Совместные испытания технологий глобального сезонного прогноза на основе моделей гидрометцентра россии и гго

Состав атмосферы в печи в зависимости от температуры, стр.155-156

Совместные испытания технологий глобального сезонного прогноза на основе моделей гидрометцентра россии и гго


Атмосфера Земли (от греч. ἀтмός – пар, испарение и σфаíра – шар), воздушная оболочка, состоит из ряда газов и взвешенных в ней частиц примесей – аэрозолей. Общая масса атмосферы составляет 5,157·10^15 тонн. Столб воздуха оказывает давление на поверхность Земли, со средним значением на уровне моря в 1013,25 гПа (приблизительно 760 мм рт. ст.). Средняя температура воздуха на поверхности Земли составляет 15°C и может изменяться от 57°C в субтропических пустынях до –89°C в Антарктиде. Плотность воздуха и давление уменьшаются с высотой по экспоненциальному закону.


Строение атмосферы

Среднегодовое вертикальное распределение температуры

По вертикали атмосфера представляет собой слоистую структуру, определяемую преимущественно вертикальным распределением температуры (рис. 1). Это распределение зависит от географического положения, сезона, времени суток и других факторов.

Тропосфера

Нижний слой атмосферы называется тропосфера и характеризуется уменьшением температуры с высотой (примерно на 6°C на 1 км). Его высота составляет от 8–10 км в полярных широтах до 16–18 км в тропиках. Благодаря быстрому уменьшению плотности воздуха с высотой, в тропосфере находится около 80% всей массы атмосферы.

Стратосфера

Над тропосферой располагается стратосфера, где температура, наоборот, увеличивается с высотой. Переходный слой между тропосферой и стратосферой называется тропопаузой.

Мезосфера и термосфера

Следующие слои – мезосфера и термосфера – характеризуются различными изменениями температуры с высотой. Мезосфера находится на высоте 55–85 км, где температура может достигать 150–160 K летом и 200–230 K зимой. Термосфера, в свою очередь, отличается быстрым повышением температуры, достигая на высоте 250 км значений 800–1200 K.


Верхние слои также играют важную роль в защите Земли, поглощая радиацию Солнца и предотвращая проникновение метеоров. Еще выше находится экзосфера, откуда атмосферные газы распространяются в космическое пространство.

Состав атмосферы

До высоты около 100 км атмосфера практически однородна по химическому составу. Основные компоненты атмосферы:

  • Азот: около 78,1 % по объёму
  • Кислород: около 20,9 %
  • Аргон, диоксид углерода, неон и другие компоненты: малые количества

Важные переменные компоненты

  • Озон, оксиды азота, аммиак, радон: содержатся в небольших количествах
  • Водяной пар: переменно в пространстве и времени, играет важную роль в атмосферных процессах

Структура атмосферы

  • Высота до 100-110 км: диссоциация молекул кислорода, углекислого газа и водяного пара
  • На высоте 1000 км: преобладание лёгких газов – гелия и водорода
  • Выше: переход в межпланетный газ

Роль водяного пара

  • Источники: испарение с поверхности воды и влажной почвы, транспирация растений
  • Распределение: меняется от 2,6 % в тропиках до 0,2 % в полярных широтах
  • Эффект конденсации: образование облаков и атмосферных осадков

Атмосферный аэрозоль

  • Роль в климате: важная переменная, взвешенные частицы воздуха
  • Происхождение: естественное и антропогенное
  • Слой Юнге: образуется от вулканических извержений на высоте около 20 км
  • Воздействие антропогенного аэрозоля: заметное в некоторых регионах, требует контроля загрязнения

Вывод: состав и структура атмосферы играют ключевую роль в определении климатических процессов и уровня загрязнения воздуха. Ее эволюция и воздействие переменных компонентов следует тщательно изучать и контролировать для поддержания экологического баланса.

Современная атмосфера Земли имеет важное значение для поддержания жизни на планете. Состав атмосферы, включающий азот, углекислый газ, кислород и водяной пар, играет решающую роль в поддержании климата и химического равновесия на Земле.

Эволюция атмосферы

Изначально атмосфера Земли формировалась из газов, выделенных из твердой оболочки планеты. За время геологической истории произошли значительные изменения в составе атмосферы под воздействием различных факторов. Эти факторы включают диссипацию газов в космос, выделение газов из литосферы в результате вулканической деятельности, химические реакции и фотохимические процессы.

Роль биосферы

Биосфера, включающая все живые организмы на Земле, также сыграла значительную роль в развитии атмосферы. Например, появление кислорода в атмосфере около 2 млрд лет назад было результатом деятельности фотосинтезирующих организмов, которые начали появляться в поверхностных водах океана.

Колебания состава

Химический состав атмосферы в прошлом также существенно отличался от нынешнего. На протяжении истории Земли количество углекислого газа и кислорода в атмосфере изменялось, оказывая влияние на климат и окружающую среду. Например, в атмосфере фанерозоя концентрация углекислого газа была до 10 раз выше, чем сейчас, что сказывалось на климате.

Заключение

Атмосфера Земли является невероятно сложной и динамичной системой, которая играет ключевую роль в поддержании жизни на планете. Понимание эволюции и изменениях в химическом составе атмосферы помогает нам лучше понять процессы, происходящие на Земле и их влияние на живые организмы.


ГазПроисхождение
АзотВулканическая деятельность
Углекислый газВыделение из литосферы, биологические процессы
КислородФотосинтез живых организмов
Водяной парИспарение воды с поверхности Земли

Радиационный баланс

Радиационный баланс атмосферы – это равновесие между получаемой и отдаваемой атмосферой солнечной радиацией. Солнечная радиация поступает от Солнца и нагревает Землю, затем часть этого тепла излучается обратно в космос. Радиационный баланс играет ключевую роль в формировании климата и погоды на Земле.

Тепловой баланс

Тепловой баланс атмосферы – это равновесие между получаемым и отдаваемым теплом в атмосфере. Получаемое тепло включает в себя солнечную радиацию, выделение тепла из Земли и тепло, выделяемое организмами в результате их деятельности. Отдаваемое тепло включает в себя излучение в космос и передачу тепла воздуху и воде.

Водный баланс

Водный баланс атмосферы – это равновесие между испарением и конденсацией воды в атмосфере. Испарение происходит из поверхности Земли, океанов и других водных объектов, а конденсация приводит к образованию облаков и выпадению осадков. Водный баланс играет важную роль в циркуляции воды на Земле и в формировании климата.

Заключение

Атмосфера играет решающую роль в поддержании жизни на Земле. Радиационный, тепловой и водный балансы атмосферы взаимосвязаны и определяют климат и погоду на планете. Понимание этих балансов помогает предсказывать изменения в окружающей среде и принимать меры для их коррекции.

Солнечная радиация является практически единственным источником энергии для всех физических процессов в атмосфере. Главная особенность радиационного режима атмосферы – т. н. парниковый эффект: атмосфера достаточно хорошо пропускает к земной поверхности солнечную радиацию, но активно поглощает тепловое длинноволновое излучение земной поверхности, часть которого возвращается к поверхности в форме встречного излучения, компенсирующего радиационную потерю тепла земной поверхностью (см. статью «Атмосферное излучение»). В отсутствие атмосферы средняя температура земной поверхности была бы –18 °C, в действительности она 15 °C. Приходящая солнечная радиация частично (около 20 %) поглощается в атмосфере (главным образом водяным паром, каплями воды, углекислым газом, озоном и аэрозолями), а также рассеивается (около 7 %) на частицах аэрозоля и флуктуациях плотности (см. статью «Рэлеевское рассеяние света»). Суммарная радиация, достигая земной поверхности, частично (около 23 %) отражается от неё. Коэффициент отражения определяется отражательной способностью подстилающей поверхности, т. н. альбедо. В среднем альбедо Земли для интегрального потока солнечной радиации близко к 30 %. Оно меняется от нескольких процентов (сухая почва и чернозём) до 70–90 % для свежевыпавшего снега. Радиационный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой существенно зависит от альбедо и определяется эффективным излучением поверхности Земли и поглощённым ею противоизлучением атмосферы. Алгебраическая сумма потоков радиации, входящих в земную атмосферу из космического пространства и уходящих из неё обратно, называется радиационным балансом.

Преобразования солнечной радиации после её поглощения атмосферой и земной поверхностью определяют тепловой баланс Земли как планеты. Главный источник тепла для атмосферы – земная поверхность; теплота от неё передаётся не только в виде длинноволнового излучения, но и путём конвекции, а также выделяется при конденсации водяного пара. Доли этих притоков теплоты равны в среднем 20, 7 и 23 % соответственно. Сюда же добавляется около 20 % теплоты за счёт поглощения прямой солнечной радиации. Поток солнечной радиации за единицу времени через единичную площадку, перпендикулярную солнечным лучам и расположенную вне атмосферы на среднем расстоянии от Земли до Солнца (т. н. солнечная постоянная), равен 1367 Вт/м2, изменения составляют 1–2 Вт/м2 в зависимости от цикла солнечной активности. При планетарном альбедо около 30 % средний по времени глобальный приток солнечной энергии к планете составляет 239 Вт/м2. Поскольку Земля как планета испускает в космос в среднем такое же количество энергии, то, согласно закону Стефана – Больцмана, эффективная температура уходящего теплового длинноволнового излучения 255 К (–18 °C). В то же время средняя температура земной поверхности составляет 15 °C. Разница в 33 °C возникает за счёт парникового эффекта.

Водный баланс атмосферы в целом соответствует равенству количества влаги, испарившейся с поверхности Земли, количеству осадков, выпадающих на земную поверхность. Атмосфера над океанами получает больше влаги от процессов испарения, чем над сушей, а теряет в виде осадков 90 %. Избыток водяного пара над океанами переносится на континенты воздушными потоками. Количество водяного пара, переносимого в атмосферу с океанов на континенты, равно объёму стока рек, впадающих в океаны.

Движение воздуха

Земля имеет шарообразную форму, поэтому к её высоким широтам приходит гораздо меньше солнечной радиации, чем к тропикам. Вследствие этого между широтами возникают большие температурные контрасты. На распределение температуры в существенной мере влияет также взаимное расположение океанов и континентов. Из-за большой массы океанических вод и высокой теплоёмкости воды сезонные колебания температуры поверхности океана значительно меньше, чем суши. В связи с этим в средних и высоких широтах температура воздуха над океанами летом заметно ниже, чем над континентами, а зимой – выше.

Неодинаковый разогрев атмосферы в разных областях земного шара вызывает неоднородное по пространству распределение атмосферного давления. На уровне моря распределение давления характеризуется относительно низкими значениями вблизи экватора, увеличением в субтропиках (поясá высокого давления) и понижением в средних и высоких широтах. При этом над материками в нетропических широтах давление зимой обычно повышено, а летом понижено, что связано с распределением температуры. Под действием градиента давления воздух испытывает ускорение, направленное от областей с высоким давлением к областям с низким, что приводит к перемещению масс воздуха. На движущиеся воздушные массы действуют также отклоняющая сила вращения Земли (сила Кориолиса), сила трения, убывающая с высотой, а при криволинейных траекториях – и центробежная сила. Большое значение имеет турбулентное перемешивание воздуха.

С планетарным распределением давления связана сложная система воздушных течений (см. статью «Циркуляция атмосферы»). В меридиональной плоскости в среднем прослеживаются две или три ячейки меридиональной циркуляции. Вблизи экватора нагретый воздух поднимается и опускается в субтропиках, образуя ячейку Хэдли. Там же опускается воздух обратной ячейки Феррела. В высоких широтах часто прослеживается прямая полярная ячейка. Скорости меридиональной циркуляции порядка 1 м/с или меньше. Из-за действия силы Кориолиса в большей части атмосферы наблюдаются западные ветры со скоростями в средней тропосфере около 15 м/с. Существуют сравнительно устойчивые системы ветров. К ним относятся пассаты – ветры, дующие от поясов высокого давления в субтропиках к экватору с заметной восточной составляющей (с востока на запад). Достаточно устойчивы муссоны – воздушные течения, имеющие чётко выраженный сезонный характер: они дуют с океана на материк летом и в противоположном направлении зимой. Особенно регулярны муссоны Индийского океана.

Климат и погода

Различие в количестве солнечной радиации, приходящей на разных широтах к разнообразной по физическим свойствам земной поверхности, определяет многообразие климатов Земли. От экватора до тропических широт температура воздуха у земной поверхности в среднем 25–30 °C и мало меняется в течение года. В экваториальном поясе обычно выпадает много осадков, что создаёт там условия избыточного увлажнения. В тропических поясах количество осадков уменьшается и в ряде областей становится очень малым. Здесь располагаются обширные пустыни Земли.

В субтропических и средних широтах температура воздуха значительно меняется в течение года, причём разница между температурами лета и зимы особенно велика в удалённых от океанов областях континентов. Так, в некоторых районах Восточной Сибири годовая амплитуда температуры воздуха достигает 65 °C. Условия увлажнения в этих широтах весьма разнообразны, зависят в основном от режима общей циркуляции атмосферы и существенно меняются от года к году.

В полярных широтах температура остаётся низкой в течение всего года, даже при наличии её заметного сезонного хода. Это способствует широкому распространению ледового покрова на океанах и суше и многолетнемёрзлых пород, занимающих в России свыше 65 % её площади, в основном в Сибири.

За последние десятилетия стали всё более заметны изменения глобального климата. Температура повышается больше в высоких широтах, чем в низких; больше зимой, чем летом; больше ночью, чем днём. За 20 в. среднегодовая температура воздуха у земной поверхности в России выросла на 1,5–2 °C, причём в отдельных районах Сибири наблюдается повышение на несколько градусов. Это связывается с усилением парникового эффекта вследствие роста концентрации малых газовых примесей.

Погода определяется условиями циркуляции атмосферы и географическим положением местности, она наиболее устойчива в тропиках и наиболее изменчива в средних и высоких широтах. Более всего погода меняется в зонах смены воздушных масс, обусловленных прохождением атмосферных фронтов, циклонов и антициклонов, несущих осадки и усиление ветра. Данные для прогноза погоды собираются на наземных метеостанциях, морских и воздушных судах, с метеорологических спутников.

Оптические, акустические и электрические явления в атмосфере

При распространении электромагнитного излучения в атмосфере в результате рефракции, поглощения и рассеяния света воздухом и различными частицами (аэрозоль, кристаллы льда, капли воды) возникают разнообразные оптические явления: радуга, венцы, мираж и др. Рассеяние света обусловливает видимую высоту небесного свода и голубой цвет неба. Дальность видимости предметов определяется условиями распространения света в атмосфере (см. статью «Атмосферная видимость»). От прозрачности атмосферы на различных длинах волн зависят дальность связи и возможность обнаружения объектов приборами, в том числе возможность астрономических наблюдений с поверхности Земли. Для исследований оптических неоднородностей стратосферы и мезосферы важную роль играет явление сумерек. Например, фотографирование сумерек с космических аппаратов позволяет обнаруживать аэрозольные слои. Особенности распространения электромагнитного излучения в атмосфере определяют точность методов дистанционного зондирования её параметров. Все эти вопросы, как и многие другие, изучает атмосферная оптика. Рефракция и рассеяние радиоволн обусловливают возможности радиоприёма (см. статью «Распространение радиоволн»).

Распространение звука в атмосфере зависит от пространственного распределения температуры и скорости ветра. Оно представляет интерес для зондирования атмосферы дистанционными методами. Взрывы зарядов, запускаемых ракетами в верхнюю атмосферу, дали богатую информацию о системах ветров и ходе температуры в стратосфере и мезосфере. В устойчиво стратифицированной атмосфере, когда температура падает с высотой медленнее адиабатического градиента (9,8 К/км), возникают т. н. внутренние волны. Эти волны могут распространяться вверх в стратосферу и даже в мезосферу, где они затухают, способствуя усилению ветра и турбулентности.

Отрицательный заряд Земли и обусловленное им электрическое поле атмосферы вместе с электрически заряженными ионосферой и магнитосферой создают глобальную электрическую цепь. Важную роль при этом играет образование облаков и грозового электричества. Опасность грозовых разрядов вызвала необходимость разработки методов грозозащиты зданий, сооружений, линий электропередач и связи. Особую опасность это явление представляет для авиации. Грозовые разряды вызывают атмосферные радиопомехи, получившие название атмосфериков. Во время резкого увеличения напряжённости электрического поля наблюдаются светящиеся разряды, возникающие на остриях и острых углах предметов, выступающих над земной поверхностью, на отдельных вершинах в горах и др. (т. н. огни святого Эльма). Атмосфера всегда содержит сильно меняющееся в зависимости от конкретных условий количество лёгких и тяжёлых ионов, которые определяют электрическую проводимость атмосферы. Главные ионизаторы воздуха у земной поверхности – излучение радиоактивных веществ, содержащихся в земной коре и в атмосфере, а также космические лучи (см. статью «Атмосферное электричество»).

Влияние человека на атмосферу

В течение последних столетий происходил рост концентрации парниковых газов в атмосфере вследствие хозяйственной деятельности человека. Процентное содержание углекислого газа возросло с 2,86·10–2 200 лет назад до 3,8·10–2 в 2005 г., содержание метана – с 0,7·10–4 примерно 300–400 лет назад до 1,8·10–4 в начале 21 в.; около 20 % прироста парникового эффекта за последнее столетие дали фреоны, которых практически не было в атмосфере до середины 20 в. Эти вещества признаны разрушителями стратосферного озона, и их производство запрещено Монреальским протоколом 1987 г. Рост концентрации углекислого газа в атмосфере вызван сжиганием всё возрастающих количеств угля, нефти, газа и других видов углеродного топлива, а также сведе́нием лесов, в результате чего уменьшается поглощение углекислого газа путём фотосинтеза. Концентрация метана увеличивается с ростом добычи нефти и газа (за счёт его потерь), а также при расширении посевов риса и увеличении поголовья крупного рогатого скота. Всё это способствует потеплению климата.

Для изменения погоды разработаны методы активного воздействия на атмосферные процессы. Они применяются для защиты сельскохозяйственных растений от градобития путём рассеивания в грозовых облаках специальных реагентов. Существуют также методы рассеяния туманов в аэропортах, защиты растений от заморозков, воздействия на облака с целью увеличения осадков в нужных местах или для рассеяния облаков в моменты массовых мероприятий.

Изучение атмосферы

Сведения о физических процессах в атмосфере получают прежде всего из метеорологических наблюдений, которые проводятся глобальной сетью постоянно действующих метеорологических станций и постов, расположенных на всех континентах и на многих островах. Ежедневные наблюдения дают сведения о температуре и влажности воздуха, атмосферном давлении и осадках, облачности, ветре и др. Наблюдения за солнечной радиацией и её преобразованиями проводятся на актинометрических станциях. Большое значение для изучения атмосферы имеют сети аэрологических станций, на которых при помощи радиозондов выполняются метеорологические измерения до высоты 30–35 км. На ряде станций проводятся наблюдения за атмосферным озоном, электрическими явлениями в атмосфере, химическим составом воздуха.

Данные наземных станций дополняются наблюдениями на океанах, где действуют «суда погоды», постоянно находящиеся в определённых районах Мирового океана, а также метеорологическими сведениями, получаемыми с научно-исследовательских и других судов.

Всё больший объём сведений об атмосфере в последние десятилетия получают с помощью метеорологических спутников, на которых установлены приборы для фотографирования облаков и измерения потоков ультрафиолетовой, инфракрасной и микроволновой радиации Солнца. Спутники позволяют получать сведения о вертикальных профилях температуры, облачности и её водозапасе, элементах радиационного баланса атмосферы, о температуре поверхности океана и др. Используя измерения рефракции радиосигналов с системы навигационных спутников, удаётся определять в атмосфере вертикальные профили плотности, давления и температуры, а также влагосодержания. С помощью спутников стало возможным уточнить величину солнечной постоянной и планетарного альбедо Земли, строить карты радиационного баланса системы Земля – атмосфера, измерять содержание и изменчивость малых атмосферных примесей, решать многие другие задачи физики атмосферы и мониторинга окружающей среды.

Опубликовано 16 июня 2023 г. в 17:40 (GMT+3). Последнее обновление 16 июня 2023 г. в 17:40 (GMT+3).

Текущая версия страницы пока не проверялась опытными участниками и может значительно отличаться от версии, проверенной 8 августа 2023 года; проверки требует 1 правка.

Загоризо́нтная радиолокационная станция (ЗГРЛС; англ. Over-the-horizon radar, OTHR) — радиолокационная станция, осуществляющая наблюдение воздушного пространства на больших расстояниях, вплоть до тысяч км («за горизонтом»). Несколько систем ЗГРЛС были созданы в 1950-е — 1960-е годы как часть систем предупреждения о ракетном нападении (СПРН).

Принцип действия загоризонтных радиолокаторов OTH-B. Схематично изображено лучей от ионосферы (области земной атмосферы на высотах 60-150 км).

Радиолокационная станция ВМС США «Relocatable Over-the-Horizon Radar» (ROTHR)

Чаще всего загоризонтные радиолокаторы используют эффект отражения коротких радиоволн (от 3 до 30 МГц; декаметровые волны) от ионосферы. Такие радиолокаторы называются ЗГ РЛС пространственной волны. Для заданных условий атмосферы часть радиосигналов, излучённых в ионосферу, испытывает отражение и изменяет направление. Достигнув земли, отражённые радиосигналы рассеиваются, при этом их малая доля может аналогичным образом отразиться от ионосферы и вернуться к РЛС. В зависимости от состояния атмосферы лишь часть диапазона коротких волн будет испытывать отражение, поэтому для ЗГ РЛС требуется постоянный мониторинг состояния ионосферы и подстройка частот. Из-за значительных потерь сигнала при распространении ЗГ РЛС практически не развивались до 1960-х, когда начали производиться серийные малошумящие усилители. Также возникает проблема «мёртвых зон», из-за которых ЗГ РЛС неэффективны на небольших расстояниях.

Поскольку сигнал, отражённый от поверхности (земли или воды), значительно мощнее, чем сигнал, отражённый от цели, в ЗГ РЛС применяются системы, позволяющие выделять полезный сигнал. Наиболее простые системы используют эффект Доплера, при котором движущийся объект изменяет частоту отражённых радиоволн. Фильтрацией полученного сигнала с оригинальной частотой в РЛС возможно выделение подвижных целей. Такой принцип используется практически во всех РЛС (в том числе надгоризонтных), но в случае загоризонтной радиолокации он значительно усложнён из-за движения самой ионосферы.

Также существуют ЗГ РЛС, использующие эффект поверхностной электромагнитной волны (ПЭВ, ground wave), которая распространяется вдоль поверхности воды на расстояниях до 200—400 км. Такие РЛС работают на частотах от 3 до 18 МГц и часто выполняются в виде бистатического радара. Применяются для контроля прибрежных районов, в том числе 200-мильных эксклюзивных экономических зон, а также для изучения метеорологической обстановки.

В 1946 году советский учёный и конструктор Николай Кабанов предложил идею раннего (загоризонтного) обнаружения самолётов в диапазоне коротких волн на удалении до 3000 километров. Он обнаружил, что зондирующие лучи при длине волны 10-100 м способны, отразившись от ионосферы, облучить цель и возвратиться по тому же пути к РЛС.

Информация в этой статье или некоторых её разделах устарела.

Вы можете помочь проекту, обновив её и убрав после этого данный шаблон.

  • Мищенко Ю. А. Загоризонтная радиолокация — Воениздат, 1972

  • В. А. Алебастров, Э. Ш. Гойхман, И. М. Заморин. Основы загоризонтной радиолокации, Радио и связь, 1984

Добавить комментарий

Ваш адрес email не будет опубликован. Обязательные поля помечены *