Large Binocular Telescope  
Большой бинокулярный телескоп онлайн смотреть  
Большой бинокулярный телескоп
О телескопе
Зеркала
Инструменты
LBTB
Интерферометр
История телескопов
Полезные ресурсы
К сведению

Фотографии
Видео
LBT on-line
Марсоход curiosity (кьюриосити)
Фотографии
Панорама
Солнечная система
Венера
Земля
Куаоар
Луна
Марс
Меркурий
Нептун
Плутон
Сатурн
Солнце
Уран
Юпитер

Астрономия Солнца
Взаимодействие планет
Озоновый слой
Атмосфера
Cодержание озона
Фотохимия озона
Фотохимические процессы
Малые газы
Озоновая дыра
Эволюция озона
Ядерный удар
Охрана озоносферы
Метеорология
Атмосфера
Солнечная радиация
Температурный режим почвы
Температурный режим воздуха
Водяной пар в атмосфере
Испарение
Конденсация водяного пара
Осадки, снежный покров
Погода
А это Челябинск
Метеорит Чебаркуль
Фото отчет
Видео отчет

Свойства и динамика атмосферы

Атмосфера простирается от поверхности Земли до высоты около 400 км. Однако наибольшее значение для существования озона имеет ее нижняя часть, до высоты примерно 80 км.

Физические свойства атмосферы (температура, давление и плотность воздуха) изменяются с широтой и высотой и, кроме того, имеют хорошо выраженный сезонный ход.

Для описания пространственно-временных изменений физических свойств атмосферы широко используются «стандартные» и «справочные» атмосферы.
В нижней части атмосферы, называемой тропосферой, температура воздуха с высотой понижается в среднем на 6,36 К/км у экватора и на 4,86 К/км на 75° с. ш. Зимой этот вертикальный градиент несколько уменьшается, а летом возрастает. Такое понижение температуры с высотой продолжается до уровня, называемого тропопаузой и расположенного между 30° ю. ш. и 30° с. ш. на высоте в серднем 16,3 км, а вне этого теплового пояса Земли — на высоте 8,5—10 км.

В самой нижней части атмосферы выделяют «пограничный слой» от поверхности Земли (океана) до высоты 1,0—1,5 км. В этом слое происходит энергичный обмен теплом, водяным паром, количеством движения и др. между подстилающей поверхностью и атмосферой; обмен, определяющий свойства поля температуры, влажности и воздушных течений нижней атмосферы. Если в пограничном слое налицо устойчивый слой инверсии температуры, т. е. температура растет с высотой, и dT/dz > > 0, то газовые и пылевые загрязнения, поступающие в атмосферу с поверхности Земли, задерживаются в пограничном слое, не распространяясь в более высокие слои тропосферы.

Над тропопаузой находится стратосфера, где температура почти постоянна или медленно растет с высотой до уровня 34— 36 км. Затем температура быстро возрастает до стратопаузы на высоте около 50 км, где она достигает 270 К, а иногда и выше в основном благодаря поглощению излучения Солнца озоном. Над стратопаузой находится очень холодный — в особенности летом — слой мезосферы.

Движение воздуха — ветер — зависит от поля давления, точнее от силы горизонтального градиента давления направленной от области высокого давления к области низкого. Вместе с тем на движущиеся частицы в северном полушарии действует направленная вправо от движения, отклоняющая сила вращения Земли f2 = 2со sin фи, зависящая от угловой скорости вращения Земли со, широты ф и скорости движения v. При равновесии f\ + /2 = 0 происходит прямолинейное равномерное движение вдоль изобар, называемое геострофическим ветром и составляющее область низкого давления в северном полушарии слева, а в южном — справа.

В результате взаимодействия меридиональной циркуляции и силы Кориолиса, обусловленной вращением Земли, в атмосфере возникают ветры, имеющие преимущественно широтное направление. У полюсов Земли формируются вихри, называемые циркумполярными. У зимнего полюса формируется циклонический вихрь со скоростью ветра в северном полушарии до 25 м/с на высоте 10 км и 10 м/с на высоте 16 км. Летом, когда при долгом полярном дне стратосфера сильно нагревается и давление растет, циклонический вихрь сменяется на антициклонический с восточными ветрами в стратосфере. В северном полушарии зимний циркумполярный вихрь бывает, однако, нарушен возникновением в стратосфере местного теплого антициклона над районом Алеутских островов.

Для тропической стратосферы характерна смена направления ветров тропической стратосферы с периодом около двух-трех лет, обычно называемая «квазидвухлетними колебаниями». Явление это выглядит таким образом (рис.: струя западного ветра возникает в стратосфере на высоте около 35 км и в течение нескольких месяцев распространяется оттуда вниз, постепенно усиливаясь до 20 м/с на уровне в среднем 28 км. Далее, ослабевая, она достигает тропопаузы, которая в тропиках находится на высоте около 16 км. На смену ей вверху возникает струя восточного ветра, несколько более сильная (до 30 м/с), также постепенно распространяющаяся вниз и вытесняющая западный поток. Как показал статистический анализ [169] материалов наблюдений с января 1953 г. по апрель 1985 г., средняя продолжительность такого цикла составляет 27,7 мес. Однако продолжительность цикла может изменяться в достаточно широких пределах. С высотой увеличивается длительность фазы с восточным ветром, однако вблизи тропопаузы длительность фазы с западным ветром в среднем вдвое больше фазы с восточным ветром.

Причины возникновения, продолжительности и изменчивости Квазидвухлетних колебаний до конца не понятны. Влияние этих колебаний проявляется и в стратосфере умеренных широт, сказывается на температуре воздуха в стратосфере и на содержании малых газовых составляющих, в частности озона.
Упомянутый выше меридиональный градиент давления в атмосфере умеренных и высоких широт создает доминирующий западный поток — «западный перенос». При этом зональная составляющая скорости ветра на 1—2 порядка величины больше меридиональной. Лишь в высоких широтах меридиональная составляющая, направленная к северу, возрастает, что является следствием общего нисходящего движения воздуха в полярных областях. Это приводит, в частности, к накоплению озона в арктических массах воздуха.

В атмосфере, в упомянутом уже ее общем течении с запада на восток в умеренных и высоких широтах, часто возникают возмущения планетарного масштаба, называемые планетарными или длинными волнами. Главной их причиной являются изменения параметра Кориолиса с широтой. Они развиваются более всего в свободной атмосфере, выше пограничного слоя, на уровне 500 гПа и выше. По окружности земного шара обычно укладываются 3—6 длинных волн. В высоких широтах планетарные волны могут играть заметную роль в фотохимии стратосферы, быстро перенося в меридиональном направлении примеси со средним фотохимическим временем жизни.

Большие атмосферные вихри с низким давлением в центре — циклоны — охвачены вращением воздуха против часовой стрелки (в южном полушарии — по часовой стрелке). В них существуют, как сказано выше, фронты—линии сходимости более холодных и более теплых (например, арктических и умеренных) воздушных масс. Наоборот, расходимость течений, равно как и местный приток теплого воздуха в высокие широты, создает антициклоны — вихри с повышенным давлением в центре, вращающиеся по часовой стрелке (в южном полушарии — против нее). В них, в особенности в нижней тропосфере, господствуют нисходящие движения. Циклонические и антициклонические вихри рождаются, движутся и угасают главным образом в тропосфере, хотя часто они продолжаются в верхней тропосфере и в нижней стратосфере со сменой знака (над циклоном — высотный антициклон и т. д.).

Как для динамики атмосферы, так и для ее состава очень важно понятие воздушной массы (ВМ). Воздушной массой называют движущийся как целое объем (совокупность частиц) воздуха масштабом 1000 км и более, внутри которого горизонтальные градиенты, или различия свойств ветра, температуры, влажности и др., малы. Каждая такая масса отделена от смежных масс узкой фронтальной зоной с резким изменением указанных свойств, в частности с разрывом в поле движения и температуры. Различают массу арктического воздуха (АВ), сформировавшегося в Арктике, умеренного или полярного воздуха (УВ или ПВ) и тропического воздуха (ТВ). Причем этот последний обычно формируется в поясе широт примерно 30—35° (того и другого полушария) в стационарных антициклонах.

В зависимости от области формирования различают также массы морского и континентального воздуха, соответственно мАВ, кАВ, мУВ, кУВ, мТВ и кТВ, а также массу экваториального воздуха (эВ), формирующегося в экваториальной области.

Приход и смена тех или иных воздушных масс, прохождение разделяющих их фронтальных зон определяют в данном месте смену всех условий погоды: температуры, облачности, осадков и т. д. Кроме основных термодинамических свойств, воздушные массы различаются и степенью прозрачности для солнечных лучей, т. е. оптическими свойствами, содержанием водяного пара, озона и особенно аэрозоля.

Фронтальным зонам, разделяющим в нижней тропосфере различные воздушные массы, в верхней тропосфере соответствуют планетарные высотные фронтальные зоны (ПВФЗ), характеризующиеся резким сгущением (сближением) изобар. С планетарными высотными фронтальными зонами совпадают струйные течения— узкие (шириной 40—400 км) западные потоки с большой (до 160 м/с) скоростью и вертикальной мощностью 2—4 км. В пределах одной воздушной массы изменчивость как физических свойств, так и химического состава значительно меньше, чем между различными воздушными массами.

Fatal error: Call to a member function return_links() on a non-object in /home/httpd/vhosts/lbt.su/httpdocs/index.php(386) : eval()'d code on line 214