Развитие, состав и строение атмосферы



Мы поможем в написании ваших работ!


Мы поможем в написании ваших работ!



Мы поможем в написании ваших работ!


ЗНАЕТЕ ЛИ ВЫ?

Развитие, состав и строение атмосферы



Происхождение и развитие атмосферы. Современная атмосфера Земли образовалась из газов, выделившихся из твердой оболочки (литосферы) после формирования Земли как планеты. На заре своей истории Земля, как и другие планеты Солнечной системы, имела атмосферу, состоящую из водорода, гелия, аммиака, метана и водяных паров. Затем началось разогревание планеты. В связи с чем молекулы газов начали двигаться со скоростями превышающими 11,2 км/сек и ускользали в мировое пространство. Потеряв почти всю первичную атмосферу, планета одновременно теряла и своё тепло. Поэтому, у поверхности планеты могли остаться лишь тяжёлые газы, такие как метан, аммиак и др. Дальнейшее пополнение атмосферы шло за счёт вулканизма. Кислород впервые появился на Земле в результате диссоциации водяных паров, которые под воздействием ультрафиолетовой радиации разлагались на водород и кислород. Этот процесс идёт в верхних слоях атмосферы и сейчас. Основная часть свободного кислорода в земной атмосфере появилась значительно позже в результате фотосинтеза вслед за появлением на Земле растительности. Много было в первичной атмосфере и углекислого газа, который выделялся из недр Земли при извержениях вулканов. Часть его вступала в реакции и переходила в мощные скопления известняков, другая использовалась в процессе фотосинтеза растениями. Углекислый газ является основой образования любого органического вещества, а кислород идёт на окисление этого вещества. При разложении органического вещества, при его окислении, углекислый газ высвобождается и поступает в процесс фотосинтеза. Кроме того, он необходим при образовании таких полезных ископаемых как уголь, нефть и торф. Углекислый газ создаёт парниковый эффект. Присутствие углекислого газа не препятствует проникновению коротковолнового излучения к Земле, а тепловое излучение (длинноволновое) задерживается. Современный состав атмосфера приобрела лишь к концу палеозойской эры.

Состав атмосферы. Атмосфера, т.е. воздух у земной поверхности представляет собой смесь в основном двух газов: азота (78% по объему) и кислорода (21% по объему). Оставшийся 1% газов приходится почти целиком на долю аргона (0,9%). Всего 0,03% остается на углекислый газ. Углекислый газ создает парниковый эффект. Подсчитано, что, если бы не углекислый газ, на Земле было бы примерно на 26º холоднее, чем сейчас. То есть на экваторе температуры были бы немногим выше нуля, а в Москве – только несколько дней в середине лета. Так, на Венере, парниковый эффект развивается безудержно, в результате чего температура её поверхности достигает 500ºС.

Многочисленные другие газы входят в состав воздуха в тысячных, миллионных и еще меньших долях процента.

Количество и соотношение кислорода и азота в воздухе постоянны. В атмосфере всегда имеется водяной пар (от 0,1% при сильных морозах до 4% в жаркую погоду). Основная масса водяного пара сосредоточена в тропосфере, а выше 70-80 км атмосфера практически сухая.

Кроме газообразных составных частей, в атмосфере находятся во взвешенном состоянии мельчайшие частицы различного происхождения – аэрозоли.

До высоты 100 км состав атмосферы постоянен. Выше - молекулы кислорода, азота расщепляются, на высотах от 500 до 2000 км атмосфера состоит из гелия, в основном, а выше 2000 км - из атомарного водорода.

Атмосфера содержит электрически заряженные частицы - ионы, которая, благодаря им, обладает способностью проводить электричество.

Строение. Атмосфера имеет четко выраженное слоистое строение. Основные черты слоистой структуры атмосферы определяются, в первую очередь, особенностями вертикального распределения температуры. По этому признаку, атмосфера разделяется на 5 концентрических слоев: тропосферу, стратосферу, мезоcферу, термосферу и экзосферу.

Тропосфера (от греч. tropos - поворот, изменение и sphaira шар) - самый нижний слой атмосферы. Высота тропосферы изменяется от 8-10 км в полярных широтах до 16-18 км у экватора. С увеличением высоты температура уменьшается в среднем на 1 км на 6°С. В тропосфере сосредоточено около 80% всей массы атмосферы, так как плотность воздуха убывает с высотой. Вся деятельность человека проходит в тропосфере. Почти вся масса водяного пара атмосферы сосредоточена в тропосфере, поэтому в ней возникают в основном все облака, дожди, снегопады, грозы, бури и туманы. Нижний слой тропосферы в несколько десятков метров непосредственно над земной поверхностью (приземный слой атмосферы) является средой обитания растений, животных и человека. Система воздушных течений в тропосфере и нижней стратосфере называется общей циркуляцией атмосферы.

Стратосфера (от лат. stratum - слой и шар) - слой атмосферы, расположенный над тропосферой. Между тропосферой и стратосферой расположен переходный слой тропопауза, в которой температура составляет всегда около 45°-55°С. Высота стратосферы от 8-16 км до 45-55 км. В нижней стратосфере (до 25 км) температура остается постоянной, а в верхней - начинает возрастать. В нижней стратосфере наблюдаются большие скорости ветра, а также струйные течения, которые обладают устойчивостью и скоростью до 300 км/час. Эти потоки используются для пролета самолетов, с целью экономии времени и горючего. Атмосфера очень разрежена. Здесь практически нет влаги, не бывает дождя, снега, нет обычных, облаков, иногда появляются перламутровые облака.

Мезосфера (от греч. mesos - средний, промежуточный и шар) - слой атмосферы от 50-55 км до 80 км, лежащий над стратосферой. От стратосферы она отделяется переходным слоем, называемым cтратопаузой. Температура в мезосфере падает с высотой примерно от 0° на нижней границе до -90°С на верхней границе. У верхней границы мезоcферы изредка наблюдаются серебристые облака. Они светятся серебристым светом и настолько прозрачны, что через них видны звезды. При соединении атомарного водорода, находящегося в потоке электрически заряженных частиц, выброшенных Солнцем, с кислородом, находящемся в стратосфере, возникают молекулы воды, из которых образуются серебристые, и возможно перламутровые облака.

В пределах стратосферы и мезоcферы в слое от 10 до 50 км расположена озоноcфера с максимумом концентрации на высоте 25-30 км. Озоновый слой поглощает ультрафиолетовое излучение и задерживает тепловую солнечную радиацию. Содержится он в ничтожном количестве: толщина слоя озона, приведенного к нормальным условиям (760 мм рт.ст. и 0°С) в среднем для всей Земли составит 2,5-3 мм.

Термосфера (от греч. therme - тепло, жар и шар) - слой верхней атмосферы, расположенный над мезосферой. От последней термосфера отделяется переходным слоем мезопаузой. Высота термоcферы от 80 до 800 км. До высоты 250 км температура возрастает до 1500ºС, а еще выше остается почти постоянной.

В пределах термосферы расположена ионосфера (от 100 до 800 км). Это слой очень разряженного воздуха, в котором содержатся ионы - электрически заряженные частицы. Под действием космических лучей молекулы газов распадаются на заряженные частицы атомов (ионы). Ионосфера отражает длинные и средние радиоволны, на чем основан принцип радиопередач на большие расстояния. В ионосфере возникают полярные сияния - свечение разреженных газов под влиянием электрически заряженных, летящих от Солнца частиц.

Экзосфера (от греч. ехо - вне, снаружи и шар), или сфера рассеивания, внешний, наиболее разреженный слой атмосферы, простирается от 800 км до нескольких тысяч километров. Она представляет собой весьма постепенный переход к межпланетному пространству. Здесь частицы газов находятся на очень большом расстоянии друг от друга. Движутся они с очень огромными скоростями (более 11,2 км/сек.) и соответствующими температурами порядка 2000ºС, что способствует преодолению земного притяжения и вылету в межпланетное пространство. Непрерывно идет утечка легких газов. В зависимости от солнечной активности экзосфера достигает размеров от 2-3 до 20-22 тыс. км. Величину 2-3 тыс. км считают верхней границей атмосферы. В экзосфере в основном расположены радиационные пояса Земли (внутренний и внешний), состоящих из электрически заряженных элементарных частиц с высокой энергией, захваченных магнитным полем Земли.

 

Солнечная радиация

Солнечная радиация. Земля получает от Солнца 1,36·1024 кал. тепла в год. По сравнению с этим количеством энергии остальной приход лучистой энергии (звезд, космического излучения, внутреннего тепла Земли) на поверхность Земли ничтожно мал. Если бы на Землю попала вся излучаемая Солнцем энергия, Мировой океан закипел и испарился бы за 1,5 сек.

Вся совокупность излучения Солнца - солнечная радиация (от лат. radiato - излучаю) - является основным источником энергии почти всех процессов, происходящих в атмосфере, гидросфере и в верхних слоях литосферы.

Количество солнечной радиации, получаемое земной поверхностью зависит от угла падения лучей. В области экватора и тропиков Земля нагревается сильнее, чем в умеренных и полярных широтах. Когда Солнце в зените, его лучи падают отвесно и Земля нагревается сильнее. При уменьшении угла падения лучей то же количество лучей рассеивается на большую площадь и температура уменьшается. Чем меньше угол падения лучей, тем меньше интенсивность солнечной радиации. Количество солнечного тепла получаемого земной поверхностью, непрерывно изменяется и оно находится в прямой зависимости от продолжительности освещения ее солнечными лучами.

Виды солнечной радиации. Различают солнечную радиацию прямую, рассеянную и суммарную. Часть солнечной радиации, которая проникает через атмосферу к земной поверхности, представляет собой прямую радиацию (инсоляцию). Часть радиации, рассеивающаяся атмосферой, превращается в рассеянную радиацию (около 50%). Вся солнечная радиация, поступающая на земную поверхность, прямая и рассеянная, называется суммарной радиацией.

Радиационный баланс. Нагревание атмосферы происходит в результате поступления солнечной радиации к поверхности Земли и обратного движения от Земли и рассеивания в атмосфере. Основным показателем является радиационный(остаточный) баланс - т.е. разница между приходом и расходом радиации. Приход радиации составляют суммарная солнечная радиация и встречное излучение атмосферы. Расход радиации составляет отражение солнечных лучей от поверхности и собственное излучение земной поверхности. Отношение отраженной радиации к поглощенной, называется альбедо (способность поверхности отражать солнечные лучи). Чем светлее поверхность, тем выше альбедо. В среднем за год радиационный баланс земной поверхности положителен, кроме Арктики и Антарктиды.

 

Температурный режим Земли

Термическая ступень. Атмосфера получает больше тепла от подстилающей земной поверхности, чем непосредственно от Солнца. Тепло передаётся атмосфере посредством молекулярной теплопроводности, конвекции, выделения удельной теплоты парообразования при конденсации водяного пара в атмосфере. Поэтому, температура в тропосфере с высотой обычно понижается. Солнечные лучи, проходя через атмосферу, почти не нагревают её, они нагревают поверхность Земли, и уже от нагретой поверхности Земли тепло передается прилегающим слоям воздуха. Нагретый от соприкосновения с Землей воздух становится более легким, благодаря чему поднимается вверх, образуя конвекционные токи. Вверху, попадая в условия меньшего атмосферного давления, воздух расширяется и увеличивается в объёме. На это затрачивается тепловая энергия в результате чего воздух быстро охлаждается. Высота в метpax, на которую нужно подняться, чтобы температура воздуха понизилась на 1°, называется термической ступенью. В прозрачном сухом воздухе при поднятии вверх, падение температуры составляет 1° на каждые 100 м. При влажном воздухе уменьшение температуры идет медленнее всего 0,6° на каждые 100 м подъёма, т.к. при сгущении водяных паров освобождается тепло (скрытая теплота парообразования).

Инверсия температуры. Возрастание температуры с высотой называется инверсией (от лат. inversio - обратный порядок, перестановка). Она возникает при быстром охлаждении земной поверхности. Инверсии усиленно способствуют условия рельефа: холодный воздух стекает в понижения и там застаивается.

Суточный ход температуры. В течение суток температура не может оставаться постоянной. В суточном её ходе наблюдается один максимум (после полудня) и один минимум (после восхода солнца). Ночью поверхность Земли излучает тепло и постепенно охлаждается. Вместе с земной поверхностью охлаждается и приземный слой воздуха. Наибольшее охлаждение бывает перед восходом Солнца. По мере поднятия Солнца приход тепла увеличивается, после полудня - начинает уменьшаться и температура уменьшается до восхода Солнца. На море суточная амплитуда небольшая, в пустынях она составляет до 60° и более. От экватора к полюсам суточные амплитуды колебания температуры убывают.

Годовой ход температуры. Годовой ход температуры воздуха зависит прежде всего от широты места. На экваторе проявляется два максимума (после равноденствий) и два минимума после солнцестояний), а в тропических, умеренных и полярных широтах – по одному максимуму и по одному минимуму. Амплитуды годовых колебаний температуры воздуха с увеличением широты возрастают. В Северном полушарии больше всего солнечного тепла поступает в день летнего солнцестояния (22 июня), но июнь не самый жаркий месяц. Июль самый теплый месяц, хотя солнечного тепла получает меньше, но получает много тепла от земной поверхности. Зимой наименьшее количество тепла земная поверхность получает в день зимнего солнцестояния (22-декабря), а самые низкие температуры падают на январь. Общая закономерность распределения температуры в нижнем слое тропосферы – её понижение в направлении от экватора к полюсам. Южное полушарие холоднее Северного главным образом из-за покрытой льдом и снегом суши у Южного полюса.

Средние и абсолютные температуры. Раз измеренная температура еще не дает основания судить о термическом режиме местности: необходимо знать средние температуры. Различают среднесуточные, среднемесячные и среднегодовые температуры. Наблюдения за температурой ведутся на протяжении многих лет. Средняя температура воздуха в нижнем двухметровом слое для всей Земли +14ºС, что соответствует средней годовой температуре воздуха на 40º с.ш. Абсолютные минимумы температуры отмечены в Антарктиде (-88,3°С) и Оймяконе (-78°С) и абсолютные максимумы в Африке (Триполи, около +58,1°С).

Распределение температуры воздуха наглядно показывают изотермы - линии, соединяющие на карте пункты с одинаковыми температурами. Изотермы не совпадают с параллелями. Они изгибаются, переходя с материка на океан и наоборот. Так, в январе в Северном полушарии над материками изотермы отклоняются к югу, а в июле – к северу. Объясняется это тем, что суша зимой охлаждается, а летом нагревается сильнее, чем вода. Наиболее показательными будут изотермы самого теплого и самого холодного, а также среднегодовые.

Особенности распределения тепла. Выделяют следующие особенности в распределении тепла:

1). В обоих полушариях температуры понижаются от экватора к полюсам;

2). Самые высокие температуры наблюдаются не в экваториальных широтах, а в районах тропических и субтропических пустынь. Географический экватор не совпадает с термическим. Термический экватор - линия, соединяющая самые жаркие точки Земли. Он лежит почти внизу в северном полушарии;

3). В южном полушарии ход изотерм более плавный, в связи с преобладанием вод над сушей.

Тепловые пояса. Пояса освещенности не совпадают с тепловыми, в световом поясе могут быть различные тепловые пояса. На Земле выделяют 7 тепловых поясов:

¨ жаркий ограничен изотермой +20°, границы его совпадают с границами распространения пальм на суше и кораллов в океане;

¨ два умеренных, ограничены изотермой +20° и +10°С в обоих полушариях;

¨ два холодных, ограничены изотермами +10° и 0° в обоих полушариях, последняя является границей распространения тундры;

¨ две области (пояса) мороза, ограничены изотермой 0° (Гренландия и пространство вокруг северного полюса и в южном полушарии - область к югу от 60° ю.ш..

Вода в атмосфере

Вода в атмосфере содержится в виде молекул (пар), капелек и кристалликов. В земной атмосфере одновременно содержится около I2000-I3000 м3 водяного пара, который поступает, в основном, в результате испарения с земной поверхности. В атмосфере влага конденсируется, переносится воздушными течениями и снова выпадает на земную поверхность. Совершается постоянный круговорот воды.

Насыщение. Предельно возможное при данной температуре содержание количества водяного пара в воздухе называется насыщенным воздухом. Состояние насыщения достигается при понижении температуры. Температура, при которой данный ненасыщенный воздух переходит к насыщению, называется точкой росы. Чем влажнее воздух, тем быстрее наступит точка росы.

Влажность. Содержание водяного пара в воздухе (г/м3) или упругость водяного пара (мм рт.ст.) называют влажностью воздуха. Фактическое количество водяного пара в граммах, находящегося в данный момент в I м3 воздуха называется абсолютной влажностью. Относительная влажность - отношение абсолютной влажности к максимальному влагосодержанию. Она показывает, что воздух содержит определённое количество пара, которое он может вместить при данной температуре. Когда относительная влажность близка к 100%, следует ожидать выпадение атмосферных осадков. Чем выше температура, тем дальше воздух от насыщения, а следовательно, и относительная влажность его меньшая. Годовой ход относительной влажности обратен годовому ходу температуры.

Дефицит влажности, или недостаток насыщения при данной температуре - разность между максимальным влагосодержанием и фактическим (абсолютной влажностью).

Испарение и испаряемость. Поступление в атмосферу водяного пара с какой-либо поверхности в единицу времени называется испарением. Скорость испарения в основном зависит от температуры и ветра. Количество воды, которое может испариться с той или иной поверхности называется испаряемостью. В полярных странах испаряемость ничтожна, а максимальная - до 3000 мм в пустынях. Существует различие между возможным и действительным испарением.

Конденсация и сублимация. Конденсация - переход водяного пара в жидкое, а сублимация – в твердое состояние при низкой температуре. Конденсация пара начинается с наступления точки росы. Если воздух достигает состояния насыщения при положительной температуре, то вода остается в жидком состоянии (роса), если это происходит при отрицательной температуре - твердом состоянии. Конденсация происходит при соприкосновении воздуха с поверхностью твердых предметов и в свободной атмосфере. В первом случае, когда более теплый и влажный воздух соприкасается с поверхностью охлажденных предметов, на них образуется роса, иней, изморозь.

Роса образуется, когда воздух, соприкасаясь с охлаждающимися травинками, охлаждаясь конденсирует выделяющуюся влагу в виде крупных капель - росы. Иней - образуется, когда конденсация происходит при отрицательной температуре. Изморозь - образуется во время сильных морозов, когда в воздухе находится большое количество мелких кристаллов льда. Гололедица бывает при инверсии, когда температура нижних слоев воздуха ниже температуры тех слоев, из которых падает дождь.

В отличие от конденсации на охлажденных предметах, конденсация в свободной атмосфере происходит иначе и имеет более важное значение (туман, облака, дождь, град, снег). В свободной атмосфере конденсация может происходить только при наличии в воздухе твердых частиц (пыль, дым) или электрически заряженных частиц - ионов, на которые оседают капельки воды. Эти мельчайшие частицы, на которых начинается конденсация называются ядрами конденсации.

Туман - это сгустившийся водяной пар в виде мелких капелек воды, осевших на ядра конденсации. Туманы подразделяются на радиационные и адвективные.

Радиационные туманы, или туманы излучения образуются при охлаждении земной поверхности и приземных слоев воздуха до точки росы. Они наблюдаются при тихой погоде и ясном небе, вечером или утром, над заболоченными низинами и небольшими водоёмами. В крупных индустриальных городах могут возникать смоги - смесь тумана с твердыми частицами пыли, дыма, копоти.

Адвективные туманы (от лат.advectio - перемеще­ние) связаны о перемещением воздушных масс, имеющих различную температуру. При контакте холодных и теплых масс на большой высоте происходит конденсация и образуются облака.

Облака. Облака образуются при конденсации водяного пара в поднимающемся воздухе вследствие его охлаждения. Высота их образования зависит от температуры и относительной влажности воздуха. Когда воздух достигнет высоты, на которой насыщение становится полным, начинается конденсация и облакообразование. Облака находятся в постоянном движении. Облака по форме делятся на 3 основных типа: перистые, кучевые и слоистые.

Перистые (cirrus) облака образуются на большой высоте (верхний ярус) - около 6000 м. Они белого цвета и состоят из ледяных кристалликов. Осадки из них не выпадают.

Кучевые (cumulus) облака обычны в летние и весенние дни. Они имеют вид кучевых нагромождений и куполов белого цвета с синеватым оттенком. Их возникновение связано с восходящими токами воздуха на высоте 2000-6000 м. Поднимающийся вверх воздух охлаждается, а водяные пары конденсируются, образуя кучевые облака. Они могут достигать огромной мощности - 4-5 км, и эти облака, как правило, грозовые, ливневые и называются кучево-дождевыми.

Слоистые (stratus) облака имеют вид слоев, полос и возникают на высоте до 2000 м. Низкие слоистые облака переходят в однородный слой густого серого тумана. Они обуславливают мелкие затяжные дожди или выпадение снега.

Также облака подразделяются по высоте:

I. облака верхнего яруса, находящиеся выше 6000 м;

II. облака среднего яруса, - " -- " -- " - от 2000 до 6000 м;

III. облака нижнего яруса, - " -- " -- " - ниже 2000 м;

IV. облака вертикального развития от 1000 до 6000 м.

В чистом виде указанные типы облаков встречаются редко, обычно наблюдаются их многочисленные переходные состояния. Степень покрытия неба облаками называется облачностью и измеряется в баллах. Наибольшая облачность в областях пониженного давления и наоборот. Абсолютный максимум облачности – над Северной Атлантикой (9 баллов), а минимум – над Антарктидой и над тропическими пустынями (0,2 балла).

Атмосферные осадки. Атмосферные осадки - вода, выпавшая на поверхность Земли из атмосферы в виде дождя, мороси, крупы, снега, града. В зависимости от сочетания температуры и степени увлажнения при конденсации образуются капельки или кристаллики разной формы. Очень мелкие - легко плавают в воздухе, более крупные - начинают падать в виде мороси, или мелкого дождя. Различают обложной дождь и ливень. Самыми простыми образованиями твердых осадков являются микроскопические кристаллики льда, которые образуют иглы, а последние – снежинки. Во время снегопадов снежинки склеиваются в хлопья. Если влажность достигает 100%, а температура отрицательная, образуется крупа, а затем град. Так, например, в 1945 году в мае месяце в Великобритании выпал град с размером градин до 37 мм в диаметре, отдельные их них – 75 мм.

Выпадение атмосферных осадков на земной поверхности очень неравномерно. Больше всего дождей в экваториальном поясе, где господствуют восходящие токи воздуха. Поднимаясь, теплый воздух охлаждается, благоприятствуя конденсации. В экваториальном поясе выпадает 1-2 тыс. мм. Самое максимальное количество осадков выпадает у южного подножья Гималаев, в местности Черрапунджи (14461 мм) и на Гавайских островах (11684 мм). К северу и югу от экваториальной зоны количество осадков постепенно уменьшается, и в субтропических поясах повышенного давления оно наименьшее - <250 мм. Нисходящие токи не способствуют конденсации. В поясе высокого давления находятся самые засушливые пустыни. Самое сухое место на Земле - Ливийская пустыня. Иногда в пустынях идут «сухие» дожди. Это происходит в случае, когда дождевые капли, испаряясь в воздухе, не доходят до земной поверхности. Пустыня Атакама самое засушливое место на земном шаре. Там зарегистрирован самый продолжительный период засухи на Земле: в 1971 году там выпал первый дождь почти за 400 лет. В умеренных поясах количество осадков увеличивается до 500-1000 мм, что связано с циклонами. В холодных поясах количество осадков не превышает 200-300 мм в год.

 

Атмосферное давление

Измерение давления. Воздух имеет вес, в среднем 1 м3 весит 1,3 кг. Что воздух имеет вес, доказал в начале XVIII в. итальянский учёный Галилей. Вес обусловливает давление. Вес атмосферы, приходящийся на 1 см2 земной поверхности, называется барическим давлением. На каждый 1 м2 земной поверхности на уровне моря при температуре 0°С на широте 45° воздух давит с силой 10333 кг. Давление измеряется в миллиметрах ртутного столба, миллибарах (1 мб = 0,75 мм рт.ст.) и гектопаскалях (1 гПа = 1 мб). Давление в I мм рт.ст. равняется 1,333 мб. При расчётах надо учитывать, что 1 мм ртутного столба равен 133,3 паскалей (Па). Максимальное давление 815,85 мм рт.ст. (1087 мб) зарегистрировано зимой в Туруханске (Россия), а минимальное – 641,3 мм рт.ст. (854 мб) – в урагане «Ненси» над Тихим океаном.

Изменение давления. Изменение давления объясняется перемещением воздуха. Оно повышается там, где воздуха становится больше, и понижается там, откуда воздух уходит. Основной причиной колебания давления являются колебания температуры. Чем холоднее воздух, тем он плотнее, давление выше, и наоборот. Нагревание и охлаждение воздуха от поверхности сопровождается его перераспределением и изменением давления. В соответствии с этим на материках максимальное давление зимой, а минимальное - летом. На уровне моря атмосферное давление составляет в среднем 1013 мб или 760 мм. По мере поднятия вверх воздух становится разряженным и давление понижается. Высота, на которую надо подняться или опуститься, чтобы давление изменилось на 1мм,называется барометрической ступенью. До 1000 м она равняется 11м. Барометрический градиент - это изменение давления атмосферы на единицу расстояния; за единицу расстояния принимают при этом 111 км, т.е. длину одного градуса меридиана в том направлении, в котором убывает давление.

Распределение давления. Наглядное представление о распределении давления на земной поверхности дают изобары- линии, соединяющие пункты с одинаковым давлением. Они показывают зональное распределение давления. Существуют области постоянного и полугодового значения давления.

Максимальное давление приурочено к 30-35-м параллелям обоих полушарий и районам полюсов. Субтропические зоны высокого давления выражены весь год. На 60-65-й параллелях обоих полушарий и экваториальной зоне пониженное атмосферное давление.

Ветер. Движение воздуха в горизонтальном направлении, называется ветром. Причиной возникновения ветра является неравномерное распределение давления воздуха на поверхности Земли, вызываемое неравномерным распределением температуры воздуха. Чем больше разница в давлении воздуха между двумя местностями, тем быстрее дует ветер. Средняя многолетняя скорость ветра у земной поверхности 4-9 м/сек. При ветре воздух движется порывами, толчками, особенно у земной поверхности. На движение воздуха влияют различные неровности и турбулентность частиц воздуха. Практически ветер никогда не дует в направлении градиента. В северном полушарии ветер отклоняется вправо, а в южном - влево. Ветер характеризуется скоростью, силой и направлением. Скорость ветра измеряется в м/сек, баллах шкалы Бофорта (0-12) и узлах (узел составляет около 0,5 м/с). Самое ветреное место на земном шаре – район научной станции Мирный в Антарктиде (скорость ветра может достигать 180 км/час). Сила ветра измеряется в кг/м2 и в баллах (от 0 до 12). Направление ветра определяется той стороной, откуда он дует. Для более точного определения направления ветра стороны горизонта делят на 16 румбов.

Роза ветров. Ветер очень непостоянен. Наблюдается повторяемость каждого направления ветра по сторонам горизонта. Графическое изображение этой повторяемости называется розой ветров.

Основные типы ветров. Ветры разнообразны по своему происхождению, характеру и значению. Различают постоянные, периодические и местные ветры.

Постоянные ветры – это ветры, дующие постоянно в одном направлении. К ним относятся пассаты, западные ветры и полярные ветры. Пассаты – ветры, формирующиеся в тропических зонах высокого давления и дующие в сторону экватора. В результате отклоняющего действия Земли они дуют в Северном полушарии с северо-востока на юго-запад, а в Южном – с юго-востока на северо-запад. Западные ветры – ветры, формирующиеся из воздуха тропических зон и направляющиеся в сторону умеренных зон низкого давления обоих полушарий. Эти ветры дуют с запада на восток и приносят с океана много осадков. Полярные ветры – это ветры, образующиеся в полярных зонах высокого давления и дующие в Северном полушарии с северо-востока на юго-запад, а в Южном – с юго-востока на северо-запад.

Периодические ветры – это ветры, меняющие своё направление дважды в году. Они формируются благодаря разнице в температуре и давлении на поверхности материков и океанов. Муссоны (от фр. mousson, от араб. маусим - время года) - аналогичны бризам, но отличаются длительным периодом действия: они меняют свое направление в зависимости от времени года. Зимой (зимний муссон) он дует с суши на море, летом (летний муссон) с океана на сушу и в это время несёт влагу. Классической областью муссонов является Индостан, Индокитай и восточная Австралия. Летний муссон в тропических широтах совпадает с пассатами. Кроме того, восточные побережья омываются теплыми океаническими течениями и теплый воздух насыщается влагой, которая переносится на материки. На западных побережьях, в этих широтах, образуются пустыни. Тайфуны – это ветры ураганной силы, образующиеся преимущественно летом и осенью на востоке Азии и в Тихом океане. Они приносят обильные дожди, которые являются причиной больших наводнений на материке. Бризы (от фр. brise - легкий ветер) - периодические ветры побережий тропических и умеренных широт. Действие бризов распространяется на 30-40 км от берега. Днем бризы дуют с моря на сушу, ночью - наоборот.

Местные ветры широко распространены на земном шаре. Фён - горный ветер, дующий сверху вниз по склонам, за счёт разницы давления на разных склонах. Поднимаясь вверх по склону воздух охлаждается, и достигнув перевала, будучи холодным и тяжелым, быстро скатывается вниз, при этом он нагревается. Фены всегда сухие и теплые.

Бора - разновидность фена. Бора возникает, когда на пути холодных масс лежат горы, которые подпружинивают эти массы. Скопившийся холодный воздух с силой переваливает через пониженную часть хребта, принося о собой низкую температуру. Суховеи - сухие и жаркие ветры, возникающие летом на юге и юго-востоке России.

На территории Молдавии известен «кривэц». Он образуется зимой на территории Восточной Европы и дует с северо-востока на юго-запад. Кривэц вызывает морозную погоду и сильные метели.

Общая циркуляция атмосферы. Воздушные течения в атмосфере вызываются неравномерным распределением солнечного тепла на поверхности Земли, что приводит к неодинаковому нагреванию в различных тепловых поясах и вращением Земли вокруг оси, отклоняющим ветры, движущиеся от полюсов к экватору. Эти различия порождают разное давление воздуха и циркуляцию атмосферы.

Если бы земная поверхность была однородна и Земля не вращалась вокруг своей оси, то циркуляция атмосферы была бы простой. Нагретый на экваторе воздух поднимался бы вверх и оттекал к полюсам, а холодный воздух полярных областей двигался бы у земной поверхности к экватору. Однако различия в характере подстилающей поверхности и вращение Земли вокруг своей оси изменяют такую схему циркуляции. Круговорот воздуха между полюсами и экватором разделяется на отдельные круговороты.

В действительности циркуляция атмосферы крайне сложна. Выделяются две области восточной циркуляции – это зона пассатов и зона полярных фронтов и две зоны западной - умеренные широты и зона антипассатов. Распределения атмосферного давления определяет направление ветров, господствующих в нижней тропосфере на разных широтах. От тропических поясов повышенного давления в каждом полушарии воздух направляется с одной стороны к экватору, с другой – к умеренным широтам. В каждом полушарии выделяются три основных потока воздуха в виде замкнутых колец (полярная циркуляция, циркуляция в умеренных широтах и пассатная циркуляция).

Пассатная циркуляция ограничена субтропической зоной с устойчивыми ветрами восточного направления между широтой 30º и экватором. Благодаря пассатной циркуляции осуществляется обмен воздуха между экватором и тропиками. В экваториальной зоне легкий воздух поднимается вверх и на высоте 4-8 км оттекает от экватора к полюсам. Под влиянием вращения Земли воздух отклоняется в Северном полушарии вправо, в Южном - влево. В Северном полушарии на широте 30-35° отклонение вправо достигает 90°, т.е. ветер приобретает западное направление и дует вдоль параллелей, дальнейшее его движение на север прекращается. На этих широтах воздух непрерывно опускается к поверхности Земли, в результате образуется зона высокого давления (затропический максимум). От затропического максимума по поверхности Земли воздух стремится к югу, к экватору. Но под действием отклоняющей силы вращения Земли отклоняется вправо и принимает северо-восточное, у экватора - восточное направление. Эти северо-восточные ветры в тропических широтах, дующие в течение всего года, называются пассатами. Ветры противоположного направления, дующие над пассатами, называются антипассатами. Таким образом, создается замкнутая циркуляция воздуха между экватором и широтами 30-35°, называемая внутритропической циркуляцией.

От затропического максимума воздух стремится и в сторону полюса. В силу отклонения этот воздух образует в умеренных широтах обоих полушарий западные ветры. Они не так устойчивы, как пассаты, но играют большую роль в формировании климата умеренных широт. Для неё характерна интенсивная циклоническая деятельность при которой целая серия циклонов, сменяя друг друга, рождается по линии фронта, там, где соприкасается тёплый и холодный воздух.

Полярная циркуляция ограничена полярной зоной с холодными северо-восточными ветрами – в Северном полушарии и юго-восточными – в Южном от полюсов до широты 60º. Севернее 60-65° параллелей давление воздуха увеличивается; в полярных областях оно всегда повышено благодаря низким температурам. Холодный воздух, приходящий из полярных областей в умеренные, прогреваясь, поднимается в высокие слои тропосферы и оттекает обратно к полюсу, замыкая круговорот в полярных широтах. Атмосферная циркуляция в Южном полушарии аналогична в Северном, только с отклонением налево.

 

Воздушные массы и фронты

Воздушные массы. Относительно однородные массы воздуха, распространяющиеся на несколько тысяч километров в горизонтальном направлении и на несколько в вертикальном, называются воздушными массами.

В зависимости от места формирования и от свойств воздуха различают 4 типа воздушных масс: арктический возду



Последнее изменение этой страницы: 2016-07-15; просмотров: 1420; Нарушение авторского права страницы; Мы поможем в написании вашей работы!

infopedia.su Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав. Обратная связь - 54.158.251.104 (0.024 с.)