическими процессами в верх­ней атмосфере (магнитные бури, полярные сияния и др.). Но не все ученые еще уверены в том, что солнечная активность эффективно влияет на нижнюю часть атмо­сферной оболочки Земли.

Чтобы разобраться в этом во­просе, вспомним, какое строение имеет атмосфера.

Строение атмосферы

Над земной поверхностью рас­полагается самый плотный слой атмосферы — тропосфера, в ко­тором температура падает в сред­нем с высотой на 6,5 К/км. Он на­ходится в конвективном равно­весии с нагреваемой Солнцем в дневное время поверхностью. В тропосфере наблюдаются основ­ные типы облачности (за исключе­нием серебристых облаков, кото­рые располагаются на высоте 75—90 км, и перламутровых, рас­положенных на высоте 20—30 км). Внутри тропосферы могут наблюдаться слои инверсии температу­ры, т. е. температура с высотой растет. Особенно часто инверсии возникают ночью около выхоло­женной длинноволновым излуче­нием земной поверхности.

Выше тропосферы находится стратосфера — область постоян­ной низкой температуры от —45°С до —75°С в зависимости от широ­ты места и времени года. В верх­ней части стратосферы температу­ра растет.

Тропосфера от стратосферы от­делена тонкой прослойкой — тро­попаузой. Условно за тропопаузу принимают тот уровень в верхней части тропосферы, где вертикаль­ный градиент температуры не более 2 К/км и сохраняется таким на протяжении по крайней мере 2 км. Средняя температура тро­попаузы над экватором от —75 до —80°С, а над полюсом — 50°С.

Стратосфера сверху ограниче­на стратопаузой, расположенной на высоте около 50 км, где нахо­дится максимум температуры — мезопик.

Выше 45—50 км начинается мезосфера, простирающаяся до 80—85 км и характеризующаяся, подобно тропосфере, падением температуры с высотой. Минимум температуры достигается на верх­ней границе мезосферы (около 80 км), где находится прослойка — мезопауза. Выше мезопаузы на­чинается область возрастания тем­пературы, не ограниченная по высоте, — термосфера. Практи­чески с термосферой совпадает ионосфера, начинающаяся с высот 70—80 км и характеризующаяся высокой концентрацией ионов и электронов. В ионосфере наблю­даются полярные сияния, вызы­ваемые заряженными солнечны­ми частицами.

По составу атмосферу делят на два слоя. От земной поверхности до 80 км простирается гомосфера с однородным составом, имею­щим практически постоянный средний молекулярный вес (28,96—28,97 кг/кмоль). Выше ле­жит гетеросфера, в которой состав атмосферы сильно меняется и мо­лекулярный вес к высоте 500 км падает примерно до 16 кг/кмоль. Выше 500 км быстрые молекулы могут внутри некоторого конуса убегания покидать Землю, преодо­левая земное притяжение. Об­ласть выше 300—600 км называ­ется экзосферой.

Строение атмосферы по. верти­кали в значительной мере объяс­няется процессами преобразова­ния в ней энергии.

Тепловая машина атмосферы

Механизм циркуляции на зем­ном шаре, как отмечал известный русский ученый В. В. Шулейкин, подобен термодинамическим ма­шинам. Циркуляция по типу ма­шины первого рода обусловлена наличием холодных полюсов и теп­лой экваториальной зоны. За счет отклоняющей силы Кориолиса это приводит к постоянному переме­щению воздуха в умеренных ши­ротах с запада на восток.

Циркуляция по типу термодина­мической машины второго рода связана с большей инерцией океа­на и большим коэффициентом поглощения солнечной энергии, чем на материках, что приводит к появлению разности температур между морями и материками и к муссонной смене полей давле­ния и ветра. В лаборатории физи­ческой теории климата, созданной в Морском гидрофизическом ин­ституте АН СССР, нам удалось наблюдать светополяризационным методом на моделях бризовой циркуляции, как возникает нало­жение мелких частных циркуля­ции друг на друга. Это наложе­ние создает также большие замк­нутые общие потоки, охватываю­щие всю совокупность чередую­щихся участков суши и морей. Появление такого общего пото­ка объясняет прогностические свя­зи между колебаниями погоды в удаленных друг от друга районах Земли — так называемые асин­хронные связи (Дмитриев А. А. Наблюде­ния термической циркуляции светополя­ризационным методом и ее автоколеба­тельная схема // Известия АН СССР. — Сер. Геофизическая. — 1953. — № 5. — С. 429—444).

КПД любой тепловой машины не может превышать отношения раз­ности температур между нагрева­телем и холодным телом — холо­дильником к абсолютной темпе­ратуре нагревателя. На Земле температура у экватора около 26°, а у полюса около —40°С. Следовательно, КПД тепловой ма­шины первого рода не превышает 20—25%. Разность средних темпе­ратур нижнего пятикилометрового слоя воздуха в умеренных широ­тах между Атлантическим океа­ном и Азией в январе составляет 24°С. Следовательно, КПД теп­ловой машины 2-го рода не пре­вышает 10% — он меньше, чем у машин 1-го рода.

Приведенные значения КПД по­казывают, какая наибольшая доля тепла, полученная над теплым районом Земли (в низких широтах, над океанами и т. д.), может пре­вратиться в кинетическую энер­гию движения атмосферы. Осталь­ная часть тепла должна быть от­дана холодильнику и в конечном счете излучена в виде длинновол­новой радиации (тепловой радиа­ции) в космос.

Однако в атмосфере наряду с тепловыми машинами с прямыми циклами, превращающими тепло в работу, действуют и машины с обратными циклами. Последние превращают в тепло накопленную кинетическую энергию и отдают его вместе с отнятым от холодного тела теплом уже при более высо­кой температуре, как в комнат­ном холодильнике. При обратном цикле некоторое количество теп­ла поступает к воздуху как рабо­чему телу при низкой температу­ре. Так в морозильнике домашне­го холодильника поддерживается низкая температура, а в атмосфе­ре этим объясняется существова­ние холодной тропопаузы. Если бы ее существование объясня­лось лучистым теплообменом, как считалось ранее, то длинно­волновой поток радиации там должен был бы возрастать, приво­дя к радиационному выхолажива­нию. На самом деле в области тропопаузы, по-видимому, име­ет место радиационное нагрева­ние (Кондратьев К. Я., Авасте О. А., Федорова М. П., Якушевская К. Е. Поле излучения Земли как планеты. — Л.: Гидрометеоиздат, 1967). Таким образом, тропопау­за — это действительно моро­зильник в обратном термодинами­ческом цикле, совершающемся в атмосфере. Полученное при этом холодной тропопаузой тепло от лучистого теплообмена в сумме с механической энергией, превра­щенной в тепловую, затем на другом уровне атмосферы уйдет в виде длинноволнового излуче­ния в космическое пространство. Так же комнатный холодильник в результате обратного цикла отдает в теплую комнату отнятое у холодного морозильника тепло. Представление о циклах и их КПД понадобится нам при рас­смотрении вопроса о циркуляции атмосферы и объяснении так на­зываемых движений против силы атмосферного градиента давле­ния. В гидродинамике градиент давления является вектором, на­правленным в сторону наиболее быстрого роста давления. Сила градиента давления направлена в сторону максимального убыва­ния давления, куда она стремит­ся перемещать частицы воздуха. Однако сила Кориолиса вызывает отклонение движущихся масс в сторону.

Циркуляция атмосферы над воображаемой однородной Землей

Представим себе Землю без океанов и морей, с ровной поверх­ностью сплошного материка от одного полюса до другого. Нали­чие угла между плоскостями эк­липтики и небесного экватора при­водило бы к годовому ходу раз­ностей температур между соот­ветствующими широтами Север­ного и Южного полушарий. Эква­ториальная область была бы, ко­нечно, теплее полярных, так как Солнце в полдень там поднимает­ся выше, как это происходит и в действительности.

Над экваториальной областью, там, где в полдень Солнце до­стигало бы в это время зенита, земная поверхность прогревалась бы сильнее всего. От, нее нагре­вались бы нижние слои воздуха, расширялись, приподнимали вы­шележащую атмосферу. Наверху началось бы растекание в сторо­ну полюсов приподнятого возду­ха. Внизу давление понизится. В область понизившегося у Земли давления устремятся из соседних поясов массы воздуха, которые силой Кориолиса будут отклонять­ся, образуя пассатные течения с востока на запад.

Над нагретой областью менее плотный воздух будет всплывать вверх, ускоряя свое движение и адиабатически охлаждаясь до тех пор, пока его плотность не срав­няется с окружающим воздухом. Вот тут и начинает работать об­ратный термодинамический цикл, когда накопленная кинетическая энергия заставит подниматься воз­дух и дальше, несмотря на то что его температура станет ниже, а плотность выше, чем у окружаю­щей среды. Поднимаясь, он будет растекаться в стороны, прекра­щая свое движение к полюсам из-за отклоняющей силы враще­ния и увеличивая у земной поверх­ности давление. Возникнут два поя­са повышенного давления у Зем­ли, такие же, как это имеет место на реальной Земле.

Потоки воздуха, растекающиеся из поясов высокого давления в сторону полюсов, отклоняются силой Кориолиса и образуют в умеренных широтах западные по­токи.

Над полюсами выхолаживание длинноволновым излучением при­ведет к образованию у земной поверхности растекания холодно­го воздуха. Отклоняясь силой Кориолиса, этот воздух приобре­тет восточную составляющую и где-то встретится с более теп­лым западным потоком. Линия контакта этих двух масс воздуха образует на поверхности Земли так называемый фронт, а в пространстве — фронтальную поверх­ность. Она неустойчива. На этой поверхности, как на флаге, кото­рый полощется на ветру, возни­кают волны. В передней части волны теплый воздух догоняет хо­лодный и натекает на него, а в ты­ловой части холодный вытесняет теплый, подтекая под него. Так образуется циклон с теплым фронтом впереди и холодным в тылу.

В реальных циклонах на Земле большое значение имеет кон­денсация водяного пара, приводя­щая к осадкам. На пологом теп­лом фронте идут обложные дожди широкой полосой. На крутом хо­лодном фронте типичны ливневые осадки с грозами.

Мощность циклона зависит от контраста температур, и в этом отношении его распространение похоже на автоволновое движение. Место и время возникновения циклона в известной мере случай­ны, поэтому даже на идеальной однородной Земле были бы не­регулярные изменения погоды. Объяснение их не требует привле­чения гипотез о солнечной актив­ности и других возможных воз­действиях космоса.

Однако это не означает, что при наличии таких внешних воздей­ствий атмосферные возмущения не реагируют на них. Действитель­но, как показали наши с Г. И. Кузьменко исследования, воздействие даже такого слабого фактора, как усиление метеорной активности при наличии атмосферных фрон­тов, дало повышение частоты повторяемости осадков порядка 45%.

Наряду с описанной выше схе­мой идеализированной циркуля­ции, основанной на классических представлениях физики атмосферы, английский астроном Е. Хэлли в 1686 г. предположил, что во­сточные ветры пассатов в эквато­риальных широтах возникают под действием бегущей по Земле с востока на запад теплой волны.

Таких волн в атмосфере бежит две. Одйа распространяется вдоль подстилающей поверхности, где плотность воздуха велика, а ампли­туда температуры только 10— 20°С, а другая — тоже с востока на запад в слоях выше 150—200 км, где суточная амплитуда темпера­туры 500—600°С, зато плотность атмосферы составляет менее 10-10 от приземной.

Поскольку нагревание бегущей волной приводит в жидкости к об­разованию внутренних сил, то в соответствии с законом сохране­ния количества движения должно возникать два потока. Один из них имеет скорости, направленные в ту же сторону, куда бежит тепловая волна, а другой распространяет­ся в противоположную сторону. Совпадение направления скоро­стей течения и бегущей волны имеет место на уровне, где про­исходит нагревание. Поэтому пас­саты формально можно было бы отнести к движениям, индуциро­ванным тепловой волной призем­ного нагрева, но тогда западный поток умеренных широт оказался бы противоречащим этой концеп­ции. И действительно, в земной атмосфере, с учетом вязких сил, индуцированный поток был бы на­правлен на восток со скоростями менее 1 см/с, т. е. практически не был бы заметен (М. Штерн).

До тех пор, пока не сделаны достаточно точные расчеты, учи­тывающие кривизну Земли и турбулентную вязкость, говорить о значимости в земных условиях данной модели трудно.

Кроме тепловой волны, по Зем­ле бежит приливная волна. На морях она отчетливо проявляет­ся в виде суточных и полусуточ­ных поднятий уровня. В атмосфе­ре под действием гравитационных сил притяжения Луны и Солнца возникают течения и имеются сла­бые колебания приземного дав­ления, трудноуловимые на фоне изменений другой природы.

Под действием приливных тече­ний в море и атмосфере проис­ходит постепенное замедление вращения Земли. Среднегодовые замедления вращения за период 1892—1974 гг. колебались в пре­делах от 8 до 482 стотысячных до­лей секунды, хотя в 1896, 1927, 1935 и 1936 гг. имело место уско­рение вращения, а в 1928 г. изме­нения периода не наблюдалось.

Наличие замедления скорости вращения Земли удалось обнару­жить на основании изучения су­точных и годовых слоев ископае­мых раковин. Оказалось, что мно­го миллионов лет назад в году было около 400 сут. Это соответ­ствует среднему годовому замед­лению, приведенному выше.

Следует обратить внимание на межгодовую изменчивость коле­баний длины суток, которая одни­ми учеными увязывается с сол­нечной активностью, а другими — с перераспределением масс в ат­мосфере, гидросфере и лито­сфере.

Закон сохранения момента коли­чества движения гласит, что сумма моментов для орбитального дви­жения и для суточного вращения Земли вокруг своей оси постоян­на. Поэтому уменьшение скорости вращения Земли вокруг оси долж­но привести к увеличению орби­тального момента количества дви­жения. Соответственно изменятся расстояние от Земли до Солн­ца и солнечная постоянная. Ко­нечно, величина этих изменений невелика и практического значения не имеет.

Влияние неоднородного характера поверхности Земли на атмосферу

Преобладающий западный по­ток умеренных широт на своем кольцеобразном пути пересекает то океаны, то континенты. Как температура их, так и рельеф резко различаются, создавая в по­токе волнообразные возмущения.

Влияние морей и континентов на тепловой режим атмосферы впервые подробно было исследо­вано в начале 1940-х гг. академи­ком В. В. Шулейкиным.

Для того чтобы исключить влия­ние термодинамической машины 1-го рода, а выделить роль маши­ны 2-го рода, он использовал метод изаномал (Изаномалы — линии, соединяющие на карте точки с одинаковыми отклоне­ниями от осредненного по параллели значения метеорологического элемента (температура, давление и т. п.)). Им было показа­но, что отрицательным отклоне­ниям температуры соответствуют положительные отклонения при­земного давления.

В дальнейшем нам удалось об­наружить, что изменения давле­ния растут с увеличением высоты тропопаузы, а также что сущест­вует предельное соотношение. Оно следует из стремления к вы­равниванию внутренней энергии, содержащейся в каждом столбе атмосферы единичного сечения. В случае изотермической по высо­те атмосферы произведение абсо­лютной температуры на призем­ное давление в предельном случае равновесного состояния должно быть константой. Отсюда следует, что относительное муссонное из­менение давления всегда меньше относительного изменения темпе­ратуры. Последнее можно пред­ставить как КПД идеальной тепло­вой машины 2-го рода.

Разность давлений между холод­ной и нагретой изотермическими областями не может превышать величины, равной произведению приземного давления в холодной области на КПД идеальной теп­ловой машины.

Наглядно можно увидеть упо­мянутую выше связь между изаномалами приземного давления и температурой нижнего пятикило­метрового слоя атмосферы на кар­тах 1—3, составленных нами для средних условий января и сред­них условий июля.

Сравнив рис. 1 и 3, можно уви­деть, что области повышенного приземного давления располага­ются над холодными в январе Евразией и Северной Америкой. В июле континенты сильнее на­греваются и над ними давление воздуха ниже, чем над океанами (см. рис. 2 и 4). Распределение давления определяет и перенос воздушных масс. Воздух течет в сторону низкого давления, одно­временно отклоняясь силой Кориолиса в Северном полушарии впра­во, а в Южном влево. Поэтому за счет муссонных аномалий дав­ления в январе у восточных бере­гов континентов преобладает вы­нос холодного воздуха из более высоких широт. У западного по­бережья континентов в январе с южных направлений поступают более теплые массы воздуха, по­этому зимы там более мягкие, чем на Дальнем Востоке.

Летом картина меняется на обратную (см. рис. 2 и 4). Такова роль континентов в муссонной смене общей циркуляции атмо­сферы. А какова же роль более мелких объектов в создании мест­ных аномалий циркуляции атмо­сферы?

Отклонение средней январской температуры нижнего слоя атмосферы от зональной

Отклонение средней январской температуры нижнего слоя атмосферы от зональной

Отклонение средней июльской температуры нижнего слоя атмосферы от зональной

Отклонение средней июльской температуры нижнего слоя атмосферы от зональной

Отклонения приземного давления воздуха в январе от зонального

Отклонения приземного давления воздуха в январе от зонального

Отклонения приземного давления воздуха в июле от зонального

Отклонения приземного давления воздуха в июле от зонального

Чтобы ответить на этот вопрос, рассмотрим Рыбинское водохра­нилище. Оно появилось в 1941 г., имеет площадь 4,5 тыс. км2. Мы сравнивали ветровой режим, кото­рый был до затопления водохра­нилища, с тем, который возник после его затопления. Как пока­зали исследования, температур­ный режим заметно изменился лишь в узкой прибрежной полосе. С июля по октябрь вода теплее прилегающей к водохранилищу суши на 0,5—1,5°, а зимой, с нояб­ря по апрель, воздух над водохра­нилищем примерно на 0,5° хо­лоднее, чем в окружающей мест­ности.

Такие контрасты температуры значительно меньше по величине, чем между глубоководными есте­ственными морями и их берегами в летнее время, а для незамер­зающих морей и в зимнее. Кроме того, в глубоководных морях вода медленнее прогревается летом, длительно оставаясь более холод­ной, и дольше сохраняет свое теп­ло в осенне-зимнее время (см. рис. 1 и 2).

Влияние заполнения водой Ры­бинского водохранилища на вет­ровой режим можно увидеть из рис. 5, составленного для метеоро­логической станции Рыбинск. По­вторяемость штилей до заполне­ния (1936—1940 гг.) была 45%, а после заполнения (1941—1948 гг.) стала только 8%: штили стали ред­ким явлением.

Влияние крупного водохранилища на поворяемость ветра...

Влияние крупного водохранилища на поворяемость ветра…

В средней части чертежа дано сравнение средних скоростей ветра no отдельным направлениям: пунктир — до заполнения, сплош­ная линия — после заполнения. Можно проследить, что произош­ло заметное усиление средних ско­ростей ветра — до 1,2 м/с для северных ветров. По сравнению со средней скоростью 2,5 м/с это усиление почти на 50%. Такое большое усиление северных вет­ров объясняется тем, что в направ­лении с севера на юг длина водо­хранилища превышает 100 км и воздух движется над водной по­верхностью, не испытывая трения, как над лесом или городом.

На 16 лучах, построенных для каждого из 16 румбов, показана повторяемость различных града­ций скоростей ветра до заполне­ния (пунктир) и после заполнения (сплошные линии). Для северного румба, например, до заполнения вообще не наблюдалось скоростей больше, чем 6 м/с, а после за­полнения отмечено 2% случаев скоростей 14—16 м/с.

Приведенный пример показы­вает, что не только естественные моря, но и водохранилища замет­но влияют на климат окружающей их местности. Изменяя поверх­ность Земли, человек своей дея­тельностью, порой бессознатель­но, изменяет и климатические ус­ловия. А такие изменения подсти­лающей поверхности только за счет постройки водохранилищ идут нарастающими темпами. Как отме­чает доктор географических наук А. Авакян, за последние 30 лет объем водохранилищ на земном шаре возрос в 10 раз, их теперь более 15 тыс., а площадь водного зеркала достигла 350 тыс. км2. К началу XX в. объем всех водохра­нилищ составлял около 15 км3, сейчас он равен 6 тыс/ км3. В ре­зультате постройки системы водо­хранилищ произошли изменения и в природе, и в хозяйстве на пло­щади в 1,5 млн. км2. Это эквива­лентно территории в виде квадра­та со сторонами 1230 км.

Еще более мелкие, чем рассмот­ренные выше водохранилища, ис­кусственные объекты — города — тоже влияют на климат. Это влия­ние заметно не только, над зани­маемой ими территорией, но про­стирается в подветренном направ­лении на десятки и даже сотни километров. В первую очередь видны дымовые шлейфы, тянущие­ся по ветру.

Теплый воздух над городом оформляется в виде острова тепла с повышенным содержанием раз­личных примесей; часть из них об­ладает гигроскопичностью и об­разует ядра конденсации.

При отсутствии внешних бариче­ских градиентов давления, связан­ных с прохождением циклонов и антициклонов, к центру города в нижних слоях атмосферы устрем­ляются по восходящей спирали бризовые потоки воздуха. По на­шим теоретическим оценкам, ско­рость их на высоте 400 м состав­ляет 6—8 м/с. Над центром боль­шого города появляются восходя­щие потоки воздуха со скоростью 0,4—0,5 м/с.

При встрече внешнего ветрового потока, проходящего над городом, со зданиями могут образовывать­ся завихрения и восходящие пото­ки, имеющие скорости, сравнимые со скоростями горизонтального пе­реноса. Поэтому коэффициент тур­булентного перемешивания над го­родом возрастает. Над городами увеличивается количество осадков, гроз, градобитий (см. табл. 1).

Различие в минимальных тем­пературах воздуха в центре горо­да и на его окраинах может до­стигать зимой десятка градусов, а в среднем минимальная темпе­ратура в центре большого города, такого, как Москва, выше, чем на окраинах, на полтора градуса.

Рельеф местности — наличие гор и даже холмов — сказывается на появлении у земной поверхно­сти областей дополнительного по­вышения и понижения давления, а на высоте — волнообразных движений.

Первые фундаментальные тео­ретические исследования влияния гор на обтекающий их воздушный поток принадлежат Н. Е. Кочину и А. А. Дородницыну. Выводы из теоретических работ подтверди­лись при изучении, например, лен­тообразных облаков, возникающих за горными хребтами в виде це­пей с просветами между чечевицеобразными облаками. Даже сравнительно низкие Крымские го­ры образуют сложные системы та­ких облаков.

Антропогенные климатические факторы (создание водохранилищ, сведение лесов, застройка горо­дов) маскируют изменения, про­исходящие в естественной приро­де, поэтому их следует учитывать при изучении влияния солнечной активности на погоду и климат.

Роль конденсации водяного пара в динамике атмосферы

До сих пор, говоря о циркуля­ции атмосферы, мы не касались роли водяного пара в ее динами­ке.

Водяной пар является перемен­ной частью атмосферы. В атмосфе­ре содержится немного водяного пара: в облаках — 0,5—5 г/кг влаж­ного воздуха, жидких капель — 0,2—0,5 г/кг. Таким образом, даже в облаках воды содержится на три порядка меньше, чем сухого воздуха. Приведем также величину плотности воздуха, среднюю по Европе. На высоте 5 км она равна 735 г/м3, а у поверхности Земли 1258 г/м3.

Но в облаках всегда наблюдает­ся некоторое пересыщение, т. е. разность между фактической удельной влажностью и равновес­ной максимальной над плоской по­верхностью, достигающее 0,4% от максимально возможной (Матвеев Л. Т. Динамика об­лаков. — Л.: Гидрометеоиздат, 1981). Плот­ность влажного, ненасыщенного воздуха лишь незначительно мень­ше, чем сухого. Так, например, при давлении 1000 гПа и нулевой температуре это различие состав­ляет всего 3 г/м . Тем не менее различие в плотностях может при­водить к вытеснению вверх менее плотного воздуха. Конечно, сильно прогретый сухой воздух будет вы­тесняться с большим ускорением, чем влажный, не образующий раз­ности температур с окружающей средой. Действительно, уже при разности температур только в 2,73°С различие в плотности су­хого и влажного воздуха будет 12,7 г/м3.

Однако, поднимаясь вверх, влажный ненасыщенный воздух будет расширяться без доступа до­полнительного тепла, следователь­но, производить работу против внешних сил давления окружаю­щей среды за счет своей внутрен­ней энергии и поэтому охлаждать­ся — это называется адиабатиче­ским охлаждением. На соверше­ние работы тратится внутренняя энергия восходящего воздуха. По­ка в воздухе не началась конден­сация, будет происходить охлаж­дение на 9,8° на каждый километр подъема (с сухоадиабатическим градиентом температуры). После достижения некоторого пересы­щения, необходимого для начала конденсации, часть работы, затра­чиваемой влажным воздухом на расширение против внешних сил напора, начнет совершаться за счет выделяющейся теплоты кон­денсации. Поэтому вместо сухо-адиабатического градиента ох­лаждение будет происходить с меньшим — влажноадиабатическим. На уровне 500 гПа (около 5 км высоты) при 0°С он состав­ляет 0,52 части от сухоадиабатического, т. е. 5,1° на километр подъема.

В результате уменьшения гра­диента температуры влажный воз­дух будет дольше оставаться бо­лее теплым, чем окружающая сре­да, и сможет подняться выше, чем это сделал бы сухой.

Над приэкваториальными моря­ми и лесами воздух имеет боль­шую влажность и температуру, чем в приполярных областях, и поэтому там тропопауза распо­ложена почти в 2 раза выше. Вме­сте с тем число дней с грозой в году над экваториальной сушей достигает 80—160, в умеренных широтах 10—15, тогда как в Цент­ральной Арктике они чрезвычайно редки. Причина этого — наличие в низких широтах больших запа­сов энергии влажной неустойчиво­сти атмосферы, освобождающей­ся в виде скрытой теплоты кон­денсации во время подъема воз­духа после достижения насыщения.

Появление облачности резко ме­няет тепловой баланс земной по­верхности. Так, например, коэффи­циент отражения солнечной ра­диации верхней границей облач­ного слоя — альбедо облачного слоя — при облачности 0 баллов составляет 14,5%, при 4—5 бал­лах — 22,9 и при 9—10 баллах 54,5%. Это значит, что при пас­мурной погоде район суши, над которым облачность в 9—10 бал­лов, получит менее половины воз­можной прямой солнечной радиа­ции. Отсюда возникнут дополни­тельные контрасты температуры и изменения циркуляции атмосфе­ры.

Важным для истории климатов Земли является свойство водяного пара переносить воду из одного района в другой. Так, например, по теории гляциологов Е. С. Гернета и В. Стокса, а позже М. Юинга и В. Донна после возникнове­ния на земном шаре высоких гор с отрицательной температурой на их вершинах выпадение снега при­вело к образованию ледников. Сползание этих ледников вниз изменяло радиационный баланс Земли за счет увеличения альбе­до и приводило к похолоданию. Уровень Мирового океана падал, так как вода скапливалась в лед­никовых, щитах, испарение умень­шалось, осадки ослабевали, и пос­ле этого ледники отступали. Возни­кал периодический процесс расши­рения и отступания ледников. Та­кова одна из теорий оледенения земного шара.

Накопление запасов льда во время мощных оледенений увеличи­вает момент инерции Земли, и ее угловая скорость несколько умень­шается. По сообщению журнала «Нью Сайнтист», за последние 100 лет уровень океанов поднялся на 10—15 см (1984г.). Это вызвано избыточным таянием мировых за­пасов льда и снега, которое при­вело к поступлению 18 500 км3 во­ды в океаны. Соответственно ме­няется и момент инерции Земли.

Водяной пар поглощает длинно­волновое излучение земной по­верхности, и сам на тех же длинах волн дает тепловое излучение, часть которого идет сверху вниз — образуется так называемое встреч­ное излучение атмосферы. Ре­зультатом этого является парни­ковый эффект, т. е. утепление ниж­них слоев атмосферы.

С наличием в атмосфере водя­ного пара связан и один из меха­низмов воздействия солнечной ак­тивности на погоду Земли.

Конденсационная гипотеза влияния солнечной активности на атмосферу

Пожалуй, одной из первых ги­потез о механизмах солнечно-ат­мосферных связей была так назы­ваемая конденсационная гипоте­за, возникшая в начале XX в. Пер­вой экспериментальной базой для нее послужила серия обстоятель­ных лабораторных работ физика С. Т. Р. Вильсона. Он облучал эле­ктрической дугой влажный воздух в сосуде с прозрачными стенками и затем производил его расшире­ние в специальной камере с порш­нем и смотровыми глазками. При кварцевом стекле перед сосудом с воздухом в расширительной ка­мере появлялся туман, а при обычном стекле, не пропускающем ультрафиолетовую радиацию, кон­денсации не было. Отсюда следо­вало, что облучение ультрафиоле­товым светом приводит к образо­ванию ядер конденсации. Их на­личие позволяет в камере Виль­сона — так теперь называют рас­ширительную камеру — получать конденсацию при меньших пере­сыщениях, чем это требовалось бы при абсолютно чистом влажном воздухе. Пересыщение наступает вследствие того, что при расшире­нии воздух совершает работу за счет своей внутренней энергии. Это сопровождается понижением тем­пературы, а чем она ниже, тем меньше максимально возможная упругость пара. Когда максималь­но возможная упругость опустит­ся до фактической, воздух делает­ся насыщенным водяным паром. Его относительная влажность до­стигает 100%.

В 1951 г. физик П. Ж. М. Фарлей повторил опыты Вильсона с новой техникой. Он показал, что образо­вание тумана во влажном воздухе может быть вызвано любым иони­зирующим излучением, например рентгеновским, или разогнанными до больших скоростей ядрами дейтерия.

Спектральный состав капель ту­мана — распределение их по ве­личине в описанных опытах не ис­следовалось. Это было проделано в лабораторных экспериментах, организованных нами совместно с братьями Вик. С. и Влад. С. Тю­риными и И. В. Ардашевым. Ульт­рафиолетовым светом облучался насыщенный влажный воздух, и за­пись на спектрограф интенсивно­сти проходящего света позволила рассчитать водность тумана и рас­пределение капель по размеру (рис. 6).

Распределение капелек в тумане, вызванном в лабораторных условиях...

Распределение капелек в тумане, вызванном в лабораторных условиях…

На рисунке по оси X отложены размеры радиуса капель возник­шего тумана, а по оси У в услов­ном масштабе даны шкалы: сле­ва — распределение радиусов ка­пель (кривая 1), а справа — попе­речные сечения капель (кривая 2). Из этих кривых следует, что ве­роятность капель нулевого радиу­са максимальная и имеет конеч­ную величину, тогда как макси­мум поперечных сечений капель наблюдается при радиусе капель около 0,33 мкм.

Описанные выше эксперименты доказывали возможность возникновения ядер конденсации при усилении ионизирующей радиации Солнца. По-видимому, сначала во­зникает озон, а затем появляются гигроскопические окислы азота и другие соединения. После резко­го увеличения рентгеновского из­лучения Солнца в обоих полуша­риях возрастает облачность — в среднем на 0,5 балла, а в отдель­ных районах — на 7—8 баллов (А. А. Дмитриев, Д. В. Говоров, Т. Ю. Ломакина и др., 1972—1982). Аналогичный эффект имеет место и после прохождения пятен через солнечный меридиан.

На рис. 7 по оси абсцисс отло­жены дни после резкого увеличе­ния заатмосферного рентгеновско­го излучения. Нулевой день соот­ветствует моменту вспышки излу­чения. Буквами СА отмечены кри­вые облачности для района, охва­тывающего центр и восток Север­ной Америки, буквами СП — кри­вые облачности для всего Север­ного полушария, ЮП — для Южно­го полушария.

Изменение глобальной облачности после вспышки рентгеновского излучения Солнца...

Изменение глобальной облачности после вспышки рентгеновского излучения Солнца…

Точки, отмеченные кружками, соответствуют группам, когда ниж­няя граница интенсивности вспыш­ки была 5 единиц, треугольника­ми отмечены случаи с нижней гра­ницей интенсивности рентгенов­ских вспышек 15—20 единиц, а квадратами — наибольшая интен­сивность нижней границы — 25— 45 единиц. На рисунке видно, что чем больше нижняя граница ин­тенсивности, тем больше прирост облачности.

Возникновение более или менее плотной облачности при благо­приятных термодинамических условиях (влажнонеустойчивости атмосферы) способствует выпаде­нию осадков, а в случае устойчиво­го расслоения атмосферы облака экранируют солнечное излучение. Это приводит к недостаточному нагреву отдельных областей и воз­никновению дополнительных раз­ностей температур, а следова­тельно, — к изменению характера циркуляции атмосферы. По нашим теоретическим оценкам, уменьше­ние радиационного баланса по­лярной шапки земного шара на 3% может привести к понижению температуры в этих районах на 3° С, тогда как в других поясах она понизится на 1° С. Следовательно, увеличение облачности в полярной области, уменьшающее радиа­ционный баланс, в свою очередь, приведет к увеличению на 2° С скачка температуры вдоль фрон­тальной поверхности между арк­тическим и полярным воздухом. Это активизирует образование циклонов и арктических вторжений в их тылу, т. е. усилит меридио­нальную составляющую циркуля­ции атмосферы.

О том, что дополнительная облачность создается под дейст­вием космических факторов, говорят результаты обработки дан­ных об облачности Северного и Южного полушарий, проведенные Д. В. Говоровым. Оказалось, что если облачность возрастает в од­ном полушарии, то в тот же день она возрастает и в другом полуша­рии. Коэффициент линейной свя­зи (коэффициент корреляции) между облачностью обоих полу­шарий составляет в один и тот же день 0,76. Это относительно боль­шая величина, так как при жесткой линейной связи коэффициент ра­вен +1, а при отсутствии связи обращается в нуль.

Коэффициент линейной связи между облачностью Северного и Южного полушарий уменьшается, если рассматривать полушария со сдвигом во времени. Это указыва­ет на существование космическо­го фактора, одновременно воз­действующего на конденсацион­ные процессы в обоих полушари­ях. Наиболее вероятный фактор — коротковолновое излучение Солн­ца. Если бы облачность возникала сначала в Северном полушарии, а затем распространялась с бари­ческими возмущениями в Южное, то максимальный коэффициент корреляции приходился бы на оп­ределенный сдвиг во времени.

С изменением облачности гло­бальное альбедо земного шара меняется от 0,43 до 0,70. Соот­ветственно уменьшается суточная доза радиации на освещенной по­ловине Земли.

В целом конденсационная тео­рия показывает, что малые по сум­марной энергии колебания корот­коволновой части солнечного спектра меняют параметры атмо­сферы (облачность, альбедо) и приводят к мощным воздействи­ям на нее интегрального потока солнечной радиации.