Атмосфера Земли – это газовая оболочка, что окружает Землю и вращается вместе с ней под действием силы притяжения и имеет четко выраженную нижнюю и неопределенную верхнюю границу 1000-1200 км.
Воздух представляет собой механическую смесь многих газов. Основными газами, которые составляют воздух, есть азот, кислород и небольшое количество аргона. В небольшом количестве в воздухе находится гелий, неон, криптон, ксенон, водород. В результате распада радиоактивных элементов, которые имеются в земной коре, в атмосферу проникают радиоактивные газы радон, торон, актинон. Кроме указанных газов, в воздухе в переменном количестве постоянно присутствуют водяной пар, углекислый газ, озон, аммиак, метан, оксиды азота, пыль и др.
Атмосферный воздух – это механическая смесь газов, в которой во взвешенном состоянии находятся твердые и жидкие частички (аэрозоли).
Твердые частицы в атмосфере могут быть разного рода:
§ космическая пыль, которая попадает в атмосферу с мирового пространства, в том числе пыль, которая образуется при сгорании метеоров в атмосфере. (За год на землю выпадает близко 1000 т космической пыли);
§ частицы почвы и горных пород, которые выветриваются, а также пыль, которая выбрасывается вулканами при извержениях;
§ частицы дыма, который образуется при лесных пожарах, в топках печей на промышленных предприятиях;
§ микроорганизмы, споры грибов, пыльца растений и разные частицы органических веществ.
Состав сухого воздуха, очищенного от взвешенных и других загрязняющих веществ, одинаковый на всему земному шару и остается постоянным до сравнительно большой высоты.
Химический состав нижних слоев воздуха: % об.:
§ Азот – 78,09;
§ Кислород – 20,94;
§ Аргон – 0,93;
§ Диоксид углерода – 0,033;
§ Неон – 1,8·10-3;
§ Гелий – 5,2·10-4;
§ Ксенон – 8·10-6;
§ Оксид азота- 2,5·10-4;
§ Водород – 5·10-5;
§ Метан – 5·10-4;
§ Диоксид азота – 1,5·10-4;
§ Озон – 2·10-6;
§ Диоксид серы – 2·10-8;
§ Оксид углерода – 1·10-5.
Атмосферный воздух возле земной поверхности, как правило, является влажным. Это значит, что в его состав, вместе с другими газами, входит водяной пар, то есть вода в газообразном состоянии. Содержание водяного пара в воздухе меняется в значительных пределах, в отличие от других составных частей воздуха. Это поясняется тем, что при существующих в атмосфере условиях водяной пар может переходить в жидкое или твердое состояние и, наоборот, может поступать в атмосферу снова вследствие испарения с земной поверхности. Воздух без водяного пара называют сухим воздухом.
Водяной пар
Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу путем испарения с водных поверхностей, с влажной почвы и путем транспирации растений, при этом в разных местах и в разное время он поступает в разных количествах. От земной поверхности он распространяется вверх, а воздушными массами переносится с одних мест Земли в другие. При снижении температуры часть водяного пара конденсируется, переходит в жидкое или твердое состояние. В воздухе возникают водяные капельки и ледяные кристаллики облаков и тумана. Облака могут снова испаряться; в других случаях капельки и кристаллики облаков, укрупняются и могут выпадать на земную поверхность в виде осадков. Вследствие всего этого содержание водяного пара в разных частях атмосферы непрерывно меняется.
С водяным паром в воздухе и с его переходами из газообразного состояния в жидкое и твердое связаны важнейшие процессы погоды и особенности климата. Наличие водяного пара в атмосфере существенным образом сказывается на тепловых условиях атмосферы и земной поверхности. А именно:
· водяной пар сильно поглощает длинноволновую инфракрасную радиацию, которую излучает земная поверхность. В свою очередь и сам он излучает инфракрасную радиацию, большая часть которой идет к земной поверхности. Это уменьшает ночное охлаждение земной поверхности и тем самым нижних слоев воздуха;
· на испарение воды с земной поверхности расходуется большое количество тепла, а при конденсации водяного пара в атмосфере это тепло отдается воздуху. Облака, которые возникают в результате конденсации, отражают и поглощают солнечную радиацию на ее пути к земной поверхности;
· осадки, которые выпадают из облаков, являются важнейшим элементом погоды и климата;
· наличие водяного пара в атмосфере имеет важное значение для физиологических процессов.
Процентное содержание водяного пара в воздухе меняется с высотой. Водяной пар постоянно поступает в атмосферу снизу, а распространяясь вверх, конденсируется и сгущается. На высоте 5 км содержание водяного пара в воздухе в десять раз меньше, чем у земной поверхности, а на высоте 8 км – в сто раз меньше. Таким образом, выше 10-15 км содержание водяного пара в воздухе ничтожно мало.
Концентрация водяного пара убывает по высоте по следующему закону:
, (2.1)
где еz – упругость водяного пара на высоте z, гПа;
е0 – упругость водяного пара на равные моря (В метеорологии за нулевую оценку принятый уровень моря);
β – эмпирический коэффициент (для нижних слоев атмосферы β = 5000).
Озон
Изменение с высотой содержания озона в воздухе особенно интересное. У земной поверхности озон имеется в незначительных количествах. С высотой содержимое его возрастает, причем не только в процентном отношении, но и по абсолютному значению. Максимальное содержание озона наблюдается на высотах 25-30 км; выше он убывает и на высотах около 60 км его практически нет. Процесс образования озона из кислорода происходит в слоях от 60 до 15 км при поглощении кислородом ультрафиолетовой солнечной радиации. Часть двухатомных молекул кислорода распадается на атомы, а атомы присоединяются к молекулам кислорода и образовывают трехатомные молекулы озона. Одновременно происходит обратный процесс превращения озона в кислород. В слои ниже 15 км озон заносится из выше лежащих слоев при перемешивании воздуха. Возрастание содержания озона с высотой практически не сказывается на судьбах азота и кислорода, так как в сравнении с ними озона и в верхних слоях очень имело. Если бы можно было сосредоточить весь атмосферный озон под нормальным давлением, он образовал бы слой около 3 мм толщиной. Но и в таком незначительном количестве озон важен потому, что, сильно поглощая солнечную радиацию, он повышает температуру тех слоев атмосферы, в которых он находится. Ультрафиолетовую радиацию Солнца с длиной волн от 0,15 до 0,29 мкм (один микрон – тысячная частица миллиметра) он поглощает целиком. Эта радиация оказывает физиологически вредное действие, и озон, поглощая ее, предохраняет от нее живые организмы на земной поверхности.
Диоксид углерода
Диоксид углерода хорошо поглощает и излучает длинноволновую лучистую энергию. CO2 играет большое значение в жизни людей, растений. Поступает в атмосферу главным образом при вулканических извержениях, а также в результате гниения и разложение органических веществ, в процессе дыхания, при сжигании топлива и др.
Исследования содержания диоксида углерода (углекислого газа) в атмосфере показали увеличение его содержания за последние десятилетия. Известно, что этот газ пропускает солнечную радиацию и не пропускает назад инфракрасное (тепловое) излучения Земли. Тот самим создается так называемый парниковый эффект.
Радиоактивные загрязнения атмосферы создают отходы предприятий атомной промышленности, атмосферные и наземные ядерные и термоядерные взрывы. Радиоактивные вещества переносятся воздушными потоками и сохраняются в атмосфере на протяжении десятилетий. При чем еще не найденные способы искусственного удаления радиоактивных продуктов из атмосферы.
СОСТАВ ВЕРХНИХ СЛОЕВ АТМОСФЕРЫ
Исследование спектров сияний и свечения ночного неба, исследование с помощью ракет помогли установить, что к высоте 100 км процентное содержимое основных газов атмосферного воздуха не изменяется. На высотах более 100 км происходит значительное изменение состава воздух. Кислород и азот частично находятся в атомарном состоянии (при чем кислород – в большей степени). В атмосфере присутствуют ионы натрия, кальция, магния, гелия.
Выше 1000 км атмосфера складывается в основном из гелия и водорода, при чем преобладает атомарный водород. В атмосферу постоянно вторгаются разные атомы из космоса. В свою очередь из атмосферы в мировое пространство выскальзывают легкие газы (процесс диссипации).
Результаты наблюдений с помощью ракет и спутников показали, что водород, который выскальзывает в космос через внешнюю границу атмосферы, образует вокруг Земли так называемую геокорону. По мере удаления от Земли плотность геокороны уменьшается и на расстоянии 3000 км целиком переходит в межпланетное пространство.
Верхние слои атмосферы, которые отдалены от земной поверхности на сотни и тысячи километров, в последнее время изучаются все более интенсивно и успешно, в особенности с помощью геофизических ракет и спутников.
В этих слоях при поглощении ультрафиолетового и корпускулярного солнечного излучения происходят фотохимические реакции разложения газовых молекул на электрически заряженные атомы. Поэтому указанные слои сильно ионизированы и имеют очень большую электропроводность. В них наблюдаются такие явления, как полярные сияния и постоянное свечение воздуха, который создает так называемый ночной свет неба; в них происходят также сложные микрофизические процессы, связанные с космическим излучением. Методы изучения всех этих процессов своеобразные; сами их исследования мало связаны с изучением атмосферы возле земной поверхности и в нижних слоях, но тесно связаны с изучением земного магнетизма. Поэтому с недавних пор принято выделять учение о физических (и химических) процессах в высших слоях атмосферы в особую научную дисциплину, которая получила название аэрономии.
ОСНОВНЫЕ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ
Рассмотрим основные метеорологические элементы:
· температура воздуха;
· атмосферное давление;
· влажность воздуха;
· скорость и направление ветра;
· облачность;
· атмосферные осадки;
· метеорологическая дальность видимости (прозрачность атмосферы);
· солнечная радиация и тепловое излучение Земли.
Температура воздуха – важнейшая характеристика теплового состояния воздуха. В метеорологии температуру воздуха принято выражать:
а) в Международной практической температурной шкале (МПТШ), то есть в градусах Цельсия;
б) в градусах Фаренгейта °F.
в) в градусах Кельвина.
T (К) = 273,15 + t °C (2.1)
Атмосферное давление (Р) – это сила, которая действует на единицу поверхности. На практике давление измеряется высотой ртутного столба в мм, вес которой уравновешивает давление атмосферы.
Атмосферное давление впервые измерил итальянский ученый Эванджелиста Торричелли в 1644 году.
Нормальным атмосферным давлением (на уровне моря) принятое значение 760 мм ртутного столба ( мм рт. ст.) при температуре 0 градусов Цельсия. Если давление атмосферы, например, 780 мм рт. ст., то это значит, что воздух имеет такое же давление, которое создает вертикальный столб ртути высотой 780 мм. Таким образом, за нормальное атмосферное давление принимают давление столбика ртути высотой 760 мм при 0 °С. Такое давление на практике принят за единицу давления и названо физической атмосферой (атм).
P = ρ · g · h , (2.2)
где ρ – плотность ртути, г/см3; ρртути = 13,596 г/см3;
g – ускорение свободного падения, g = 9,8 м/с2;
h = 0,76 м.
1 атм = 13,6 · 103 кг/м3 · 9,8 м/с2 · 0,76 г = 1,013 ·105 н/м2.
В метеорологии давление измеряют в миллибарах (мб) ли гектопаскалях (гПа).
1 мб = 102 н/м2 = 107 Дин/см2
1 гг рт.ст. = 1333,3 Дин/см2 = 1,33 мб = 1,33 гПа
1 мб = 0,75 мм рт.ст.
Влажность воздуха – это содержание в воздухе водного пара. Характеризуется рядом показателей, которые рассмотрены в лекции № 5.
Скорость и направление ветра. Ветром называют движение воздуха относительно земной поверхности. Направление ветра определяется той точкой горизонта, откуда он дует. Для обозначения направления ветра в метеорологической практике используют 16 румбов. Отсчет ведется от севера через восток. В таблице 2.1 приведен названия и обозначения румбов.
Таблица 2.1 – Названия и обозначение румбов
|
Название |
Сокращенное международное |
Сокращенное украинское |
Азимут, ° |
Румб |
|
1 |
2 |
3 |
4 |
5 |
|
Северный |
N (норд) |
П |
0 (360) |
1 |
|
Северо-северо-восточный |
NNE (норд-норд-ост) |
ППС |
22,5 |
2 |
|
Северо-восточный |
NE (норд-ост) |
ПС |
45 |
3 |
|
Восточно-северо-восточный |
ENE (ост-норд-ост) |
СПС |
67,5 |
4 |
|
Восточный |
E (ост) |
С |
90 |
5 |
|
Восточно-южно-восточный |
ESE (ост-зюйд-ост) |
СПдС |
112,5 |
6 |
|
Юго-восточный |
SE (зюйд-вест) |
ПдС |
135 |
7 |
|
Южно-южно-восточный |
SSE (зюйд-зюйд-вест) |
ПдПдС |
157,5 |
8 |
|
Южный |
S (зюйд) |
Пд |
180 |
9 |
|
Южно-южно-западный |
SSW (зюйд-зюйд-вест) |
ПдПдЗ |
202,5 |
10 |
|
Юго-западный |
SW (Зюйд-вест) |
ПЗ |
225 |
11 |
|
Западно-южно-западный |
WSW (вест-зюйд-вест) |
ЗПдЗ |
247,5 |
12 |
|
Западный |
W (вест) |
С |
270 |
13 |
|
Западно-южно-западный |
WNW (вест-норд-вест) |
ЗПдЗ |
292,5 |
14 |
|
Северо-западный |
NN (северо-западный) |
ПЗ |
315 |
15 |
|
Северо-северо-западный |
NNW (норд-норд-вест) |
ППЗ |
337,5 |
16 |
Скорость ветра принятая выражать в м/с, в некоторых случаях – в км/ч.
Облачность. Облака представляют собой систему капель воды или ледяных кристалликов, тех ли и других вместе, взвешенных в атмосфере на некоторой высоте над земной поверхностью. Совокупность облаков на небесном своде называют облачностью. При наблюдениях за облачностью на метеостанциях определяют количество, форму и вид облаков. Количеством облаков называют степень покрытия небесного свода облаками. Оно определяется визуально по десятибалльной шкале (от 0 до 10 баллов). Один балл означает, что облаками покрытая одна десятая часть небесного свода. Безоблачному небу отвечает 0 баллов, а полному покрытию неба облаками – 10 баллов.
Атмосферные осадки. Атмосферными осадками называют все виды воды в жидком или твердом состоянии, которые выпадает из облаков.
Количество осадков выражается высотой слоя воды в мм, что образовался бы в результате выпадения осадков на горизонтальной поверхности при отсутствии испарения, просачивание и стока, а также при условии, что осадки, выпавшие в твердом виде, полностью растаяли. Интенсивностью осадков называют их количество в мм, которое выпадает за одну минуту.
Метеорологическая дальность видимости – это наименьшее расстояние, на котором наблюдаемый объект под влиянием атмосферной дымки не отличается от окружающего его фона, то есть становится невидимым.
МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ
Результаты взаимодействия некоторых атмосферных процессов, которые характеризуются определенными сочетаниями нескольких метеорологических элементов, называются атмосферными явлениями.
К атмосферным явлениям относятся: гроза, метель, пыльная бурая, туман, смерч, полярное сияние и др.
Все метеорологические явления, за которыми осуществляются наблюдение на метеорологических станциях, разделяются на такие группы:
- гидрометеоры, представляют собой сочетание редких и твердых или тех и других вместе частиц воды, взвешенных в воздухе (облака, туманы), которые выпадают в атмосфере (осадки); которые оседают на предметах возле земной поверхности в атмосфере (роса, иней, гололедица, изморозь); или поднятых ветром с поверхности земли (вьюга);
- литометеоры, представляют собой сочетание твердых (не водных) частичек, которые поднимаются ветром с земной поверхности и переносятся на некоторое расстояние или остаются взвешенными в воздухе (пыльная поземка, пылевые бури и др.);
- электрические явления, к которых належат проявления действия атмосферного электричества, которые мы видим или слышим (молния, гром);
- оптические явления в атмосфере, которые возникают в результате отражения, преломление, рассеяние и дифракции солнечного или месячного света (гало, мираж, радуга и др.);
- неклассифицированные (разные) явления в атмосфере, которые тяжело отнести к какому-нибудь виду, указанного выше (шквал, вихрь, смерч).
ВЕРТИКАЛЬНАЯ НЕОДНОРОДНОСТЬ АТМОСФЕРЫ.
ВАЖНЕЙШИЕ СВОЙСТВА АТМОСФЕРЫ
По характеру распределения температуры с высотой атмосфера разделяется на несколько слоев: тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера, экзосфера.
На рисунке 2.3 представленный ход изменения температуры с удалением от земной поверхности в атмосфере.
 |
А – высота 0 км, t = 15 0С; В – высота 11 км, t = -56,5 0С;
C – высота 46 км, t = 1 0С; D – высота 80 км, t = -88 0С;
Рисунок 2.3 – Ход температуры в атмосфере
Тропосфера
Мощность тропосферы в наших широтах достигает 10-12 км. В тропосфере сосредоточена основная часть массы атмосферы, поэтому здесь наиболее ярко проявляются разнообразные явления погоды. В этом слое наблюдается непрерывное снижение температуры с высотой. Оно составляет в среднем 6 0С на каждые 1000 г. Солнечные лучи сильно нагревают земную поверхность и прилегающие нижние слои воздуха.
Тепло, которое идет от земли, поглощается водяным паром, углекислым газом, частицами пыли. Выше воздух более разрежен, водного пара в нем меньшее, а излучаемое снизу тепло уже поглощено нижними слоями – поэтому воздух там холоднее. Отсюда постепенное падение температуры с высотой. Зимой поверхность земли сильно охлаждается. Этому способствует снежный покров, который отражает большую часть солнечных лучей и вместе с тем излучает тепло в более высокие слои атмосферы. Поэтому, воздух возле поверхности земли очень часто холоднее, чем вверху. Температура с высотой немного повышается. Эта так называемая зимняя инверсия (обратный ход температуры). В летнее время земля нагревается солнечными лучами сильно и неравномерно. От наиболее нагретых участков поднимаются воздушные струйки, вихри. На смену воздуху, что поднялся, притекает воздух со стороны менее нагретых участков, в свою очередь, замещаясь воздухом, который опускается сверху. Возникает конвекция, которая вызывает перемешивание атмосферы в вертикальном направлении. Конвекция уничтожает туман и уменьшает запыленность нижнего слоя атмосферы. Таким образом, благодаря вертикальным движениям в тропосфере происходит постоянное перемешивание воздуха, который обеспечивает постоянство его состава на всех высотах.
Тропосфера – это место постоянного формирования облаков, осадков и других явлений природы. Между тропосферой и стратосферой находится тонкий (1 км) переходный пласт, названный тропопаузой.
Стратосфера
Стратосфера простирается до высоты 50-55 км. Стратосфера характеризуется ростом температуры с высотой. До высоты 35 км рост температуры происходит очень медленно, выше 35 км температура растет быстро. Рост температуры воздуха с высотой в стратосфере связан с поглощением солнечной радиации озоном. На верхней границе стратосферы температура резко колеблется в зависимости от времени года и широты места. Разрежение воздуха в стратосфере приводит к тому, что небо там почти черного цвета. В стратосфере всегда хорошая погода. Небо безоблачное и лишь на высоте 25-30 км появляются перламутровые облака. В стратосфере также имеет место интенсивная циркуляция воздуха и наблюдаются вертикальные его перемещения.
Мезосфера
Над стратосферой находится слой мезосферы, приблизительно до 80 км. Здесь температура с высотой падает до нескольких десятков градусов ниже нуля. Вследствие быстрого падения температуры с высотой в мезосфере сильно развитая турбулентность. На высотах, близких к верхней границе мезосферы (75-90 км), наблюдаются серебристые облака. Наиболее вероятно, что они состоят из ледяных кристаллов. На верхней границе мезосферы давление воздуха раз в 200 меньшее, чем у земной поверхности. Таким образом, в тропосфере, стратосфере и мезосфере вместе, до высоты 80 км, находится более чем 99,5 % всей массы атмосферы. На выше расположенные слои приходится незначительное количество воздуха.
Термосфера
Верхняя часть атмосферы, над мезосферой, характеризуется очень высокими температурами и потому носит название термосферы. В ней различаются, однако, две части: ионосферу, которая простирается от мезосферы к высотам порядка тысячи километров, и экзосферу , которая расположенная над ней. Экзосфера переходит в земную корону.
Температура здесь увеличивается и достигает на высоте 500-600 км + 1600 0С. Газы здесь сильно разрежены, молекулы редко сталкиваются друг с другом.
Воздух в ионосфере чрезвычайно разрежен. На высотах 300-750 км его средняя плотность порядка 10-8-10-10 г/м3. Но и при такой маленькой плотности 1 см3 воздух на высоте 300 км еще содержит около одного миллиарда молекул или атомов, а на высоте 600 км – свыше 10 миллионов. Это на несколько порядков больше, чем содержание газов в межпланетном пространстве.
Ионосфера, как говорит самое название, характеризуется очень сильной степенью ионизации воздуха – содержание ионов здесь во много раз большее, чем в ниже расположенных слоях, несмотря на большую общую разреженность воздуха. Эти ионы представляют собой в основном заряженные атомы кислорода, заряженные молекулы оксидов азота и свободные электроны.
В ионосфере выделяется несколько слоев или областей с максимальной ионизацией, в особенности на высотах 100-120 км (пласт Е) и 200-400 км (пласт F). Но и в промежутках между этими пластами степень ионизации атмосферы остается очень высокой. Положение ионосферных слоев и концентрация ионов в них все время меняются. Сосредоточение электронов в особо большой концентрации называют электронными облаками.
От степени ионизации зависит электропроводность атмосферы. Поэтому в ионосфере электропроводность воздуха в общем в 10-12 раз большее, чем у земной поверхности. Радиоволны подвергаются в ионосфере поглощению, преломлению и отражению. Волны длиной более 20 м вообще не могут пройти сквозь ионосферу: они отражаются электронными облаками в нижней части ионосферы (на высотах 70-80 км). Средние и короткие волны отражаются выше расположенными ионосферными слоями.
Именно вследствие отражения от ионосферы возможная далекая связь на коротких волнах. Многоразовое отражение от ионосферы и земной поверхности позволяет коротким волнам зигзагообразно распространяться на большие расстояния, огибая поверхность Земного шара. Так как положение и концентрация ионосферных слоев непрерывно меняются, меняются и условия поглощения, отражения и распространение радиоволн. Поэтому для надежной радиосвязи необходимо непрерывное изучение состояния ионосферы. Наблюдение над распространением радиоволн и есть средством для такого исследования.
В ионосфере наблюдаются полярные сияния и близкое к ним по природе свечение ночного неба – постоянная люминесценция атмосферного воздуха, а также резкие колебания магнитного поля – ионосферные магнитные буры.
Ионизация в ионосфере проходит под действием ультрафиолетовой радиации Солнца. Ее поглощение молекулами атмосферных газов приводит к возникновению заряженных атомов и свободных электронов. Колебание магнитного поля в ионосфере и полярные сияния зависят от колебаний солнечной активности. С изменениями солнечной активности связаны изменения в потоке корпускулярной радиации, которая идет от Солнца в земную атмосферу. А именно корпускулярная радиация имеет основное значение для указанных ионосферных явлений. Температура в ионосфере растет с высотой до очень больших значений. На высотах близко 800 км она достигает 1000°.
Говоря о высоких температурах ионосферы, имеют в виду то, что частицы атмосферных газов двигаются там с очень большими скоростями. Однако плотность воздуха в ионосфере так мала, что тело, которое находится в ионосфере, например спутник, не будет нагреваться путем теплообмена с воздухом. Температурный режим спутника будет зависеть от непосредственного поглощения им солнечной радиации и от отдачи его собственного излучения в окружающее пространство.
Экзосфера
Атмосферные слои выше 800-1000 км выделяются по названию экзосферы (внешней атмосферы). Скорости движения частиц газов, в особенности легких, здесь очень большие, а вследствие чрезвычайной разреженности воздуха на этих высотах частицы могут облетать Землю по эллиптическим орбитам, не сталкиваясь между собою. Отдельные частицы могут при этом иметь скорости, достаточные для того, чтобы преодолеть силу тяжести. Для незаряженных частиц критической скоростью будет 11,2 км/с. Такие в особенности быстрые частицы могут, двигаясь по гиперболическим траекториям, вылетать из атмосферы в мировое пространство, "выскальзывать", рассеиваться. Поэтому экзосферу называют еще сферой рассеяния. Выскальзыванию поддаются преимущественно атомы водорода.
Недавно предполагалось, что экзосфера, а с ней вообще земная атмосфера, заканчивается на высотах порядка 2000-3000 км. Но наблюдения с помощью ракет и спутников показали, что водород, который выскальзывает из экзосферы, образовывает вокруг Земли так называемую земную корону, которая простирается более чем до 20000 км. Конечно, плотность газа в земной короне ничтожно маленькая.
С помощью спутников и геофизических ракет установлено существование в верхней части атмосферы и в околоземном космическом пространстве радиационного пояса Земли, который начинается на высоте нескольких сотен километров и простирается на десятки тысяч километров от земной поверхности. Этот пояс состоит из электрически заряженных частиц – протонов и электронов, захваченных магнитным полем Земли, которые двигаются с очень большими скоростями. Радиационный пояс постоянно теряет частицы в земной атмосфере и пополняется потоками солнечной корпускулярной радиации.
По составу атмосфера делится на гомосферу и гетеросферу.
Гомосфера простирается от поверхности земли до высоты около 100 км. В этом слое процентное содержание основных газов не изменяется с высотой. Остается постоянным и молекулярный вес воздух.
Гетеросфера располагается выше 100 км. Здесь кислород и азот находятся в атомарном состоянии. Молекулярный вес воздуха с высотой уменьшается.
Имеет ли атмосфера верхнюю границу? Атмосфера не имеет границы, а, постепенно разрежаясь, переходит в межпланетное пространство.
ГОРИЗОНТАЛЬНАЯ НЕОДНОРОДНОСТЬ АТМОСФЕРЫ
Атмосфера по своим физическим свойствам неоднородная не только в вертикальном, но и в горизонтальном направлении. Изменения метеорологических элементов по горизонтали происходит неравномерно.
Большие объемы воздуха в тропосфере, которые имеют относительно однородные свойства и перемещаются в одном направлении называются воздушными массами.
Свойства воздушной массы определяются местом ее формирования, то есть характером подстилающей поверхности, над которой она продолжительное время находилась. Например, воздушной массе, сформированной над ледяным покровом Арктики, присущи низкие температура и упругость водного пара, большая прозрачность. А воздушной массе, сформированной над тропическими широтами – высокая температура, влажность и большое помутнение.
Принято различать следующие воздушные массы (географическая классификация):
- арктический воздух, который формируется за Полярным кругом, в Антарктическом бассейне и над связанными с ним частями материков;
- умеренный воздух, который формируется в умеренных широтах;
- тропический воздух, который формируется в тропических и субтропических областях, а летом, иногда, в южных районах умеренных широт;
- экваториальный воздух, который формируется в экваториальной зоне и иногда переходный из одного полушария в другое.
Различают морские и континентальные воздушные массы, в зависимости от поверхности, над которой они сформировались.
Воздушные массы в тропосфере находятся в непрерывном движении, то есть перемещаются из места своего формирования в другие области. При перемещении воздушной массы с одной подстилающей поверхности на другую, например, с суши на море, происходит изменение ее характеристик, называемое трансформацией. При трансформации иногда может измениться даже географический тип воздушной массы.
Наряду с географической классификацией воздушные массы разделяют на холодные и теплые.
Холодной воздушной массой называется такая воздушная масса, приход которой вызовет похолодание в данном районе. Холодная масса обычно движется на более теплую подстилающую поверхность.
Теплой воздушной массой называется воздушная масса, приход которой в данный район вызовет потепление. Теплая воздушная масса движется на более холодную подстилающую поверхность.
Воздушные массы постоянно взаимодействуют между собою. В границах одной воздушной массы метеорологические элементы изменяются незначительно. При переходе же от одной воздушной массы к другой происходит скачкообразное изменение метеорологических элементов.
Переходные зоны между соседними воздушными массами, в которых метеорологические элементы быстро изменяются в горизонтальном направлении, называют фронтальными зонами (поверхностями) или фронтами. Фронтальная зона всегда наклонена в сторону холодного воздуха, но угол его наклона составляет лишь несколько угловых минут.
На рисунке 2.4 приведена схема образования атмосферного фронта.
 |
Рисунок 2.4 – Схема образования атмосферного фронта
Фронты разделяют на холодные и теплые.
Если холодный воздух надвигается клином под отступающий теплый воздух, вытесняя его вверх, то фронт называется холодным.
Если теплый воздух постепенно натекает на отступающий холодный воздух, то фронт называется теплым.
Соответственно географической классификации воздушных масс принято различать три главных фронта:
- арктический – между арктическим и умеренным воздухом;
- фронт умеренных широт – между умеренным и тропическим воздухом;
- тропический – между тропическим и экваториальным воздухом.
Перемещение, трансформация и взаимодействие воздушных масс и фронтальных поверхностей является важнейшими объектами изучения в синоптической метеорологии, так как именно они обуславливают изменения погоды. При прохождении фронтов часто наблюдаются интенсивное образование облаков, выпадение осадков, усиление ветра, туманы, грозы, шквалы и другие метеорологические явления.
На основании взаимодействия воздушных масс с подстилающей поверхностью, в атмосфере выделяют два слоя:
- граничный слой атмосферы или слой трения;
- свободную атмосферу.
В граничном слое, который простирается от поверхности Земли в среднем до высоты 1-1,5 км, на характер движения большое влияние имеет земная поверхность и сила турбулентного трения. В этом слое ярко обнаруживаются суточные изменения температуры, давления, влажности воздуха, направления и скорости ветра и других метеорологических элементов.
В свободной атмосфере силами турбулентного перемешивания можно пренебречь. Здесь на характер движения воздуха земная поверхность практически не влияет и суточный ход метеорологических элементов более гладкий.
ЦИКЛОНЫ И АНТИЦИКЛОНЫ
Циклон или антициклон – это определенная вихревая форма циркуляции атмосферы.
Циклон – это замкнутая изобарическая область с низким давлением в центре и увеличением давления от центра к периферии циклона.
Антициклон – это замкнутая изобарическая область с повышенным давлением в центре и снижением давления от центра к периферии антициклона.
По широтной зоне образования циклоны разделяют на внетропические и тропические, а антициклоны – на внетропические и субтропические.
Циклоны и антициклоны получают название по названию района возникновение или вхождения на территорию региона. Например, сибирский антициклон, среднеземноморский циклон и т. п.
Диаметр циклона составляет около 1000 км. Глубина внетропических циклонов (то есть давление в центре) колеблется от 950 до 1050 мб. Ветер у поверхности Земли в северном полушарии обращает вихрь против часовой стрелки, так как ветер направлен в сторону низкого давления. Температура в молодых циклонах распределенная неравномерно. По мере развития циклона температура выравнивается. В центральной части циклона наблюдается облачность и осадки. Поэтому обычно в циклонах погода плохая. В центральной части циклона происходит перемещение воздушных масс с запада на восток. Скорость перемещения составляет 30-50 км/ч. В северном полушарии движение воздуха осуществляется против часовой стрелки, в южном полушарии – по часовой стрелкой.
Диаметр антициклона около 2000 км. Давление в центре антициклона составляет 1020-1030 мб, иногда может достигать 1070 мб. В антициклоне ветер в северном полушарии вращает вихрь по часовой стрелке. В центральной части антициклона обычно малооблачная погода. В северном полушарии движение воздуха осуществляется по часовой стрелке, в южном полушарии – против часовой стрелки.
Циклоны и антициклоны разделяют на стационарные (которые перемещаются с скоростью меньшее 5 км/ч), малоподвижные (скорость движения 5-10 км/ч) и подвижные (скорость движения свыше 10 км/ч).
Возникновение, развитие и движение циклонов и антициклонов называют циклонической деятельностью. Она является важным звеном общей циркуляции атмосферы. Известно, что в тропической зоне Земли накапливается огромное количество тепловой энергии, а в полярных областях затрата тепла превышает ее поступление от Солнца. По этой причине, вследствие неравномерного поступления солнечной радиации на земную поверхность и ее поглощения над отдельным районами получаются большие градиенты температуры воздуха. Это вызывает образование фронтов.
Циклоны и антициклоны могут быть фронтальными (получаются на фронтах) и нефронтальными. К нефронтальным циклонам относятся тропические и термические, которые возникают летом над сушей при сильном нагреве воздуха от подстилающей поверхности. Нефронтальные антициклоны чаще образуются зимой над сильно охлажденными континентами.
Внетропические циклоны в большинства случаев являются фронтальными. Внетропические фронтальные антициклоны обычно формируются в холодном воздухе и перемещаются за холодным фронтом в тыл циклонов.
В эволюции внетропических фронтальных циклонов условно выделяют три стадии:
- стадия возникновения. Начальным условием возникновения циклона есть движение воздушных масс по обе стороны фронта в противоположном направлении или в одном направлении, но с разными скоростями. При таком движении воздушных масс на каком-то участке прямолинейного фронта сначала происходит искривление линии фронта в виде волны. Воздушный поток в месте возникновения волны образовывает завихрение: часть холодного воздуха начинает вклиниваться под теплый воздух, а часть теплого воздуха натекает по наклонной поверхности на холодный воздух. При таком движении воздушных масс на стационарном фронте возникает два подвижных участка: холодный и теплый фронты, которые постоянно удлиняются. Появление вихревого движения воздуха сопровождается снижением давления в небольшой области, которая ограничена на синоптической карте одной замкнутой изобарой, кратной 5 гПа;
- стадия молодого циклона. Характеризуется образованием хорошо выраженного теплого сектора циклона, который расположен между холодным и теплым фронтом и системой нескольких замкнутых изобар. Так как скорость холодного фронта больше скорости теплого фронта, то спустя некоторое время проходит сужение теплого сектора, который сопровождается дальнейшим снижением давления в центре циклона;
- стадия максимального развития циклона. Падание давления в его центральной части прекращается, теплый сектор суживается, в тыловой части появляются вторичные холодные фронты. На этой стадии развития облачная система циклона приобретает четко выраженную спиралеобразную формы, при этом происходит смыкание облачных спиралей теплого и холодного фронтов (окклюдирование). Дальнейшее окклюдирование циклона приводит к вытеснению теплого воздуха вверх и исчезновение отдельно существовавших теплого и холодного фронтов. Близ поверхности земли он заполняется холодным воздухом, который в процессе дальнейшей эволюции циклона распространяется вверх. Масса воздуха увеличивается, поэтому возрастает давление в центре циклона;
- стадия заполнения. На этой стадии развития циклона фронты окклюзии размываются, поскольку циклон состоит из почти однородного воздуха, облачные системы деградируют, горизонтальные градиенты температуры и давления значительно уменьшаются, резко падает скорость ветра и в конце концов, циклон исчезает как самостоятельная барическая система возле земли, хотя на высоте он может прослеживаться еще на протяжении некоторого времени.
Существование циклона от начала окклюдирования до его полного исчезновения на синоптической карте происходит за 3-4 суток.