8.2. Почему атмосфера обгоняет вращение земли?
Во вводной части (2.2.) мы отметили неполноту современных объяснений глобальной циркуляции атмосферы и, пытаясь найти ей более удовлетворительное объяснение, поддержали мысль о гипотетической модели этого явления в образе двух гигантских «тайфунов, обволакивающих всю Землю и вращающихся вокруг её полюсов». Как уже показано на прикидочных оценках, эта модель кажется полнее соответствует наблюдаемой общей картине глобальной циркуляции атмосферы, что дает повод надеяться на перспективность её дальнейшего развития.
Можно полагать, что полное объяснение глобального преимущественно одностороннего и обгоняющего вращение самой Земли движения атмосферы будет получено как необходимое, по мере выяснения глубокой сути основного представления о земном тяготении, поскольку, как мы уже заметили, всякое движение неживой природы на планетах осуществляется работой силы тяготения.
Но не будем пассивно ждать появления последней истины в этой проблеме, а рассмотрим возможную причину однонаправленного вращения основной массы атмосферы в той связи явлений, которая определяется вращением самого земного шара вокруг собственной оси. Принимая, согласно законам механики, что поднимающаяся над экватором масса теплого воздуха должна сохранять инерцию линейной скорости вращения земной поверхности вдоль экватора, не сложно догадаться, что вместе с подъемом на высоту, то есть с увеличением радиуса окружного движения вокруг центра вращения, атмосфера должна здесь отставать от вращения земной поверхности. Скорость такого отставания, выражающегося в смещении атмосферы относительно земной поверхности с востока на запад, невелика и зависит от того, на какую высоту поднимется атмосфера. Например, на высоте 5 км из-за увеличения длины окружности на 31 км, атмосфера будет смещаться над земной поверхностью на запад со скоростью 36 см/с, а на высоте 15 км – более 1 м/с. Так может объясняться наблюдаемое преобладание однонаправленного восточного переноса атмосферы над экватором. Очевидно, что подъём и опускание атмосферы вследствие её периодического нагревания и охлаждения осуществляется силой притяжения, возбуждающей конвекцию.
Теперь заметим, что вращение как всей массы самой Земли, так и параллельное однонаправленное глобальное (в прямом смысле этого слова) вращение её атмосферы на всех широтах, совершается вокруг воображаемой земной оси, пронизывающей её северный и южный полюса. Это уточнение позволяет относительное вращение атмосферы по мере её смещения по меридиану от экватора к полюсам сопоставлять с изменением окружной скорости движения самой поверхности Земли на соответствующих широтах.
Но нам еще надо уяснить, почему атмосфера смещается от экватора к полюсам, если мы, как показано выше, не согласились с тем, что причиной этого явления может быть разность атмосферных давлений между экватором и полюсами, поскольку расстояние между ними очень велико. Впервые мысль о причине меридионального смещения атмосферы высказал английский механик и астроном Джон Хэндли ещё 250 лет назад. Он считал, что поскольку Земля получает больше тепла на экваторе, чем у полюсов, то воздух, нагретый там, поднимаясь, устремляется к полюсам, и охлаждаясь вновь опускается и возвращается к экватору вдоль поверхности Земли. Позднее стало известно, что воздух в высоких слоях охлаждается значительно раньше, чем успевает достичь полюсов, а прямые движения атмосферы между экватором и полюсами ни туда и ни обратно вообще не являются типичными, то ученые – метеорологи предпочли раздробить циркуляцию атмосферы между экватором и полюсами на несколько самостоятельных отрезков, названных ячейками циркуляции. В этом случае теория стала лучше согласовываться и с действительным направлением ветров и с различием давлений, но все ещё остается несовершенной. Идея Хэндли лично мне представляется более правильной, чем теория, построенная лишь на разностях атмосферных давлений.
Дробление воздухообмена между экватором и полюсами на замкнутые ячейки способствует тому, что воздух, поднимающийся над экватором, не достигает полюсов и не способен донести тропического тепла до полярных широт, то есть исключает, отсекает атмосферный теплообмен между низкими и высокими широтами, почему и возникает столь разительные, отмеченные выше контрасты в теплообеспеченности этих частей земного шара. Зарубежные исследователи чаще выделяют три ячейки дробления атмосферных масс между экватором и полюсами, но вовсе не исключено, что их может быть много, поскольку формирование этих ячеек может определяться даже суточными циклами нагревания и охлаждения атмосферы. Здесь можно отметить то очевидное следствие возникновения ячеек в воздушных массах, что общего прямого обмена всей атмосферы между низкими и высокими широтами не существует. Значит, не существует и предполагавшегося нашими учеными отмеченного выше, геострофического ветра для всей массы атмосферы, хотя полностью его существование исключить нельзя.
Обратим внимание на то, что высота сравнительно плотной атмосферы на разных широтах существенно различается: на экваторе она составляет 16…18 км, на полюсах – 8… 10 км и на средних широтах соответственно имеет среднюю между указанными высоту. Иногда можно встретить объяснение этого случая ньютоновской центробежной силой, которой объясняется и «приплюснутость» самого земного шара у полюсов. Но это не совсем согласуется с тем известным фактом, что среднее давление атмосферы на экваторе больше, чем на полюсах. Мне представляется, что большую высоту атмосферы на экваторе можно объяснить тем, что здесь существенно больше испаряется влаги и поднимающийся пар не только увеличивает объём атмосферы, но и поднимает за собою воздух выше, чем он может подниматься сам без пара. Здесь, как в большой кастрюле над малым очагом огня, закипающая вода поднимается горкой, а затем скатывается в сторону. Так, надо думать, и над экватором, поднявшаяся выше всей атмосферы масса воздуха скатывается в сторону высоких широт. И только для этой массы, имеющей малую долю от всей массы атмосферы, вероятно, приемлемо представление о геострофическом ветре, но уже не в связи с разностью давлений. Тут интересно проследить, что же ждет эту «скатившуюся» часть верхней атмосферы. По мере удаления от экватора линейная скорость вращения земной поверхности из-за уменьшения радиуса вращения вокруг оси уменьшается, в то время как атмосфера, поднявшаяся на самую большую высоту и смещающаяся в сторону высоких широт, стремится сохранить энергию движения, заданного на более низкой широте, то есть будет смещаться со все большей, относительно земной поверхности, скоростью, обгоняя вращение земной поверхности в соответствии с широтой. Это сохранение момента движения тем более возможно, что никаких тормозящих движение сопротивлений верхняя атмосфера не встречает.
При смещении от экватора, скажем до 20° широты любого из полушарий, ничем не сдерживаемые высоко поднятые массы воздуха, будут по инерции перемещаться вдоль широты на восток, обгоняя вращение земной поверхности уже со скоростью 45 км/ч, а сместившись до 40° и 60° любой из широт, они соответственно могут приобрести скорости 110–112 км/ч и более 250 км/ч.
Теперь мы попутно дополним дальнейшие рассуждения, заметив, что именно таким путем могут формироваться в высоких слоях тропосферы во многом ещё загадочные, струйные течения. Отметим их характерные особенности. Их длина составляет тысячи километров, ширина сотни километров, и толщина несколько километров.
Максимальная скорость ветра по горизонтальным осям струйных течений колеблется от 110 до 250–350 км/ч. Струйные течения существенно влияют на путевую скорость высотных самолётов. Летом струйные течения располагаются выше, чем зимой, что опять же объясняется увеличением летнего нагрева атмосферы. Основное направление переноса воздуха в струйных течениях – с запада на восток. Встречающиеся современные объяснения природы струйных течений чаще опираются на указания о возникающих в тропосфере значительных различий в давлениях, хотя представить, как могут возникать большие различия давлений, способные вызывать такой разгон скоростей ветра, да еще в одном направлении и в очень разряженной атмосфере, оказывается трудно. Между тем, я не зря перечислил все основные особенности струйных течений, ибо они логично вытекают из описанной выше причины смещения верхних масс тропосферы в высокие широты и из причины приобретения (а точнее сохранения) высоких скоростей их движения вдоль широты.
Современная наука признает, что струйные течения могут существенно влиять на общую циркуляцию атмосферы, в частности, постоянно поддерживать общий перенос воздушных масс умеренных и высоких широт с запада на восток. С этим нельзя не согласиться, но это положение желательно подтвердить хотя бы каким-нибудь прикидочным расчетом. Когда природа больших скоростей струйных течений становится понятной это сделать не трудно. Очевидно, что конечная участь всякой воздушной массы, участвующей в струйном течении, состоит в том, что она в конце концов, сильно охладившись, опускается в нижние слои атмосферы и передает им момент своего движения. Допустим, что это произошло на 60° северной или южной широты, где скорость струйного течения относительно земной поверхности составляла 250 км/ч, а масса воздуха, участвующего в нем, 1/10 часть всей воздушной массы на этой широте. Когда остальной атмосфере передается этот момент движения, средняя скорость смещения с запада на восток уже всей атмосферы составит 25 км/ч. В верхних слоях эта скорость может быть выше, в нижних падать до нуля или под влиянием гор и местных барических контрастов вовсе изменять направление и силу приземных ветров.
Таким образом, находим, что преимущественно западный перенос атмосферы на всех умеренных и близких к полярным широтам обязан линейной скорости вращения вокруг земной оси самих экваториальных и южных широт Земли и некоторой доле массы воздуха, поднимающейся до тропосферы над ними. Этот воздух, предельно охладившись на своем скором, но дальнем пути, не способен принести сколько-нибудь много ни тепла, ни влаги южных широт, но передает атмосфере момент количества движения, приобретенного в низких широтах. Таким же путем он может переносить по земному шару всякие взвешенные в нем микрочастицы, не претерпевающие фазовых и иных превращений и распадов.
Теперь становится ещё понятней, как и почему атмосфере удается сравнительно быстро разносить по земному шару многие засоряющие его вещества. Даже в Антарктиде найдены следы пестицидов, никогда на ней не применявшихся. Отсюда же можно представить, как быстро могут распространяться и продукты вулканического извержения или ядерного распада, где бы не происходили эти грозные явления.
Таким образом, мы утверждаемся в ранее высказанном предположении, что атмосфера не может переносить сколько-нибудь значительных количеств тепла между южными и северными широтами не только в силу физических свойств воздуха и водяного пара, но и потому, что этому не способствует сам характер движения основной её массы, циркулирующей вокруг земного шара в основном вдоль одноименных широт, обгоняя вращение Земли на всех широтах, исключая экватор и полюсы.
8.3. Атмосферная влага и климат
Отталкиваясь от древнего представления о природе климатов, как результате различий наклона солнечных лучей, падающих на разные участки шаровидной Земли, мы автоматически и легко соглашаемся с тем, что и обеспеченность теплоты земной поверхности определяется, главным образом, широтным положением той или иной территории. Однако это правило имеет поразительные исключения. Например, признанный полюс холода северного полушария, поселок Оймякон в Якутии, расположен без малого на 27° южнее северного полюса. Средняя температура января здесь удерживается на 15…20° ниже, чем на северном полюсе, средние годовые значения температуры воздуха близко сходятся. Короче говоря, вдоль меридиана здесь особых контрастов в теплообеспеченности не наблюдается или даже выявляются обратные, против ожидаемых, различия. Зато вдоль широты, то есть в условиях равной обеспеченности теплом солнечной радиации, здесь же обнаруживаются большие контрасты климатов. Например, расположенные на одной и той же широте Таллинн и поселок Усть-Майя в Якутии по климатическим показателям характеризуются соответственно по средней температуре января минус 5° и минус 43°, а по средней годовой температуре воздуха плюс 6° и минус 13°. Различия более чем значительные и несопоставимые (для Якутии) с малыми межширотными различиями теплообеспеченности.
Здесь виден особо яркий пример, каким значительным может быть вклад одновременно океана и атмосферной циркуляции в теплообеспеченности того или иного района суши, независимо от слагающегося радиационного режима. Над обоими указанными пунктами преимущественно в холодное время года господствует перенос атмосферы с запада на восток, со стороны Атлантического океана. Но от Таллинна этот океан удален на 3 тыс. км, а от Усть-Майи уже на 10 тыс. км. На всем этом пути и далее переносится и пар, поднявшийся с Атлантического океана. Но над Таллинном его конденсируется в виде осадков в 3 раза больше, чем над Усть-Майей, соответственно различается и вклад парникового эффекта в теплообеспеченность того и другого пункта. Над Таллинном выпадает около 650 мм осадков, следовательно, в атмосфере высвобождается, компенсируя потерю тепла земной поверхностью, 162 кДж/см 2 за год. Это без малого вдвое больше, чем поступает от солнечной радиации (84 кДж/см 2 год). Над Усть-Майей выпадает 190 мм осадков, при которых высвобождается 48 кДж/см 2 год, а это без малого в 2 раза уже меньше, чем поступает от солнечной радиации (89 кДж/см 2 год). Если суммировать общий приход тепла к обоим пунктам, то окажется, что в среднем за год Таллинн получает его в 1,8 раза больше, чем Усть-Майя. Если же это сравнение произвести лишь за зимние периоды, когда оба пункта получают наименьшее количество радиационного тепла, а Усть-Майя, к тому же значительно меньше получает осадков зимой, то различие в теплообеспеченности увеличивается во много раз. Причем различия в теплообеспеченности этих пунктов в конечном счете сводятся к тому, что в Таллинне не только больше поступает тепла от атмосферы, но и одновременно за счет более выраженного парникового эффекта земная поверхность здесь меньше теряет его, чем в далекой Якутии. В результате этого климат Центральной Якутии в большей мере определяется местными радиационными процессами, а они при ослаблении теплового участия атмосферы, оказываются такими, что обусловливают общее увеличение континентальности климата. Вот почему Якутия знаменита не только своими полюсами холода (Верхоянск, Оймякон), но и нигде более не наблюдающиеся на земном шаре амплитудой годовых колебаний температуры воздуха от минус 70° до плюс 40 °C. Жители этой далекой северной страны лучше, чем жители всех иных стран мира представляют, что такое стужа Антарктиды и одновременно зной Африки, ибо близкое для этих стран состояние климата они познают едва ли не ежегодно.
Широтные контрасты теплообеспеченности и климатов обусловливаются радиационными процессами, а гасятся парниковым эффектом атмосферы, черпающим энергию преимущественно от океанов. Атмосфера постоянно движется над земной поверхностью, а количество испарившейся и сконцентрировавшейся влаги над любой выделенной точкой Земли сильно различаются. Значит, фазовые превращения в атмосфере обнаруживают способность «транспортировать» климат, то есть изменять его, несообразно местным радиационным процессам, на значительном расстоянии от акваторий, над которыми атмосфера обогащается паром. Причем такое влияние в силу преобладания однонаправленной циркуляции атмосферы соответственно и распространяется вдоль одноименных широт и оказывается тем слабее, чем дальше удаляется воздушная масса от места, где обогатилась паром. Обезвоживанию атмосферы на пути её следования вдоль широты способствуют радиационные выхолаживания, влияния засорений углекислотой или иными компонентами, ускоряющими конденсацию пара, и особенно часто – вынужденные поднятия воздушных масс над встречающимися на их пути горными массивами.
Над всей северной частью Евразийского материка, от северо-западных окраин Европы до равнин Якутии значительных горных хребтов не встречается, и атмосфера доносит влагу Атлантического океана вплоть до Верхоянского хребта и даже далее. Но над хребтом наблюдаются интересные явления. По карте годовых осадков можно заметить, что на широте Верхоянска (67°30́ с. ш.) после преодоления воздушными массами Верхоянского хребта количество годовых осадков снижается с 250…300 мм до 150…200 мм, то есть в среднем на 100 мм. Этого достаточно, чтобы на хребте накапливались небольшие ледники. Местное увеличение осадков: имеет интересные термические следствия, особенно заметные зимой. В расположенном на восточном склоне Верхоянского хребта маленьком поселке Имтанджа (1350 м над уровнем моря) средняя температура января составляет минус 28°, то есть на 21° выше, чем в расположенном восточнее Верхоянске (137 м над уровнем моря). Часто это различие температуры относят на зимнюю температурную инверсию, природа которой не во всем еще ясна. Но обратим внимание на то, что в Имтандже снега выпадает в 3 раза больше, чем в Верхоянске и тогда мы с не меньшим основанием можем заключить, что тепловое преимущество горного поселка обязано увеличенной конденсации, а скорее сублимации атмосферного пара, то есть местной интенсификацией парникового эффекта. Подобный «перехват» атмосферной влаги и следующее за ним угасание парникового эффекта ярко обнаруживается и на севере Североамериканского континента, где Аляскинский и Береговой хребты существенно обезвоживают воздушные массы, приходящие со стороны Тихого океана и также смещающиеся с запада на восток.
Воздушные массы переносят влагу как паром, так и аэрозолями в облаках. Облака представляют собой скопления аэрозолей, то есть мельчайших капель или кристалликов льда. По пути следования облака могут испаряться и вновь возникать под воздействием изменяющейся температуры, давления и прочих условий насыщения атмосферы паром. Эта способность облачной влаги к фазовым превращениям, а значит и к высвобождению или усвоению больших количеств теплоты конденсации или парообразования, и способность самих облаков к перемещению на сотни и тысячи километров придают им свойство хорошего буферного регулятора в теплообмене земной поверхности с космическим пространством всюду, где они появляются.
Известно, что облаками бывает постоянно покрыто около 50 % всей площади внешней сферы Земли. Облака имеют альбедо приблизительно 0,52 против среднего альбедо земной поверхности 0,14. Соответственно среднее альбедо Земли будет 0,33. Поскольку облака отражают больше половины приходящей коротковолновой радиации Солнца, то принято считать, что их появление приводит к охлаждению земной поверхности, что, впрочем, летним днем человек четко ощущает и на себе.
Похоже, что и здесь недооценка фазовых превращений воздушной влаги в обеспечении атмосферы теплом часто мешает нам увидеть явления, которые могут происходить в самих облаках, освещаемых Солнцем, а именно: их собственную способность изотермически усваивать и высвобождать тепловую энергию при фазовых превращениях на пути следования вдоль широты. Досадно, что даже натурные наблюдения и эксперименты, выполненные в сложных условиях полетов на аэростатах и самолетах или при запусках ракет, часто интерпретируются исходя из представления лишь о лучистым теплообмене, в то же время сплошь и рядом игнорируются теплообменные процессы при фазовых превращениях атмосферной влаги. В результате этого при обстоятельных натурных наблюдениях за всеми возможными «задержаниями» энергии лучей в атмосфере делается вывод наподобие такого: «… значения радиационного нагревания воздуха в 2 раза превышает те значения нагревания, которые вызываются поглощением солнечной радиации водяным паром. Избыточное нагревание, вероятно, в основном обусловлено поглощением радиации атмосферной пылью».
Здесь опять недоуменное сетование – тепло в атмосфере куда-то девается, но пар здесь якобы ни при чем. Но именно влага при фазовых превращениях способна поглотить или высвободить наибольшее количество лучистого тепла. До тех пор, пока в атмосфере остается хоть какое-то количество аэрозоля, всякий подвод тепла к ней идет в первую очередь на изотермическое превращение (испарение), при котором температура атмосферы остается постоянной. Не в этом ли кроется причина заблуждений в оценках всяких задержек лучистого тепла в атмосфере?
Особо большие количества тепла атмосфера может поглощать и высвобождать в облаках, где аэрозоля оказывается так много, что она становится видимой. Перед нами научная работа само название которой – «Облако, как тепловая яма», характеризует роль облачности в теплообмене через атмосферу. При расчете радиационного теплообмена выясняется, что облако представляет собой мощный тепловой демпфер, который компенсирует половину, а при многослойной облачности и больше общего радиационного выхолаживания атмосферы. Несмотря на уменьшение количества получаемого тепла и понижение уровня температуры, земная поверхность в этом случае увеличивает теплосодержание за счет сдерживания потерь тепла облачностью. То, что мы воспринимаем телом как похолодание на самом деле оборачивается накоплением тепла в атмосфере и сохранением его земной поверхностью.
При полном отсутствии видимой облачности поступление радиационного тепла на земную поверхность существенно увеличивается, но обратное излучение не встречая среды, в которой оно могло бы трансформироваться может увеличиться на столько, что его пределом становится уже способность самой земной поверхности выдать ту или иную, возможно и последнюю, дозу тепла из собственных накоплений.
Случайно ли, например, что в самых знойных областях солнечной Сахары средняя годовая температура приземного воздуха оказывается на 4–5 °C ниже, чем на тех же широтах дождливой и пасмурной Кубы. Обыденно мы говорим, что мягкий и теплый климат обязан влиянию моря, но если обратим внимание на то, что определяет это влияние, то вынуждены будем заметить и увеличение облачности в теплых странах. На европейской части СССР наибольшая облачность бывает осенью и зимой, в это же время она бывает наименьшей в Восточной Сибири, что соответственно сказывается в большом различии зимних к среднегодовых значений температуры приземного воздуха, а значит и климата, например, между отмеченными уже выше пунктами Таллинн (Эстония) и Усть-Майя (Якутия).
В целом малооблачные районы Земли теряют тепла в космос больше, чем получают его, но их тепловое состояние в большинстве случаев стабилизируется теплообменом с более обеспеченными теплом областями. Трудно разрешенной задачей остается оценка количеств тепла, переносимых облаками. С образованием видимой водяной аэрозоли, то есть собственно самого облака, начинается и высвобождение теплоты парообразования, вносящей в весь ход теплообмена земной поверхности с космосом через атмосферу. Если конденсация охватила все количество в объеме воздуха занятого облаком, что вряд ли возможно, то далее облако уже не способно будет выделять теплоту парообразования, но при дальнейшем охлаждении в определенных условиях может еще выделить некоторую менее значительную долю теплоты кристаллизации, если жидкие капли станут замерзать. В развитии этих и иных явлений ещё существуют неясности. Например, мало известно, когда и где начинается формирование облаков, то есть высвобождение теплоты парообразования, с той или иной конкретной акватории. Хорошо известно, что Каспийское море испаряет огромное количество воды, но где этот пар образует облака неизвестно. Во всяком случае, если это и происходит, то так далеко от места испарения, что выделить именно «Каспийское» происхождение облаков пока не удается.
Недостаточно ясна роль в теплообмене сублимации и конденсации атмосферного пара на земной поверхности, в частности в виде изморози или инея на льдах Антарктики и Арктики, на горных ледниках, наконец, в виде росы – почти всюду в более теплых областях. Известны данные наблюдений, что в Гренландии слой инея может составлять в год до 30 мм (10 % осадков), в Арктике – 20 мм (15 %), в центральной Антарктиде – 15…20 мм, что составляет уже около 100 % всех осадков. Последний случай наиболее ярко свидетельствует о том, что даже при полном отсутствии облачности, в атмосфере еще сохраняется некоторое количество водяной аэрозоли. Надеюсь, что читатель понял почему я уделил повышенное внимание явлениям фазовых превращений воды в атмосфере. Потому что за сомнительным современным толкованием сути парникового эффекта эти явления оказались обойденными должным вниманием исследователей, а между тем именно они, более иных явлений несут в себе тайны климата и погоды обжитых стран. Разберемся как следует в этом, утвердимся в более правильном представлении о характере циркуляции атмосферы и тогда приблизится извечная мечта человека о надежном и заблаговременном предсказании (прогнозировании) погоды. Не уверен, что пытаясь направить свою и Вашу мысль по единственно правильному пути, но более уверенно могу сказать, что в этих поисках нельзя останавливаться, ибо чем больше мы испробуем новых и разных путей, тем скорее найдем более правильный.