книги из ГПНТБ / Савкин Л.С. Метеорология и стрельба артиллерии

Термосферой называется слой атмосферы с непрерыв­ ным ростом температуры с высотой. Характерной осо­ бенностью термосферы является наличие большого коли­ чества электрически заряженных частиц.

Самый внешний слой земной атмосферы носит назва­ ние экзосферы ( экзо — вне). Здесь влияние силы тяже­ сти Земли настолько незначительно, что происходит рас­ сеяние газов в мировое пространство.

Физические явления и процессы, происходящие в ат­ мосфере, очень сложны и в значительной мере взаимо­ связаны между собой. Совокупность явлений, наблюдае­ мых в каком-либо районе в определенный момент вре­ мени, а также их последовательное изменение за фиксированный промежуток времени характеризуют по­ г о д у в этом районе. Среди этих явлений можно разли­ чить некоторые важнейшие. Они представляют собой как бы составные части (элементы) погоды и обладают фи­ зическими свойствами, которые поддаются измерению.

Их называют метеорологические элементы.

К ним относятся:

—температура воздуха;

—атмосферное давление;

—влажность воздуха;

—скорость и направление ветра;

—облачность;

—атмосферные осадки;

—видимость (прозрачность атмосферы);

—солнечная радиация и тепловое излучение поверх­ ности земли и атмосферы;

—температура почвы;

—испарение (с поверхности почвы и воды). Температура воздуха, давление, влажность воздуха,

скорость и направление ветра оказывают значительное влияние на условия стрельбы артиллерии, а потому и являются предметом изучения артиллерийской метеоро­ логии.

2. ОСНОВНЫЕ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ

теорологических элементов. Ее распределение определяет величину атмосферного давления, вызывает возникнове­

10

ние воздушных течений, изменение влажности воздуха и другие явления. С другой стороны, происходящие в ат­ мосфере процессы являются следствием изменения тем­ пературы и влияют на нее.

Температурой воздуха называют степень его нагретости (именно воздуха, а не термометра). Об этом иногда забывают, пытаясь установить температуру воздуха по термометру, не скрытому от солнечных лучей. Но, если солнце нагревает термометр, его показания становятся неправильными. Выражение «температура на солнце» не имеет никакого смысла при оценке температуры воздуха.

Источником тепла в атмосфере является Солнце. Но основным условием нагревания атмосферы является теп­ ловое состояние поверхности земли, ибо вследствие боль­ шой прозрачности атмосферы воздух от солнечных лучей прогревается слабо. Зато солнечные лучи нагревают по­ верхность земли, а она, охлаждаясь и отражая лучи Солнца, отдает тепло в атмосферу. Следовательно, чем меньше нагрета земная поверхность, тем холоднее воз­ дух; причиной охлаждения воздуха является охлаждение поверхности земли.

Распространение тепла передается и з л у ч е н и е м , т е п л о п р о в о д н о с т ь ю и к о н в е к ц и е й .

Излучение — передача тепла не видимыми глазом ин­ фракрасными (тепловыми) лучами. В отличие от световых (видимых) солнечных лучей тепловые в значительной степени поглощаются атмосферой, особенно нижними ее слоями, содержащими пыль и водяные пары.

Теплопроводность воздуха, т. е. передача тепла от од­ них его частиц к другим, соседним, невелика, так как воздух плохо проводит тепло. Однако атмосферный воз­ дух является чрезвычайно подвижной средой. Для дви­ жения воздуха характерны беспорядочность, завихрения (так называемая т у р б у л е н т н о с т ь ) , что повышает во много раз теплопроводность воздуха.

Конвекция — это перенос тепла посредством движе­ ния воздуха по вертикали. Под влиянием тепловой кон­ векции происходит наиболее сильное прогревание тропо­ сферы, вплоть до ее верхних слоев. Исходной причиной возникновения конвекционных потоков является неравно­ мерность нагревания земной поверхности солнцем. Вслед­ ствие различия в цвете, строении отдельных участков поверхности, ее влажности, теплоемкости и других явле-

11

ний происходит неравномерное нагревание землй, а сле­ довательно, и прилегающих слоев воздуха. Более нагре­ тый воздух вытесняется более холодным, который яв­ ляется и более тяжелым. Нагревшись, этот воздух уступает место очередной массе холодного и т. д. В ре­ зультате возникают как восходящие, так и нисходящие потоки воздуха. В частности, движение вверх воздуха, нагретого над экваториальными областями, и опускание холодного воздуха в полярных областях приводят к воз­ никновению горизонтальных воздушных течений, захва­ тывающих всю тропосферу и распространяющихся на сотни и тысячи километров.

Следовательно, температура воздуха, в том числе и наземная, может существенно различаться в одно и то же время даже для ограниченных участков местности (лес и поле, вода и сухая почва по-разному нагреваются и отдают тепло). Поэтому имеет смысл говорить лишь о некоторой с р е д н е й т е м п е р а т у р е для данной местности.

В пределах тропосферы, как уже указывалось, тем­ пература воздуха понижается с высотой. Причин такого понижения две: удаление от источника нагревания — земной поверхности — и расширение воздуха, поднимаю­ щегося при конвекции. Поднимаясь вверх, воздух рас­ ширяется, так как попадает в более разреженные слои атмосферы. На его расширение затрачивается некоторое количество тепловой энергии. В среднем на каждые 100 м увеличения высоты температура воздуха понижается примерно на 0,6° С. Следовательно, с каждым метром высоты температура понижается на 0,006° С. Величина понижения температуры воздуха на каждые 100 м вы­ соты называется вертикальным температурным градиен­ том. В самом нижнем слое вертикальный температурный градиент может достигать 3—4° С.

Довольно часто температура с высотой не понижает­

ка), а также явление, при котором температура в пре­ делах какого-либо слоя не изменяется, — изотермия.

Наиболее часто инверсии и изотермии встречаются

втропосфере и нижней стратосфере. Образование ин­ версий связано либо с охлаждением земной поверхности

вночную половину суток или в зимнее время ( радиа-

12

ц н о н н а я и н в е р с и я ) , либо с опусканием воздушной массы большой горизонтальной протяженности ( дина ­ м и ч е с к а я и нв е р с ия ) , либо с взаимодействием двух воздушных масс, обладающих различными свойствами ( ф р о н т а л ь н а я и н в е р с и я ) .

Инверсии температуры нарушают закономерности распределения температуры по высоте, а это, в свою очередь, сказывается на условиях стрельбы артиллерии. Нельзя, например, измерив наземную температуру, точ­ но вычислить температуру для какой-либо фиксирован­ ной высоты: пользуясь средним значением вертикального температурного градиента, можно допустить в конкрет­ ных условиях существенную ошибку. Поэтому точную температуру на заданной высоте необходимо определять непосредственным измерением.

Колебания температуры у поверхности земли оказы­ ваются весьма существенными. В Северном полушарии наиболее низкая температура воздуха на высоте 2 м от

высокая температура наблюдалась в Судане и Южном Иране +58° С.

При измерении температуры наиболее часто исполь­

760 мм рт. ст. Промежуток между этими точками раз­ бит на 100 равных частей, которые называются граду­ сами.

Существует а б с о л ю т н а я ш к а л а (Т° К), в кото­ рой точка плавления льда соответствует 273° К. Для пе­ рехода от температуры, измеренной по стоградусной шкале, к температуре в градусах шкалы Кельвина используют зависимость

Г0 К = P C + 273.

Температура в абсолютной шкале не бывает отрица­ тельной, поскольку ни одно тело не охлаждается ниже

—273° С.

В некоторых странах используется ш к а л а Ф а р е н ­ г е й т а (PF), в которой точка плавления льда принята

13

За 32й, а кипения воды за 212°. Промежуток между эти­ ми точками разбивается на 180 равных частей, каждая из которых соответствует 1°F. Для перехода от стогра­ дусной шкалы к шкале Фаренгейта используют зависи­ мость

t ° F = l t8t°C + 32

и наоборот

t° C = — [t° F — 32).

9

Рассмотрим теперь д а в л е н и е а т м о с ф е р ы , ко­ торое также существенно влияет на развитие атмосфер­ ных процессов: неоднородность давления по горизонтали приводит к возникновению воздушных течений; с изме­ нением давления связано изменение погоды, а измене­ ния плотности воздуха, вызываемые колебаниями давле­ ния, сказываются на силе сопротивления воздуха полету снаряда.

Давлением атмосферы называется сила, с которой да­ вит атмосферный воздух на единицу поверхности, ибо воздух, как любое материальное тело, имеет вес.

На 1 см2 земной поверхности воздух давит с силой, равной весу столба воды с поперечником в 1 см2 и вы­

ление на 1 м2 будет 10 330 кг, т. е. более 10 т. На ладонь человека давит сила примерно в 150 кг, т. е. сила тяже­ сти двух взрослых мужчин. Наш организм приспособлен к такому давлению, и только поэтому мы его не заме­ чаем. Но стоит давлению резко уменьшиться, как чело­ век начинает испытывать тошноту, головокружение, сла­ бость.

Проведем простой и наглядный опыт, показывающий силу давления воздуха. Нальем в стакан доверху воды, закроем его небольшим листом бумаги и, придерживая этот лист рукой, быстро перевернем стакан вверх дном. Опустим поддерживающую лист руку, теперь на него будет давить сам воздух, и вода из стакана не потечет.

Измерение давления в отличие от измерения темпе­ ратуры воздуха проводится в любое время суток (года), на любой местности, под открытым небом или в закры­ том помещении (если только помещение герметически не изолировано).

14

На практике атмосферное давление измеряют высо­ той /г ртутного столба в миллиметрах или миллибарах (мб). Если, например, давление атмосферы равно 780 мм рт. ст., то это значит, что воздух производит та­ кое же давление, какое производит вертикальный столб ртути высотой 780 мм.

Между величинами одного и того же давления, изме­ ренного в миллибарах и миллиметрах ртутного столба, существуют соотношения:

hMMрт. ст. — величина давления в миллиметрах ртутного столба.

С увеличением высоты над поверхностью земли дав­ ление атмосферы уменьшается, поскольку давление будет определяться уменьшившимся слоем, а следовательно, и весом воздуха. Такое уменьшение давления с высотой происходит вполне закономерно. В нижних слоях атмо­ сферы с увеличением высоты на 10 м давление умень­ шается приблизительно на 1 мм. Однако эта величина является приближенной. Для более точных расчетов при­ меняются специальные формулы, называемые баромет­ рическими. В частности, искомое давление hY на высо­ те У2 можно найти по формуле

15

Продолжение

С помощью барических ступеней можно определить давление на огневой позиции по известному атмосфер­ ному давлению на ьысоте артиллерийского метеороло­ гического подразделения, а также по известным давле­ ниям двух пунктов найти превышение одного из них над другим.

С этой целью используют формулы:

где Лб, /гм — Давление на уровне огневой позиции и метеорологической станции соответ­ ственно;

У6, Ум — высота огневой позиции и метеорологиче­ ской станции соответственно.

Пример. Определить давление атмосферы на огневой позиции, если на метеорологической станции, которая расположена на 230 м

рическая ступень равна 11,5 м/мм. Подставляя исходные данные в

При разности высот пунктов до 600 м ошибка расче­ тов превышения по формуле (1.2) незначительна; при разности высот пунктов более 2000 м эта ошибка дости­ гает значений, равных 1% величины превышения.

Давление распределяется по земной поверхности не-2

I б и б л . ,: ,,_><* С С С Р |

равномерно. В целях наглядного представления про­ странственного распределения давления по территории земного шара на картах строят специальные линии, со­ единяющие пункты с одинаковым давлением, — и з о б а- р ы. Изобары обрисовывают области высокого и низкого давления, которые называются б а р и ч е с к и м и си­ с т е м а м и .

Для оценки величин изменения давления в горизон­ тальном направлении служит барический градиент, пред­ ставляющий собой изменение давления на единицу рас­ стояния в направлении, перпендикулярном изобаре, в сторону низкого давления. Барический градиент обычно относят к расстоянию, соответствующему 1° дуги мери­ диана, т. е. к 111 км. Для определения барического гра­ диента следует, измерив кратчайшее расстояние между двумя изобарами, разность давлений между которыми равна 5 мб, отнести эту разность к расстоянию, выра­ женному в километрах, и увеличить в 111 раз. Если, например, расстояние между изобарами равно 150 км, то барический градиент равен

— •111 = 3,7 лб.

150

Рассмотрим такой метеорологический элемент, как влажность воздуха, характеризующую содержание в воз­ духе водяных паров. Здесь имеется в виду газообразный невидимый водяной пар, а не капельножидкая влага. Часто, наблюдая, например, движение паровоза, говорят, что из его трубы вырываются белые клубы пара; так же говорят, наблюдая за кипящей водой в чайнике. На са­ мом же деле водяной пар невидим, а видимые клубы есть не что иное, как частицы жидкой воды, образовав­ шиеся в результате сгущения невидимого водяного пара. Это легко проследить, наблюдая за кипящей водой в чайнике. Образующийся пар при выходе из носика чай­ ника не виден; белые струйки, состоящие из взвешенных в воздухе капелек воды, можно видеть лишь на некото­ ром расстоянии от отверстия носика.

Количество водяного пара, содержащегося в воздухе или ином газе без перехода в жидкую воду или лед, за­ висит от температуры (увеличивается с температурой) и может доходить до 4% по отношению к общему объему воздуха.

18

Характеристиками влажности служат а б с о л ю т н а я в л а ж н о с т ь , у п р у г о с т ь и о т н о с и т е л ь н а я в л а ж н о с т ь .

Абсолютной влажностью называется количество во­ дяного пара в граммах, содержащееся в 1 м3 воздуха.

Атмосферное давление складывается из давления воз­ духа и давления находящихся в нем водяных паров, т. е. водяной пар оказывает на земную поверхность опреде­ ленное давление, называемое п а р ц и а л ь н ы м . Парци­ альное давление — это такое давление данного газа в смеси, находящейся в конкретном объеме, которое ока­ зывал бы данный газ, занимая один весь этот объем. Парциальное давление водяного пара называется упру­ гостью водяного пара, а измеряется также в миллибарах или в миллиметрах ртутного столба. Абсолютная влаж­ ность и упругость связаны зависимостью

где q — абсолютная влажность, г/м3; в — упругость, мм рт. ст.\

t — температура, °С.

Очевидно, что упругость водяных паров зависит от их количества в воздухе: чем больше водяных паров в воздухе, тем больше их упругость. Но поскольку коли­ чество водяных паров в воздухе имеет свой предел, то п упругость водяных паров, а следовательно, и абсолют­ ная влажность имеют свой предел. Этот предел назы­

буквой Е. Упругость насыщения зависит от температуры воздуха, что можно видеть из табл. 4.

Используя явление насыщения воздуха водяными па­

максимальной упругости водяных паров можно сказать, что воздух насыщен на 100%. Во всех остальных случаях степень насыщения будет выражена в процентах от пре­ дела насыщения. Относительная влажность обозначает­ ся буквой г и рассчитывается по формуле

7 = - ^ - 1 оо % :

Е