Атмосфера

Строение и состав атмосферы

Атмосфера (от греч. atmos – пар) – внешняя воздушная оболочка Земли, состоящая из смеси различных газов: азота (78,08%), кислорода (20,95%), аргона (0,93%) и углекислого газа (0,03%). В состав воздуха также входят в небольшом количестве инертные газы: гелий, неон, ксенон, криптон, водород, озон и другие, которые в общей сложности составляют около 0,01%. Кроме того, в воздухе содержатся водяные пары и некоторое количество пыли.

Атмосфера включает пять основных оболочек.

Нижний слой атмосферы – тропосфера – имеет толщину над полюсами Земли 8–10 км, в умеренных широтах – 10–12, а на экваторе – 16–18 км. В тропосфере сосредоточено около 80% массы атмосферы. Здесь находится почти весь водяной пар атмосферы, формируются осадки, и происходит горизонтальное и вертикальное перемещение воздуха.

Стратосфера распространяется от 8–16 до 45–55 км. Она включает около 20% массы атмосферы, а водяной пар в ней почти отсутствует. В стратосфере имеется слой озона, который поглощает ультрафиолетовое излучение Солнца, защищая живые организмы на Земле.

Мезосфера – средний слой атмосферы, простирающийся до высоты 80 км. Плотность воздуха в этом слое в 200 раз меньше, чем у земной поверхности.

Ионосфера – верхний слой атмосферы, расположенный на высоте от 80 до 800–1000 км, состоит в основном из заряженных (ионизированных) атомов кислорода, заряженных молекул оксида азота и свободных электронов. В ионосфере возникают полярные сияния, наблюдаются резкие колебания магнитного поля.

Внешний слой атмосферы – экзосфера – начинается с высоты 800–1000 км от поверхности Земли. Этот слой еще называют сферой рассеяния, так как здесь частицы газов движутся с большой скоростью и могут ускользать в космическое пространство.

Климат любой местности зависит, прежде всего, от ее географической широты. Чем ближе к экватору, тем больше угол падения солнечных лучей, тем сильнее нагревается земная поверхность и выше температура воздуха. Наблюдения за температурой воздуха выявили существование суточных и годовых ее колебаний. Разность между наибольшими и наименьшими значениями температуры воздуха в течение суток называется суточной амплитудой; в течение года – годовой амплитудой.

Амплитуда суточных колебаний зависит от ряда факторов:

1) Характера подстилающей поверхности: над океанами и морями она равна всего 1-2°, а над степями и пустынями достигает 15-20°.

2) Рельефа местности: вследствие опускания в долину холодного воздуха со склонов.

3) Облачности: с увеличением облачности суточная амплитуда уменьшается.

Годовые колебания температуры зависят, главным образом, от широты места и близости океана. В зоне экватора над морями годовая амплитуда равна всего 1°, над континентами – 5–10°. В более высоких широтах амплитуда возрастает. В районе Москвы она уже составляет 29°. Следует иметь в виду, что на одной и той же широте годовая амплитуда температур увеличивается с удалением от океана.

Тепловые пояса (температурные, термические) – широтные пояса Земли с определенными условиями температуры воздуха. Тропический (жаркий) пояс расположен между годовыми изотермами +20°С; умеренные пояса Северного и Южного полушарий – между годовыми изотермами +20°С и изотермой самого теплого месяца +10°С. Полярные (холодные) пояса обоих полушарий расположены между изотермами самого теплого месяца +10°С и 0°С.

Солнечная радиация. Солнечное излучение, солнечная радиация – единственный источник энергии для экзогенных процессов на земной поверхности и в атмосфере. Излучением называется процесс теплоотдачи одним и поглощения другим телом невидимых тепловых (инфракрасных) лучей. Чем выше температура тела, тем интенсивнее оно излучает. Поверхность Земли получает тепло за счет солнечного излучения, а ночью она остывает, испуская тепловые лучи в атмосферу. Солнечная радиация обычно выражается в калориях за единицу времени на единицу поверхности. Всего Земля получает от Солнца 2,4*10\(^{18}\) калорий лучистой энергии в 1 минуту.

Тепловой баланс системы Земля – атмосфера слагается из радиации, получаемой от Солнца (100 усл. ед.), радиации, отраженной в мировое пространство облаками, атмосферой и земной поверхностью (37 усл. ед.), из излучения поверхности Земли, уходящего в мировое пространство (8 усл. ед.) и излучения самой атмосферы (55 усл. ед.). Он отражает приход и расход потоков тепла в системе Земля – атмосфера и закон сохранения энергии.

Солнечные лучи отдают атмосфере непосредственно от 1/12 до 1/6 части своей энергии. Эта энергия распределяется по всей толще атмосферы, а потому вызываемое ею нагревание воздуха относительно невелико. Солнце в основном нагревает поверхность Земли, от которой тепло передается атмосферному воздуху различными путями:

1) за счет конвекции, то есть вертикального перемещения нагревающегося у земной поверхности воздуха, взамен которого из вышележащего слоя опускается более холодный воздух, в свою очередь нагревающийся и поднимающийся вверх;

2) путем лучеиспускания;

3) за счет теплопроводности, то есть передачи тепла земной поверхности частицам соприкасающегося с ней атмосферного воздуха.

Именно так земная атмосфера получает большую часть тепла: в среднем в 3 раза больше, чем непосредственно от Солнца. Присутствие в атмосфере Земли углекислого газа и водяного пара не позволяет теплу, отраженному от земной поверхности, беспрепятственно уходить в космическое пространство. Они создают так называемый парниковый эффект, благодаря которому перепад температуры на Земле в течение суток не превышает 15°С. Если бы парниковый эффект отсутствовал, земная поверхность остывала бы за ночь в среднем на 30-40 °С.

Распределение солнечной радиации по земной поверхности зависит от географической широты места. От полюсов к экватору радиация увеличивается, ибо чем больше угол, под которым солнечные лучи падают на поверхность Земли, тем больше тепла она получает на единицу площади. От широты места зависит и продолжительность дня в разные времена года, что также определяет величину солнечной радиации, поступающей на земную поверхность.

Однако приход солнечной радиации на земную поверхность в определенном месте зависит не только от географической широты. Тепло и свет в атмосфере Земли отражаются, поглощаются, рассеиваются содержащимися в ней водяным паром, пылью, а также облаками. В атмосфере образуется рассеянная радиация.

Суммарная радиация. Кроме прямых солнечных лучей (прямой радиации), к земной поверхности приходит и часть радиации, рассеянной в атмосфере. В районах, где часто бывает облачность, годовая величина рассеянной радиации больше величины прямой радиации. Приходящую на земную поверхность радиацию, прямую и рассеянную, называют суммарной радиацией. По поверхности планеты суммарная радиация распределяется не строго зонально: в разных местах под одной и той же широтой она бывает неодинакова.

Суммарная радиация частично поглощается земной поверхностью, нагревая ее, а частично отражается от нее. Отраженная земной поверхностью радиация называется отраженной, а поглощенная земной поверхностью – поглощенной радиацией. Особенно сильно отражает радиацию снег (до 90%), слабее – песок (35%), трава (20%), еще слабее – чернозем (4%). Способность поверхности отражать солнечные лучи называется альбедо (рис. 21). Поглощенная радиация нагревает почву, растительный покров, верхние слои воды. На территории нашей страны годовая суммарная радиация изменяется от 60 ккал/см² на севере до 160 ккал/см² на юге.

Атмосферное давление

Атмосферное давление измеряется в миллиметрах ртутного столба. Для его определения пользуются специальным прибором – барометром. Существуют ртутные и безжидкостные барометры. Последние получили название барометры-анероиды. За нормальное давление атмосферы условно принято давление, равное 760 мм высоты ртутного столба, что близко к среднему атмосферному давлению на уровне моря. Давление воздуха больше 760 мм рт. ст. считается повышенным, меньше – пониженным. Так как давление с высотой понижается (в среднем на 1 мм на каждые 10,5 м подъема), то для территорий, лежащих на разной высоте над уровнем моря, средним будет свое соответствующее значение. В глобальном масштабе на Земном шаре имеются три пояса с преобладанием низкого и четыре пояса с преобладанием высокого давления.

В экваториальных широтах поверхность Земли сильно прогревается. Нагретый воздух расширяется, становится легче и поэтому поднимается, то есть происходит восходящее движение воздуха. Вследствие этого у поверхности Земли близ экватора устанавливается низкое давление. У полюсов, под воздействием низких температур, воздух в тропосфере охлаждается, становится более тяжелым и опускается, то есть происходит нисходящее движение воздуха. Поэтому у полюсов давление повышенное, по сравнению с широтами 60-65° с. ш. и ю. ш.

В высоких слоях атмосферы, наоборот, над жаркими областями давление высокое, по сравнению с окружающим воздухом (хотя оно и ниже, чем у поверхности Земли), а над холодными – низкое давление.

Глобальная 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 (области высокого давления): Азиатский и Северо-Американский. 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.

Вывод: образование поясов разного атмосферного давления у поверхности Земли прежде всего является следствием неравномерного распределения солнечного тепла и вращения 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.

Общая циркуляция атмосферы

Перемещение воздуха над поверхностью Земли в горизонтальном направлении называется ветром. Ветер всегда дует из области высокого давления в область низкого давления. И чем больше разность давления между соседними участками земной поверхности, тем ветер сильней. Легкий ветерок, дующий с воды на сушу, называют дневным бризом (от франц. brise – легкий ветер). Ночной бриз, наоборот, дует с суши, так как вода охлаждается медленнее, и воздух над ней теплее. Если бриз меняет направление два раза в сутки – днем и ночью, то другой ветер – муссон – меняет свое направление два раза в год. Зимой муссон дует с суши на море, летом – с моря на сушу. Летом суша быстро прогревается, и давление воздуха над ее поверхностью падает. В это время более прохладный морской воздух начинает перемещаться на сушу. Зимой – все наоборот. Действие муссонов сильно проявляется в восточных частях материков, где с ними соседствуют огромные пространства океанов. Постоянные ветры Земли – пассаты и западные ветры – зависят от положения поясов атмосферного давления. Так как в экваториальном поясе преобладает низкое давление, а близ 30° с. ш. и ю. ш. – высокое, то у поверхности Земли в течение всего года ветры дуют от тридцатых широт к экватору. Это пассаты. Под влиянием вращения Земли вокруг своей оси пассаты отклоняются: в Северном полушарии вправо, на запад, и дуют с северо-востока на юго-запад, а в Южном полушарии – влево и направлены с юго-востока на северо-запад. От поясов высокого давления (25-30° с. ш. и ю. ш.) ветры дуют не только к экватору, но и в сторону полюсов, т. к. у 65° с. ш. и ю. ш. преобладает низкое давление. Однако вследствие вращения Земли они постепенно отклоняются к востоку и создают воздушный поток, перемещающийся с запада на восток. Поэтому в умеренных широтах преобладают западные ветры. Циркуляция атмосферы – важный фактор формирования климата. Она проявляется в переносе различных типов воздушных масс. Всю систему воздушных течений над Земным шаром называют общей циркуляцией атмосферы. Воздушные массы постоянно движутся, изменяют свои свойства, но между ними остаются довольно резкие границы – переходные зоны шириной в несколько десятков километров. Эти пограничные зоны называют атмосферными фронтами. Когда фронт проходит через какую-либо местность, то над ней меняются воздушные массы, и как следствие – погода. Фронт можно рассматривать, как поверхность раздела двух воздушных масс, которая наклонена к земной поверхности под очень малым углом. Холодный воздух находится рядом с теплым и под ним – в виде пологого клина. При этом теплый воздух поднимается вверх по клину холодного воздуха и охлаждается, приближаясь к состоянию насыщения. В нем возникают облака, из которых выпадают осадки. Если фронт перемещается в сторону отступающего холодного воздуха, наступает потепление, такой фронт называют теплым. Холодный фронт, наоборот, надвигается на территорию, занятую теплым воздухом.

Циклоны и антициклоны. В тропосфере средних и высоких широт постоянно образуются области низкого и высокого атмосферного давления диаметром в несколько тысяч километров. Циклон (от греч. cyklon – кружащийся) – область низкого давления атмосферы; антициклон – область высокого давления атмосферы. В центре циклона самое низкое давление, в центре антициклона – самое высокое.

В каждом циклоне и антициклоне воздух движется в виде огромного вихря. В Северном полушарии это вращение воздуха в циклонах происходит против часовой стрелки, а в антициклонах – по часовой стрелке. Скорости ветра в циклонах могут быть весьма значительными. В антициклонах ветры слабее, во внутренних их частях наблюдаются даже штили (безветрие).

В течение года в тропосфере возникают сотни циклонов и антициклонов. В Северном полушарии господствует перемещение их с запада на восток. При прохождении циклона происходит смена воздушных масс, а следовательно, изменение температуры и влажности воздуха, увеличение облачности, выпадение осадков. При прохождении антициклона облачность обычно невелика и существенных осадков не выпадает, так как преобладают нисходящие токи воздуха.

Циклоны и антициклоны – это естественные механизмы, переносящие воздушные массы.

Влажность воздуха. В атмосферном воздухе всегда находится некоторое количество водяного пара. До 86% пара поступает в атмосферу с поверхности морей и океанов. Количество водяного пара, которое может содержаться в воздухе, зависит от температуры воздуха.

В одном кубическом метре воздуха может содержаться при температуре:

–20°С – не более 1 г воды; 

0°С – не более 5 г воды;

+10°С – не более 9 г воды;

+30°С – не более 30 г воды.

Из приведенных данных видно, что чем выше температура воздуха, тем больше водяного пара может в нем содержаться. Воздух может быть насыщенным и ненасыщенным водяными парами. Так, если при температуре +30°С в каждом кубическом метре воздуха содержится 15 г водяного пара, то воздух не насыщен водяными парами; если же 30 г – насыщен.

Абсолютная влажность – это количество водяного пара, содержащегося в 1 м\(^3\) воздуха. Оно выражается в граммах.

Относительная влажность – это отношение (в процентах) фактического содержания водяного пара в 1 м\(^3\) воздуха к возможному при данной температуре.

Туман. При охлаждении насыщенный воздух не может удержать в себе прежнего количества водяного пара, и он сгущается в капельки тумана (конденсируется). Туманы часто можно наблюдать летом в ясную, прохладную ночь.

Облака – это тот же туман, только образуется он не у поверхности Земли, а на некоторой высоте. Поднимаясь вверх, воздух охлаждается, и находящийся в нем водяной пар конденсируется. Образовавшиеся мельчайшие капельки воды и составляют облака.

Самые низкие и тяжелые облака – слоистые. Они располагаются на высоте 2 км от поверхности Земли. На высоте от 2 до 8 км можно наблюдать более легкие кучевые облака. Самые высокие и легкие – это перистые облака. Они располагаются на высоте от 8 до 18 км над землей.

Образование атмосферных осадков

Облачность – важная характеристика погоды. Ночью облачность препятствует понижению температуры приземного слоя воздуха, днем ослабляет нагревание поверхности Земли Солнцем. Кроме того, облака являются источником атмосферных осадков.

При определенных условиях облачные капли начинают сливаться в более крупные и тяжелые. Они уже не могут удерживаться в атмосфере и падают на землю в виде дождя.

Бывает, что летом воздух быстро поднимается вверх, подхватывает дождевые тучи и несет их на высоту, где температура ниже нуля. Дождевые капли замерзают и выпадают в виде града. В зимнее время в умеренных и высоких широтах осадки выпадают в виде снега. Облака в это время состоят не из капелек воды, а из мельчайших кристалликов-иголочек, которые, соединяясь вместе, образуют снежинки. Количество выпавших осадков измеряется осадкомером. Осадки выпадают на землю не только из облаков, но и непосредственно из воздуха. Это роса и иней.

Распределение осадков на Земном шаре неравномерно. Осадки приносятся влажными воздушными массами, формирующимися над океанами. Это хорошо видно на примере территорий с муссонным климатом, когда летний муссон приносит много влаги с океана, идут продолжительные дожди. Постоянные ветры Земли также играют не последнюю роль в распределении осадков. Так, пассаты, дующие с континента, приносят сухой воздух на север Африки, где расположена самая обширная пустыня мира – Сахара. А западные ветры приносят в Европу дожди с Атлантического океана.

Рельеф также влияет на распределение осадков. Существует зависимость между поясами атмосферного давления и количеством осадков:

– конвективные – характерны для жаркого пояса, где интенсивен нагрев и испарение, но нередко бывают и в умеренном поясе;

– фронтальные – образуются при встрече двух воздушных масс с разными температурами и выпадают из более теплого воздуха. Характерны для умеренных и холодных поясов;

– орографические – выпадают на наветренных склонах гор. Они очень обильны, если воздух идет со стороны теплого моря и обладает высокой абсолютной и относительной влажностью.

Распределение осадков на Земном шаре не равномерно. Абсолютный максимум зарегистрирован на о. Гавайи (Тихий океан) – 11 684 мм/год и в Чарапунджи (Индия) – 11 600 мм/год. Абсолютный минимум зарегистрирован в пустыне Атакама и в Ливийской пустыне – менее 50 мм/год; иногда осадки годами вообще не выпадают.

Увлажнение территории характеризуется коэффициентом увлажнения – отношением годового количества осадков к испаряемости за этот же период. Испаряемость – это количество влаги, которое может испариться при данных природных тепловых условиях. Коэффициент увлажнения обозначают буквой К, годовое количество осадков – буквой О, а испаряемость – И; тогда К = О : И. Чем меньше коэффициент увлажнения, тем суше климат. Если годовое количество осадков примерно равно испаряемости, то коэффициент увлажнения близок к единице. В этом случае увлажнение считается достаточным. Если показатель увлажнения больше единицы, то увлажнение избыточное, меньше единицы – увлажнение недостаточное, а если оно меньше 0,3 – скудное. К зонам с достаточным увлажнением относятся лесостепи и степи, к зонам с недостаточным увлажнением – пустыни. Воздушные массы – это подвижные части тропосферы, отличающиеся друг от друга свойствами – в первую очередь температурой и влажностью. Воздушные массы бывают морскими и континентальными. Морские воздушные массы формируются над Мировым океаном. Они более влажные, по сравнению с континентальными, образующимися над сушей. В различных климатических поясах Земли формируются свои воздушные массы: экваториальные, умеренные, тропические, арктические и антарктические и т. д. Перемещаясь, воздушные массы долго сохраняют свои свойства и поэтому определяют погоду тех мест, куда они приходят.