Понятие об атмосфере и ее строение. Нагревание атмосферы. Изменение температуры воздуха в зависимости от географической широты места и высоты над уровнем моря.

Воздушная оболочка Земли возникла в результате выделения газов при вулканических извержениях. С появлением океанов и биосферы она формируется и за счёт газообмена с водой, растениями, животными и продуктами их разложения в почвах и болотах. Сколько газов поступает из недр Земли, примерно столько же их рассеивается в открытом космосе. Это происходит после многих химических реакций в атмосфере. По мере удаления от Земли ослабевает сила тяжести, и рассеяние усиливается. Толщина атмосферы равна приблизительно 2 тысячам км, хотя её верхняя граница как таковая отсутствует.

В атмосфере выделяются несколько слоев, отличающихся друг от друга температурой. Нижний её слой – тропосфера – нагревается снизу от Земли, которая в свою очередь нагревается солнечными лучами. Непосредственный нагрев воздуха за счёт поглощения им солнечных лучей в десятки раз меньше.

С высотой нагрев уменьшается, и это понижает температуру воздуха в среднем от +14 С на уровне моря до -55 С на верхней границе тропосферы. Этому способствует охлаждение и расширение поднимающегося воздуха» а препятствует выделение тепла при конденсации водяных паров. На верхней границе тропосферы радиационный нагрев воздуха солнцем уравнивается с нагревом от Земли.

Выше тропосферы существует слой с постоянной низкой температурой – тропопауза. В тропиках, где солнечные лучи падают отвесно или почти отвесно и где суша и море нагреваются сильнее, толщина этого слоя 14 – 16 км. В полярных областях, где косые лучи слабо нагревают Землю, тропопауза тоньше – всего 8 – 10 км. Нагрев же воздуха проходящими лучами солнца не зависит от угла их падения на землю или даже возрастает с удлинением их пути в атмосфере.

Выше тропопаузы роль воды и суши в нагреве столь мала, что воздух с высотой вначале медленно, а потом всё быстрее нагревается примерно до -3 С на высоте около 50 км. Этот слой называется стратосферой. Она нагревается за счёт поглощения ультрафиолетовой солнечной радиации озоном.

Выше озонового слоя, в мезосфере, температура вновь убывает с высотой. Новый нагрев воздуха происходит ещё выше, в термосфере, он тоже связан с поглощением ультрафиолетовой радиации и сопровождается ионизацией атмосферы. Выше 1 тысячи км, в экзосфере, частицы газов (водорода) рассеиваются в околоземном космическом пространстве и навсегда покидают окрестности нашей планеты.

Сложные химические реакции в верхних слоях атмосферы – выше 50 км – делают её электропроводной и создают слои, отражающие радиоволны. Это позволяет проводить дальнюю радиосвязь вокруг Земли. Поскольку при реакциях выделяются ионы, верхнюю часть атмосферы (мезосферу и термосферу вместе) называют также ионосферой. Облучение солнечными электронами ионов в верхней атмосфере часто приводит к свечениям. Самое эффектное из них – полярное сияние.

Следует отметить, что рассмотренная структура атмосферы типична для всех обладающих атмосферой планет Солнечной системы. Исключение составляет лишь земная, у которой есть стратосфера. Содержащийся в ней озон создаёт условия для уникального температурного режима.

Газовый состав нижней части атмосферы, в особенности тропосферы, почти постоянен. Меняется лишь количество водяных паров и взвешенных частичек органического и минерального происхождения (аэрозолей).

Важная составная часть атмосферы – водяной пар. Его концентрация составляет около 0,16% от объёма атмосферы, колеблясь у земной поверхности от 8% в тропиках до 0.00002% в Антарктиде. С высотой его количество быстро убывает. Общий слой воды в атмосфере составляет в среднем около 2 см (1,6 – 1,7 см в умеренных широтах). В результате конденсации водяного пара в капли образуются облака. При малых размерах капли поднимаются вверх вертикальными потоками воздуха, где могут вновь испариться или слиться вместе. На льдинках или твёрдых частичках их вес растёт быстрее площади сечения, и капли или кристаллы льда выпадают в виде осадков – дождя и снега. Облака, которые обычно закрывают около половины всей поверхности Земли, находятся в тропосфере. В верхней части атмосферы облака редки. Это так называемые перламутровые, серебристые облака.

Газовый состав в стратосфере и даже в нижней мезосфере близок к тропосферному. Главная особенность нижней стратосферы – повышенное содержание трехатомного кислорода – озона (О3) на высотах 20 – 30 км. Озон образуется из кислорода под воздействием ультрафиолетовых лучей, которые он поглощает, предохраняя от них живые организмы. В вышележащих слоях для его образования не хватает кислорода, в нижележащих – ультрафиолетовой радиации.Общее содержание озона в столбе атмосферы соответствует 2 – 4 мм слоя чистого озона при приземных давлении и температуре воздуха. Общее содержание озона измеряется в "единицах Добсона", равных 0,01 мм чистого озона в приземных условиях, и колеблется от 150 до 450 этих единиц.

Выше 90 км в результате фотохимических реакций меняется химический состав атмосферы. Она обогащается лёгкими газами. Выше 600 км преобладает гелий, а выше 1600 км водород. Объём атмосферы огромен, в 3 тысячи раз больше, чем объем гидросферы, включая океан. Однако масса атмосферы в 300 раз меньше чем гидросферы, и составляет лишь 5,3 миллиардов т против 1,3 триллионов т в гидросфере. 80% массы атмосферы приходится на тропосферу, где воздух плотнее, но даже у поверхности Земли плотность воздуха в тысячу раз меньше (1 кубический метр весит около 1 кг), чем у воды. С высотой плотность воздуха уменьшается во много раз. Теплоёмкость воздуха мало отличается от воды. Однако для нагрева всей атмосферы требуется 5,3 – 1021 Дж/кг, а для нагрева только активного слоя океана (260-метровый слой перемешивания) – 36 1022 Дж/кг, т.е. в 700 раз больше. Поэтому океан смягчает климат на Земле. Теплоёмкость активного слоя суши (глубиной примерно 16 м) близка к атмосферной.

Нагревание атмосферы

Все жизненные процессы на Земле обусловлены тепловой энергией. Главным источником, от которого Земля и атмосфера получают тепловую энергию, является Солнце. Оно излучает энергию в виде различных лучей - электромагнитных волн. Излучение Солнца в виде электромагнитных волн, распространяющихся со скоростью 300000 км/с, называется солнечной радиацией, которая состоит из лучей различной длины, несущих к Земле свет и тепло.
Радиация бывает прямая и рассеянная. Не будь атмосферы, земная поверхность получала бы только прямую радиацию. Поэтому радиацию, приходящую непосредственно от Солнца в виде прямых солнечных лучей и при безоблачном небе называют прямой. Она несет наибольшее количество тепла и света. Но, проходя через атмосферу, солнечные лучи частично рассеиваются, отклоняются от прямого пути в результате отражения от молекул воздуха, капелек воды, пылинок и переходят в лучи, идущие во всех направлениях. Такая радиация называется рассеянной. Поэтому светло бывает и в тех местах, куда прямые солнечные лучи (прямая радиация) не проникают (полог леса, теневая сторона скал, гор, зданий и т.д.). Рассеянная радиация обусловливает и цвет неба. Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности, т.е. прямую и рассеянную, называют суммарной. Земная поверхность, поглощая солнечную радиацию, нагревается и сама становится источником излучения тепла в атмосферу. Оно называется земным излучением, или земной радиацией и в значительной мере задерживается нижними слоями атмосферы. Поглощенная земной поверхностью радиация Солнца расходуется на нагревание воды, почв, грунтов, воздуха, испарение и излучение в атмосферу. Земная, а не солнечная радиация определяет температурный режим тропосферы, т.е. солнечные лучи, проходящие через все слои атмосферы, ее не нагревают. Самое большое количество тепла получают и нагреваются до наиболее высоких температур нижние слои атмосферы, непосредственно прилегающие к источнику тепла - земной поверхности. По мере удаления от земной поверхности нагревание ослабевает. Именно поэтому температура воздуха в тропосфере с высотой понижается в среднем 0,6°С на каждые 100 м подъема. Это общая закономерность для тропосферы. Бывают случаи, когда вышележащие слои воздуха оказываются теплее нижележащих. Такое явление называется температурной инверсией.
Нагревание земной поверхности существенно различается не только по высоте. Количество суммарной солнечной радиации напрямую зависит от угла падения солнечных лучей. Чем ближе эта величина к 90°, тем больше солнечной энергии получает земная поверхность.
В свою очередь, угол падения солнечных лучей на определенную точку земной поверхности определяется ее географической широтой. Сила прямой солнечной радиации зависит от длины пути, который проходят солнечные лучи в атмосфере. Когда Солнце в зените (в районе экватора), его лучи падают на земную поверхность отвесно, т.е. преодолевают атмосферу кратчайшим путем (под 90°) и интенсивно отдают свою энергию малой площади. По мере удаления от экваториальной зоны на юг или на север длина пути солнечных лучей увеличивается, т.е. уменьшается угол их падения на земную поверхность. Лучи все больше и больше начинают как бы скользить по Земле и приближаются к касательной линии в районе полюсов. При этом тот же пучок энергии рассеивается на бульшую площадь, увеличивается количество отраженной энергии. Таким образом, у экватора, где солнечные лучи падают на земную поверхность под углом 90°, постоянно высокие температуры воздуха, а по мере передвижения к полюсам становится все холоднее. Именно на полюсах, где солнечные лучи падают под углом»180° (т.е. по касательной), тепла меньше всего.
Такая неравномерность распределения тепла на Земле в зависимости от широты места позволяет выделить пять тепловых поясов: один жаркий, два умеренных и два холодных.
Условия нагревания солнечной радиацией воды и суши весьма различны. Теплоемкость воды в два раза больше, чем суши. Это значит, что при одинаковом количестве тепла суша нагревается вдвое быстрее воды, а при охлаждении происходит обратное. Кроме того, вода при нагревании испаряется, на что затрачивается немалое количество тепла. На суше тепло сосредоточивается только в верхнем ее слое, в глубину передается лишь небольшая его часть. В воде же лучи нагревают сразу значительную толщу, чему способствует и вертикальное перемешивание воды. В результате вода накапливает тепла гораздо больше, чем суша, удерживает его дольше и расходует более равномерно, чем суша. Она медленнее нагревается и медленнее охлаждается.
Поверхность суши неоднородна. Ее нагревание в значительной мере зависит от физических свойств почв и горных пород, растительности, снежного покрова, льда, экспозиции (угла наклона участков суши по отношению к падающим солнечным лучам) склонов. Особенности подстилающей поверхности обусловливают различный характер изменения температур воздуха в течении суток и года. Наиболее низкие температуры воздуха в течении суток на суше отмечаются незадолго до восхода Солнца (отсутствие притока солнечной радиации и сильное земное излучение ночью). Наиболее высокие - после полудня (14-15 ч). В течении года в Северном полушарии наиболее высокие температуры воздуха на суше отмечаются в июле, а самые низкие - в январе. Над водной поверхностью суточный максимум температуры воздуха смещен и отмечается в 15-16 ч, а минимум через 2-3 ч после восхода Солнца. Годовой максимум (в Северном полушарии) приходится на август, а минимум - на февраль.

7. Формирование основных типов воздушных масс. Атмосферные фронты, климатические пояса.

Воздушные массы — большие объёмы воздуха в нижней части земной атмосферы — тропосфере, имеющие горизонтальные размеры во много сотен или несколько тысяч километров и вертикальные размеры в несколько километров, характеризующиеся примерной однородностью температуры и влагосодержания по горизонтали.

Однородность свойств воздушной массы достигается формированием её над однородной подстилающей поверхностью в сходных условиях теплового и радиационного баланса.

Кроме того, необходимы такие циркуляционные условия, при которых воздушная масса длительно циркулировала бы в регионе формирования. Значения метеорологических элементов в пределах воздушной массы меняются незначительно — горизонтальные градиенты малы. Резкое возрастание градиентов метеорологических величин, или, по крайней мере, изменение величины и направления градиентов происходит в переходной зоне между двумя воздушными массами — зоне атмосферного фронта.

Объекты, возникающие в тропосфере в результате взаимодействия воздушных масс — переходные зоны (фронтальные поверхности), фронтальные облачные системы облачности и осадков, циклонические возмущения, имеют тот же порядок величины, что и сами воздушные массы — сравнимы по площади с большими частями материков или океанов, время их существования — более 2-х суток.

Очагами формирования воздушных масс обычно бывают регионы, где воздух опускается, а затем распространяется в горизонтальном направлении — этому требованию отвечают антициклонические системы. Антициклоны чаще, чем циклоны, бывают малоподвижными, поэтому формирование воздушных масс обычно и происходит в обширных малоподвижных (квазистационарных) антициклонах. Кроме того, требованиям очага отвечают малоподвижные и размытые термические депрессии, возникающие над нагретыми участками суши. Наконец, формирование полярного воздуха происходит частично в верхних слоях атмосферы в малоподвижных, обширных и глубоких центральных циклонах в высоких широтах. В этих барических системах происходит трансформация (превращение) тропического воздуха, втянутого в высокие широты в верхних слоях тропосферы, в умеренный воздух.

Воздушные массы классифицируют, прежде всего, по очагам их формирования в зависимости от расположения в одном из широтных поясов. Согласно географической классификации, воздушные массы можно подразделить на основные географические типы по тем широтным зонам, в которых располагаются их очаги: Арктический или антарктический воздух (АВ),Умеренный воздух (УВ),Тропический воздух (ТВ), Экваториальный воздух (ЭВ).

Данные воздушные массы, кроме того, можно подразделять на океанические (м) и континентальные (к).

Как показывает практика, поскольку умеренная воздушная масса имеет значительную меридиональную протяжённость (в СНГ примерно от 45-48° до 60-65° северной широты), её термические (и другие) свойства значительно различаются в северной и в южной частях этой обширной географической зоны, поэтому правильнее подразделить умеренную ВМ на две самостоятельные — северную умеренную (СУВ) и южную умеренную (ЮУВ)

Атмосферный фронт

Атмосферный фронт («frontis» — передняя сторона) — это поверхность раздела между двумя воздушными массами, как бы двумя погодами. Ширина атмосферных фронтов незначительна — несколько десятков километров, толщина по вертикали — несколько сотен метров.

Если холодный воздух перемещается в сторону более высоких температур, это значит, что наступает холодный фронт. При его наступлении тяжелые холодные воздушные массы вытесняют вверх более легкие теплые воздушные массы, которые, поднимаясь, охлаждаются, а влага, содержащаяся в них, высвобождается, и образуются облака (см. «Облака»). Непосредственное приближение холодного фронта можно заметить по скоплению мощных кучево-дождевых облаков на горизонте. Вскоре ветер начинает дуть порывами, резко меняет направление. Внезапно обрушивается стена проливного дождя, нередко с градом. Потемневшее небо перечеркивают молнии, раздаются оглушительные раскаты грома. Ненастье обычно длится недолго, редко более двух часов. После прохождения холодного фронта становится холоднее, так как пространство атмосферы занимает более холодная воздушная масса.

При наступлении теплого фронта теплый воздух перемещается в сторону более низких температур и, натекая на холодную воздушную массу, скользит по ней, поднимаясь кверху. Высоко в атмосфере происходит образование перистых облаков, они являются предвестниками теплого фронта. Вскоре эти облака начинают таять, и над земной поверхностью образуется сплошная пелена тонких перисто-слоистых облаков. Облачный слой быстро плотнеет и спускается ниже. Усиливается ветер, начинает моросить мелкий дождь или кружатся снежинки. Постепенно осадки усиливаются и идут затем в течение нескольких часов. Наступление теплого фронта сопровождается повышением температуры. Однако теплая погода обычно держится недолго, так как вскоре холодный фронт догоняет теплый, поскольку движется обычно быстрее.

Теплые и холодные атмосферные фронты встречаются чаще всего во фронтальных зонах, климатические пояса (см. «Климатические пояса»). В северном полушарии таких фронтальных зон три: арктическая, умеренная и тропическая. Первая отделяет арктический воздух от воздуха умеренных широт, вторая — воздух умеренных широт от тропического. Тропическая зона образуется там, где встречается воздух тропический и экваториальный.

Фронтальные зоны редко бывают прямыми. Чаще всего они извилисты. Изгибы оси фронтальной зоны к северу обычно вызывают потепление, изгибы к югу — похолодание.

Климатические пояса и типы климата существенно меняются по широте, начиная от экваториальной зоны и заканчивая полярной, но климатические пояса являются не единственным фактором, также важное влияние оказывает близость моря, система циркуляции атмосферы и высота над уровнем моря.

Краткая характеристика климатов России:Арктический: t января −24…-30, t лета +2…+5. Осадки — 200—300 мм.Субарктический: (до 60 градуса с.ш.). t лета +4…+12. Осадки 200—400 мм.Умеренно континентальный: t января −4…-20, t июля +12…+24. Осадки 500—800 мм Континентальный климат: t января −15…-25, t июля +15…+26. Осадки 200—600 мм. Резко континентальный: t января −25…-45, t июля +16…+20. Осадки — более 500 мм. Муссонный: t января −15…-30, t июля +10…+20. Осадки 600—800. мм

В России и на территории бывшего СССР использовалась классификация типов климата, созданная в 1956 году известным советским климатологом Б. П. Алисовым. Эта классификация учитывает особенности циркуляции атмосферы. Согласно этой классификации выделяется по четыре основных климатических поясов на каждое полушарие Земли: экваториальный, тропический, умеренный и полярный (в северном полушарии — арктический, в южном полушарии — антарктический). Между основными зонами находятся переходные пояса — субэкваториальный пояс, субтропический, субполярных (субарктический и субантарктический). В этих климатических поясах в соответствии с преобладающей циркуляцией воздушных масс можно выделить четыре типа климата: материковый, океанический, климат западных и климат восточных берегов.

Экваториальный пояс Экваториальный климат

Субэкваториальный пояс

Тропический муссонный климат Муссонный климат на тропических плато

Тропический пояс

Тропический сухой климат Тропический влажный климат

Субтропический пояс Средиземноморский климат

Субтропический континентальный климат

Субтропический муссонный климат

Климат высоких субтропических нагорий

Субтропический климат океанов

Умеренный пояс

Умеренный морской климат

Умеренно-континентальный климат

Умеренный континентальный климат

Умеренный резко континентальный климат

Умеренный муссонный климат

Субполярный пояс

Субарктический климат

Субантарктический климат

Полярный пояс: Полярный климат

Арктический климат

Антарктический климат

В мире широко распространена классификация климатов, предложенная русским ученым В. Кёппеном (1846—1940). В её основе лежат режим температуры и степень увлажнения. Согласно этой классификации выделяется восемь климатических поясов с одиннадцатью типами климата. Каждый тип имеет точные параметры значений температуры, количества зимних и летних осадков.

Также в климатологии используются следующие понятия, связанные с характеристикой климата:

Континентальный климат Морской климат Высокогорный климат Аридный климат Гумидный климат Нивальный климат Солярный климат Муссонный климат Пассатный климат