ЭСБЕ/Температура воздуха
Температура воздуха — Главнейшим элементом, характеризующим погоду, является Т. газовой среды, окружающей земную поверхность, правильнее — Т. того слоя воздуха, который подлежит нашему наблюдению. При метеорологических наблюдениях этому элементу и отводится первое место. Так как воздух состоит из смеси газов, то его Т. зависит от тех же условий, что и Т. других газов (см. Воздух и Газ). Вследствие малой теплоемкости и большой подвижности воздуха определение его Т. для целей метеорологии представляет особые трудности — гораздо большие, чем при определении Т. газов в опытных науках — физике и химии. Для этого приходится обыкновенным термометрам давать особую установку или придумывать для этой цели сложные инструменты. Чтобы определить истинную Т. некоторого слоя воздуха, мы должны установить измеряющий ее термометр прежде всего так, чтобы он приходил в соприкосновение с возможно большею массою воздуха; чем больше будут массы воздуха, с которыми придет с соприкосновение термометр, тем надежнее будет его показание соответствовать Т. данного воздушного слоя. И это совершенно понятно: Т. данного слоя есть средняя Т. всей массы воздуха, в нем заключающейся, а не какой-нибудь отдельной точки этого слоя; Т. различных частей данного слоя могут заметно отличаться одна от другой; для получения же общей, средней Т. всего слоя мы должны были бы сделать целый ряд наблюдений над Т. отдельных частей слоя. Но этого можно избежать, предоставляя воздуху свободно обмениваться около одного известным образом установленного термометра; благодаря подвижности газовой массы свободным обменом воздуха около термометра мы достигнем того же, что получили бы в результате целого ряда отдельных измерений в различных частях измеряемого слоя. Однако если бы мы подвесили термометр совершенно свободно на каком-нибудь достаточно открытом месте, то, обеспечив этим свободный обмен воздуха вокруг термометра, мы по его показанию судить о Т. воздуха не имели бы права. При этих условиях показание термометра будет зависеть не от одной только Т. воздуха, а и от целого ряда побочных обстоятельств; а именно: 1) приняв некоторую определенную Т., соответствующую Т. воздуха в данном месте, 2) термометр нагреется еще и от непосредственного действия поглощаемых им солнечных лучей днем, а ночью охладится вследствие излучения тепла в более холодное небесное пространство; 3) все предметы, нагретые выше, чем термометр, будут вследствие лучеиспускания отдавать ему свое тепло, повышая этим его Т.; наоборот, все предметы, более холодные, чем термометр, заставят его охлаждаться, отнимая от него тепло излучением. Отсюда следует, что для измерения Т. воздуха термометр нужно установить так, чтобы, не мешая, с одной стороны, свободному около него обмену воздуха, вполне защитить его, с другой стороны, как от непосредственного нагревания солнцем или от охлаждения излучением ночью, так и от влияния различных окружающих его предметов. На станциях русской метеорологической сети для измерения Т. воздуха термометрам дается следующая установка, предложенная бывшим директором Главной физической обсерватории акад. Г. И. Вильдом. На четырех деревянных столбах устраивается особая будка, изображенная на черт. 1.

Северная сторона и низ такой будки оставляются совершенно открытыми, боковые стороны забираются наклонно досками — в виде жалюзи, — так чтобы между досками оставался свободный проход для воздуха. Южная сторона будки забирается двойным рядом досок; между обоими рядами досок имеется также свободный проход для воздуха. Крыша, имеющая наклон к югу, чтобы с нее свободно стекала вода, делается также двойною. Будке даются обыкновенно следующие размеры:

Будка устанавливается приблизительно на высоте около 3 м над поверхностью земли. Легкая деревянная лестница, приставленная к будке, дает возможность наблюдателю отсчитывать помещенные в ней термометры. Пространство внутри такой будки достаточно защищено от влияния прямых солнечных лучей, а открытые северная и нижняя стороны будки и забранные в виде жалюзи боковые ее стенки позволяют воздуху свободно проникать во внутренность будки. Внутри такой будки помещается обыкновенно цинковая психрометрическая клетка (на черт. 2 — ее вид сбоку, когда она открыта).

Эта последняя состоит из 4 цилиндрических сегментов: два внутренние сегмента, разделенные широкими отверстиями, закрепляются на оси клетки; два другие наружные сегмента, несколько больших размеров, разделенные также двумя широкими промежутками, укреплены на общей оправе и вместе с нею свободно поворачиваются на оси клетки. Конические сегменты, заменяющие крышку и дно, дополняют клетку. Внутри клетки на особых прикрепленных к оси поддержках помещаются два термометра для определения не только Т., но и влажности воздуха, и образуют психрометр (см.); здесь же укрепляется волосной гигрометр и укладываются горизонтально (см. черт. 3) термометры для измерения предельных Т. воздуха: максимальный и минимальный.

Когда наружные сегменты цинковой клетки повернуты против отверстий, разделяющих внутренние сегменты, термометры внутри клетки защищены совершенно от лучеиспускания окружающих тел, а через широкие промежутки между наружными и внутренними сегментами воздух имеет свободный доступ к термометрам. Наблюдения, производимые над Т. воздуха посредством такой установки, обнаруживают, однако, что, устраняя вполне непосредственное нагревание термометров и влияние окружающих предметов на их показания, двойная защита термометров будкою и клеткою сильно затрудняет обмен воздуха вокруг термометров; термометры вследствие застаивания около них воздуха отстают от действительного хода Т. Чтобы ослабить это застаивание воздуха, теперь обыкновенно вместо конических сегментов, составляющих дно цинковой клетки, помещается вентилятор, приводимый в движение бесконечным ремнем и воротом. Вращая перед наблюдением вентилятор в таком направлении, чтобы он вдувал воздух внутрь клетки, заставляют термометры прийти в соприкосновение с достаточными массами воздуха. Опыты с вентилируемою будкою действительно показали, что уже 2-минутного вентилирования перед наблюдением достаточно, чтобы термометры приняли совершенно определенную, от дальнейшего вентилирования заметно уже не меняющуюся Т. В таком виде вентилируемая будка Вильда считается надежнейшею установкою термометров для определения Т. воздуха. Но только что описанная установка термометров отличается значительною сложностью и стоит недешево. Поэтому большинство заграничных метеорологических станций довольствуются более простыми установками. Так, германские и австрийские станции для измерения Т. воздуха ограничиваются употреблением одной только цинковой клетки, укрепляемой в таком случае у окна, выходящего на север, чтобы устранить непосредственное нагревание термометров и клетки солнечными лучами. Английские и американские станции употребляют одну только деревянную будку — гораздо меньших размеров, — все 4 стенки которой сделаны в виде двойной жалюзи; для наблюдения одна из стенок будки — обыкновенно северная — открывается и делает доступ к термометрам, укрепленным внутри, свободным. Такая же установка применялась до последнего времени на кораблях для наблюдений над Т. воздуха; только в самые последние годы она вытеснена аспирационными психрометрами Ассмана. На французских станциях практикуется совершенно своеобразная установка для термометров: деревянная невысокая будка закрыта только сверху и с южной стороны, боковые же стороны защищены только легкими щитами, оставляющими совершенно свободный доступ воздуху в будку. Сравнительное исследование различных способов установки показало, что разности между показаниями различно установленных термометров при одних и тех же прочих условиях редко доходят до 1°, большею же частью колеблются в пределах нескольких десятых долей градуса. Перечисленные способы установки, разрешая вопрос относительно постоянных метеорологических станций, совершенно неприменимы к наблюдениям таким, где наблюдатель принужден менять место. За последнее время подъемы воздухоплавателей с научными целями еще более выдвинули вопрос об измерении Т. воздуха без постоянной установки. Было предложено для этой цели несколько приемов или приспособлений: простейшим из них оказывается термометр-пращ. Это — обыкновенный термометр, прикрепленный к прочному шнурку. Взяв в руку свободный конец шнурка, наблюдатель приводит привязанный к последнему термометр в быстрое вращательное движение; время от времени движение останавливают и отсчитывают показание термометра, весьма быстро достигающее постоянства и далее не изменяющееся. Приходя в прикосновение с весьма большими массами воздуха при быстром вращении, термометр даже на солнце не успевает заметно нагреться, тотчас же отдавая поглощаемое тепло все новым и новым массам воздуха. Способ этот оказывается, однако, малонадежным в силу того, что для отсчета приходится останавливать вращение термометра; а тогда на него начинают действовать не только непосредственное нагревание солнцем или охлаждение лучеиспусканием, но и теплота тела наблюдателя, лучшие результаты получаются с вращательным психрометром Срезневского. В этом приборе два термометра, составляющие психрометр, снабжены особыми коническими полированными щитками, защищающими шарики термометров от непосредственного нагревания. Термометры прикреплены своими концами к оси, приводимой зубчаткою и ручкой в быстрое вращательное движение. Самым совершенным из всех приспособлений для измерения Т. воздуха при каких угодно условиях является аспирационный психрометр Ассмана. Прибор этот уже описан в статье Гигрометры и гигроскопы (см.; там же и рисунок этого прибора). Здесь уместно только напомнить, что принцип прибора также приближается к термометру-пращу; массы воздуха, протягиваемые через прибор с значительной скоростью сильным вентилятором, обеспечивают надежность его показаний; а защита термометров двойными полированными латунными трубками вполне устраняет все посторонние влияния. Прибор Ассмана ввиду этих качеств быстро и завоевал себе репутацию действительно надежнейшего инструмента для определения Т. воздуха. Для ознакомления с подробностями измерения Т. воздуха — см. инструкцию, данную Имп. академ. наук метеорологическим станциям II разр. 1 кл.; также Лачинов, «Основы метеорологии» (СПб., 1894); для иностранных установок: Angot, «Instructions Météorologiques» (Париж); Jelineck’s «Anleitung zur Ausführung met. Beob.» (Вена); также I. van-Bebber, «Lehrbuch d. Meteorol.» (Штуттгарт, 1890).

.

Вследствие малой плотности и зависящей отсюда малой теплоемкости по объему Т. воздуха находится под очень большим влиянием подстилающей его твердой и жидкой поверхности — суши и моря: поэтому изменение Т. поверхности этих тел очень сильно отражается на Т. нижнего слоя воздуха. Обратно, вследствие малой теплоемкости воздуха Т. его имеет лишь очень малое влияние на Т. верхней поверхности суши и воды. В ст. Воздух указано, каким образом воздух принимает солнечное тепло; указано, между прочим, и то, что вследствие теплопрозрачности воздух очень мало нагревается солнечными лучами, при чем, однако, существует различие между нижними слоями воздуха, содержащими много водяных паров, и более высокими, очень бедными ими. Нужно прибавить, что очень большую роль в этом отношении играют взвешенные в воздухе твердые и жидкие частицы (пыль, дым, облака); пылью очень богат нижний слой воздуха в сухих странах земного шара; дымом также богат нижний слой воздуха вблизи фабрик и заводов и особенно после больших лесных, торфяных и степных пожаров; эти пожары иногда окутывают дымом десятки тысяч верст сразу; частицы пыли и дыма непосредственно нагреваются солнечными лучами днем и передают свою высокую Т. соседним частицам воздуха. Ночью с частиц пыли и дыма идет значительное лучеиспускание в небесное пространство; они охлаждаются и передают свою низкую Т. соседнему воздуху, поэтому когда много пыли и дыма, то воздух на несколько сот метров от поверхности земли более нагревается днем и более охлаждается ночью, чем при отсутствии дыма при теплопрозрачном воздухе. Облака также и еще в большей степени уменьшают теплопрозрачность воздуха, но отличие от пыли и дыма состоит, между прочим, в том, что они бывают гораздо чаще на некоторой высоте над поверхностью земли (1000—4000 мет.), чем в нижнем слое воздуха; более всего нагревается солнечными лучами верхняя поверхность облаков, она же сильно отражает солнечные лучи, особенно, если облака состоят из ледяных кристалликов, как показали недавние актинометрические наблюдения на воздушных шарах. С верхней поверхности облаков происходит значительное лучеиспускание в небесное пространство; таким образом, благодаря облакам активная поверхность, нагревающаяся днем от действия солнечных лучей и охлаждающаяся ночью от лучеиспускания, переносится на несколько тысяч метров от поверхности земли, и следовательно, на такой же высоте находится слой воздуха, воспринимающий днем высокую, а ночью низкую Т. от соприкосновения с твердыми и жидкими телами, из которых состоят облака. Но все-таки облака вследствие своей рассеянности далеко не так нагреваются днем и охлаждаются ночью, как активная поверхность суши земного шара. Активная поверхность есть та, которая непосредственно воспринимает солнечные лучи и излучает тепло в небесное пространство. На черном пару этой активной поверхностью будет поверхность почвы, но если на ней есть растительность — то верхняя поверхность листьев растений; если растительность очень густа, как во многих лесах, полях, засеянных клевером и люцерной, поверхность почвы совершенно скрыта растениями и наиболее теплый слой днем и наиболее холодный ночью будет на верхней поверхности листьев растений и воздух на этой высоте будет иметь самую высокую Т. днем и самую низкую ночью. Днем в нижнем слое воздуха Т. убывает с высотою в ясные дни, а ночью, напротив, она всего ниже у самой поверхности земли, точнее, активного слоя, и прибывает до некоторой высоты над поверхностью земли. Из основных свойств газов (см. Газы) выходит, что воздух, поднимаясь, т. е. удаляясь от земной поверхности, расширяется и охлаждается, а опускаясь, т. е. приближаясь к земле, сжимается и нагревается. Это обстоятельство имеет большое влияние на распределение Т. воздуха. Для сухого воздуха размер охлаждения при поднятии и нагревании при опускании = 0,99°Ц. на 100 м разности высоты, с какой бы высоты ни начались подъем или спуск (если пренебречь весьма незначительным влиянием уменьшения силы тяжести с высотою). Примесь водяного пара, газа более теплоемкого, чем другие газы воздуха, уменьшает размер изменения, но при существующих климатах земного шара не более как до 0,97. Поэтому в круглых числах без большой ошибки можно принять, что воздух при поднятии охлаждается, а при опускании нагревается на 1° Ц. на каждые 100 м. Если мы будем рассматривать вертикальное распределение Т., то ясно, что пока Т. нижнего слоя ниже верхнего или выше в размере менее 1° на 100 м разности высоты, воздух находится в устойчивом равновесии, а при более быстром убывании — в неустойчивом равновесии. Такое состояние, как и переохлаждение, перенасыщение и т. д., может существовать некоторое время, но существует стремление к установлению индифферентного, или предельного, равновесия, при котором Т. убывает приблизительно на 1° на 100 м. При переходе от неустойчивого к предельному равновесию наблюдаются вертикальные токи воздуха, теплые восходящие и холодные нисходящие. Неустойчивое равновесие воздуха в нижних слоях — явление обычное в ясные дни на материках, при полуденной высоте солнца не менее 30° и отсутствии снежного покрова. Нижние слои воздуха нагреваются от соприкосновения с поверхностью почвы и растений, и так как воздух — дурной проводник тепла, то скоро устанавливается большая разность Т. между нижним слоем и вышележащими. Но нагревание нижнего слоя воздуха в конце концов вызывает вертикальные токи, восходящие теплые и нисходящие холодные; посредством этих токов влияние солнечного нагревания быстро сообщается более или менее значительной толще воздуха. На черт. 4 представлен ход Т. при сильном нагревании солнцем, в теплые часы дня.

По ординатам (вертикально) показаны высоты в метрах, по абсциссам (горизонтально) температуры более низкие — налево, более высокие — направо. Пунктирные линии показывают убывание Т. с высотою в размере 1° на 100 м, а линия PCMGD действительное распределение Т. воздуха до 2000 м. Легко видеть, что в нижнем слое она убывает настолько быстро, что воздух находится в неустойчивом состоянии. Линия MN показывает, насколько Т. на высоте 600 м выше, чем если б она снизу (С) убывала в размере 1° на 100 м, а линия ME — насколько она выше, чем если б она убывала в таком размере от точки Р. Чертеж показывает, что в первом случае Т. в восходящем токе сравнялась бы с существующей в данное время только в точке D на высоте 2000 м, а во втором случае уже в точке G, т. е. на гораздо меньшей высоте. Черт. 5 показывает распределение Т. в ясную и тихую ночь.

Расположение его такое же, как и черт. 4. Линия EKF показывает распределение Т.; нижние слои воздуха, охладившись соприкосновением с поверхностью почвы и растений, значительно холоднее находящихся над ними.Такое распределение Т. соответствует очень устойчивому равновесию воздуха. Здесь поэтому не возникает восходящих и нисходящих токов. Линия EG показывает ход температуры, если б воздух поднимался от поверхности земли; расстояние перпендикуляра, опущенного от точки G (GL), по сравнению с перпендикуляром КК′ показывает, на сколько в таком случае Т. на высоте GK была бы ниже существующей. Затем еще видно, что если б от поверхности земли до пересечения линии EKF с последней вправо пунктирной Т. понижалась в размере 1° на 100м, то на поверхности земли она была бы 13° вместо 5°. Все вышезамеченное показывает, насколько прочнее охлаждение нижних слоев воздуха посредством соприкосновения с охлажденными ночью почвой и растениями, чем нагревание посредством соприкосновения с нагретыми днем солнечными лучами поверхностями почвы и растений. При первом процессе равновесие очень устойчиво, низкая Т. передается вверх только теплопроводностью, т. е. очень медленно, во втором возникают теплые восходящие токи, т. е. нагревание передается вверх быстро, непосредственным движением частиц. В высоких широтах ночь продолжается много суток сряду, понятно поэтому, что там зимою, при ясной погоде и затишье или слабых ветрах, более низкая Т. нижних слоев воздуха должна быть правилом, а не исключением. Даже вне собственно полярных стран, до 50° шир., по крайней мере зимою, день так короток и полуденная высота солнца так мала, что решительно преобладают условия охлаждения, а при господстве ясной и тихой погоды и там зимою должны быть условия ясной ночи, представленные на черт. 5. Но если поднимется ветер, то произойдет перемешивание слоев между собою, нижний станет теплее, лежащие над ним холоднее. Если воздух будет восходить по горному склону, то он охладится в размере 1° на 100 м восхождения, поэтому на холмах и горах в ясную ночь или при ясной погоде зимою в высоких широтах ветер будет охлаждать воздух. Воздух охлаждается на 1° на 100 м, только пока не дошло до перехода водяного пара в жидкое или твердое состояние или до насыщения. Раз оно наступило, выделяется скрытая теплота пара и размер понижения температуры уменьшается. Очевидно, что чем теплее восходящий насыщенный слой воздуха, тем выделение скрытой теплоты больше и размер убывания температуры с высотою медленнее. Размер его на 100 м в сотых долях Ц° в нижнем слое воздуха следующий. Чертеж 6 показывает убывание Т. с высотой в 3 столбах воздуха, поднимающихся с поверхности земли с начальными Т. 30, 10 и —10 и влажностью 62%.

Сначала Т. убывает во всех трех в одинаковом размере 1° на 100 м, и три линии параллельны. Но воздух, охлаждаясь, приближается к насыщению, и когда оно наступило, размер понижения с высотою сразу уменьшается, в линиях резкий излом вправо; легко видеть, что он значительно более в правой, чем в средней и особенно в левой. Затем линии опять понемногу склоняются влево, т. е. размер убывания с высотою увеличивается. Это происходит оттого, что по мере охлаждения в воздухе остается все менее и менее водяных паров и поэтому скрытая теплота их сгущения все менее и менее. При Т. около —50°, господствующих на высотах 10000 и более метров над поверхностью земли, а зимою и в долинах Восточной Сибири, водяных паров так мало, что скрытою теплотою при их сгущении можно пренебречь и размер убывания температуры с высотою в восходящих насыщенных принять равным размеру убывания ненасыщенных токов. Поэтому если продолжить линии черт. 6 достаточно далеко вверх, то верхняя часть их будет параллельна нижней. Главные массы облаков на земном шаре встречаются на высотах от 1000 до 4000 м, и на этих высотах размер убывания температуры с высотой в восходящих токах обыкновенно меньше, чем в нижних слоях, где воздух не насыщен парами, и в более высоких, где и при насыщении количество паров уже очень мало. Приведем несколько примеров среднего распределения Т. в нижнем слое воздуха, до нескольких десятков, а далее до 300 м над поверхностью земли.

Пулково. Разность Т. между высотами 2 м и 26 м .

Алипур, близ Калькутты. Разность Т. между высотами 1 ½ м и 12 м.

Отсюда видно, что в теплые месяцы года среди дня близ поверхности земли в Пулкове было гораздо теплее, чем на высоте 26 м, и разность была больше в ясные дни, вечером же обратно: нижний слой был холоднее и разность очень значительно увеличивалась при ясной погоде; особенно велика разность в августе и сентябре, когда это время приходится после захода солнца. В Алипуре близ Калькутты, т. е. уже в тропиках, в январе (ясное, сухое время года) получается очень низкая Т. в нижнем слое воздуха по сравнению с вышележащим рано утром и вечером; а в августе, т. е. в пасмурное дождливое время года — разницы почти нет. Наблюдения в Упсале в Швеции дали следующие результаты:

Упсала. Наблюдения в ясные ночи (— нижние станции холоднее верхних).

Из этой таблицы видно, что в нижнем слое воздуха Т. в долине была ниже, чем на холме, особенно велика разность вечером, в ночи без росы (—1,7). Затем, как на холме, так и в долине Т. значительно ниже внизу, чем на высоте 16 фт. (около 5 м). Разность больше в долине, чем на холме, особенно вечером в ночи без росы (—3,2). Причина, почему охлаждения нижнего слоя особенно заметны в ясные ночи, понятна, так как в эти ночи идет более сильное лучеиспускание с поверхности почвы и растений; от них охлаждается нижний слой воздуха; в облачные ночи лучеиспускание меньше, так как облака мешают излучению в небесное пространство. Когда нижний слой воздуха холоднее, то равновесие в вертикальном направлении очень устойчиво и вышележащие слои охлаждаются лишь медленным процессом теплопроводимости. Следующая таблица показывает Т. на разных высотах над землею в присутствии снежного покрова там же:

В ночь с 22 на 23 был ветер, а вечером 23 полное затишье; видно, что во втором случае нижний слой более охлажден по сравнению с находящимся над ним, чем в первом. Причина та, что при затишье воздух располагается по относительной плотности: самый тяжелый и холодный — внизу. При ветре слои несколько перемешиваются между собою, самый нижний становится несколько теплее, а лежащий над ним несколько холоднее, чем при затишье. Затем видно, что еще в 10 ч. утра, т. е. через 3 часа после восхода солнца, нижний слой воздуха несколько холоднее, чем вышележащий; то же видно и из результатов наблюдений в Пулкове, где в декабре и январе, особенно в ясные дни, Т. на 2 м ниже, чем на 26 м. Это — явление, вообще встречающееся при снежном покрове. Разность между средними суточными наименьшей к наибольшей Т. называется суточною амплитудою Т. Из выше замеченного ясно, что она всего более в самом нижнем слое воздуха, так как там днем теплее, а ночью холоднее, чем на высоте нескольких метров над поверхностью земли. Следовательно, суточная амплитуда уменьшается при удалении от земной поверхности; это уменьшение более в ясную погоду, чем в пасмурную, и при более слабом ветре, чем при более сильном ветре. Это уменьшение амплитуды можно проследить по правильным наблюдениям на башне Эйфеля в Париже до высоты 300 м над поверхностью земли.

5-летняя средняя 

 *) В 14 верстах к ЮВ от Парижа.

В особенно ясные месяцы и дни суточная амплитуда внизу значительно больше, чем в среднем выводе, и убывает быстрее с высотой.

Следовательно, ночью на башне Эйфеля на высоте 300 м над поверхностью земли теплее, чем в нижнем слое воздуха, напр., в средней за сентябрь разность 2,1, а в ясный сентябрь 1895 г. она 5,4 и т. д. Днем гораздо теплее внизу, и разность также значительно больше, особенно в ясные месяцы. Вероятно, еще до высоты 1000 м в ясные летние ночи Т. выше, чем в нижнем слое, напр. по наблюдениям в Страсбурге (выше 150 м, посредством привязанных воздушных шаров).

То же получилось и в Павловске в ясную июньскую ночь 1899 г., когда удалось удержать змей на высоте 700—800 м целую ночь: на этой высоте было гораздо теплее, чем внизу. Как видно из наблюдений на башне Эйфеля, суточная амплитуда убывает сначала быстро, затем медленнее. Наблюдения на Голубой горе (Blue Hill) близ Бостона, в Америке, дали след. величины суточной амплитуды.

Это средняя из большого числа наблюдений при разных условиях погоды. Можно заключить, что уже на 1500 м суточная амплитуда Т. очень мала, вероятно, не более 1,0. Нужно, однако, заметить, что данные для 2000 м ненадежны, так как основаны на небольшом числе наблюдений. Амплитуда и весь суточный ход Т. далеко не одинаковы и в том же расстоянии от земной поверхности, если мы будем сравнивать воздух над поверхностью земли горизонтальною (равнины, нагорья), выпуклою (холмы, горы) и вогнутою (долины, котловины). Некоторые данные в этом отношении уже приведены в таблице наблюдений на холме и в долине в Упсале. Сельские хозяева уже давно заметили, что в ясные ночи на дне долин и котловин бывает холоднее, чем на соседних холмах или склонах, и воспользовались этим для своих целей. Всякому живавшему в деревне, вероятно, известно множество фактов подобного рода, оставшихся в воспоминании: напр. замерзание огородных овощей и цветов на низменных местах, тогда как повыше такие же растения оставались целы. Там, где разводятся ценные древесные растения и есть основание бояться морозов для них, на эти явления обратили давно внимание и старались воспользоваться данными опыта. Так, напр., в Южной Франции масличное дерево находится вблизи своей сев. границы, и хозяева уже давно заметили, что очень часто деревья замерзали в долинах, когда на соседних склонах они оставались целы, так что почти перестали разводить маслину на дне долин. Это явление существует и в низких широтах, напр., в провинции Сан-Пауло в Южной Бразилии, где потому остерегаются сажать кофейное дерево в долинах и котловинах, так как там в ясные зимние ночи нередко бывают морозы. Если, таким образом, в ясные ночи на дне долин и котловин бывает холоднее, чем на соседних холмах и склонах, то днем бывает скорее обратно, т. е. теплее в долинах, чем на холмах. Отсюда следует, что суточная амплитуда Т. в ясные дни будет более значительна в долинах, чем на соседних холмах и склонах. Чем более облачность, тем сильнее ветер, особенно ночью, тем, очевидно, эта разность суточной амплитуды, зависящая от топографических условий, будет менее значительна; Она может совершенно исчезнуть. Но все-таки не получится разности в обратную сторону, т. е. большей амплитуды на холмах и склонах, чем в соседних долинах. Поэтому, вообще, при прочих равных условиях суточная амплитуда Т. даже в среднем выводе за месяцы и год должна быть более в долинах. Кроме того, эта разность должна быть тем более, чем менее облаков, чем менее абсолютная и относительная влажность и чем слабее ветер, особенно ночью. Следующая таблица показывает величину разности между 6 час. и полуднем (графа Δ) в дни, когда облачность (n) одинакова или меньше на горе, чем в долине, и влажность (e′/e) тоже меньше. На этой паре станций в Центральной Франции мы имеем с одной стороны котловину с отлогими краями, с другой — отдельную вершину, где ветер почти постоянно силен.

Из таблицы видно, что между горой и долиной разница огромная: на горе даже в самую ясную и сухую погоду не встречается большого увеличения Т. от 6 час. утра до полудня, а в долине даже и при большей облачности и особенно влажности воздуха увеличение очень большое. Высота над уровнем моря сама по себе не служит причиной уменьшения суточной амплитуды Т., напротив, и дневное нагревание солнцем и ночное охлаждение должны быть сильнее при прочих равных условиях в разреженном, очень теплопрозрачном воздухе больших высот. Так, наши путешественники Северцов, Пржевальский, Певцов, Роборовский, Грум-Гржимайло наблюдали очень большие суточные амплитуды Т. на нагорьях и в высоких долинах Памира и Тибета на высотах от 3500 до 5000 м над ур. моря, т. е. не только втрое и более выше, чем Пюи-де-Дом, но и не ниже некоторых высоких альпийских вершин.Так, в Сев.Тибете в декабре Пржевальский наблюдал среднюю разность 17,3 между 8 и 13 час., т. е. часами, которые дают далеко не полную амплитуду Т., так как солнце восходит около 7 час. В декабре и январе Иордан наблюдал суточную амплитуду 13,5 в Ливийской пустыне, вост. части Сахары между 25° и 29° с. ш. Наблюдения Северцова на Памире дали среднюю разность между восходом солнца и около полудня или несколько позже (тоже неполная суточная амплитуда) в 25,1 в конце августа и 25,0 в начале сентября. Наблюдения в Нукусе, в низовье Амударьи, дали суточную амплитуду 13,8 за август и 15,3 за сентябрь. В обоих случаях в пустынях и степях на равнинах амплитуда гораздо меньше, чем в одноименные месяцы в близких широтах на нагорьях. Даже в центре Сахары, между 26° и 19° с. ш., в конце апреля и в мае при слабых ветрах и затишье, ясной погоде и прохождении солнца через зенит наблюдения Нахтигаля дали среднюю разность 22,4 между восходом солнца и 14 час., т. е. меньше, чем в августе и сентябре на Памире. Изучение влияния топографических условий на суточную амплитуду важно не только само по себе, но и для определения влияния их на нормальные условия. Нормальным же считается положение на совершенно горизонтальной равнине, так как тут ночью нет ни стока холодного воздуха, уменьшающего амплитуду (как на холмах), ни притока со стороны, увеличивающего ее (как в долинах). Так как подобные нормальные условия встречаются лишь очень редко, то важно иметь хотя приблизительное понятие о пертурбациях, вносимых тем или другим топографическим явлением. Главные результаты можно выразить в следующих трех положениях: 1) суточная амплитуда Т. при прочих равных условиях более в широких долинах и котловинах, чем на холмах и горах; 2) чем благоприятнее метеорологические условия для значительной суточной амплитуды, т. е. чем менее облачность, чем суше воздух и чем слабее ветер, тем эта разность гор и долин более; 3) высота над ур. моря независимо от топографического положения не уменьшает суточной амплитуды, а скорее увеличивает ее. Суточный ход Т. воздуха на океанах иной, чем на суше; амплитуда гораздо меньше; но все-таки она значительно превосходит амплитуду поверхности воды, так что можно предположить, что на океанах воздух нагревается днем и охлаждается ночью самостоятельно, а не получает Т. от подстилающей поверхности, как на суше. М. А. Рыкачев, подвергнув наблюдения кораблей «Ахта» (набл. Ленц), «Аврора» (Шренк), «Новара» (Гохштеттер) и «Челленджер» вычислениям по формуле Бесселя, получил следующую амплитуду Т. воздуха на тропич. океанах: Атлантическом 1,5, Тихом 1,6, Индийском 1,6 («Мет. сборн. Акад. наук», IV). Затем на корабле «Челленджер» в шир. 50° Ю амплитуда 0,9, на 62° Ю 0,4. Вообще же не только на океанах, но и вблизи их суточная амплитуда Т. мала. На черт. 7 дан суточный ход Т. воздуха среди лета на берегу моря в высокой широте (Каменка на Новой Земле) и близ экватора (Батавия на о-ве Яве) и среди материка (Нукус на Амударье).

Одного взгляда на график достаточно, чтобы видеть, насколько колебания в последнем месте больше, чем в двух первых. На чертеже 8 представлен суточный ход Т. в исключительно ясный и сухой сентябрь 1895 г. из 4 мест; о башне Эйфеля и Парке С.-Мор близ Парижа уже была речь, затем даны еще гора (Пюи-де-Дом) и широкая долина (Клермон) у ее подножия в Центральной Франции.

Легко видеть, как мала суточная амплитуда на башне и горе по сравнению с долинами; ночью на горе и башне значительно теплее, днем холоднее. На чертеже 9 дан суточный ход отдельно за ясные и пасмурные дни января июня на Павловской обсерватории близ Петербурга.

0 обозначает полночь в начале, а 24 полночь в конце суток. Из чертежа видно, что облачность не только имеет влияние на суточную амплитуду (при ясной погоде она значительно больше), но что в ясные зимние сутки Т. в 24 ч. значительно ниже, чем в 0 ч., а в пасмурные несколько выше; летом обратно, в пасмурные сутки в 24 ч. холоднее, а в ясные теплее, чем в 0 ч.; отсюда видно ясно, что в высоких широтах облачность ведет к накоплению тепла (ясные дни летом, пасмурные зимой) и холода (пасмурные дни летом и ясные дни зимой). Чем выше широта, тем более влияние облачности в этом отношении, и на полюсах сутки совпадают с годом. Особенно при ясной и тихой погоде зимой в высоких широтах внутри материка является охлаждение нижнего слоя воздуха в долинах и котловинах, которое совершенно сходно по условиям с наблюдаемым в ясные ночи в долинах. Классическая страна подобных явлений — Восточная Сибирь, где и наблюдается самая низкая Т. зимы на земном шаре в долинах гористой лесной полосы в некотором расстоянии от моря, здесь, несомненно, Т. должна быть выше на некотором расстоянии от поверхности снега, чем внизу, и на горах и холмах, чем в долинах. К сожалению, в самой холодной и с менее частыми затишьями тайге Енисейской губ. в холодный и ясный январь 1893 г. были наблюдаемы следующие Т. на приисках Эльдорадо (на перевале) и Ново-Мариинском (в соседней долине, на 300 м ниже Эльдорадо).

Т. е. в долине гораздо холоднее («Метеор. вестник», 1894, стр. 147). На картах изотерм (т. е. средних Т., приведенных к уровню моря) января видно, что, кроме Сибирской, есть еще область очень холодной зимы на крайнем С Американского материка и на соседних о-вах (Гренландия, Гринеллева земля).

Области сравнительно теплой зимы в высоких широтах находятся на С океанов Тихого и особенно Атлантического и их берегов под влиянием незамерзающего моря и ветров с него, приносящих теплый воздух, облачность и осадки. Вообще в более высоких широтах (выше 45°) зап. берега и части материков как за год, так и особенно зимою теплее вост., так как при преобладающих зап. ветрах они получают ветры с океанов, более теплых в этих широтах, чем материки, а вост. берега и части материков — холодные материковые ветры. В более низких широтах вост. берега материков теплее зап., так как около первых теплые морские течения, около последних — холодные (см. Океаны). Это особенно ясно заметно в южном полушарии, на зап. берегах Южной Африки и Южной Америки. Летом самые высокие Т. на сухих материках около 30°, в июле в Сахаре, Аравии, зап. части Индии, зап. части Сев.-Американского материка; в январе особенно в Австралии, самом сухом из 3 материков южного полушария. Карты изотерм доходят только до 60° южн. шир., так как далее до 1899 г. не было ни одного полного года наблюдений. Ниже даны средние Т. широт от 5° до 5° до 70° с. ш. и далее от 10° до 10° по вычислению Шпиталера. Цифры для полюса в скобках, они основаны на экстраполяции. По наблюдениям корабля «Fram» за 3 года, между 80° — 85 1/2° c. ш., можно думать, что июль на полюсе холоднее, чем по Шпиталеру, средняя июля за 3 года 0 в данных широтах.

Средняя Т. нижнего слоя воздуха на всем земном шаре (по приведении к уровню моря) около 15° до 15,5°. Она не одинакова в разные месяцы. Хотя вся земля получает не одинаковое количество тепла (см. Солнечная радиация) в разные месяцы, а именно в течение нашей зимы более, так как находится ближе от солнца (перигелий), чем во время нашего лета (афелий), но оказывается, что в январе средняя Т. ниже, чем в июле, на 4,6, как видно из следующей таблицы. Эта кажущаяся аномалия объясняется тем, что в январе совпадает холодная зима сев. полушария, по преимуществу материкового, и прохладное лето южного полушария, по преимуществу морского; а в июле жаркое лето сев. полушария и умеренная зима южного.

Очевидно, что солнечное тепло, получаемое при наибольшем приближении к солнцу во время нашей зимы, не пропадает, оно только мало заметно в нижнем слое воздуха южн. полушария, потому что солнечные лучи, падая на море, 1) нагревают значительную толщу воды, а не одну поверхность, как когда они падают на поверхность суши; 2) усиливается испарение. Тепловая энергия, след., частью переходит в скрытое состояние, тепло запасается надолго, обнаруживаясь многие месяцы спустя и на далеком расстоянии от морей, на которые упали солнечные лучи. На чертеже 10 и 11 изображен годовой ход Т. Графики начинаются и кончаются декабрем. На 10-м чертеже Верхоянск в Сев.-Вост. Сибири представляет самый материковый до сих пор известный климат, с самою холодною зимою и сравнительно (для широты) теплым летом.

Немного на С (3°) от него Вардё в сев. Норвегии находится на берегу незамерзающего моря и вследствие этого имеет зиму, очень теплую для широты, более теплую, чем Луганск (48½°) и даже Астрахань (46½°) на юге России. Эти места имеют материковый климат, т. е. лето жаркое, а зиму холодную для широты. На Гринеллевой земле (81 ½) зима несколько теплее, чем в Верхоянске, лето гораздо холоднее, время наименьшей температуры запаздывает. Петропавловск-в-Камчатке (53° с. ш.) дает пример холодного морского климата, лето холоднее, чем в Верхоянске. На черт. 11 внизу изображен ход температуры в Ситхе на о-ве близ зап. берега Сев. Америки (57° с. ш.); здесь лето такое же, как в Петропавловске, зима же гораздо теплее.

Причина этого явления та же, что для Вардё. Далее идет Батум, самый теплый город России — здесь особенно умеренная зима. В Мальтане в Сев. Индии (30° с. ш.) мы имеем чрезвычайно теплое лето и умеренную зиму. Еще жарче климат в Массаве (15° с. ш.) на берегу Красного моря, самого теплого на земном шаре, среди обширных пустынь. Коломбо на о-ве Цейлоне — образец климатов вблизи экватора, ровная высокая температура целый год, самый теплый и самый холодный месяц не разнятся даже на 1° (остальное о распределении средних температур и годовом ходе см. Климат). Помимо многолетних средних Т. воздуха, их суточного и годового хода, заслуживают внимания и их непериодические отклонения. Лишь в тропиках можно рассчитывать на то, что данный месяц в разные годы будет иметь ту же Т. В средних широтах между отдельными годами встречаются очень большие различия. По русской поговорке, год на год не приходится. Напр., в С.-Петербурге январь 1814 г. имел среднюю Т. —21,4; янв. 1882 —1,5; май 1867 г. 2,1; май 1897 г. 17,2; в Москве янв. 1893 —20,5; январь 1882 —2,5; в Киеве февраль 1862 —12,6; февр. 1843 —4,1 и т. д. С того времени как стали изучать эти явления, выяснилось, что большие отклонения Т. за данный месяц данного года вверх и вниз от Т. за тот же месяц в многолетней средней не бывают сразу на всей земле, а отклонениям вверх, или положительным аномалиям, в одних частях земного шара соответствуют отклонения вниз, или отрицательные аномалии, в других местностях. Примеры даны в след. таблице. Отклонение Т. от многолетних средних.

В декабре 1877 г. необычайно высокая Т. была внутри северной части Соединенных Штатов и Канады, уклонения от многолетних доходили до 11° и более. До чего велико это отклонение вверх, видно из того, что в С.-Петербурге при таком отклонении средняя Т. декабря была бы +4 ½°, а в 150 лет наблюдений она ни разу не была выше —0,3. Этому огромному положительному отклонению соответствовало такое же большое отрицательное (до —11° и более) в обширной полосе Зап. Сибири и Арало-Каспийских степях, между 60°—40° с. ш. В декабре 1879 г. было необычайно холодно в значительной части Средней Европы (большая часть Франции, Южная Германия, область Альп в Швейцарии и Австрии) и тепло в обширной области от Зап. Закавказья и Зап. Сибири до Сев. Китая. Ближайшая причина этих отклонений — различное направление ветра, более отдаленное распределение областей высокого и низкого давления воздуха — антициклонов и циклонов (см. Давление, Циклоны). Большие аномалии температуры так часты зимою в большей части Европ. России и в Зап. Сибири, что средняя аномалия в первой более 3°, а во второй более 4° и доходит до 5°. Выше приведены примеры того, что аномалия может доходить до 12° (январь 1814 г. в Петербурге). Однако в месяцы очень теплые и очень холодные по сравнению с многолетней средней, т. е. месяцы с большею аномалией, Т. может быть очень постоянною, так было, напр., в Петербурге в ноябре 1877 г. Месяц был необыкновенно тепел, аномалия +5,7, но Т. колебалась только от 0° до 11° и все время стояла пасмурная погода при теплых южных ветрах. Изменчивостью Т. изо дня в день называется средняя разность Т. двух соседних суток, без различия знака. Очевидно, что изменчивость может быть велика в месяцы с малой аномалией, когда быстро чередуются теплые и холодные дни, и мала в месяцы с большою аномалией, когда надолго устанавливается очень теплая или очень холодная погода. Наименьшая изменчивость бывает вблизи экватора и на тропических океанах, менее 1° в некоторых местах даже около 0,5 до 0,6, она менее 2° еще на Ю и З Европы во все месяцы и в значительной части России летом и в начале осени, но зимою она у нас более 3°, а в Зап. Сибири 4° и еще больше внутри сев. части Соед. Штатов, между Скалистыми горами и озерами (местами более 5°). Изменчивость особенно велика там, где часто проходят циклоны (см.) и наблюдается большая разность Т. на небольших расстояниях. В Вост. Сибири изм. зимою гораздо меньше, чем в Западной, потому что устанавливаются продолжительные антициклоны (области высокого давления воздуха) с ясной, тихой, холодной погодой. В Западной Сибири и внутри Соед. Штатов Т. двух соседних суток нередко разнятся с лишком на 20°, были даже случаи разностей 26°. Еще больше разности, если взять Т. одноименных часов в соседние сутки. Так, в Уральском лесничестве 26 ноября 1890 г. в 21 час. было на 32° холоднее, чем в тот же час накануне. Колебания Т. в короткие промежутки времени бывают гораздо быстрее; так, напр., на вост. склоне Скалистых гор, в Соединенных Штатах, Т. поднялась с —40 на +7 в течение 7 час. в декабре 1894 г. На Датском острове, близ Восточной Гренландии, наблюдали 10 января 1892 г. в 6 час. —20,5, в 7 час. 3,3, разность 23,8 в 1 час. Очень быстры понижения Т. летом, во время грозовых ливней и особенно града, они могут дойти до 1° в минуту, в этих случаях воздух непосредственно соприкасается с водою в жидком или твердом виде, а вода ливней и особенно градины имеют Т. гораздо ниже, чем ранее была в нижнем слое воздуха. Такие быстрые колебания Т. воздуха не могут быть точно измерены, так как термометры и термографы в таких случаях отстают. Самые крайние температуры, наблюдавшиеся в нижнем слое воздуха, приблизительно —70 и 55°, разность 125°. В некоторых долинах Северо-Восточной Сибири (Якутск, Верхоянск) наблюдали в том же месте колебания более 100°, даже на юге и востоке Европейской России до 80°. Напротив, у экватора крайние наименьшая и наибольшая разнятся не более 15°, много 20°. Очень низкие температуры, наблюдающиеся зимою на материках высоких широт, особенно в Вост. Сибири, ограничиваются нижним слоем воздуха, близким к поверхности снега, в свободном воздухе и на отдельных горах до несколько тысяч метров над ур. моря, наименьшие не так низки. В Альпах несколько раз оставляли минимум-термометры на высоких отдельных горах, на целый год. Получились след. наименьшие Т. Бекка ди Нона (3164 м над ур. моря): 2 зимы — 27; Кол д’ Эрен (3477 м, 1 зима) —21. В высокой долине Энгадина (Беверс, 1715 м над ур. моря) наблюдали —30 и даже в более низких долинах Швейцарии до —25 и нередко —20. Такие же результаты получились и в Закавказье. А. Пастухов, восходя на высокие вершины, оставлял миним. термометры на целый год или два. Наименьшие Т. оказались

Большой Арарат зима 1894—95 —34,1. В Карсе, на соседнем нагорье (1742 м), наблюдали наименьшую Т. за зиму 1892—93 г. —40; 1893—94 г. —34,3 и 1894—95 г. —35,3, т. е. на нагорье она ниже, чем на соседних высоких горах («Мет. вестн.», 1897, стр. 256). Но выше в свободном воздухе становится холоднее, и на шарах-зондах [Небольшие шары, снабженные самопишущими инструментами и поднимающиеся без воздухоплавателей.] наблюдали уже Т. ниже —70. Выше упомянуто о том, что в свободном воздухе суточные колебания Т. становятся очень малы уже на высоте 1500—2000 м. Еще недавно думали, что и годовые изменения Т. и колебания ее в зависимости от хода погоды становятся очень малы на высоте 8000 м, а особенно 10000 и выше. Когда начиная с 1893 г. шары-зонды [Небольшие шары, снабженные самопишущими инструментами и поднимающиеся без воздухоплавателей.] дали понятие о том, что происходит на очень больших высотах, то первые наблюдения группировались по высотам, без отношения к временам года. Лишь в 1899 г. стало ясно, что годовые колебания Т. очень заметны до 10000 м и выше, а зависящие от условий погоды не уменьшаются до этой высоты, по крайней мере в Средней Европе. Так, более 100 шаров-зондов, пущенные Тейссеран де Бором из окрестностей Парижа, дали след. результаты.

Средние Т. (для нижнего слоя воздуха Т. в парке С.-Мор, близ Парижа, приведенные к уровню моря).

Отсюда видно, что годовое колебание темп. хотя и меньше на 10000 м, чем внизу, но все еще очень заметно. Такой же результат — для несколько меньших высот — дали поднятия больших шаров с наблюдателями Берлинского воздухоплавательного общества.

Начатые с 1896 г. одновременные полеты шаров дали следующие результаты (0 означает температуру в нижнем слое воздуха).

1 (13) мая 1897 г.

12 (24) марта 1899 г.

21 сентября (3 октября) 1899 г.

1 (13) мая в Петербурге было очень тепло, в Средней Европе холодно (для времени года), Страсбурге на 12° холоднее, на высоте 6500 м было уже на 31° холоднее, чем в Петербурге. 12 (24) марта в Петербурге было очень холодно, в Вене на 19° теплее, на высоте 5000 м разность возросла до 26°. 21 сент. (3 окт.) 1899 г. в Петербурге было на 4° теплее, чем в Париже, на высоте 1000 м уже на 11° теплее. Вблизи Петербурга в марте на высоте 5500 м было —49, а в сент.-окт. на той же высоте —10: разность 39°, а внизу всего 37°. Этими наблюдениями выяснилось, что разность Т., зависящая от некоторых условий погоды, до 10000 м не только не меньше, а скорее больше, чем внизу, именно на больших высотах очень холодно в тылу циклона, недалеко от его центра и очень тепло в передней части. Так как циклоны в средних широтах обыкновенно движутся с З на В, то холодная область к З от центра, а теплая к ЮВ от него. Высокие и низкие Т. на высотах зависят от движения воздуха, и очень вероятно, что большое запаздывание наименьших температур (до февраля и даже марта) зависит от того, что такое же запаздывание (до конца полярной ночи) наблюдается в полярных странах. Размер убывания Т. с высотой в свободном воздухе оказался больше, чем тот, который выведен из наблюдений в Альпах до высоты 3000 м над ур. моря (0,68 против 0,56 до 0,58 км, см. Горы). Это различие легко объяснимо. 1) Нижний слой воздуха охлаждается лучеиспусканием поверхности земли ночью и зимой. 2) До 3000 м в воздухе еще много водяных паров и размер убывания Т. при поднятии насыщенного воздуха поэтому мал. См. также Воздух, Газ, Горы, Климат. О Т. воздуха в разных государствах и странах, а для России и в отдельных губ. и обл. — см. соответствующие статьи.

Литература — см. Климат, Метеорологические наблюдения, Метеорология и, кроме того, Hann, «Lehrbuch d. Meterologie» и «Veränderlichkeit d. Temperatur von Tag zu Tag»; Angot, «Traité de Meteorologie», Davis, «Elementary Meteorology»; Ferrel, «Temp. of the atmosphere and the Earth’s surface»; Zenker, «Die Verteilung der Warme auf der Erdoberfläche»; Поморцев, «Научные результаты 80 воздушных поднятий»; Teisserent de Bort, «»; «»; «»; V. Bezold, «Zur Thermodynamik der Atmosphäre», Dove, «Die nicht periodischen Aenderungen der Temperatur» и «Klimatologische Beiträge»; Воейков, «Полные колебания Т.» («Труды Кабинета физ. геогр. Имп. спб. университета», вып. 2); «Wissenschaftliche Luftfahrten des deutschen Vereins f. Luftschiffahrt» (3 тома).

.

ЭСБЕ:Метеорология