Учение об атмосфере. Учебное пособие

впитывалась почвой, она покрыла бы подстилающую поверхность слоем толщиной

68 мм. Твердые осадки (снег и др.) также выражаются толщиной слоя воды,

который они образовали бы, растаяв.

Один миллиметр осадков на площади 1 м2 соответствует 1 кг выпавшей воды

(или 103 т на 1 км2 или 10 т на 1 га).

Для характеристики климата подсчитывают многолетние средние количества

(суммы) осадков по месяцам и за год. По многолетним средним месячным суммам осадков определяют их годовой ход.

Большой интерес представляет изменчивость осадков. По отклонениям месячных и годовых сумм в отдельные годы от многолетних средних величин вычисляют средние квадратические отклонения, характеризующие изменчивость осадков и крайние отклонения.

В дополнение к средним суммам осадков подсчитывают еще среднее число дней с осадками за месяц и за год, среднюю месячную и годовую продолжительность осадков в часах, общую продолжительность в течение дня с осадками, а также вероятность осадков, то есть отношение числа часов с осадками к общему числу часов в месяце или в году и вероятность осадков для различных градаций их количества.

Определяют среднюю интенсивность осадков в миллиметрах за сутки с осадками, а также интенсивность осадков в миллиметрах за минуту или за час для осадков различной продолжительности.

При всех подсчетах за день с осадками принимают день, когда выпало измеримое количество осадков, то есть, по крайней мере, 0,1 мм. Отдельно подсчитывается число дней с осадками больше или меньше 1 мм.

Суточный ход осадков очень сложен; даже в многолетних средних величинах в нем часто нельзя обнаружить какие-либо закономерности. На суше различают два основных типа суточного хода осадков - континентальный и береговой, которыми,

однако, не ограничивается все разнообразие явлений.

В континентальном типе главный максимум осадков приходится после полудня и слабый вторичный максимум - рано утром. Главный минимум

51

отмечается после полуночи и вторичный минимум - перед полуднем. Главный максимум связан с дневным возрастанием конвекции, вторичный - с ночным образованием слоистых облаков. Летом главный максимум выражен резче, чем зимой, что объясняется годовым ходом конвекции. Этот тип суточного хода наиболее характерен для тропиков, так как здесь дневная конвекция развивается сильнее, а повторяемость фронтальных облаков (не имеющих существенного суточного хода) меньше.

В береговом типе единственный максимум осадков приходится на ночь и утро, а минимум - на послеполуденные часы. Этот тип суточного хода выражен лучше летом, чем зимой. Некоторые плоские побережья в дневные часы летом отличаются особенно малой облачностью и, следовательно, уменьшенными осадками. Дело в том, что при переходе воздуха с моря на нагретую сушу в дневные часы относительная влажность в нем падает, и развитие облаков затрудняется. Но дальше вглубь материка облачность и осадки возрастают вследствие увеличения неустойчивости стратификации.

Суточный ход повторяемости осадков над сушей совпадает с суточным ходом количества осадков. Интенсивность осадков на суше наименьшая до полудня, наибольшая - после полудня и вечером.

3.10 Дымка, туман. Условия образования туманов

Ватмосфере водяные капли наблюдаются в широком диапазоне размеров от микрометров до 5 мм. Размеры капель минимальны при дымке - порядка десятков микрометров.

Втом случае, когда скопление продуктов конденсации наблюдается непосредственно у земной поверхности, явление называется туманом. При туманах горизонтальная видимость в атмосфере менее 1 км. При образовании тумана общее влагосодержание воздуха становится больше того количества, которое требуется для насыщения при данной температуре. Это может произойти в следующих случаях:

52

а) влагосодержание не изменяется, а содержание парообразной влаги уменьшилось при охлаждении воздуха. Понижение температуры возможно в результате теплообмена с подстилающей поверхностью, смешения с более холодной воздушной массой, при радиационном выхолаживании и при адиабатическом подъеме;

б) влагосодержание может возрасти за счет испарения.

В зависимости от синоптической ситуации туманы можно разделить на внутримассовые и фронтальные. По физическим причинам возникновения туманов необходимо в первую очередь выделить следующие генетические типы:

а) туманы испарения возникают над теплыми акваториями при натекании на них холодного воздуха. Такие туманы наблюдаются над морскими теплыми течениями в умеренных широтах, а также над крупными реками и озерами осенью;

б) туманы охлаждения - радиационные и адвективные;

в) туманы смешения образуются вследствие горизонтального смешения воздушных масс, имеющих большой температурный контраст и высокую относительную влажность;

г) особую группу туманов представляют туманы восхождения, возникающие при перемещении воздуха вверх по горным склонам. Процессы конденсации связаны с расширением воздуха. При этом охлаждение происходит не так, как в свободной атмосфере, так как воздух либо нагревается от склонов, либо дополнительно охлаждается, соприкасаясь с ними. Туманы восхождения образуются в устойчиво стратифицированной воздушной массе. При неустойчивости в горах в этом случае будут образовываться кучевые облака, когда массы воздуха будут всплывать, отрываясь от склонов.

3.11 Гроза, молния и гром. Шаровая молния

Окружающий нас воздух является носителем электрических зарядов,

которые создают электрическое поле в атмосфере. Непосредственные носители

53

электрических зарядов - атомы и молекулы газов, составляющих атмосферу, и

капли воды, ледяные кристаллы, а также частички пыли солей и других аэрозолей.

Под действием ионизирующих факторов (космические лучи,

ультрафиолетовое излучение солнца, радиоактивное излучение веществ)

нейтральные атомы и молекулы превращаются в положительно или отрицательно заряженные ионы. Чем больше содержание ионов в воздухе, тем выше его электропроводность. Наиболее ионизированные слои атмосферы образуют слои ионосферы, обладающие наряду с высокой электропроводностью также способностью отражать радиоволны. Средняя напряженность электрического поля в нижних слоях тропосферы составляет около 130 В/м, а при грозе увеличивается до 50000 В/м и более.

Гроза представляет собой атмосферное явление, характеризующееся многократными электрическими (искровыми) разрядами между облаком и землей,

между отдельными частями облака или между отдельными облаками,

сопровождаемыми громом. Гроза возникает при наличии мощных кучево-

дождевых облаков (Св), развивающихся в результате неустойчивого состояния атмосферы при высокой влажности воздуха. Под воздействием сильных восходящих потоков воздуха и интенсивного перемешивания капель воды и кристаллов льда происходит электризация облачных элементов. Верхняя часть облака заряжается положительными зарядами, средняя - отрицательными, нижняя

- вновь положительными. Облако, таким образом, становится разделенным на части с концентрированными противоположными зарядами, создающими электрические поля с громадным электрическим напряжением как внутри самого облака, так и в окружающем околооблачном пространстве. При достижении критического значения напряжения между отдельными разноименно заряженными очагами происходит разряд в виде молнии. По внешнему виду различают линейные, плоские, неточные и шаровые молнии.

Чаще всего наблюдается линейная молния, представляющая собой гигантскую искру, иногда сильно разветвленную, длиной 2-3 км, а иногда, при разряде между облаками, 15-20 км. Линейная молния чаще всего состоит из

54

нескольких разрядов (импульсов), следующих друг за другом с промежутком в несколько сотых долей секунды. Общая продолжительность молнии не превышает десятых долей секунды.

Плоская молния представляет собой слабый (тихий) электрический разряд внутри облака или между облаками. Обычного грома этот вид молнии не создает.

Этот вид молнии следует отличать от освещения отдельных облаков удаленной линейной молнией, когда из-за большого расстояния (более 15-20 км) гром не слышен. Такое явление называется зарницей.

Неточная молния - очень редкий вид молнии, состоящей из отдельных светящихся шаров диаметром в несколько сантиметров, располагающихся вдоль кривой по пути разряда, прошедшего перед ее появлением. Шаровая молния появляется обычно после сильного разряда линейной молнии и имеет вид светящегося шара размером 10-20 см, иногда до 1 м.

3.12 Снежный покров и его характеристики. Климатическое значение

снежного покрова

Снежный покров - продукт атмосферных процессов и, следовательно,

климата, но в то же время он сам влияет на климат, как и на другие составляющие географического ландшафта. Температура на поверхности снежного покрова ниже,

чем на поверхности почвы, не покрытой снегом, так как снег обладает исключительно высоким альбедо (80 - 90 %). В то же время шероховатая поверхность снега сильно излучает. Малая теплопроводность снега приводит к тому, что потеря тепла с поверхности снежного покрова не покрывается притоком тепла из более глубоких его слоев и из почвы. Поэтому почва, покрытая снегом,

сохраняет зимой достаточно высокую температуру. На этом основано и озимое земледелие: снежный покров предохраняет всходы от вымерзания. Чем тоньше снежный покров зимой, тем сильнее промерзание почвы при прочих равных условиях.

55

Снежный покров охлаждает воздух. Над ним образуются значительные приземные радиационные инверсии температуры. Весной при таянии снежного покрова приток тепла идет на таяние снега, и температура воздуха остается близкой к нулю до тех пор, пока снег не стает. В теплом воздухе, перемещающемся над тающим снежным покровом, могут возникать так называемые весенние инверсии температуры.

Запасы воды, накапливаемые за зиму в снежном покрове, примерно на 50 %

обеспечивают питание рек России. С весенним таянием снега связаны половодья на ее равнинных реках. Высота половодья зависит не только от накопленных за зиму запасов снега, но и от быстроты его таяния и от свойств поверхности почвы.

Особенно высоки половодья, если снег осенью выпадает на замерзшую почву,

весной талые воды вследствие этого не впитываются в почву, а стекают.

Наличие снежного покрова сильно повышает освещенность. Рассеянная радиация увеличивается вследствие отражения как прямой, так и рассеянной радиации от снежного покрова и вторичного ее рассеивания, поэтому повышается и освещенность. Сильное отражение и рассеяние света в снежных горах могут вызвать временную слепоту у альпинистов.

Снеговой линией (снеговой границей) называют границу в горах, выше которой круглый год сохраняется снежный покров (в многолетнем среднем). Это значит, что годовой приход твердых атмосферных осадков выше этой линии равен их расходу путем таяния и сползания ледников.

Снеговая линия зависит как от температурного режима, так и от количества осадков, выпадающих в твердом виде. В полярных широтах она очень низкая, так как даже летом отрицательные температуры начинаются на небольшой высоте или на самом уровне моря. По мере приближения к тропикам снеговая линия повышается; вблизи тропика она в среднем достигает 5300 м, а в отдельных горных системах - почти 6000 м. Еще ближе к экватору, где осадки возрастают, снеговая линия снижается в среднем до 4600 м.

56

4 Радиация в атмосфере

4.1 Спектральный состав солнечной радиации

Под солнечной радиацией в метеорологии принято понимать спектр электромагнитных волн, излучаемых Солнцем. Спектр солнечной радиации близок к спектру излучения абсолютно черного тела с температурой около 6000 К. Этот спектр за пределами земной атмосферы условно делят на три качественно различные части: ультрафиолетовую (с длиной волн от 0,01 до 0,39 мкм), видимую

(от 0,40 до 0,76 мкм) и инфракрасную (от 0,76 до 4,0 мкм). За ультрафиолетовой частью спектра находится рентгеновское излучение, а за инфракрасной -

радиоизлучение Солнца. Максимум энергии излучения приходится на волну длиной 0,475 мкм (зелено-голубые лучи).

При различной высоте Солнца длина пути, проходимого солнечным лучом в атмосфере, неодинакова. Вследствие этого весьма различен и спектральный состав солнечной радиации. При уменьшении высоты Солнца особенно сильно уменьшается ультрафиолетовая часть радиации, несколько меньше - видимая и лишь незначительно - инфракрасная.

4.2 Коротковолновая и длинноволновая радиация

В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинноволновую радиации. Коротковолновой называют радиацию в диапазоне длин волн 0,1 - 4 мкм.

Она включает кроме видимого света еще ближайшую к нему по длинам волн ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. К длинноволновой радиации относят радиацию, излучаемую земной поверхностью и атмосферой с длиной волны от 4 до 100 мкм. На коротковолновую часть излучения Солнца приходится

99 % энергии, а на все остальные виды излучения - 1 %.

57

4.3 Тепловое и лучистое равновесие Земли

Лучистая энергия Солнца - практически единственный источник тепла для поверхности Земли и ее атмосферы. Радиация, поступающая от звезд и Луны, в 30·106 раз меньше, чем солнечная радиация. Поток тепла из глубин Земли к поверхности в 5000 раз меньше тепла, получаемого от Солнца.

Часть солнечной радиации представляет собой видимый свет. Тем самым Солнце является для Земли источником не только тепла, но и света, важного для жизни на нашей планете.

Лучистая энергия Солнца превращается в тепло частично в самой атмосфере,

но главным образом на земной поверхности, где она идет на нагревание верхних слоев почвы и воды, а от них - и воздуха. Нагретая земная поверхность и нагретая атмосфера в свою очередь излучают невидимую инфракрасную радиацию. Отдавая радиацию в мировое пространство, земная поверхность и атмосфера охлаждаются.

Считается, что Земля находится в тепловом равновесии, приход тепла от Солнца уравновешивается его потерей в космическое пространство. Но так как Земля (с атмосферой) получает тепло, поглощая солнечную радиацию, и теряет тепло путем собственного излучения, то гипотеза о тепловом равновесии означает одновременно, что Земля находится и в лучистом равновесии, приток коротковолновой радиации к ней уравновешивается отдачей длинноволновой радиации в мировое пространство.

4.4 Солнечная постоянная, солнечная активность

Солнце представляет собой газовый шар диаметром около 1,4 млн. км. По строению Солнце делится на внутреннюю часть и на солнечную атмосферу. В

недрах Солнца происходят ядерные реакции. Нижняя, наиболее плотная часть солнечной атмосферы называется фотосферой. Ее толщина составляет 100-140 км.

Фотосфера - основной источник энергии, излучаемой Солнцем. Температура фотосферы около 6000 К. Над фотосферой находится менее плотный слой

58

солнечной атмосферы - хромосфера (окрашенная сфера). Еще выше расположена корона, простирающаяся до высоты в несколько радиусов Солнца.

Газы, образующие Солнце, находятся в непрерывном бурном движении, в

результате чего в фотосфере все время образуются и исчезают световые ячейки радиусом около 1000 км - гранулы, факелы (более яркие области). В фотосфере наблюдаются также более темные образования, называемые солнечными пятнами.

Там же наблюдаются колоссальные взрывы - протуберанцы. В годы максимума солнечной активности усиливаются излучение ультрафиолетовой радиации и интенсивность корпускулярных потоков, испускаемых Солнцем. В эти же периоды наблюдаются резкие возмущения магнитного поля Земли, нарушается радиосвязь,

увеличивается повторяемость и яркость полярных сияний [6].

Активность Солнца оценивают числами Вольфа (по количеству пятен), хотя этот показатель не в полной мере отражает процессы, происходящие на Солнце в период повышенной активности. Считается несомненным существование 11-

летнего цикла солнечной активности, более спорно существование 22-летнего цикла и мало обоснованно существование 80-90-летнего цикла.

Интенсивность солнечной радиации на перпендикулярную к лучам поверхность при среднем расстоянии от Земли до Солнца называется солнечной постоянной.

4.5 Поглощение и рассеяние солнечной радиации в атмосфере.

Распределение солнечной радиации на границе атмосферы

Около 30 % падающей на Землю прямой солнечной радиации отражается назад в космическое пространство. Остальные 70 % поступают в атмосферу.

Проходя сквозь атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и аэрозолями и переходит в особую форму рассеянной радиации. Частично прямая солнечная радиация поглощается атмосферными газами и примесями и переходит в теплоту, т.е. идет на нагревание атмосферы.

59

Нерассеянная и непоглощенная в атмосфере прямая солнечная радиация достигает земной поверхности. Небольшая ее доля отражается от нее, а большая часть радиации поглощается земной поверхностью и она нагревается. Часть рассеянной радиации также достигает земной поверхности, частично от нее отражается и частично ею поглощается. Другая часть рассеянной радиации уходит вверх, в межпланетное пространство.

Врезультате поглощения и рассеяния радиации в атмосфере прямая радиация, дошедшая до земной поверхности, отличается от той, которая пришла на границу атмосферы. Поток солнечной радиации уменьшается, и спектральный состав ее изменяется, так как лучи разных длин волн поглощаются и рассеиваются

ватмосфере по-разному.

Ватмосфере поглощается около 23 % прямой солнечной радиации. Причем поглощение это избирательное, разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени.

Азот поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Более сильным поглотителем солнечной радиации является озон. Он поглощает ультрафиолетовую и видимую солнечную радиацию. Несмотря на то, что его содержание в воздухе очень мало, он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию в верхних слоях атмосферы, что в солнечном спектре у земной поверхности волны короче 0,29 мкм вообще не наблюдаются.

Сильно поглощает радиацию в инфракрасной области спектра диоксид углерода (углекислый газ), но его содержание в атмосфере пока мало, поэтому поглощение им прямой солнечной радиации в общем невелико. Из газов основным поглотителем радиации в атмосфере является водяной пар, сосредоточенный в тропосфере и, особенно в нижней ее части. Поглощают солнечную радиацию также облака и атмосферные примеси, то есть аэрозольные частицы, взвешенные в атмосфере. В целом на поглощение водяным паром и на аэрозольное поглощение приходится около 15 %, а 5 % поглощаются облаками.

60