Учение об атмосфере

Из-за формы Земли происходит неравномерное распределение солнечного тепла в течении года, наблюдается сезонность года, неодинаково выраженная на разных широтах. По этой причине возникают тепловые пояса или зональность климата Земли.

Суша и море неравномерно распределены (29% и 71%), причем большая часть суши приходится на северное полушарие. В связи с этим формируются морской и континентальный климаты. Континентальный климат лишен смягчающего влияния Океана. Главное его отличие от климата морского - большие, возрастающие с увеличением континентальности, годовая и суточная амплитуды колебаний температуры. Влажность воздуха в континентальном климате меньше, чем в морском: уменьшаются облачность, осадки, скорость ветра.

Характер подстилающей поверхности влияет на передачу атмосфере солнечного тепла, влаги влияет на движение воздуха. Определяет формирование различных климатов в пределах одного теплового пояса, объясняет несовпадение границ климатических поясов с границами поясов освещения. Подстилающая поверхность - второй из двух важнейших факторов формирования климата.

Большое влияние на формирование климата над Океаном и над прилегающими к нему частями континентов оказывают океанские течения. Они переносят тепло и холод. Холодные течения уменьшают неустойчивость атмосферы, ослабляют вертикальность движения воздуха и обмен теплом и влагой. Над холодными течениями испарение происходит менее интенсивно, чем над теплыми. Над ними и на границе их с теплыми течениями часто возникают туманы.

Влияние орографии (высоты и взаиморасположения неровностей на земной поверхности) особенно сказывается там, где горы. С высотой увеличивается солнечная радиация, но увеличивается и излучение, поэтому температура понижается. Иногда зимой происходит обратное явление - инверсию температуры, вызванную стеканием холодного воздуха в котловину между хребтами. Количество осадков с высотой возрастает до известного предела, выше которого оно уменьшается. Там, где осадки выпадают в твердом виде и не успевают стаять, на горах возникают ледники, оказывающие влияние на климат. Также на климат влияет экспозиция склонов, их неодинаковое положение по отношению к господствующим ветрам. Горы служат барьерами, задерживающими воздушные течения, особенно холодные, когда воздух растекается небольшим слоем. Например, влияние Крымских и Кавказских гор на климат Черноморского побережья. С влиянием гор на состояние атмосферы связана вертикальная поясность климатов, осложняющая горизонтальную климатическую зональность. Оледенение занимает значительную площадь в полярных районах и тоже влияет на климат Земли. Ледяной покров снижает температуру воздуха в полярных районах, увеличивая контрасты между высокими и низкими широтами.

Наблюдения и эксперимент в метеорологии.

Фактические сведения об атмосфере, погоде и климате получают из наблюдений. Анализ результатов наблюдений в метеорологии и климатологии для выяснения причинных связей в изучаемых явлениях. Непрерывно наблюдая за атмосферными процессами, человек является зрителем и регистратором тех грандиозных опытов, которые ставит сама природа, без его участия. К числу метеорологических экспериментов относятся, например, опыты осаждения облаков и рассеяния туманов путем различных физико-химических воздействий на них. Насаждение лесных полос, создание водохранилищ, орошение местности вносят некоторые изменения в состояние приземного слоя воздуха. Тем самым и они являются в некоторой степени средствами метеорологического (климатологического) эксперимента. Применяется и моделирование некоторых атмосферных процессов в лаборатории, т.е. воспроизведение их в малом масштабе и при упрощенных условиях. Например, моделируется даже общая циркуляция атмосферы.

Человек проводит наблюдения, затем подвергает анализу в целях выяснения закономерностей, существующих в атмосферных процессах. Поэтому большое значение имеет статистический анализ проведенных наблюдений, особенно применение осреднения, которое отсеивает случайные детали явлений и ясно показывает их особенности. Это очень важно для климатологии, где проводятся наблюдения, затем эти результаты сопоставляются, сравниваются во времени и пространстве. Атмосферные процессы настолько изменчивы и многообразны, что для изучения современного климата необходимо наблюдать их в течение длительного многолетнего периода. Все полученные выводы и результаты наблюдений подвергаются статистическому анализу; поэтому климатические характеристики являются статистическими выводами из многолетних рядов наблюдений. Это многолетние средние значения различных метеорологических величин, средние из ежегодных отклонений от многолетних средних значений за многолетний период, повторяемости тех или других явлений, средние и крайние сроки наступления определенных явлений и т.д.

Для выражения количественных связей между явлениями в метеорологии употребительны также эмпирические формулы, коэффициенты которых подбираются из опыта, т.е. опять-таки из большего числа сравнительных наблюдений. Статистика помогает делать прогнозы дальнейшего развития процессов и к сознательному воздействию на них. Физические явления объясняются законами физики, поэтому применяют физико-математический анализ, составляются дифференциальные уравнения, описывающие атмосферные процессы. На этой основе находить количественные закономерности атмосферных процессов и прогнозировать их дальнейшее течение.

При сопоставлении наблюдений применяются географические карты. На карту можно нанести фактические результаты наблюдений, сделанные в разных местах в один и тот же момент. Такая карта называется синоптической; она позволяет видеть, как распределялись условия погоды, каковы были свойства атмосферы и характер атмосферных процессов в этот момент над большой территорией и отсюда можно делать выводы о будущей погоде. Можно наносить на карты и результаты статистической обработки многолетних наблюдений; тогда мы получаем климатологические карты. Например, карты средних температур или осадков на определенной территории за тот или иной месяц, карты средних дат установления снежного покрова, карты повторяемости гроз, наибольших и наименьших температур, наблюдавшихся в данной местности и др.

Метеорологические наблюдения - это измерения и качественные оценки метеорологических величин, к которым относятся температура и влажность воздуха, атмосферное давление, скорость и направление ветра, облака, количество осадков, поток тепла и др. К ним относятся величины, непосредственно не отражающие свойства атмосферы или атмосферных процессов, но тесно связанные с ними. Таковы температура почвы или поверхности слоя воды, испарение, высота и состояние снежного покрова, продолжительность солнечного сияния и т.д.

Метеорологические наблюдения над состоянием атмосферы вне приземного слоя, до высот около 40км, носят название аэрологических наблюдений. От них отличаются по методике наблюдения над состоянием высоких слоев атмосферы, которым можно дать название аэрономических наблюдений. Наблюдения проводятся метеорологических и аэрологических обсерваториях. Наблюдения над основными метеорологическими величинами ведутся примерно на 4000 метеорологических и 800 аэрологических станциях по всему земному шара.

Длительность и непрерывность наблюдений.

Метеонаблюдения должны быть длительными и непрерывными. Отдельные годы сильно отличаются друг от друга по режиму атмосферных процессов. При изучении климата необходимо иметь многолетние ряды систематических наблюдений. Чтобы станции не меняли своего местоположения, перенос станции в другое место обрывает многолетний ряд наблюдений и нарушает его однородность. Негативно сказывается на однородности рядов наблюдений застройка местности. Наблюдения должны быть постоянными и непрерывными. Каждый день в атмосфере наблюдаются все новые разнообразные условия, а при прогнозе погоды на будущее приходится исходить из фактических условий в настоящем и будущем.

Метеорологическая сеть. Для изучения географического распределения метеорологических величин и сравнения состояния атмосферы (погоды и климата) в различных местах земли необходимо, чтобы метеорологические станции в каждой стране и во всех странах мира вели наблюдения по возможности однотипными приборами, по единой методике, в определенные часы суток. То есть в станции каждой стране и во всем мире должны составлять единое целое-сеть метеорологических станций, метеорологическую сеть. Они устанавливаются в местах характерных для данного района. Показания станции должны быть репрезентативными, то есть характерными не только для ее ближайших окрестностей, но и для возможно большего окружающего района.

Метеорологические наблюдения должны быть длительными и непрерывными, чтобы иметь ряды систематических наблюдений. Важно также, чтобы станции не меняли своего местоположения: перенос станции в другое место обрывает многолетний ряд наблюдений или нарушает его однородность. Вредно сказывается на однородность рядов наблюдений застройка местности. Наблюдения должны быть постоянными и непрерывными, потому что при прогнозе погоды на будущее приходится исходить из фактических условий в настоящем и прошлом.

Развитие метеорологической сети.

Они возникли в 19веке, до этого наблюдения производились в отдельных немногочисленных пунктах. В 20 веке они распространены везде во всех континентах. На территории РФ действует несколько тысяч метеопостов для наблюдений над осадками и снежным покровом. В океанах применяются специальные суда погоды (метеорологические суда), длительно находящиеся в определенных районах океана. Недостаточно развита метеосеть в Арктике и Антарктике. Метеонаблюдения нужны для ежедневного прогноза погоды, для этого необходимо иметь хорошую радиосвязь, через которую передаются результаты наблюдений из отдаленных районов. В настоящее время существуют и автоматические станции, которые устанавливаются в труднодоступных и неудобных для жизни районах, например, во льдах Арктики; наблюдения их автоматически передаются по радио.

Сеть аэрологических станций возникла позднее в 20 веке, густота ее еще невелика в сравнении с сетью метеорологических станций. Также производятся наблюдения с самолетов.

Программа наблюдений на метеостанциях.

Во всем мире производятся одновременные (синхронные) наблюдения через каждые три часа, затем они передаются по радио, телефону, телеграфу в органы службы погоды. Там по ним составляются синоптические карты для предсказания погоды. На метеостанциях основного типа регистрируются следующие метеовеличины: температура воздуха на высоте 2м над земной поверхностью, атмосферной давление, влажность воздуха-парциальное давление водяного пара в воздухе и относительная влажность.

Ветер-горизонтальное движение воздуха на высоте 10-12м над земной поверхностью. Измеряется его скорость и определяется направление, откуда он дует.

Облачность-степень покрытия неба облаками, типы облаков по международной классификации, высота нижней границы облаков, скорость и направление движения облаков.

Количество осадков и их типы (дождь, снег, морось), продолжительность солнечного сияния, температура поверхности почвы, высота и плотность снежного покрова. На некоторых станциях-испарение с водных поверхностей или с почвы. Регистрируются также метели, шквалы, бури, грозы, смерчи, мгла, пыльные бури, грозы, тихие электрические разряды, полярные сияния и другие оптические явления в атмосфере (радуга, круги и венцы вокруг дисков светил, миражи). Количество осадков измеряются четыре раза в сутки, высота снежного покрова - один раз в сутки, плотность снега - один раз в пять дней.

Метеорологические приборы, они необходимы для измерения метеовеличин. Для сетевых приборов необходима однотипность, облегчающая работу сети и обеспечивающая сравнимость наблюдений. Степень облачности, дальность видимости, характер осадков производятся без приборов. В настоящее время в приборостроении создаются новые конструкции приборов с использованием современной техники: термо и фотоэлементов, полупроводников, радиосявзи и радиолокации, различных химических реакций и т.д. На экране радиолокатора (радара) можно увидеть скопления облаков, области осадков, грозы, тропические циклоны.

Методы аэрологических наблюдений.

Наиболее простым видом аэрологических наблюдений является ветровое зондирование, т.е. наблюдения над ветром в свободной атмосфере с помощью шаров - пилотов. Это небольшие шары, наполняемые водородом и выпускаемые в свободный полет и по нему можно узнать скорость и направление ветра на тех высотах, на которых он летит. Сейчас используют радиолокацию (радиоветровое зондирование).

Температурное зондирование, это регулярные (2 раза в сутки) выпуски шаров-зондов с резиновыми оболочками, к которому прикреплены автоматические приборы для регистрации температуры, давления и влажности воздуха. Благодаря этому мы знаем о слоях атмосферы до высоты 30-40км.

В1957-58г в СССР, а затем в США запущены первые спутники Земли с автоматическими приборами в высокие слои атмосферы десятки тысяч км. С 1960г запускаются метеорологические спутники, для исследования нижележащих слоев атмосферы. Они передают фототелевизионные и инфракрасные изображения облачного покрова по всему земному шару, а также измеряют потоки солнечной и земной радиации.

Метеорологические службы существуют во всех странах, в состав которых входят все сети станций и научные метеорологические учреждения. Их задачей является научное исследование атмосферы и практическое обслуживание народного хозяйства информацией о погоде и климате и прогнозами погоды. Руководство метеослужбой осуществляет Государственный комитет РФ по гидрометеорологии контролю природной среды. В систему Госкомгидромет, кроме сети станций, входят научные институты, гидрометеообсерватории и органы службы погоды по всей стране.

Всемирная метеорологическая организация (ВМО) при ООН, секретариат находится в Женеве, была восстановлена после второй мировой войны. В 1873г состоялся первый Международный метеорологический конгресс, заложивший основы Международной метеорологической организации. Задачей является организация Всемирной службы погоды, т.е. тесного сотрудничества всех стран мира в постановке метеорологических наблюдений, в распространении информации, в разработке прогнозов погоды по единой согласованной схеме, потому что атмосферные процессы не знают государственных границ. Всемирную службу погоды возглавляют три мировых метеорологических центра _ в Москве, Вашингтоне и Мельбурне и 25 региональных центров. Каждые четыре года собираются всемирные конгрессы ВМО, избирающие Исполнительный комитет и президента организации, регулярно работает ряд технических комиссий и рабочих групп.

Тема: Воздух и атмосфера

1.Состав сухого воздуха у земной поверхности. Атмосфера состоит из смеси газов, называемой воздухом. У земной поверхности воздух влажный, потому что ближе находится кводной поверхности Земли. Содержание водяного пара меняется, это объясняется тем, что при существующих условиях пар может переходить в жидкое и твердое состояние и может поступать в атмосферу заново вследствие испарения с земной поверхности.

Атмосфера Земли возникла в результате выделения газов при вулканических извержениях. С появлением океанов и биосферы она формировалась и за счёт газообмена с водой, растениями, животными и продуктами их разложения в почвах и болотах. В настоящее время атмосфера Земли состоит в основном из газов и различных примесей (пыль, капли воды, кристаллы льда, морские соли, продукты горения). Концентрация газов, составляющих атмосферу, практически постоянна, за исключением воды (H2O) и углекислого газа (СО2). Воздух без водяного пара называют сухим воздухом. У земной поверхности сухой воздух состоит: Азота-78%, О-21%, СО2-0,03%, Аргон-93%. Кроме указанных газов, в атмосфере содержатся неон(Ne), гелий(He), аммиак(NH3),метан(CH4), криптон(Kr), водород(H), ксенон(Xe), закись азота(N2O) и многие другие газы в незначительных количествах. В тропосфере постоянно находится большое количество взвешенных твёрдых и жидких частиц (аэрозоль). Такой процентный состав остается постоянным и одинаковым повсюду. Может меняться содержание углекислого газа, в процессе дыхания и горения в закрытых помещениях, а также в промышленных центрах. Двуокись углерода (СО2) - или углекислый газ, - бесцветный газ с кисловатым запахом и вкусом, продукт полного окисления углерода. Является одним из парниковых газов. К естественным источникам двуокиси углерода в атмосфере относятся вулканические извержения, сгорание органических веществ в воздухе и дыхание представителей животного мира. Также углекислый газ производится некоторыми микроорганизмами в результате процесса брожения, клеточного дыхания и в процессе перегнивания органических останков в воздухе. К антропогенным источникам CO2 в атмосферу относятся: сжигание ископаемых топлив для получения тепла, производства электроэнергии, транспортировки людей и грузов. К значительному выделению CO2 приводят некоторые виды промышленной активности, такие, например, как производство цемента и утилизация газов путем их сжигания в факелах. Всего 118 элементов 6 в разработке.

2. Водяной пар. Воздух содержит водяной пар -- воду, которая под действием солнечного нагревания испаряется с поверхности океанов, морей, рек, озер; с поверхности влажной почвы, в результате транспирации растениями, и при этом в разных местах и в разное время года он поступает в различных количествах. Он поднимается вверх и затем воздушными течениями переносится из одних мест в другие. Количество водяного пара, который находится в воздухе, может быть самое различное. Но есть все же предел, и если количество пара в воздухе превышает этот предел, то избыток выделяется в виде жидкой воды (дождь, туман, роса) или в твердом состоянии (град, иней, снег, гололед, изморозь). Содержание водяного пара в воздухе у земной поверхности от 0,2 до 4%.

Водяной пар -- это невидимый газ. В обыденной жизни говорят очень часто, что из кастрюли идет пар или в морозный день пар выходит изо рта человека. Но это неправильно. Такой видимый пар -- уже не газ, а скопление мельчайших капель жидкой воды, как и туман. От чего же зависит предельное количество водяного пара, которое может находиться в воздухе? Это количество, как многие уже знают из физики, зависит от температуры воздуха: чем выше температура, тем больше воды в виде пара может содержать воздух. С увеличением температуры предельное количество водяного пара растет очень быстро. При 15 градусах оно составляет около 1,5 грамма на кубический метр воздуха. При 0° оно уже близко к 5 граммам, а при 40 градусах -- немного более 51 грамма. В атмосфере может возникать состояние насыщения, т.е. водяной пар содержится в воздухе в количестве, предельно возможном при данной температуре. Водяной пар при этом называют насыщающим, а воздух содержащий его, насыщенным. При понижении температуры воздух достигает состояния насыщения. Часть водяного пара становится избыточной и конденсируется, переходит в жидкое или твердое состояние. Образуются облака, выпадают осадки. Из-за этого содержание водяного пара в каждом участке 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 существенно сказывается на тепловых условиях атмосферы и земной поверхности. 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 также нижних слоев воздуха. На испарение воды с земной поверхности затрачиваются большие количества тепла, а при конденсации водяного пара в атмосфере это тепло отдается воздуху. Облака, возникающие в результате конденсации, отражают и поглощают солнечную радиацию на ее пути к земной поверхности. Осадки, выпадающие из облаков, являются важнейшим элементом погоды и климата. Наконец, наличие водяного пара в атмосфере имеет важное значение для физиологических процессов.

3. Изменение состава воздуха с высотой.

Процентное содержание составных частей сухого воздуха в нижних 100 км с высотой почти не меняется. Воздух постоянно движется и перемешивается по вертикали, и атмосферные газы не расслаиваются по плотности. Выше 100км начинается расслоение газов по плотности. До высоты 200км преобладающим газом остается азот, выше преобладает кислород, причем в атомарном состоянии, под действием УФ-радиации его двухатомные молекулы разлагаются на заряженные частицы. Выше 1000км атмосфера состоит из гелия и водорода.

Процентное содержание водяного пара в воздухе изменяется с высотой. Водяной пар постоянно поступает в атмосферу снизу, а распространяясь вверх, конденсируется, сгущается. Поэтому давление и плотность водяного пара убывают с высотой быстрее, чем давление и плотность остальных газов воздуха. Общая плотность воздуха становится вдвое меньше, чем у земной поверхности, на высоте 5-6 км, а плотность водяного пара в среднем убывает вдвое уже на высоте 1,5-2 км. На высоте 5-6 км давление водяного пара и, следовательно, его содержание в воздухе в 10 раз меньше, чем у земной поверхности, а на высоте 10-12 км -в сто раз меньше. Таким образом, выше 10-15 км содержание водяного пара в воздухе ничтожно мало.

4. Распределение озона с высотой.

С высотой происходит изменение озона в воздухе. У земной поверхности озон содержится в малых количествах. С высотой его содержание растет и на высоте 25-30км наблюдается максимальное количество его; выше оно убывает и на высоте 80км сходит на нет.

Озон представляет собой особую форму кислорода. В отличие от обычной двухатомной молекулы кислорода (О2). Озон состоит из трехатомных его молекул (Оз). Появляется он в результате взаимодействия обычного кислорода с лучистой энергией, поступающей в верхние слои атмосферы.

Основная масса озона сосредоточена на высотах примерно 25 км, но в целом слой озона представляет собой сильно растянутую по высоте оболочку, охватывающую почти всю стратосферу. В озоносфере ультрафиолетовые лучи чаще и сильнее всего взаимодействуют с атмосферным кислородом. Лучистая энергия вызывает распад обычных двухатомных молекул кислорода на отдельные атомы. В свою очередь атомы кислорода часто снова присоединяются к двухатомным молекулам и образуют молекулы озона. Таким же образом отдельные атомы кислорода соединяются в двухатомные молекулы. Интенсивность образования озона оказывается достаточной для того, чтобы в стратосфере существовал слой высокой его концентрации. Если собрать весь озон в одну толщину, то его мощность составит 3мм. Озон играет важную роль в геооболочке, он сильно поглощает солнечную радиацию, повышает температуру тех слоев атмосферы, в котором он находиться. УФ-радиацию Солнца с длинами волн от 0,15до 0,29 мкм (один мкм-миллионная доля метра) он поглощает целиком, тем самым предохраняя от нее живые организмы наземной поверхности.

Взаимодействие кислорода с ультрафиолетовыми лучами -- один из благоприятных процессов в земной атмосфере, способствующих поддержанию жизни на Земле. Поглощение озоном этой энергии препятствует излишнему поступлению ее на земную поверхность, где создается именно такой уровень энергии, который пригоден для существования земных форм жизни. Возможно, в прошлом на Землю поступало большее количество энергии, чем теперь, что и оказывало влияние на возникновение первичных форм жизни на нашей планете. Но современные живые организмы не выдержали бы поступления от Солнца более значительного количества ультрафиолетовой радиации.

5. Жидкие и твердые примеси в атмосферном воздухе. Кроме основных газов в воздух могут проникать другие газы - соединения, возникающие при сгорании топлива (окислы серы, углерода, фосфора), особенно в больших городах и промышленных районах. В состав воздуха входят

1. В состав атмосферы входят также твердые и жидкие частицы, взвешенные в атмосферном воздухе: водяные капли и кристаллы, возникающие в атмосфере при конденсации водяного пара, пыль почвенного и органического происхождения, твердые частицы дыма, сажи, пепла и капли кислот, попадающие в воздух при лесных пожарах, сжигании топлива и вулканических извержениях, частицы морской соли, попадающие в воздух при разбрызгивании морской воды во время волнения (обычно в силу своей гигроскопичности это не твердые частицы, а мельчайшие капли насыщенного раствора соли в воде), микроорганизмы (бактерии), пыльца, споры, наконец, космическая пыль, попадающая в атмосферу (около 1 млн. т в год) из межпланетного пространства, а также возникающая при сгорании метеоров в атмосфере. Особое место среди атмосферных примесей занимают продукты искусственного радиоактивного распада, заражающие воздух при испытательных взрывах атомных и термоядерных бомб. Небольшую часть перечисленных примеси составляет крупная пыль, радиусом более 5 мкм. Почти 95 % частиц имеет радиусы менее 5 мкм. Вследствие такой малости они могут длительное время удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии. Удаляются из атмосферы они главным образом при выпадении осадков, присоединяясь к каплям и снежинкам. Имеется ряд методов и приборов для определения их содержания в воздухе. 2. Все эти примеси, или аэрозоли, в наибольшем количестве содержатся в самых нижних слоях атмосферы: ведь основной их источник - земная поверхность. Особенно загрязнен ими воздух больших городов. Не говоря о вредных газовых примесях (S02, СО и др.), на каждый кубический сантиметр воздуха здесь приходятся десятки тысяч аэрозольных, частиц, а за год на каждый квадратный километр выпадают из атмосферы сотни тонн аэрозолей. В сельских местностях количество частиц аэрозольных примесей в приземном воздухе исчисляется только тысячами в кубическом сантиметре, а над океанами - только сотнями. С высотой число взвешенных частиц быстро убывает; на высотах 5-10 км их всего десятки на1см3.В общем в атмосферном столбе над каждым квадратным сантиметром земной поверхности содержится 108-109 аэрозольных частиц. Общая их масса в атмосфере не менее 108 т. Это огромная масса, но она мала. по сравнению со всей массой атмосферы, которая, как мы увидим дальше, определяется в 5 10|С г. Бактерии в центральных частях океанов встречаются в количестве нескольких единиц на кубический метр воздуха; в больших городах их уже тысячи и десятки тысяч в том же объеме. От количества и рода аэрозольных примесей зависят явления поглощения и рассеяния радиации в атмосфере, т. е. ее большая или меньшая прозрачность для радиации. Наличие взвешенных частиц создает в атмосфере также ряд оптических явлений, свойственных коллоидным растворам. Наиболее крупные аэрозольные частицы, обладающие гигроскопическими свойствами, играют в атмосфере роль ядер конденсации, т. е. центров, к которым присоединяются молекулы водяного пара, образуя водяные капли.

Аэрозоли переносятся воздушными массами на большие расстояния. Песчаная пыль Африки может доходить до Южной и Средней Европы. Дым лесных пожаров в Канаде переносится к берегам Европы.

6. Дымка, облака, туманы. Капельки и кристаллы, в отличие от пылинок, возникают в самой атмосфере при конденсации водяного пара и могут исчезать, не выпадая, вследствие испарения. Если они очень разрежены и мелки, то обнаруживаются по некоторому помутнению воздуха синеватого или сероватого цвета -- дымке. Более плотные их скопления -- облака и туманы.

Капельки облаков обычно очень мелки -- от единиц до десятков микронов (т. е. от тысячных до сотых долей миллиметра) в диаметре. В каждом кубическом сантиметре облачного воздуха содержится несколько десятков или сотен капелек. Это значит, что на один кубический метр облачного воздуха приходится всего несколько граммов или даже долей грамма жидкой воды. Кристаллики в облаках также в большинстве очень мелки. Поэтому облака могут длительно удерживаться в атмосфере во взвешенном состоянии вследствие сопротивления воздуха и его восходящих движений. Но в облаках может происходить и укрупнение облачных элементов; достигнув определенных размеров, они начинают выпадать из облаков в виде осадков -- капелек дождя, кристаллов снега и пр.

Облака наблюдаются на разных высотах в пределах нижних 10--15 км, причем с высотою водность облаков (т. е. содержание в них жидкой воды на единицу объема) убывает. Изредка наблюдаются особые очень легкие облака на высотах около 20--25 км (перламутровые) и около 75--90 км (серебристые), о которых еще будет сказано дальше.

Нередко облакоподобные скопления капелек и кристаллов начинаются от самой земной поверхности; в этих случаях они называются туманами.

7. Ионы в атмосфере. Часть молекул атмосферных газов и частиц аэрозоля-капель, кристаллов-несет электрические заряды, которые называются ионами. Молекулы воздуха заряжаются в результате потери электрона или присоединения свободного электрона. К заряженной молекуле присоединяются другие молекулы, в которых происходит разделение зарядов, и возникает электрически заряженный комплекс молекул, называемый легким ионом. Если они присоединяются к ядрам конденсации или пылинкам, то образуются тяжелые ионы. Содержание легких ионов у земной поверхности-несколько сотен на 1см3, тяжелых-до десятков тысяч на 1см3. Капли и кристаллы тоже становятся носителями электрических зарядов. С высотой содержание ионов увеличивается, выше 80-100км. Заряженные и незаряженные ионы постоянно перемещаются в атмосфере, атмосфера, поэтому обладает электропроводностью, в нижних слоях малой, в высоких-значительной.

8. Электрическое поле атмосферы.

В атмосфере и на Земле постоянно содержатся электрические заряды, которые создают электрическое поле. Земля заряжена в основном отрицательно (но есть и положительные заряды), атмосфера в основном положительно (но есть и отрицательные заряды). Наибольшая напряженность электрического поля отмечается у поверхности земли и в низких слоях атмосферы, а на высоте 10км близко к нулю. Атмосфера обладает электростатическим полем. Это значит, что электрический заряд, помещенный в любой точке атмосферы, будет испытывать силу, действующую на него в направлении, нормальном к поверхности равного потенциала, проходящей через эту точку. Эту силу электрического заряда называют напряженностью атмосферно-электрического поля. Когда нет облаков она направлена сверху вниз и измеряется в вольт/метр. Ток проводимость происходит от положительно заряженной атмосферы к отрицательно заряженной земной поверхности. Отрицательный заряд земной поверхности не убывает, причина состоит, по-видимому, в грозах. В грозовых облаках происходит сильная электризация облачных элементов. Возникают огромные разности потенциалов между облаками и землей, а также в облаках. В связи с этим возникают искровые электрические разряды-молнии, как в облаках, так и между облаками и землей. Молнии могут переносить к земной поверхности очень большие заряды, которые и компенсируют потерю отрицательного заряда земной поверхностью в спокойную погоду.

Природа молний была разгадана еще в 1749 году американским естествоиспытателем Бенджаменом Франклином, который установил, что молнии - это электрические разряды между грозовым облаком и землей. До сих пор ученые полагали, что при накоплении отрицательных зарядов в облаке между ним и поверхностью возникает электрическое поле, и когда оно достигает определенной пороговой энергии, возникает "пробой" и происходит электрический разряд - молния.

Молнии подразделяются на линейные и шаровые. Линейную молнию часто называют просто молния. Вот как определяет молнию Большой энциклопедический словарь (БЭС): «Молния -- гигантский искровой разряд между облаками и земной поверхностью длиной несколько километров, диаметром десятки сантиметров и длительностью десятые доли секунды...». Молнии бьют между одной частью тучи и другой (между слоями тучи), или между одной тучей и другой, или между тучей и Землей. При каждом ударе молнии из тучи в Землю стекает 20-30 кулон электричества. Удар молнии сопровождается ярким свечением и громовым ударом, а ток в пике молнии достигает 10 000 а. Спустя некоторое время (после восстановления заряда) из тучи пикирует новый лидер («темный лидер»), который достигает земной поверхности одним броском, проходя по пути, проложенным «ступенчатым лидером». И снова бьет молния. Таких ударов порой бывает один-три, а иногда и более.

Определение шаровой молнии: «Шаровая молния, редко встречающиеся явление, представляющее собой светящийся сфероид диаметром 10--20 см и больше, образующийся обычно вслед за ударом линейной молнии и состоящий, по-видимому, из неравновесной плазмы. Существует от одной секунды до нескольких минут. Природа шаровой молнии пока не ясна». Считается, что шаровые молнии, как правило, возникают только после линейных молний. Шаровые молнии наблюдались сотни и тысячи раз. Получены их фотографии. Они представляют собой ослепительно белый, голубоватый, желтоватый или даже красноватый шар размером 10-20 сантиметров в диаметре. Однако есть фотографии шаровой молнии диаметром около 13 метров. Шаровая молния существует 3-5 секунд, а иногда и несколько минут. Она движется со скоростью около двух метров в секунду, может некоторое время оставаться на месте или совершать колебательные движения (вверх-вниз). Документально зафиксированы случаи, когда шаровая молния опускалась из грозовой тучи до высоты нескольких метров над землей, а затем вновь поднималась к туче. Шаровая молния проникает в помещение через печные трубы, форточки, щели и, покружившись внутри, тихо его покидает, оставляя после себя неприятный острый запах. Иногда она вдруг «бросается» под одежду людей, вызывая ожоги и смерть. Описаны удивительные свойства шаровой молнии. Она способна пробивать гранитные стены, пробуравливать глубокие дыры в земле, переносить по воздуху камни, людей и животных, опустошать сосуды с водой и совершать другие необычные «поступки» (ж. «Знание-сила, №3, 1957 г.).

9. Атмосферное давление.

Воздух, окружающий Землю, имеет массу, и несмотря на то, что масса атмосферы примерно в миллион раз меньше массы Земли (общая масса атмосферы равна 5,2*1021 г, или 5 * 1015т, а 1 м3 воздуха у земной поверхности весит 1,033 кг), эта масса воздуха оказывает давление на все объекты, находящиеся на земной поверхности. Сила, с которой воздух давит на земную поверхность, называется атмосферным давлением.

На каждого из нас давит столб воздуха в 15 т. Такое давление способно раздавить все живое. Почему же мы его не ощущаем? Объясняется это тем, что давление внутри нашего организма равно атмосферному.Таким образом, внутреннее и внешнее давление уравновешиваются.

Барометр

Атмосферное давление измеряется в миллиметрах ртутного столба (мм рт. ст.). Для его определения пользуются специальным прибором -- барометром (от греч. baros -- тяжесть, вес и metreo -- измеряю). Существуют ртутные и безжидкостные барометры.

Безжидкостные барометры получили название барометры-анероиды (от греч. а -- отрицательная частица, nerys -- вода, т. е. действующий без помощи жидкости) (рис. 1).

Рис. 1 - Барометр-анероид: 1 -- металлическая коробочка; 2 -- пружина; 3 -- передаточный механизм; 4 -- стрелка-указатель; 5 -- шкала

Нормальное атмосферное давление

За нормальное атмосферное давление условно принято давление воздуха на уровне моря на широте 45° и при температуре 0 °С. В этом случае атмосфера давит на каждый 1 см2 земной поверхности с силой 1,033 кг, а масса этого воздуха уравновешивается ртутным столбиком высотой 760 мм.

Опыт Торричелли

Величина 760 мм была впервые получена в 1644 г. Эванджелистом Торричелли (1608-1647) и ВинченцоВивиани (1622-1703) -- учениками гениального итальянского ученого Галилео Галилея.

Э. Торричелли запаял с одного конца длинную стеклянную трубку с делениями, наполнил ртутью и опустил в чашку с ртутью (так был изобретен первый ртутный барометр, который получил название трубки Торричелли). Уровень ртути в трубке понизился, так как часть ртути вылилась в чашку и установилась на уровне 760 миллиметров. Над столбиком ртути образовалась пустота, которая получила название Торричеллиевой пустоты (рис. 1).

Э. Торричелли полагал, что давление атмосферы на поверхность ртути в чашке уравновешивается весом столба ртути в трубке. Высота этого столба над уровнем моря -- 760 мм рт. ст.

Рис. 2 - Опыт Торричелли

Это принято считать за одну атмосферу (атм.). В международной системе единиц (СИ) 1 атм. = 101 325 Паскалей (Па). Блез Паскаль (1623-1662) -- французский ученый, в честь которого названа единица давления.

1 Па = 10-5 бар; 1 бар = 0,98 атм.

Повышенное и пониженное атмосферное давление

Давление воздуха на нашей планете может изменяться в широких пределах. Если давление воздуха больше 760 мм рт. ст., то оно считается повышенным, меньше - пониженным.

Так как с подъемом вверх воздух становится все более разреженным, атмосферное давление понижается (в тропосфере в среднем 1 мм на каждые 10,5 м подъема). Поэтому для территорий, расположенных на разной высоте над уровнем моря, средним будет свое значение атмосферного давления. Например, Москва лежит на высоте 120 м над уровнем моря, поэтому среднее атмосферное давление для нее -- 748 мм рт. ст.

Атмосферное давление в течение суток дважды повышается (утром и вечером) и дважды понижается (после полудня и после полуночи). Эти изменения связаны с изменением температуры и перемещением воздуха. В течение года на материках максимальное давление наблюдается зимой, когда воздух переохлажден и уплотнен, а минимальное -- летом.

Распределение атмосферного давления по земной поверхности носит ярко выраженный зональный характер. Это обусловлено неравномерным нагреванием земной поверхности, а следовательно, и изменением давления.

На земном шаре выделяются три пояса с преобладанием низкого атмосферного давления (минимумы) и четыре пояса с преобладанием высокого (максимумы).

В экваториальных широтах поверхность Земли сильно прогревается. Нагретый воздух расширяется, становится легче и поэтому поднимается вверх. В результате у земной поверхности близ экватора устанавливается низкое атмосферное давление.

У полюсов под воздействием низкой температуры воздух становится более тяжелым и опускается. Поэтому у полюсов атмосферное давление, повышенное по сравнению с широтами на 60-65°.

В высоких слоях атмосферы, наоборот, над жаркими областями давление высокое (хотя и ниже, чем у поверхности Земли), а над холодными -- низкое.

Общая схема распределения атмосферного давления такова : вдоль экватора расположен пояс низкого давления; на 30-40° широты обоих полушарий -- пояса высокого давления; 60-70° широты -- зоны низкого давления; в приполярных районах -- области высокого давления.

В результате того, что в умеренных широтах Северного полушария зимой атмосферное давление над материками сильно повышается, пояс низкого давления прерывается. Он сохраняется только над океанами в виде замкнутых областей пониженного давления -- Исландского и Алеутского минимумов. Над материками, наоборот, образуются зимние максимумы: Азиатский и Северо-Американский.

Рис. 3

Общая схема распределения атмосферного давления

Летом в умеренных широтах Северного полушария пояс пониженного атмосферного давления восстанавливается. Огромная область пониженного атмосферного давления с центром в тропических широтах -- Азиатский минимум -- формируется над Азией.

В тропических широтах материки всегда нагреты сильнее, чем океаны, и давление над ними ниже. Таким образом, над океанами в течение всего года существуют максимумы: Северо-Атлантический (Азорский), Северо-Тихоокеанский, Южно-Атлантический, Южно-Тихоокеанский и Южно-Индийский.

Линии, которые на климатической карте соединяют пункты с одинаковым атмосферным давлением, называются изобарами (от греч. isos -- равный и baros -- тяжесть, вес).

Чем ближе изобары друг к другу, тем быстрее изменяется атмосферное давлении на расстоянии. Величина изменения атмосферного давления на единицу расстояния (100 км) называется барическим градиентом.

На образование поясов атмосферного давления у земной поверхности влияют неравномерное распределение солнечного тепла и вращение Земли. В зависимости от времени года оба полушария Земли нагреваются Солнцем по-разному. Это обусловливает некоторое перемещение поясов атмосферного давления: летом -- к северу, зимой -- к югу.

Среднее распределение атм. Давление (АД) с высотой.

Среднее АД для Европы на уровне моря равно 1014гПа, на высоте 5км-538гПа, 15км-120гПа, 20км-56гПа. Давление убывает примерно в геометрической прогрессии, когда высота возрастает в арифметической прогрессии. На уровне 5км давление почти вдвое ниже, чем на уровне моря, на уровне 10км в четыре раза, на уровне 15км в 8 раз и на уровне 20км-в 18 раз. Давление постоянно меняется и на одном уровне оно может быть различным. Изменения давления в любой точке связаны с изменением всей массы воздуха над этой точкой. А изменения массы воздуха обусловлено движением воздуха.

Общая масса атмосферы равна 5*1015т. Это примерно в миллион раз меньше, чем масса самого земного шара. Половина всей атмосферы находится в нижних 5км, три четверти-в нижних 10км и 95%-в нижних 20км.

Адиабатические изменения состояния в атмосфере.

Очень важную роль играет в атмосферных процессах то обстоятельство, что температура воздуха может изменяться и часто изменяется адиабатически,т е. без теплообмена с окружающей средой ( с окружающей атмосферой, земной поверхностью и мировым пространством).Строго адиабатических процессов в атмосфере не бывает, потому что воздух не может быть изолирован теплового влияния окружающей среды. Но при быстром протекании атмосферного процесса может происходить изменение состояния воздуха адиабатически.

Если масса воздуха в атмосфере адиабатически расширяется, то давление в ней падает, а вместе с ним падает и температура. А при адиабатическом сжатии массы воздуха давление и температура в ней растут.

1)Т.о., адиабатическими процессами в газах, в том числе и в воздухе, называют изменения температуры и давления газа, происходящего без обмена теплом с окружающей средой. Если некоторая порция воздуха попадает и вверх, то она попадает в слои с меньшим давлением и расширяется. На работу расширения затрачивается внутренняя энергия, в результате чего температура поднимающего воздуха уменьшается. При опускании порции воздуха давление в ней увеличивается, воздух сжимается, и работа внешних сил по ее сжатию переходит во внутреннюю энергию воздуха, температура повышается. Вертикальные перемещения крупных объемов воздуха происходят почти без обмена теплом с окружающей средой, т.е. их можно считать адиабатическими. Особенно в самом нижнем слое атмосферы происходят обмен между теплом и воздухом и деятельной поверхностью.

Адиабатичность может нарушаться при проникновении периферийно вертикальных перемещающихся объемов воздуха с окружающей средой, радиационными процессами в нем (поглощением и излучением радиации). Значит, при поднятии воздуха температура его понижается, а при опускании возрастает. Воздух поднимается вверх при тепловой конвекции или при движении по горному склону, а также в областях низкого давления. Нисходящие движения воздуха происходят при его опускании с гор и возвышенности, и в областях повышенного давления. Такие движения воздуха приводят к изменению его характеристик и играют важную роль в атмосферных процессах адиабатическое изменение состояние воздуха может, происходит и при отсутствии вертикальных его перемещений, Например, когда на каком либо уровне давление измеряется во времени, здесь при падении давления температура уменьшается, а при росте увеличивается.

В адиабатический процесс в сухом или влажном воздухе, но с ненасыщенным водяным паром называют сухоадиабатическим. Зависимость между температурой и давлением воздуха в начальном и конечном состоянии при сухоадиабатическом процессе выражается уравнением Пуассоном:

0.286 где,

Т0 и P0 - начальное давление и температура;

Т и P - температура и давление после адиабатического изменения состояния воздуха.

Изменение температуры сухого воздуха и воздуха с ненасыщенным паром при его адиабатическом вертикальном перемещении на 100 метров, называется сухоадиабатическим вертикальным градиентом температуры, он = 10С/100м, при адиабатическом подъеме сухого воздуха или воздуха с ненасыщенным паром и его температура на каждые 100 м высоты понижается на 10С, а при адиабатическом опускании на 100 м растет на 10 С.

2) Влажноадиабатическим процессом называется адиабатическое изменение состояние воздуха содержащего насыщенный водяной пар. Это происходит при вертикальном перемещении воздуха с насыщенным паром. Относительная влажность поднимающегося влажного воздуха увеличивается, и водяной пар на некоторой высоте достигает состояние насыщения. Далее воздух поднимается и в нем происходит конденсация пара. Высота, на которой водяной пар поднимающемся в воздухе становится насыщенным называют уравнением конденсации. Эту высоту находят по формуле:

H=122(t-td), где

t-температура воздуха, td- точка росы.

Это значит, что в поднимающемся воздухе из-за общего падения давления уменьшается и парциальное давление водяного пара, значит, понижается и точка росы.

Влажноадиабатический градиент температуры.

При адиабатическом подъеме воздуха выше уровня конденсации в нем происходит конденсация водяного пара и выделяется теплота конденсации, которая идет на нагревание воздуха. Образовавшиеся продукты конденсации виде водяных капель или ледяных кристаллов могут оставаться в поднимающемся воздухе или выпадать виде осадков. Если воздух вместе с продуктами конденсации опускается то в нем происходят обратные процессы, а именно: адиабатическое повышение температуры и испарение продуктов конденсации, сопровождающейся с затратой тепла. Изменение температуры поднимающегося или опускающегося воздуха с насыщенным паром при его вертикальном перемещении на 100м, называется влажноадиабатическим градиентом температуры.

Влажноадиабатический градиент всегда меньше сухоадиабатического, т.к. при подъеме единицы массы воздуха с насыщенным паром выделяется теплота конденсации, которая уменьшает адиабатическое падение температуры на величину. При опускании воздуха часть получаемого им тепла затрачивается на испарение имеющегося в нем капель воды, в результате чего рост температуры уменьшается на такую же величину.

Влажноадиабатический градиент температуры в отличие от сухоадиабатического, не является постоянной величиной. Он изменятся в зависимости от температуры поднимающегося воздуха и от давления. При понижении температуры влагосодержание воздуха уменьшается, в результате чего влажноадиабатический градиент воздуха увеличивается. Чем больше выделяется теплоты конденсации, тем медленнее убывает температура поднимающегося воздуха. С уменьшением давления влажноадиабатический градиент температуры уменьшается, т.к. уменьшается плотность воздуха, а, следовательно, и его удельная теплоемкость. Если воздух с насыщенным паром поднимается, то его температура и давление не прерывно уменьшаются.

Линии, характеризующие изменение температуры и давления адиабатически поднимающегося или опускающегося воздуха с насыщенным паром, называются влажнымиадиабатами.

Линии, характеризующие изменение температуры и давления адиабатически поднимающегося или опускающегося сухого воздуха или воздуха с ненасыщенным паром, называют сухимиадиабатами.

3) Псевдоадиабатические процессы.

В атмосфере иногда бывают случаи, когда при восходящих движениях воздуха продукты конденсации не остаются в поднимающемся воздухе, а выпадают из него в виде осадков. Предположим, что поднимается влажный воздух с насыщенным паром до уровня конденсации его температура понижается на 10С/100м выше уровня конденсации его температура понижается с влажноадиабатическим градиентом в среднем на 0,5-0,70С/100м. Пусть при этом продукты конденсации выпадают в виде осадков, и при этом влагосодержание воздуха уменьшается. Допустим, что на некотором уровне воздух становится совершенно сухим. Если этот воздух начнет опускаться, то его нагревание будет, происходит уже по сухоадиабатическому закону, т.е. на 10С/100м. Поэтому на исходный уровень воздух вернется с более высокой температурой, чем его первоначальная температура. Такой процесс называется псевдоадиабатическим процессом.

Они часто наблюдаются в природе при переваливании воздуха через горные хребты.

Потенциальная температура.

При адиабатическом изменении состояния, например при вертикальном перемещении воздуха, его температура заметно изменяется. Например, если воздух с 150С адиабатически поднимается от подножия горы на высоту 500м, то его температура понизится на 50С, т.е.

t500=15-500/100=100С.

Однако такое понижение температуры вызвана не теплоотдачей воздуха в окружающую среду, а тем, что он совершил работу расширения. Если воздух опустится к подножию горы, то нагревшись при опускании на 50С он примет прежнюю температуру 150С. Поэтому для сравнения полной энергии порции воздуха, находящихся на разных уровнях, т.е. при разном давлении, обычной его температуры уже недостаточна и вводится потенциальная температура.

Потенциальной температурой ( называется температура, которую примет воздух, если его сухоадиабатически привести к давлению 1000гПа. Для ее вычисления пользуются формулой Пуассона:

0.286 или 0.286

Вертикальный градиент температуры.

Вертикальным градиентом температуры воздуха называется ее изменение на каждый 100 м высоты:

где, - разность температуры,

Знак «-»означает, что в случаи падения температуры с высотой, т.е. при отрицательном и положительном, градиент положителен, при возрастании температуры с высотой -отрицателен.

Вертикальный градиент температуры может изменятся в широких пределах в умеренных широтах в нижних 10км и в тропиках ниже 15км, он в среднем равен 0,60С/100м над нагретой подстилающей поверхностью может превышать 10С/100м. А в тонком приземном слое над перегретой почвой может быть во много раз больше. Бывают и такие случаи, когда температура воздуха с высотой не падает, а растет. Такое распределение температуры называют инверсией температуры. Инверсии часты по ночам в приземном слое, но встречаются на разных высотах и свободной атмосфере. И если температура в воздухе не меняется с высотой, т.е. вертикальный градиент ее равен 0, то такое состояние слоя называют изотермией. Выше 10-15км и до 50км вертикальное распределение температуры даже в среднем равняется изотермическим или инверсионным.