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 30 %, 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.

Для вимірювання тиску використовують ртутний стовпчиковий барометр, а у польових умовах — металевий барометр-анероїд. Останній являє собою металеву коробочку, з якої викачане повітря. При збільшенні атмосферного тиску дно коробочки стискується, а при зменшенні розгинається. Ці зміни передаються на стрілку, що переміщається за круговою шкалою.

Вітри та їхнє походження

У розподілі тиску на земній поверхні також виявляється зональність. Загальна планетарна схема розподілу тиску є такою: уздовж екватора простягається пояс зниженого тиску; на північ і південь від нього на ЗО—40-х широтах — пояси підвищеного тиску, далі на 60—70° пн. і пд. ш. — пояси зниженого тиску, у приполярних районах — області підвищеного тиску. Реальна картина розподілу тиску набагато складніша, що відбито на картах липневих і січневих ізобар).

Нерівномірний розподіл тиску на земній кулі спричинює рух повітря з області підвищеного тиску в область зниженого. Такий рух повітря -в горизонтальному напрямку називають вітром. Чим більшою є різниця тисків, тим сильніше дме вітер. Сила вітру оцінюється від 0 до 12балів.

Напрямок вітру визначається за тією стороною горизонту, звідкіля він дме. Вітер змінюється залежно від зміни тиску. Значний вплив на його напрямок має також обертання Землі навколо своєї осі.

Загальна циркуляція атмосфери. Пасати та інші постійні вітри

Вітри, що спостерігаються над земною поверхнею, поділяють на три групи: місцеві вітри, викликані місцевими умовами (температурою, особливостями рельєфу); вітри циклонів і антициклонів; вітри, що є частиною загальної циркуляції атмосфери. Загальну циркуляцію атмосфери утворюють найбільші повітряні потоки планетарного масштабу, що захоплюють усю тропосферу і нижню стратосферу (приблизно до 20 км) і характеризуються відносною сталістю. У тропосфері до них належать пасати, західні вітри помірних широт і східні вітри приполярних областей, мусони. Причиною цих планетарних переміщень повітря є різниця тиску.

Над екватором формується пояс зниженого тиску через те, що тут повітря тепле впродовж року і воно, переважно, підіймається вгору (домінує висхідний рух повітря). У верхніх шарах тропосфери воно охолоджується і розтікається у напрямку до високих широт. Сила Коріоліса, відхиляючи повітряні потоки, що йдуть у верхній тропосфері від екватора, надає їм на 30-х широтах західного напрямку, заставляючи рухатись тільки вздовж паралелей. Тому це охолоджене повітря зазнає тут низхідного руху, спричиняючи високий тиск (хоч біля поверхні температури повітря навіть вищі, ніж на екваторі). Ці субтропічні пояси високого тиску слугують основними "вітророзділами на Землі. Від них об'єми повітря нижнього шару тропосфери спрямовуються як до екватора, так і в бік помірних широт.

Водяна пара в атмосфері

Вода, що входить до складу повітря, перебуває в газоподібному (водяна пара), рідкому і твердому станах. Вона попадає в повітря за рахунок випаровування з поверхні океанів, водойм та поверхні суходолу, а також випаровування рослинами (транспірації).

Величину вмісту водяної пари в повітрі називають вологістю повітря. Вона характеризується рядом показників. Перш за все, це абсолютна вологість повітря — кількість водяної пари в грамах, що міститься в їм3 повітря. Чим вища температура повітря, тим більше вологи воно може в собі містити у вигляді пари, тобто тим більша може бути абсолютна вологість. Однак при кожній з температур є своя найбільша кількість водяної пари, що може міститися в 1 м3 повітря — максимальна вологість повітря.

Оскільки фактичний вміст водяної пари в повітрі залежить від температури повітря і наявності води на підстилаючій поверхні, то абсолютна вологість може бути різною при однакових температурах. Так, океанічне повітря майже завжди вологіше за континентальне. Щоб оцінити насиченість повітря вологою, використовують показник відносної вологості — відношення фактичної абсолютної вологості до максимальної, виражене у відсотках.

Якщо абсолютна вологість не змінюється, а температура повітря знижується, то відносна вологість його зростає, наближаючись до стану насичення. Температура, при якій його відносна вологість стає рівною 100 %, називається точкою роси. Волога, яка не може існувати у вигляді водяної пари при подальшому охолодженні повітря, перетворюється на видимі краплинки води. Біля поверхні вони утворюють туман, на предметах — росу, а у верхніх шарах атмосфери — хмари (скупчення завислих в атмосфері краплинок води при температурі, вищій за 0 °С, і кристаликів льоду).

Хмарність вимірюють у балах за 10-бальною шкалою. У початковій школі виділяють поняття стан неба – ясно, хмарно, похмуро.

Атмосферні опади та їхнє утворення

Опади випадають не з кожної хмари. Обов'язковою умовою утворення опадів є одночасна наявність у повітрі води у твердому, рідкому й газоподібному станах, що буває у змішаних хмарах. Це відбувається тільки тоді, коли хмара підіймається угору й охолоджується. Тому за походженням розрізняють конвективні, фронтальні й орографічні опади.

Конвективні опади характерні для жаркого поясу, де впродовж року відбувається інтенсивне нагрівання, випаровування води, переважає висхідний рух теплого і вологого повітря. Улітку нерідко такі процеси відбуваються й у помірному поясі.

Фронтальні опади утворюються при зустрічі двох повітряних мас з різними температурами й іншими фізичними властивостями. Найтиповіші фронтальні опади спостерігаються у помірному і холодному поясах.

Орографічні опади випадають на навітряних схилах гір, особливо високих, оскільки вони також заставляють повітря підійматися вгору. Утративши вологу і опускаючись, обминувши гірське пасмо, воно знову опускається і прогрівається, а відносна вологість знижується, віддаляючись від стану насичення.

За характером випадання розрізняють: зливові опади (інтенсивні, нетривалі, що випадають на невеликій площі); обложні опади (середньої інтенсивності, рівномірні, тривалі — можуть продовжуватися цілу добу, часто випадають на великій площі); опади, що мрячать (характеризуються ніби завислими у повітрі дрібненькими краплинками).

У початковій школі вивчають правила спостережень за погодою та вміють розпізнавати: дощ, зливу, сніг, мокрий сніг, крупу, град, іній, росу.

Вимірювання кількості опадів

Кількість опадів вимірюється товщиною шару води в міліметрах, який міг би утворитися внаслідок їхнього Випадання на горизонтальну поверхню при відсутності випаровування і просочування в ґрунт. Для вимірювання кількості опадів використовують дощомір (металевий циліндр заввишки 40 см і площею поперечного перерізу 500 см2 із вставленою діафрагмою 'для запобігання випаровування). Опадомір відрізняється від дощоміра спеціальним захистом. Тверді опади (сніг, град, крупа) попередньо розтоплюють. Кількість води, що попала в дощомір, вимірюють за допомогою скляної циліндричної посудини, площа дна якої в 10 разів менша за площу дна дощоміра. Отже, коли шар води, злитої з дощоміра, на дні посудини дорівнює 20 мм, то це означає, що на поверхню Землі випав шар води заввишки 2 мм.

Усі вимірювання кількості опадів підсумовують за кожний місяць і виводять місячну, а потім річну кількість опадів. Чим тривалішими є спостереження, тим точніше можна розрахувати середньомісячну і, відповідно, середньорічну норми опадів для цього місця спостережень. Лінії на карті, що з'єднують точки з однаковою кількістю опадів у міліметрах за визначений період часу (наприклад, за рік), називаються ізогієтами.

Розподіл опадів на поверхні земної кулі

Географічне поширення опадів по земній поверхні залежить від сукупної дії багатьох чинників: температури, випаровування, вологості повітря, хмарності, атмосферного тиску, пануючих вітрів, розподілу суходолу і моря, океанічних течій. Найважливішим серед них є температура повітря, від якої залежить інтенсивність випаровування і величина випаровуваності повітря (кількість вологи в міліметрах шару води, яка може випаруватися у певному місці за рік).

У холодних широтах випаровування незначне, мала випаровуваність, оскільки холодне повітря може утримувати малий вміст водяної пари. І хоча відносна вологість повітря може бути досить високою, але при конденсації малої кількості пари випадає мізерна кількість опадів. У жаркому поясі спостерігається протилежне явище: велике випаровування і велика випаровуваність, а, отже, й абсолютна вологість повітря зумовлюють випадання значної кількості опадів. Отже, атмосферні опади розподіляються зонально.

В екваторіальному поясі випадає найбільша кількість опадів — 1000—2000 мм і більше, оскільки там увесь рік спостерігаються високі температури, велике випаровування і переважають висхідні потоки повітря.

У тропічних широтах кількість опадів зменшується до 300—500 мм, а у внутрішніх пустельних областях материків — їх менше за 100 мм. Причиною цього є панування тут високого тиску і низхідних потоків повітря, що при цьому нагріваються і віддаляються від стану насичення. Тут тільки на східних узбережжях материків, які оми ваються теплими течіями, випадають значні опади, особливо влітку.

У помірних широтах кількість опадів знову збільшується до 500—1000 м. Найбільше їх випадає на західних узбережжях материків, оскільки там впродовж року переважають західні вітри з боку океанів. Більшій кількості опадів тут також сприяють теплі течії та гірський рельєф.

У полярних районах річна кількість опадів становить всього 100—200 мм, що зумовлено малим вмістом вологи в повітрі, незважаючи на велику хмарність.