Атмосфера: поняття, будова, тиск, нагрівання, вимірювання. Сонячна радіація.

План

1. Поняття про атмосферу

2. Висота, межі й будова атмосфери

3. Сонячна радіація. Нагрівання атмосфери

4. Тиск атмосфери і його вимірювання

5. Література

Поняття про атмосферу

Атмосфера — це повітряна оболонка, яка оточує Землю і пов'язана з нею силою тяжіння. Атмосфера бере участь у добовому обертанні й річному русі нашої планети. Повітря атмосфери — суміш газів, у якому перебувають в завислому стані рідкі (краплинки води) і тверді частинки (дим, пил). Газовий склад атмосфери є незмінним до висоти 100—110 км, що зумовлюється рівновагою в природі. Об'ємні частки газів становлять: азот — 78 %, кисень — 21 %, інертні гази (аргон, ксенон, криптон) — 0,9 %, вуглець — 0,03 %. Крім того, в атмосфері завжди присутня водяна пара.

Крім біологічних процесів, кисень, азот і вуглець беруть активну участь у хімічному вивітрюванні гірських порід. Дуже важливою є роль озону 03, який поглинає більшу частину ультрафіолетового випромінювання Сонця, що у великих дозах є небезпечним для живих організмів. Тверді частинки, яких особливо багато над містами, слугують ядрами конденсації (навколо них утворюються краплі води і сніжинки).

Висота, межі й будова атмосфери

Верхню межу атмосфери умовно проводять на висоті близько 1000 км, хоча вона простежується набагато вище — до 20 000 км, але там вона дуже розріджена.

Через різний характер змін температури повітря з висотою, інших фізичних властивостей в атмосфері виділяють кілька частин, що відокремлюються одна від одної перехідними шарами.

Тропосфера — найнижчий і найщільніший шар атмосфери. Його верхню межу проводять на висоті 18 км над екватором та 8—12 км — над полюсами. Температура в тропосфері знижується в середньому на 0,6 °С на кожні 100 м. Для неї характерні значні горизонтальні відмінності у розподілі температури, тиску, швидкості вітру, а також утворення хмар і опадів. У тропосфері відбувається інтенсивний вертикальний рух повітря — конвекція. Саме у цьому нижньому шарі атмосфери в основному формується погода. Тут зосереджена майже вся водяна пара атмосфери.

Стратосфера поширюється в основному до висоти 50 км. Концентрація озону на висоті 20—25 км сягає найбільших значень, утворюючи озоновий екран. Температура повітря в стратосфері, як правило, підвищується з висотою в середньому на 1—2 °С на 1 км, досягаючи на верхній межі 0 °С і вище. Це відбувається за рахунок поглинання озоном сонячної енергії. У стратосфері майже немає водяної пари і хмар, а ураганні вітри дмуть зі швидкістю до 300— 400 км/год.

У мезосфері температура повітря знижується до -60...-100 °С, відбуваються інтенсивні вертикальні й горизонтальні переміщення повітря.

У верхніх шарах термосфери, де повітря дуже іонізоване, температура знову підвищується до 2000 °С. Тут спостерігаються полярні сяйва і магнітні бурі.

Атмосфера відіграє велику роль у житті Землі. Вона запобігає надмірному нагріванню земної поверхні вдень і охолодженню її вночі, перерозподіляє вологу на Землі, захищає її поверхню від падінь метеоритів. Наявність атмосфери є неодмінною умовою існування органічного життя на нашій планеті.

Сонячна радіація. Нагрівання атмосфери

Сонце випромінює величезну кількість енергії, лише маленьку частку якої отримує Земля.

Випромінювання Сонцем світла і тепла називають сонячною радіацією. Сонячна радіація, перш ніж досягти земної поверхні, проходить довгий шлях в атмосфері. Долаючи його, вона значною мірою поглинається і розсіюється повітряною оболонкою. Радіацію, яка безпосередньо досягає земної поверхні у вигляді прямих променів, називають прямою радіацією. Частина радіації, яка розсіюється в атмосфері, також потрапляє на поверхню Землі у формі розсіяної радіації.

Сукупність прямої і розсіяної радіації, що надходить на горизонтальну поверхню, називають сумарною сонячною радіацією. Атмосфера поглинає близько 20 % сонячної радіації, що надходить на її верхню межу. Ще 34 % радіації відбивається від поверхні Землі і атмосфери (відбита радіація). 46 % сонячної радіації поглинає земна поверхня. Таку радіацію називають поглинутою (увібраною).

Відношення інтенсивності відбитої сонячної радіації до інтенсивності всієї променистої енергії Сонця, яка надходить на верхню межу атмосфери, називають альбедо Землі і виражають у відсотках.

Отже, альбедо нашої планети разом з її атмосферою складає в середньому 34 %. Величина альбедо на різних широтах має значні відмінності, пов'язані з кольором поверхні, рослинністю, хмарністю тощо. Ділянка поверхні, вкрита свіжим снігом, відбиває 80—85 % радіації, трав'яною рослинністю і піском — відповідно 26%і ЗО %, а водою — лише 5 %.

Кількість сонячної енергії, отримуваної окремими ділянками Землі, залежить, насамперед, від кута падіння сонячних променів. Чим прямовисніше вони падають (тобто більша висота Сонця над горизонтом), тим більша кількість сонячної енергії потрапляє на одиницю площі.

Залежність величини сумарної радіації від кута падіння променів обумовлена двома причинами. По-перше, чим меншим є кут падіння сонячних променів, тим на більшу площу розподіляється цей потік світла і тим менше енергії припадає на одиницю поверхні. По-друге, чим меншим є кут падіння, тим довший шлях проходить промінь в атмосфері.

На величину сонячної радіації, яка потрапляє на земну поверхню впливає, і прозорість атмосфери, особливо хмарність. Залежність сонячної радіації від кута падіння сонячних променів та прозорості атмосфери обумовлює зональний характер її розподілу. Відмінності у величині сумарної сонячної радіації на одній широті спричинені, в основному, хмарністю.

Кількість тепла, що надходить на земну поверхню, визначають у калоріях на одиницю площі (1 см ) за одиницю часу (1 рік).

Поглинута радіація витрачається на нагрівання тонкого приповерхневого шару Землі і випаровування води. Нагріта земна поверхня передає тепло в навколишнє середовище завдяки випромінюванню, теплопровідності, конвекції та конденсації водяної пари.

Зміни температури повітря залежно від географічної широти місця і від висоти над рівнем океану

Сумарна радіація зменшується від екваторіально-тропічних широт до полюсів. Вона максимальна — близько 850 Дж/м2 на рік (200 ккал/см2 на рік) — у тропічних пустелях, де пряма сонячна, радіація через велику висоту Сонця і безхмарне небо найінтенсивніша. У літнє півріччя відмінності у надходженні сумарної сонячної радіації між низькими і високими широтами згладжуються. Це відбувається за рахунок більшої тривалості освітлення Сонцем, особливо у полярних районах, де полярний день триває навіть півроку.

Хоча сумарна сонячна радіація, що надходить на земну поверхню, частково відбивається нею, однак більша її частина поглинається земною поверхнею і перетворюється На теплоту. Частина сумарної радіації, що залишається після її витрати на відбивання і на теплове випромінювання земної поверхні, називається радіаційним балансом (залишковою радіацією). У цілому за рік усюди на Землі він позитивний, за винятком високих крижаних пустель Антарктиди і Ґренландії. Радіаційний баланс закономірно зменшується у напрямку від екватора до полюсів, де він близький до нуля.

Відповідно і температура повітря розподіляється зонально, тобто зменшується у напрямку від екватора до полюсів. .Температура повітря залежить також від висоти місцевості над рівнем моря: чим вищою є місцевість, тим температура нижча.

Істотно впливає на температуру повітря розподіл суходолу й води. Поверхня суходолу швидко нагрівається, але швидко й охолоджується, а поверхня води нагрівається повільніше, проте довше зберігає тепло і повільніше віддає його у повітря.

Унаслідок різної інтенсивності нагрівання й охолодження поверхні Землі вдень і вночі, в теплу і холодну пори року, температура повітря змінюється протягом доби і року.

Для визначення температури повітря використовують термометри. її вимірюють 8 раз на добу і виводять середню за добу. За середньодобовими температурами розраховують середньомісячні. Саме їх, як правило, показують на кліматичних картах ізотермами (лініями, які з'єднують точки з однаковою температурою за певний проміжок часу). Для характеристики температур найчастіше беруть середньомісячні січневі та липневі показники, рідше річні. ,

Тиск атмосфери і його вимірювання

Повітря, що оточує Землю, має масу, а тому тисне на земну поверхню. 1 л повітря на рівні моря важить близько 1,3 г. Отже, на кожний квадратний сантиметр земної поверхні атмосфера тисне із силою 1,33 кг. Цей середній тиск повітря на рівні моря, що відповідає масі ртутного стовпчика заввишки 760 мм із перетином 1 см2, приймають за нормальний. Тиск повітря вимірюють також у мілібарах: 1 мм тиску становить 1,33 мбар. Отже, щоб перевести міліметри в мілібари, треба міліметри тиску помножити на 1,33.

Величина тиску змінюється залежно від температури повітря і висоти над рівнем моря. Оскільки при нагріванні повітря розширюється, а при охолодженні стискується, то тепле повітря є легшим (спричиняє менший тиск), ніж холодне. Із підняттям повітря угору тиск зменшується в основному через те, що менша висота його стовпчика припадає на одиницю площі. Тому у високих горах тиск значно менший, ніж на рівні моря. Вертикальний відрізок, через який атмосферний тиск зменшується на одиницю, називається баричним ступенем. У нижніх шарах атмосфери біля поверхні тиск зменшується приблизно на 10 мм на кожні 100 м підняття.

Для вимірювання тиску використовують ртутний стовпчиковий барометр, а у польових умовах — металевий барометр-анероїд. Останній являє собою металеву коробочку,