Атмосфера

Походження атмосфери. Атмосфера - повітряна оболонка, яка оточує нашу планету і простягається на тисячі кілометрів. За нижню межу приймають поверхню Землі. Чітко визначеної верхньої межі немає. Багато дослідників вважає, що на першому етапі існування Землі атмосфера складалася з водню, гелію, азоту, аміаку, метану, мала сполуки водню з бромом, хромом та сіркою. Тоді температура планети була дуже високою, молекули газів рухалися з великою швидкістю і, подолавши земне тяжіння, зникали в космічному просторі. Так поступово Земля лишилася без атмосфери.

Втративши атмосферу, планета почала охолоджуватися доти, поки не змогла знову утримувати повітря. Ця вторинна атмосфера формувалася з газів, які виділялися під час вибуху вулканів, тому в її складі переважали водяна пара, водень, метан, аміак, ціан та ін. Вона була настільки тонкою, що ультрафіолетові промені вільно проникали до земної поверхні. Під дією цих променів та високої температури в районах вулканізму із метану, аміаку, водяної пари та водню утворилися прості вуглецеві сполуки, які стали основою виникнення життя.

П ервинні органічні сполуки і розвиток фотосинтезу сприяли появі кисню і азоту. Атмосфера набуває окисного характеру. Вміст в атмосфері вільного кисню зумовив утворення озону, який захистив Землю від ультрафіолетових променів. Життя поступово розширювалося, а це стимулювало фотосинтез і збагачення атмосфери киснем.

Новий етап у розвитку атмосфери розпочався 400 - 420 млн років тому. Провідна роль в утворенні і кругообігу кисню, вуглецю, азоту, сірки переходить до живих організмів. Рослини стають голов­ним регулятором газового складу атмосфери, який не змінився й досі

Склад і будова атмосфери. Атмосферне повітря - це механічна суміш газів з краплинами води, частинками пилу, кристалами льоду тощо. Серед газів переважає азот (78 %), кисень (21 %) і аргон (0,94 %), у мізерній кількості є водень, гелій та інші інертні гази. До складу повітря входять також вуглекислий газ, озон. Через те, що повітря безперервно рухається, його хімічний склад до висоти 100 км майже постійний, вище переважає атомарний кисень, від 500 до 1000 км - гелій, а ще вище - водень. За характером зміни температури з висотою, атмосферу поділяють на 5 шарів (сфер): тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу і екзосферу. Сфери відокремлюються перехідними шарами - паузами (мал. 34).

Тропосфера - найнижча частина атмосфери. Її висота 8 - 10 км у полярних широтах і 16 - 20 км над екватором. В ній зосереджено 80 % усієї маси атмосфери, 90 % водяної пари та вуглекислого газу і всі аерозолі. Повітря тут постійно перемішується, а температура з висотою знижується на 0,6 ⁰С на 100 м підняття. Метеорологічні процеси, що відбуваються в тропосфері, мають вирішальне значення у формуванні погодних умов та кліматів на Землі.

Стратосфера залягає над тропосферою і простягається до висоти 55 км. Повітря в ній розріджене, майже позбавлене водяної пари й хмар. На висоті 28 - 35 км концентрується озон. Температура з висотою підвищується пересічно на 1 - 2 °С на 1 км підняття.

Мезосфера - проміжний шар, що залягає над стратосферою і простягається до висоти 80-90 км. Температура з висотою знижується до -90 °С.

Термосфера - знаходиться над мезосферою і простягається до висоти 1000 км. Повітря дуже розріджене, температура підвищується і на верхній межі досягає 3000 °С. Молекули газів рухаються дуже швидко і при їх зіткненні виділяється багато енергії, яка нагріває та іонізує повітря. Тому цей шар ще називають іоносферою. Саме в ній виникають полярні сяйва.

Екзосфера - зовнішній шар, в якому повітря дуже розріджене, а молекули рухаються так швидко, що долають земне тяжіння і потрапляють у міжпланетний простір. Цей шар часто називають сферою розсіювання.

Н агрівання атмосфери. Сонячна енергія (радіація) складається з електромагнітного (променевого) випромінювання та корпускулярного випромінювання - потоку заряджених елементарних часток. До земної поверхні доходить тільки променева енергія, що складається з електромагнітних хвиль різної довжини - від ультрафіолетових до інфрачервоних. Кількість сонячної енергії, що надходить за одну хвилину на 1 см² поверхні, перпендикулярної до променів - називається інтенсивністю сонячної радіації. На верхній межі атмосфери вона становить 1,98 кал/см/ хв. її називають сонячною сталою. Проходячи через атмосферу, сонячна радіація послаблю­ється за рахунок відбивання, поглинання і розсіювання. До земної поверхні доходить пряма і розсіяна радіації, які разом складають сумарну радіацію. Величина сумарної радіації зменшується від екватора до полюсів (мал. 35) оскільки в тому самому напрямі зменшується кут падіння сонячних променів. Проте максимум сумарної радіації припадає на широти 15° - 20°, де мала хмарність. До екватора, внаслідок збільшення хмарності, її кількість зменшується. Материки також отримують більше енергії Сонця, ніж океани, оскільки над ними менше хмар Потрапивши на Землю, сумарна радіація частково поглинається, частково відбивається поверхнею. Здатність земної поверхні відбивати сонячну радіацію називається альбедо. Його визначають у відсотках як відношення відбитої радіації до сумарної.

Вода, маючи велику теплоємність і прозорість, поглинає 85 -95 % радіації, тому її альбедо не перевищує 5-15 %. Суходіл, переважно вкритий рослинністю і його альбедо збільшується до 20 %, а там, де поверхня вкрита снігом та льодом - 80 %. Наприклад, полярні області в період полярного дня отримують багато радіації, але основна її частина відбивається, тому там холодно.

Земна поверхня, нагрівшись, випромінює у простір довгохвильову радіацію, проте значна її частина затримується атмосферою, створюючи оранжерейний ефект. Одночасно атмосфера також випромінює до Землі довгохвильову радіацію. Це випромінювання називають зустрічним. Різниця між земним і зустрічним випромінюванням становить ефективне випромінювання. Його величина залежить від температури поверхні та прозорості атмосфери.

Отже, земна поверхня одночасно поглинає енергію Сонця і віддає її в простір. Різниця між поглинутою радіацією і ефективним випромінюванням складає радіаційний баланс Землі. Його величина закономірно зменшується від екватора до полюсів. Узимку радіаційний баланс малий і навіть негативний у полярних широтах. Улітку він скрізь позитивний.

Особливості нагрівання води й суходолу. Води океанів і ґрунти суходолу нагріваються й охолоджуються неоднаково, оскільки в них різна теплопровідність і теплоємність. Вода, маючи велику теплоємність і малу теплопровідність, нагрівається і охолоджується повільно. На глибину тепло передається шляхом вітрового перемішування. Суходіл швидко нагрівається й швидко охолоджується, оскільки гірські породи мають більшу теплопровідність, ніж вода. Тепло на глибину ґрунту передається від шару до шару шляхом молекулярної теплопровідності. Поверхня суходолу інтенсивно нагрівається вдень і сильно охолоджується вночі. У пустелях вона може нагрітися до 70 °С, а вночі охолодитися до 5 - 10 °С. Відмінності у нагріванні води і суходолу сприяють виникненню різниці температур між ними і формуванню температурних аномалій.

Температурний режим повітря. Атмосферне повітря нагрівається переважно від земної поверхні. Передача теплоти в атмосферу відбувається шляхом теплової конвекції та випаровування. Теплова конвекція - це перенесення нагрітих об'ємів повітря у вертикальному напрямі. Тепле повітря піднімається, його місце займає холодне. Конденсація водяної пари має вирішальне значення оскільки на випаровування одного грама води витрачається 25,14 МДж. Над океаном випаровування велике тому він є обігрівачем атмосфери.

Піднімаючись угору, повітря розширюється і охолоджується, його температура знижується пересічно на 0,6° на кожні 100 м підняття. Зміна температури на 100 м висоти називається вертикальним температурним градієнтом. При опусканні повітря нагрівається на 1 °С на кожні 100 м незалежно від ступеня його насичення вологою.

Іноді на деякій висоті повітря тепліше, ніж унизу. Таке явище називається інверсією. Інверсія виникає внаслідок охолоджуючого впливу земної поверхні, наприклад, в ясні тихі ночі, особливо взимку, або стікання з гірських хребтів холодного повітря у долини, чи надходження на холодну поверхню теплого повітря.

Температура повітря весь час може змінюватися. Упродовж доби найвища температура настає опівдні, найнижча - перед сходом Сонця. Різниця між максимальною і мінімальною температурою називається амплітудою температури. Над водною поверхнею амплітуда мала, над суходолом, особливо в пустелях, велика. Річні коливання температури залежать від географічної широти, оскільки остання визначає висоту Сонця опівдні. Над суходолом помірних широт Північної півкулі найтеплішим місяцем є липень, а найхолоднішим - січень. Над океаном, відповідно, серпень і лютий. За величиною річної амплітуди виділяють чотири типи річного ходу температури: екваторіальний, тропічний, помірний, полярний.

Екваторіальний тип має чітко виражені два максимуми температур, після днів рівнодення, і два мінімуми, після днів сонцестояння. Протягом усього року температура додатна, амплітуда 1 - 2 °С.

Тропічний тип має тільки один максимум, після літнього сон­цестояння, і один мінімум - після зимового сонцестояння. Температура увесь рік додатна, але збільшується амплітуда коливання (12 - 14°С).

Помірний тип також має один максимум і один мінімум, як і в тропічному, але взимку температури від'ємні. Амплітуда може дося­гати кількох десятків градусів. Тут чітко виражені пори року.

Полярний тип відрізняється переважанням від'ємних температур і амплітудою більше 25 °С.

На земній кулі є дуже теплі і дуже холодні місця. Полюсом холоду називають Антарктиду. На ній зареєстровано найнижчу температуру -89,2 °С. У північній півкулі найнижча температура -71 °С у місті Оймяконі (Північно-Східна Азія). Абсолютний максимум температури +58 °С спостерігався в Лівійській пустелі (Північна Африка).

Закономірності розподілу температури повітря. Розподіл температури в приземному шарі тропосфери залежить від форми Землі, її рельєфу, особливостей нагрівання й охолодження океанів і континентів та міжширотного теплообміну. Це добре видно з карт ізотерм (мал. 36). Ізотермами називають лінії однакових температур. При побудові таких карт температуру приводять до рівня моря, щоб уникнути впливу висоти. На цих картах середньорічні температури знижуються від екватора до полюсів зонально. Ізотерма з найвищими середніми річними температурами, називається термічним екватором. Вона розташована на широті 10° Північної півкулі.

У помірних широтах Північної півкулі ізотерми відхиляються від широтного напряму через нерівномірне нагрівання океанів і материків та наявності океанічних течій. Особливо великі відхилення взимку, оскільки в цю пору року контрасти у нагріванні води і суходолу найбільші. У гірських районах ізотерми мають концентричний характер, що обумовлено зміною температури повітря з висотою.

У тропічних і субтропічних широтах обох півкуль існують контрасти температури між західними і східними узбережжями материків, скільки уздовж них спостерігаються або теплі, або холодні течії.

Теплові пояси. Тепловий пояс - це широка смуга, що оперізує у широтному напрямі усю Земну кулю і характеризується різними температурами повітря. Виділяють 7 теплових поясів: один жаркий - між річними ізотермами +20 °С обох півкуль; два помірних, які обмежені збоку екватора ізотермою +20 °С, а збоку полюсів +10 °С найтеплішого місяця; два холодних пояси, що розташовані між ізотермами +10 °С і 0 °С найтеплішого місяця; два пояси вічного морозу, що займають простір навколо полюсів і обмежені ізотермою 0 °С найтеплішого місяця. У Північній півкулі - це Ґренландія, Північний Льодовитий океан, а в Південній - область на південь від 60° пд. ш. Температурні пояси - основа виділення кліматичних поясів.