Основні характеристики атмосфери

План

1. Озон та аерозолі

2. оль вуглекислого газу

3. Вплив атмосфери на радіаційний баланс Землі

4. Гідросфера

5. Взаємодія океану та атмосфери

6. Вологообіг

Розглядаючи атмосферу як складову частину біосфери, Володимир Іванович Вернадський виділив у ній дві частини: тропосферу (нижній шар атмосфери, який має потужність від 6-10 км на полюсах до 14-18 км у тропічних широтах) і нижній шар стратосфери (останнііі розташований над тропосферою на висотах від 16-18 до 40-50 км).

Основною складовою частиною атмосфери є повітря, яке складається з азоту N, (78%), кисню О, (21%), аргону Аг (1%). Середня молекулярна маса повітря 28,8 г/моль. Як і всі гази, повітря може сильно стискатися, питомий об'єм повітря прямо пропорційний абсолютній температурі і обернено пропорційний тиску.

Питома теплоємність повітря залежить від виду ізопроцесу неоднакова за постійного тиску й постійного об'єму.

Щільність повітря прямо пропорційна тиску іі обернено пропорційна абсолютній температурі. Тиск в ізотермічній атмосфері із збільшенням висоти зменшується за експоненційним законом (у середньому 10% на 1 кілометр). Тиск продовжує знижуватися зі збільшенням висоти, але ніколи не дорівнює нулю, таким чином, атмосфера поступово переходить у вакуум зовнішнього простору. На висоті 34 км тиск становить 1% приземного тиску.

Дотепер ми розглядали властивості сухого повітря, однак повітря містить водяну пару. Водяна пара значно змінює прозорість атмосфери для інфрачервоної радіації, а присутність хмар, крапель сконденсованої води змінює тепловий баланс Землі.

За даної температури й певного тиску водяна пара перебуває в рівновазі з рідкою водою або льодом. Повітря, перебуваючи в рівновазі з рідкою водою, є насиченим і має відносну вологість 100%. При 100 С тиск водяної пари дорівнює 1 атм; при кожному наступному зниженні температури на 10 С він зменшується вдвічі.

Наявність водяної пари в повітрі істотно впливає на підняття й опускання повітряних мас. Поблизу океану повітря буде майже насиченим водяною парою. Як тільки таке повітря починає підніматися, воно розширюється і, таким чином" охолоджується. Однак охолоджене повітря містить ту ж саму кількість водяної пари на одиницю мас и повітря, тому в результаті воно стає перенасиченим водяною парою. Перенасичення приводить до фазового перетворення водяної пари на краплі рідкої води. Одночасно фазове перетворення пари на рідину звільняє тепло випаровування, нагріваючи в такий спосіб повітря. Це нагрівання внаслідок конденсації буде протидіяти охолодженню, викликаному розширенням повітря, яке піднімається вгору. Цим пояснюється менше падіння температури з висотою, ніж цього можна було 6 очікувати при підніманні сухого повітря.

Водяна пара змінює також питомий об'єм повітря. Середня молекулярна маса повітря дорівнює 28,8, у той час як молекулярна маса води — тільки 18. Таким чином, вологе повітря при тих же самих значеннях тиску й температури буде мати трохи меншу щільність, оскільки більш легкі молекули води замінять молекули повітря. Тому при тих самих значеннях температури й тиску вологе повітря піднімається над сухим. Якби вологе повітря й сухе повітря піднімалися разом, то вологе повітря охолоджувалося б повільніше і його щільність була б меншою порівняно із сухим повітрям.

Рух повітря, з яким ми всі добре знайомі, — вітер — має в основному горизонтальний напрямок переміщення. Вітри залежать від розподілу тисків її обертання Землі. Але розподіл тисків сам є наслідком надходження сонячної радіації й випромінювання. Землі у космос. Вітер, власне кажучи, є наслідком неоднакового нагрівання й охолодження атмосфери. Просту теорію, яка пояснює виникнення вітрів, висунув Хедлі в 1735 р. Він вважав, що оскільки Земля одержує більше тепла поблизу екватора, ніж біля полюсів, то повітря, нагріте в тропіках, підіймається, потім прямує до полюсів і, охолоджуючись там, опускається й повертається знову до екватора вздовж поверхні. Якби Земля не оберталася, це спричинювало б вітри, що дмуть від полюсів до екватора вздовж поверхні Землі. Унаслідок обертання Землі повітря, що рухається до екватора, відхиляється так, що в результаті виникають вітри, які дмуть зі сходу на захід. Вони називаються пасатами. Пасати, постійні вітри, що мають швидкість 5-7,5 м/с, займають пояси між широтами 25 і 5 у кожній півкулі. У північній півкулі вони дмуть з північного сходу, у південній півкулі — з південного сходу. Хоч теорія Хедлі пояснює виникнення пасатів, однак, міркуючи так і далі, ми повинні були б сподіватися, щоб вітри на всіх широтах повинні мати той же напрямок, що и пасати. Загальна ж циркуляція атмосфери не відповідає простій моделі Хедлі. Між пасатами й вітрами навколополюсних зон розташований широкий пояс з переважно західними вітрами. Помилка моделі Хедлі виникла з припущення, що нагрівання й охолодження атмосфери обмежується земною поверхнею. Насправді верхні шарп атмосфери охолоджуються через випромінювання в зовнішній простір. Величина цього охолодження лежить у межах від 1 до 2 С за лобу. Повітря, яке рухається до полюса у верхніх шарах, досягнувши приблизно ЗО широти, починає опускатися вниз до земної поверхні. Опускаючись, воно нагрівається внаслідок стиснення. Досягнувши поверхні, повітря розтікається як на північ, так і на південь. У такий спосіб формується область високого тиску на цих широтах. Повітря, що підіймається на екваторі, не досягає полюса, а утворює замкнутий циркуляційний осередок між екватором і ЗО. Повітря, що опустилося на широті ЗО і далі рухається до полюса, буде спричинювати вітри із західною складовою внаслідок обертання Землі. Поблизу полюсів відбувається швидке охолодження повітря у верхніх шарах, що зумовлює його опускання. Оскільки це повітря прямує біля поверхні Землі до екватора, то воно відхиляється таким чином, що вітер біля земної поверхні має східну складову. Субполярний район низького тиску утвориться там, де зустрічаються холодні східні вітри із теплими західними вітрами. Тут відбувається піднімання повітряного потоку. Унаслідок розпадання простої циркуляції на вихори зона західних вітрів помірних широт стає ареною взаємодії циклонів і антициклонів. У районах переважання висхідних рухів спостерігається перевищення опадів над випаровуванням, у зонах низхідних рухів повітряних мас — перевищення випаровування. Фактично циркуляція ускладнюється розподілом суходолу й водної поверхні на Землі. Найбільші річні коливання температури над материками спричинюють річний хід мусонів над північною частиною Індійського океану.

Озон та аерозолі

Озон — безбарвний газ із характерним запахом, що утворюється в стратосфері в результаті впливу ультрафіолетової радіації на молекулярний кисень. Двохатомна молекула O2 розщеплюється на атомарний кисень, який згодом, у свою чергу, вступає в реакцію з іншими молекулами O2. У результаті утворюється трьохатомна сполука кисню O3 — озон. Сумарний вміст озону в атмосфері невеликий. Якщо привести весь озон до нормального тиску й температури, то його тиск становитиме приблизно 3 із 760 мм. Максимум концентрації озону за об'ємом спостерігається на висотах близько 35 км, максимальна щільність — на висоті 25 км. Значення озону для нашої планети двоїсте Насамперед він визначає тепловий режим стратосфери й справляє певний вплив на тепловий режим тропосфери.

Другою особливістю озону є те, що він поглинає практично все шкідливе ультрафіолетове випромінювання і тим самим захищає біосферу від згубної дії ультрафіолетової радіації.

Коливання концентрації озону відбувалися й відбуваються під впливом природних процесів. Однак в останні роки виникла загроза антропогенного впливу на озоновий шар, що пов'язано з польотами реактивних літаків у стратосфері та озоновому шарі, викидами в атмосферу сполук, що містять хлор і фтор.

Особливу небезпеку являють молекули CFCL3 і СF2СL3, які дістали назву фреон-11 і фреон-12. Ці гази звичайно інертні і ніякої небезпеки для тропосфери не становлять. Однак проникаючи в стратосферу, ці молекули під впливом ультрафіолетової сонячної радіації вступають в активні фотохімічні реакції, утворюючи атомарний хлор. Атомарний хлор вступає в реакцію з озоном і руйнує його.

Значною мірою впливає на атмосферу природний аерозоль, який надходить в атмосферу в результаті вулканічної діяльності. Викиди вулканічного пилу через стратосферу потрапляють навіть у космос. Таким чином, аерозольний ефект є основним механізмом, и to спричинює кліматичні зміни. Підвищений вміст природного аерозолю призводить до погіршення прозорості атмосфери, отже, до зниження температури й зменшення прямої сонячної радіації. Це дає підстави вважати, що протягом періодів потепління атмосфера Землі була значно прозорішою, а кількість радіації, що надходила на поверхню, була більшою, ніж в інші періоди.

Роль вуглекислого газу

Вуглекислий газ належить до незначних щодо кількості, але важливих за значенням домішок атмосферного повітря. Його вміст становить у середньому 0,03 % загального об'єму повітря. Інтенсивність поглинання вуглекислим газом сонячної радіації як в інфрачервоній частині спектра сонячного випромінювання, так і в ультрафіолетовій дуже мала, практично, можна вважати, що СO2 прозорий для сонячних променів. Зовсім інша картина спостерігається в інфрачервоній частині спектра, тобто випромінювання довгохвильової радіації. Тут є кілька смуг поглинання СO2, з яких найбільш істотна знаходиться в інтервалі 12,9-17,1 мкм. Це поглинання істотно залежить від температури й тиску.

CO2, таким