Понятие об атмосфере, ее границы, состав, строение, значение и охрана

Атмосфера — воздушная оболочка, окружающая Землю и вращающаяся вместе с ней вокруг оси. Нижней границей ат­мосферы является поверхность Земли, так что мы живем на дне воздушного океана. Верхняя граница атмосферы условно прово­дится на высоте около 1000 км, хотя она простирается гораздо выше — до 20 000 км, но на такой высоте она крайне разрежена.

Воздух атмосферы — смесь газов, в котором находятся во взвешенном состоянии жидкие и твердые частицы. В воздухе до высоты примерно 100 км содержится 78 % азота, 21 % кислорода, около 1 % инертных газов (по объему). Каждый газ в атмосфере выполняет свои функции. Огромна роль свободного кислорода. Без него невозможно дыхание, горение, окислительные процессы. Азот — также важный биогенный элемент. Он входит в состав белков и нуклеиновых кислот, его соединения обеспечивают минеральное питание растений. Диоксид углерода (углекислый газ) — «утеплитель» Земли: он пропускает солнечную энергию, но задерживает тепловое излучение Земли. Диоксид углерода используется зелеными растениями для построения органического вещества. Помимо биологических процессов, кислород, азот и диоксид углерода активно участвуют в геохимических процессах, в частности в химическом выветривании горных пород. Очень важна роль озона Оз, хотя его в атмосфере мало, а концентрация наблюдается на высоте 20—25 км (озоновый экран). Он погло­щает большую часть ультрафиолетовой радиации Солнца, которая в больших дозах губительно действует на живые организмы.

В воздухе много мелких твердых частиц, особенно в городах. Их количество увеличивается после извержения вулканов, мас­совых лесных пожаров, пыльных бурь и т. д. Твердые частицы служат ядрами конденсации, вокруг которых образуются капли воды и снежинки. Составной частью воздуха является также не­видимый водяной пар, который при определенных условиях конденсируется или сублимируется и дает осадки. Как и углекис­лый газ, он тоже утеплитель Земли.

Воздух в тонком слое бесцветен. Цвет же неба изменяется в зависимости от интенсивности рассеивания солнечных лучей, которая, в свою очередь, определяется, как известно, длиной волны: интенсивность рассеяния обратно пропорциональна чет­вертой степени их длины. В первую очередь рассеиваются коротковолновые лучи — фиолетовые, синие, голубые, в последнюю — красные. Поэтому на больших высотах цвет неба фиолетовый, а в нижней части — голубой.

Масса атмосферы составляет одну миллионную долю массы земного шара. Половина ее находится в нижних 5 км, три чет­верти — в 10 км. Следовательно, с подъемом вверх масса воздуха и давление существенно уменьшаются. В вертикальном отношении атмосфера неоднородна. По характеру изменения температуры воздуха с высотой и другим физическим свойствам она делится на несколько концентрических оболочек.

Тропосфера — самый нижний и плотный слой атмосферы. Его верхняя граница расположена на высоте 18 км на экваторе и 8—9 км — над полюсами. Температура воздуха убывает с высотой в среднем на 0,6° на каждые 100 м и достигает у верхней гра­ницы —55°С. В тропосфере происходит интенсивное вертикаль­ное движение воздуха — конвекция и горизонтальное перемеще­ние — ветры. Здесь сосредоточен почти весь воздух, водяной пар, образуются туманы, облака, осадки. Вообще погода в основном формируется в тропосфере.

Стратосфера простирается в среднем до высоты 50 км. Темпе­ратура воздуха в ней возрастает за счет поглощения солнечной энергии озоном и у верхней границы она около нуля. В страто­сфере почти нет водяного пара, поэтому практически нет и обла­ков. Раньше предполагали, что стратосфера является спокойной средой. На самом деле оказалось, что в ней дуют ураганные ветры со скоростью до 300—400 км/ч.

Несколько концентрических оболочек выделяют в атмосфере и выше. Верхние слои атмосферы в отличие от нижних ионизиро­ваны. В них наблюдаются полярные сияния и магнитные бури.

Атмосфера имеет большое значение для Земли. Она защищает все живое на Земле от пагубного воздействия ультрафиолетовой солнечной радиации, а также частично от корпускулярных пото­ков — электрически заряженных частиц, летящих от Солнца, и космических лучей. Без атмосферы Земля была бы такой же безжизненной, как Луна. Атмосфера предохраняет Землю от чрез­мерного перегревания днем и охлаждения ночью. На Луне, где нет атмосферы, суточная амплитуда температур достигает 300 °С. Атмосфера служит «броней» против метеоритов — железо-камен­ных «пришельцев» из космоса, большая часть которых, попадая в плотные слои атмосферы, сгорает.

Атмосфера взаимодействует со всеми оболочками Земли. Меж­ду земной поверхностью (сушей и водой) и атмосферой осущест­вляется постоянный обмен теплом и влагой. Без атмосферы не было бы ни ветра, ни звука, ни осадков. Воздух (кислород, азот, диоксид углерода и другие газы) — необходимое условие органической жизни на нашей планете, он нужен людям, живот­ным, растениям.

Изучением атмосферы и обслуживанием практических органи­заций информацией о погоде и климате занимается метеослуусба, которая объединяет научные метеорологические учреждения и сеть метеостанций. Существует Всемирная служба погоды в рамках Всемирной метеорологической организации при ООН. Она включает три мировых метеорологических центра — в Москве, Вашингтоне и Мельбурне и двадцать шесть региональных. Функ­ции мирового и регионального метеорологических центров в Москве выполняет Росгидромет.

Для познания процессов, происходящих в атмосфере, не­достаточно исследование лишь нижних ее слоев. Высокие слои атмосферы изучают с помощью радиозондов, геофизических ракет, искусственных спутников Земли и т. д.

Большое влияние на состав воздуха нижних слоев атмосферы оказывает человек. Изменение состава воздуха атмосферы, выз­ванное хозяйственной деятельностью людей, приводит к нежела­тельным последствиям. Например, увеличение оксида серы в воздухе приводит к кислотным дождям. От автотранспорта и предприятий цветной металлургии в воздух попадают тяжелые металлы. Вредны выбросы химических и нефтехимических пред­приятий. Особенно загрязнен воздух городов.

К глобальным изменениям климата может привести концен­трация в атмосфере фреонов и диоксида углерода. Фреоны, широко применяемые в быту и промышленности, а также оксиды азота, выбрасываемые двигателями самолетов, могут до опасных пределов уменьшить концентрацию озона. Основная часть антропогенного диоксида углерода образуется в результате сжигания органического топлива. Диоксид углерода усиливает «тепличный эффект» атмосферы. При этом возможно повышение средней температуры воздуха у земной поверхности, что неизбежно при­ведет к серьезным нарушениям природных процессов в географи­ческой оболочке.

В настоящее время принимаются меры к строительству очист­ных сооружений и внедрению безотходного производства, умень­шающих выбросы вредных веществ в атмосферу. На охрану воздуха в нашем государстве и других странах тратятся большие средства. За соблюдением норм предельно допустимых концентраций вред­ных веществ наблюдает санитарная служба. Принципиально новой информационной системой является мониторинг, основная задача которого не только наблюдение за состоянием окружаю­щей среды в связи с антропогенными воздействиями, но и оценка и прогноз его для охраны природы.

Нагревание атмосферы

Основным источником жизни и многих природных процессов на Земле является лучистая энергия Солнца, или энергия солнеч­ной радиации. На Землю поступает лишь одна двухмиллиардная часть электромагнитной солнечной радиации, основная же ее часть рассеивается в Мировом пространстве. Путь от Солнца до Земли солнечные лучи проходят за 8,3 мин.

Радиация бывает прямая и рассеянная. Прямая радиация непосредственно достигает земной поверхности в виде прямых лучей, исходящих от солнечного диска в ясный день. Проходя сквозь земную атмосферу, солнечная радиация изменяется и по интенсивности, и по спектральному составу вследствие ее погло­щения и рассеяния атмосферными газами и взвешенными в воздухе жидкими и твердыми частицами. В результате у земной поверх­ности поток прямой солнечной радиации, поступающей от Солнца, колеблется в зависимости от физических свойств атмосферы и длины пути, проходимого солнечными лучами, в широких преде­лах. Часть солнечной радиации, рассеянной в атмосфере, доходит до поверхности Земли от всего небесного свода и называется рассеянной солнечной радиацией.

Совокупность прямой и рассеянной радиации, поступающей на горизонтальную поверхность, называют суммарной радиацией. Годовая величина суммарной радиации зависит, прежде всего, от угла падения на земную поверхность солнечных лучей (который определяется географической широтой), а также от прозрачности атмосферы и продолжительности освещения. В целом суммарная радиация уменьшается от экваториально-тропических широт к полюсам. Она максимальна — около 850 Дж/см² в год (200 ккал/см² в год) — в тропических пустынях, где прямая солнечная радиация из-за большой высоты Солнца и безоблачного неба наиболее интенсивная. В летнее полугодие различия в поступлении суммарной солнечной радиации между низкими и высокими широтами сглаживаются за счет большей продолжи­тельности освещения в полярных районах (полярный день), в зимнее полугодие они достигают максимума (полярная ночь).

Суммарная солнечная радиация, поступающая на земную поверхность, частично отражается ею и теряется (отраженная радиация). Однако большая ее часть поглощается земной поверх­ностью и превращается в теплоту. Воздух нагревается от земной поверхности за счет длинноволнового теплового излучения Земли, так называемой земной радиации. Вот почему с подъемом вверх в тропосфере температура понижается. Часть земной радиации теряется в виде теплового излучения. Однако большая ее доля задерживается атмосферой. Свойство атмосферы пропускать сол­нечную радиацию к земной поверхности, но задерживать ее теп­ловое изучение (главным образом, благодаря водяному пару и диоксиду углерода) называется парниковым эффектом.

Та часть суммарной радиации, которая остается после затраты ее на отражение и на тепловое излучение от земной поверхности, называется радиационным балансом (остаточной радиацией). В целом за год всюду на Земле он положительный, за исклю­чением высоких ледяных пустынь Антарктиды и Гренландии. Радиационный баланс закономерно уменьшается от экватора (350 Дж/см² в год, или около 80 ккал/см² в год) к полюсам, где он близок к нулю. От экватора до субтропиков (сороковые широты) радиационный баланс в течение всего года положительный, а начиная с умеренных широт, летом — положительный, зимой — отрицательный.

Соответственно и температура воздуха тоже зональна и убы­вает от экватора к полюсам. Эта закономерность наглядно отображена на климатических картах мира, где показаны годовые изотермы или изотермы самого теплого и холодного месяцев (июля или января). Изотермы — это линии на картах, соединяю­щие точки с одинаковой температурой воздуха за определенный промежуток времени. Анализ карты годовых изотерм позволяет сделать следующие выводы:

1. В экваториально-тропических широтах понижение темпера­туры воздуха по мере удаления от экватора происходит медлен­но, в умеренных — довольно быстро, в приполярных широтах — вновь медленно. Это связано с тем, что величина поступающей солнечной радиации зависит не просто от географической широты, а от синуса угла падения солнечных лучей, подверженного наи­большим изменениям в пределах 40—50° широты.

2. Все параллели северного полушария теплее аналогичных параллелей южного полушария. Самые высокие годовые темпера­туры (26—27 °С) наблюдаются не на экваторе, а на 10° с. ш. — термическом экваторе Земли. Такое явление объясняется тем, что в южном полушарии большую площадь занимает океан, следова­тельно, и больше теплоты затрачивается на испарение. Кроме того, значительное охлаждающее влияние на южное полушарие оказывает материк Антарктида, покрытый льдами.

3. Изотермы не совпадают с параллелями, хотя солнечная радиация распределяется зонально. Это особенно заметно в север­ном полушарии, где наблюдается чередование материков и океа­нов. Отклонение изотерм от широтного направления лучше выра­жено на картах январских изотерм. Например, изотерма О °С над сушей достигает широты 40°, образуя «волны холода», а над океанами заходит за полярный круг, образуя «волны тепла». Такое отклонение изотерм от параллелей почти до меридиональ­ного направления вдоль побережий вызвано неодинаковыми усло­виями нагревания и охлаждения суши и моря, влиянием теплых и холодных течений в сочетании с господствующими западными ветрами.

Разность среднемесячных температур самого теплого и самого холодного месяцев называется годовой амплитудой температур, разность между самой высокой и самой низкой температурой воздуха в течение суток — суточной амплитудой температур. И та и другая амплитуды температур меньше на побережьях в морском климате и больше во внутренних частях материков в континен­тальном и особенно резко континентальном климате.

По времени наступления максимальных и минимальных сред­немесячных температур воздуха в течение года различают четыре основных типа годового хода температур (рис. 8). Первый — экваториальный тип: температуры весь год ровные с двумя небольшими максимумами (27—28 °С) после дней равноденствия

(апрель, октябрь) и двумя небольшими минимумами (24—25 °С) после дней солнцестояния (июль, январь). Второй — тропический тип; для него характерны один максимум (более 30 °С) и один минимум (около 20 °С) температур воздуха. Тре­тий — умеренный тип; характерны один максимум и один минимум температур в течение года, причем температуры качественно раз­личные, как положительные, так и отрицательные; хорошо выраже­ны четыре сезона года. Четвертый — полярный тип; типичны один максимум и один минимум температур, причем они весь год или почти весь год отрицательные.

Самые высокие температуры воздуха на Земле наблюдаются в тропических пустынях; на севере Африки, близ Триполи, зарегистрирована температура +58,1 °С. Самое жаркое место — в Туркмении (Термез) + 49,5 °С. Самые низкие темпера­туры приземного слоя воздуха (—89,2 °С) отмечены в 1982 г. в Антарктиде на внутриконтинентальной станции «Восток», рас­положенной на высоте 3488 м над уровнем моря, а в северном полушарии — в Восточной Сибири в поселке Оймякон (—71 °С), расположенном в котловине среди гор, в верховьях реки Инди­гирки.

На Земле выделяется семь тепловых поясов: жаркий, два умеренных, два холодных и два вечного мороза.

Границами тепловых поясов являются изотермы.

Жаркий пояс ограничен с обеих сторон годовыми изотермами + 20 °С. Эти изотермы оконтуривают на суше ареал распространения дико­растущих плодоносящих пальм, в океанах — коралловых построек.

Два умеренных пояса ограничены со стороны экватора годовой изотермой +20°С, со стороны полюсов +10°С самого теплого месяца, которая совпадает примерно с границей тундры и леса.

Два холодных пояса лежат между изотермами +10° и О °С самого теплого месяца. На суше это зоны тундры.

Две области вечного мороза оконтуриваются изотермой О °С самого теплого месяца. Это царство вечных снегов и льдов.

Вода в атмосфере

Вода, входящая в состав воздуха, находится в нем в газо­образном (водяной пар), жидком и твердом состояниях. Она попадает в воздух за счет испарения с поверхности океанов и суши, а также вследствие транспирации растений. Испарению способствует прежде всего температура, отчасти ветер. Приземные слои воздуха, обогащенные водяным паром, поднимаются вверх. Вследствие понижения температуры поднимающегося воздуха содержание водяного пара в нем в конце концов становится пре­дельно возможным, происходит его конденсация, образуются облака.

Облака состоят из взвешенных в воздухе либо капель воды, либо кристаллов льда, либо тех и других. Пока они малы и легки, их поддерживают восходящие потоки воздуха. Укрупняясь, они выпадают на землю в виде осадков: дождя, снега, града и т. д. Так происходит непрерывный круговорот воды между земной поверхностью и атмосферой.

Количество выпадающих осадков зависит от влажности возду­ха, т. e. содержания в нем водяного пара. Она характеризуется несколькими величинами. Абсолютная влажность воздуха а — это количество водяного пара в граммах, содержащегося в 1 м³ воздуха. Абсолютная влажность воздуха близка к упругости водяного пара, поэтому ее часто выражают в миллиметрах или миллибарах — e. Максимальная влажность воздуха E — наиболь­шее количество водяного пара, которое может содержаться в 1 м³ воздуха при данной температуре. И абсолютная и максималь­ная влажность воздуха прямо пропорциональны температуре воздуха. Отношение абсолютной влажности воздуха к максималь­ной, выраженное в процентах, называется относительной влаж­ностью ч. Например, в 1 м³ воздуха содержится 10 мм водяного пара, а могло бы содержаться при данной температуре 25 мм.

При этом относительная влажность воздуха равна: 10мм/25мм х 100% = 40%. Это значит, что воздух на 40% насыщен водяным паром, не хватает 60% до полного насыщения. Чем больше относитель­ная влажность воздуха, т. e. чем ближе воздух к состоянию насыщения, тем вероятнее выпадение осадков. Поднимаясь вверх и охлаждаясь, такой воздух быстрее достигает точки росы — температуры, при которой его относительная влажность стано­вится равной 100%. Образуются облака.

Облачность измеряют в баллах по 10-балльной системе. На­пример, 0 баллов — небо ясное, 3 балла — 30% небесного свода покрыто облаками, 10 баллов — все небо закрыто облаками.

Количество выпадающих осадков зависит, прежде всего, от аб­солютного влагосодержания воздуха. Например, при почти одина­ковой годовой величине относительной влажности воздуха на экваторе и в приполярных районах (около 70—80%) осадков на экваторе выпадает 2000 мм/год и более (абсолютная влажность воздуха — 25-30%), а в приполярных районах около 100— 200 мм (абсолютная влажность 1-3%).

Для измерения количества выпавших осадков применяются дождемеры и осадкомеры различной конструкции. Дождемер — это металлическое цилиндрическое ведро высотой 40 см и пло­щадью поперечного сечения 500 см². В него вставлена диафрагма для предохранения воды от испарения. Ниже ее расположен носик для выливания воды в специальный измерительный стакан с делениями. Твердые осадки (снег, град, крупа) предварительно растапливают. Вокруг ведра имеется специальная защита для уменьшения завихрения воздуха. Осадкомер в отличие от дождемера имеет площадь сечения 200 см², а его защита состоит из пластин. Для регистрации жидких осадков существует и прибор-самописец плювиограф. Суточные осадки суммируются. Чем длиннее ряд наблюдений и измерений, тем точнее их месячная и, соответственно, годовая норма.

По характеру выпадения различают: ливневые осадки (они интенсивны, непродолжительны, захватывают небольшую пло­щадь), обложные осадки (средней интенсивности, равномерны, длительны — могут продолжаться сутками, захватывают большие площади); моросящие осадки (мелкокапельные, как бы взвешен­ные в воздухе, дают мало осадков). Характер выпадения осадков очень важен. От него зависит, сбегают ли воды по поверхности, размывая почвы, или же просачиваются в грунт и пополняют запасы подземных вод.

По происхождению различают конвективные, фронтальные и орографические осадки. Конвективные осадки характерны для жаркого пояса, где интенсивный нагрев и испарение, но летом нередки и в умеренном поясе. Фронтальные осадки образуются при встрече двух воздушных масс с разной температурой и иными физическими свойствами, выпадают из более теплого воздуха, об­разующего циклонические вихри, типичны для умеренного и холодного поясов. Орографические осадки выпадают на наветрен­ных склонах гор, особенно высоких. Они обильны, если воздух идет со стороны теплого моря и обладает большой абсолютной и относительной влажностью (рис. 6).

Годовой ход осадков, т. е. изменение их количества по меся­цам, в разных местах Земли неодинаков. Можно наметить не­сколько основных типов годового хода осадков:

Экваториальный тип — осадки выпадают довольно равномерно весь год, сухих месяцев нет, лишь после дней равноденствия отмечаются два небольших максимума — в апреле и октябре — и после дней солнцестояния два небольших минимума — в июле и январе.

Муссонныи тип — максимум осадков летом, минимум зимой. Свойственен субэкваториальным широтам, а также восточным побережьям материков в субтропических и умеренных широтах. Общее количество осадков при этом постепенно умень­шается от субэкваториального к умеренному поясу.

Средиземно­морский тип — максимум осадков зимой, минимум летом. Наблю­дается в субтропических широтах на западных побережьях и внутри материков. Годовое количество осадков постепенно умень­шается к центру континентов.

Континентальный тип осадков умеренных широт – летом осадков в два-три раза больше, чем зимой. По мере возрастания континентальности климата в глубь материков общее количество осадков уменьшается, а разница летних и зимних осадков увеличивается.

Морской тип умерен­ных широт — осадки распределяются равномерно в течение года с небольшим максимумом в осенне-зимнее время. Их количество больше, чем в предыдущем типе.

Линии на карте, соединяющие точки с одинаковым количеством осадков за определенный период времени (например, за год), на­зываются изогиетами.

Географическое распространение осадков по земной поверх­ности зависит от совокупного действия ряда условий: темпера­туры, испарения, влажности воздуха, облачности, атмосферного давления, распределения суши и моря, господствующих вет­ров и др.

Рис. 6. Типы осадков по происхождению:

/ — конвективные, 2 — фронтальные, 3 — орографические

Атмосферные осадки распределяются зонально. В эквато­риальной зоне выпадает наибольшее количество осадков — 1000—2000 мм и более, так как там весь год высокие темпера­туры, большое испарение и господствуют восходящие токи воз­духа. В тропических широтах количество осадков уменьшается до 300—500 мм, а во внутренних, пустынных областях матери­ков — их менее 100 мм. Это результат преобладающего высокого давления с нисходящими токами воздуха, нагревающимися при этом и удаляющимися от состояния насыщения. Здесь лишь на восточных побережьях материков, омываемых теплыми течениями, значительны осадки, особенно летом. В умеренных широтах количество осадков вновь увеличивается до 500—1000 м, особенно на западных побережьях материков, перед горами, так как там весь год преобладают западные ветры со стороны океанов с теп­лыми течениями (перед Кордильерами, Альпами, Скандинавскими горами и т. д.). В полярных районах осадков всего 100—200 мм ввиду малого содержания влаги в воздухе из-за низких темпера­тур, несмотря на большую облачность.

Максимум годового количества осадков приходится на пред­горья Гималаев. В Северной Индии, в Черрапунджи, выпадает 12 660 мм/год, а наибольшее зарегистрированное количество осадков около 23 000 мм/год (т. е. 23 м). Второе наиболее влаж­ное место на Земле — Гавайские острова (до 12 500 мм/год). Минимальное количество осадков — в тропических пустынях: в Сахаре (Асуан) — 1 мм/год.

Однако количество выпадающих осадков еще не определяет условий увлажнения. Так, в заболоченной тундре и в пустынях Средней Азии выпадает около 200 мм осадков. Для оценки усло­вий увлажнения надо учитывать не только выпадающие осадки, но и испаряемость — максимально возможное испарение, которое определяется температурой. Характер увлажнения выражают коэффициентом увлажнения (К) — отношением осадков к испа­ряемости за один и тот же период, выражается оно дробью или в процентах.

Увлажнение тоже зонально. Обычно выделяются зоны избы­точного увлажнения (К > 1), нормального увлажнения (К око­ло 1), недостаточного увлажнения (К<1). Коэффициент увлаж­нения определяет тип природно-растительных зон: при К больше 1 произрастают леса; К около 1 — лесостепи, саванны; К от 1 до 0,3 — луговые и сухие степи; К от 0,3 до 0,1 — полупустыни и К меньше 0,1 — пустыни.

Давление атмосферы

Воздух, окружающий Землю, имеет массу и поэтому оказывает давление. За нормальное атмосферное давление принято давле­ние ртутного столба высотой 76 см сечением в 1 см² на уровне моря на широте 45° при температуре О °С. Оно равно 760 мм, или 1013 мб. В СИ давление измеряется в Паскалях (Па). Один паскаль — это давление силой в 1 ньютон (Н), приходящееся на площадь 1 м² (1Па=1 Нм-²); 1 мб=100 Па=1 гПа; 1 гПа=10²Па.

Для измерения давления используют ртутный чашечный барометр на стационарах или металлический барометр-анероид — в полевых условиях. Барометр-анероид состоит из металлической коробочки, из которой выкачан воздух. При увеличении атмосфер­ного давления дно коробочки сдавливается, а при уменьшении изгибается. Эти изменения передаются на стрелку, которая пере­мещается по круговой шкале, разделенной на миллиметры или миллибары. Для записи давления в течение определенного периода времени применяются самопишущие барометры-барографы. С поднятием вверх давление уменьшается (в нижней тропосфере примерно на 1 мм ртутного столба или 1, 33 мб на каждые 10,5 м) так как сокращается столб воздуха. Это позволяет с помощью барометра-высотомера определять высоту места.

Атмосферное давление непрерывно изменяется. Главной при­чиной изменения давления является изменение температуры воздуха: при повышении температуры давление убывает и наобо­рот. Это обусловлено тем, что при нагревании воздух расширяется, происходит увеличение его объема и в верхних слоях наблю­дается перетекание воздуха от более нагретого участка к менее нагретому, что и приво­дит к уменьшению дав­ления у земной поверх­ности. Линии, соеди­няющие точки с оди­наковым давлением у земной поверхности, на­зываются изобарами. Они могут быть замкну­тые и незамкнутые. Сис­тема замкнутых изобар с пониженным давлени­ем в центре называется барическим минимумом, или циклоном. Система замкнутых изобар с по­вышенным давлением в центре называется бари­ческим максимумом, или антициклоном.

Высокое давление 90°с.ш.

30°с.ш.

•30'ю.ш.

50° юж. Высокое давление

Рис. 7. Схема распределения давления и ветров на земном шаре

В распределении давления на земной поверхности проявляется зональность. Об­щая планетарная схема распределения давления такова: вдоль эк­ватора протягивается пояс пониженного давления; к северу и к югу от него на 30—40° широтах — пояса повышенного давления;

далее на 60—70° с. и ю. ш. пояса пониженного давления и в припо­лярных районах — области повышенного давления (рис. 7).

Реальная картина распределения давления гораздо сложнее, что отражено на картах июльских и январских изобар. Причем это касается, прежде всего, субтропических и умеренных — субполярных широт. Экваториальный пояс пониженного давления сохраняется весь год, лишь ось его вслед за Солнцем смещается то в северное (июль), то в южное (январь) полушарие. Существуют весь год и барические максимумы в полярных областях — над Антарктидой и Гренландией.

На 30—40° с. и ю. ш. в зимнее полугодие соответствующего полушария действительно наблюдаются пояса высокого давления. Летом над прогретыми материками давление низкое, а над океа­нами сохраняется и даже усиливается высокое давление. Таким образом, в течение всего года барические максимумы существуют лишь над океанами: Северо-Атлантический, Северо-Тихоокеанский, Южно-Атлантический, Южно-Тихоокеанский и Южно-Индийский.

В умеренных — субполярных широтах южного полушария над океанскими просторами действительно существует весь год пояс пониженного давления вокруг Антарктиды. В северном полушарии, где чередуются материки и океаны, давление над ними различное, особенно зимой. Над охлажденными материками давление высо­кое, здесь возникают сезонные барические максимумы: Азиатский с центром над Монголией и Северо-Американский (Канадский). Над незамерзающими океанами с теплыми течениями зимой ярко выражены барические минимумы — Исландский и Алеут­ский. Летом во всем поясе давление пониженное.

Неравномерное распределение давления у земной поверхности вызывает перемещение воздуха. Движение масс воздуха в горизон­тальном направлении называется ветром. Ветер всегда дует из области повышенного давления в область пониженного давления. Он обладает скоростью и направлением. Скорость ветра измеряет­ся в метрах в секунду. Чем больше разница в давлении, тем ветер сильнее. Для характеристики скорости ветра применяется шкала Бофорта, где сила ветра оценивается в баллах: от 0 до 12. Балльность можно определять визуально. Например, ноль бал­лов — штиль, 7 баллов — сильный ветер, он качает стволы неболь­ших деревьев, 12 баллов — ураган, производящий разрушение построек. Сила ветра обязательно учитывается при строительстве, особенно высотных сооружений, например телебашен.

Скорость ветра (м/с) определяется с помощью прибора ане­мометра.

Направление ветра определяется по той стороне горизонта, откуда дует ветер. Например, северный ветер дует с севера. Направление ветра обычно определяет­ся

Рис. 8. Диаграмма «роза ветров»

(повторяемость ветров разных направ­лений в днях)

по 16 румбам: северный, северо-северо-восточный, северо­-восточный и т. п. Для более точ­ного определения направления ветра иногда указывают ази­мут — угол между направлением на север и вектором скорости, отсчитываемый от точки севера по часовой стрелке от 0 до 360°. Направление ветра зависит, прежде всего, от расположения барических максимумов и мини­мумов. Ветер всегда дует перпен­дикулярно к изобарам в сторону убывающего давления. Но на направление ветра оказывает влияние и отклоняющая сила вра­щения Земли: вправо — в северном полушарии, влево — в южном. Отклонение увеличивается от экватора к полюсам и сильнее при больших скоростях ветра. Наглядное представление о преобладании ветров различных направлений в данном пункте за определенный промежуток времени (месяц, сезон, год) дает диаграмма «роза ветров» (рис. 8).

Ветры, наблюдаемые у земной поверхности, весьма разно­образны. Их обычно делят на три группы: местные ветры, вызван­ные местными условиями (температурой, орографией); ветры циклонов и антициклонов; ветры, являющиеся частью общей циркуляции атмосферы.

К местным ветрам термического происхождения относятся бризы. Это ветры по берегам морей, озер, крупных рек, которые дважды в сутки меняют направление на противополож­ное из-за различного нагревания суши и воды. Ночной (береговой) бриз дует со стороны быстро остывшей суши в сторону водоема, дневной (морской) бриз—со стороны водоема в сторону нагре­той суши. Они охватывают слой воздуха в сотни метров и прони­кают в глубь суши (моря) на несколько километров или десятки километров. Лучше выражены в безоблачную антициклональную погоду. Весьма характерны на западных побережьях тропиков, где нагретые материки омываются водами холодных течений. Этим объясняется глубокое (до 50 км) проникновение на сушу дневного морского бриза. С бризами связаны весьма низкие для тропиков температуры побережий (15...20 °С) и большая влажность воздуха береговых пустынь.

В циклонах ветры дуют от периферии к центру, где наиболее низкое давление. При этом в северном полушарии они отклоняют­ся вправо и образуют круговые вихревые поднимающиеся потоки воздуха диаметром до 1000—2000 км против часовой стрелки. В южном полушарии они отклоняются влево и соответственно по часовой стрелке.

В антициклонах ветры дуют от центра, где наиболее высокое давление, к периферии. В результате отклонения возникают такие же крупные вихревые опускающиеся потоки воздуха по часовой стрелке в северном полушарии и против часовой стрелки в южном (рис. 9).

Наиболее крупные воздушные течения планетарного масштаба, соизмеримые по величине с материками и океанами, захватывающие всю тропосферу и нижнюю стратосферу (примерно до 20 км) и характеризующиеся относительным постоянством, создают общую циркуляцию атмосферы. В тропосфере к ним относятся пассаты, западные ветры умеренных широт и восточные ветры приполярных областей, а также муссоны. Иногда к ветровым потокам общей циркуляции атмосферы относят ветры циклонов и антициклонов.

Основными «ветроразделами» Земли являются субтропические пояса высокого давления. От них воздушные массы оттекают как к экватору, образуя пассаты, так и в сторону умеренных широт, образуя западные ветры.

Таким образом,пассаты — ветры экваториальных периферий субтропических барических максимумов, дующие от тропиков к экватору. Им свойственно постоянное направление: преимущест­венно северо-восточное в северном полушарии и юго-восточное — в южном. Над океаном они дуют весь год, так как океанические субтропические максимумы постоянны, над сушей — лишь зимой.

В умеренных широтах господствующими являютсязападные ветры. Однако это идеальная схема. В умеренных широтах, где весьма характерна встреча теплых воздушных масс со стороны тропиков и холодных — из полярных областей, постоянно возни­кают фронтальные циклоны и антициклоны, в которых и осущест­вляется перенос воздуха с запада на восток.

Кроме того, на восточных побережьях материков в умеренных и субтропических широтах северного полушария, где ослабевают западные ветры по мере удаления от океанических субтропи­ческих максимумов, имеет место муссонная циркуляция. Мус­соны — воздушные потоки сезонного характера, меняющие на­правление зимой и летом на противоположное. Во внетропических широтах муссоны вызваны различным нагреванием суши и моря в один и тот же сезон года. Они выражены в основном в северном полушарии. Зимний северо- западный муссон дует с охлажденной суши (из Азиатского и Канадского максимумов) в сторону теплого незамерзающего океана (Алеутский и Исланд­ский минимумы). Летний юго-восточный муссон дует со стороны океана (из Северо-Тихоокеанского и Северо-Атлантического мак­симумов) на нагретую сушу.

Рис. 9. Циклоны (1) и антициклоны (2) (в север­ном полушарии)

Летний муссон, таким образом, является «нарушителем» западных ветров, господствующих в умеренном поясе.

Иное происхождение имеют тропические (экваториальные) муссоны. Как уже отмечалось, экваториальная барическая депрессия перемещается вслед за Солнцем. В июле она располагается на 15—25° северной широты. Поэтому юго-восточный пассат южного полушария пересекает экватор и устремляется к бари­ческой депрессии, отклоняясь при этом в северном полушарии вправо и приобретая юго-западное направление. Это и есть летний экваториальный муссон северного полушария. В январе бариче­ская депрессия смещается в южное полушарие примерно на 5° ю. ш. Туда устремляется северо-восточный пассат северного полушария, изменяющий свое направление в южном полушарии на северо-западное. Этот ветер для северного полушария является зимним тропическим муссоном, а для южного — летним эквато­риальным муссоном. Тропические (экваториальные) муссоны — ре