1.3. Роль атмосфери у динамічній системі Землі
Нижнім кордоном газоподібної оболонки Землі є поверхня суші та моря. Верхню, умовну, кордон атмосфери проводять лише на рівні, де сила тяжіння компенсується відцентрової силою – 42 тис. км над екватором і 28 тис. км над полюсами (від центру Землі). Маса атмосфери становить 5,15 х 10 15 т, причому 99% цієї кількості міститься у приземному шарі до 36 км.
Атмосфера несиметрична і має виступ у напрямку протилежному Сонцю. Цей «газовий хвіст» Землі, розріджений, як у комет, має завдовжки близько 120 тис. км.
За атмосферу часто приймають ту область навколо Землі, у якій газове середовище обертається разом із Землею як єдине ціле. Її можна розділити на: тропосферу, стратосферу та іоносферу.
Тропосфера - це нижній найщільніший шар атмосфери, що примикає до поверхні Землі і включає більше 79% всієї маси (стратосфера близько 20%, іоносфера менше 0,5%). Середня висота тропосфери середніх широтах – 11 км, над полюсами – 8 км, над екватором – 16 км.
Для тропосфери характерно зменшення температури по вертикалі в середньому 0,6 про З на 100 м підйому. У помірних широтах температура межі тропосфери – 55 про , над екватором -80 про .
У тропосфері зароджуються хмари, випадають опади, відбувається горизонтальний та вертикальний рух повітряних мас, що робить її газовий склад практично постійним (азота 78,1%, кисню 21%, аргону 0,93%, вуглекислого газу – 0,03%) за обсягом . Вміст водяної пари може коливатися від 0,01 до 4% за обсягом. У поглинанні сонячної радіації атмосферою головна роль належить водяній парі.
Повітряна оболонка від меж тропосфери до висоти приблизно 82 км. називається стратосферою. Перехідний шар з-поміж них потужністю 1–2 км – тропопауза. У нижньому шарі стратосфери (до 25км) переважає горизонтальне переміщення повітря із заходу Схід, а верхньому зворотний напрям. p align="justify"> Важливою особливістю стратосфери є концентрація в ній озону (60% всієї маси на висоті 15 - 35 км). Причиною утворення озону є ультрафіолетова радіація сонця, що розбиває молекули кисню на атоми, які, приєднуючись до молекул кисню, утворюють озон О3.
Зовнішня частина атмосфери – іоносфера – знаходиться вище 82 км до висоти близько 600 км. У ній переважають західні течії повітря. Понад 100 км кисень і, ймовірно, азот під дією ультракороткохвильової сонячної радіації повністю іонізовані. Практичне значення іоносфери у тому, що вона, багаторазово відбиваючи радіохвилі, дозволяє їм огинати Землю і досягати будь-яких віддалених областей. В іоносфері, як і в стратосфері, виділяються зони підвищених і знижених температур, які абсолютні значення можуть досягати кількох сотень градусів. Іоносфера - це область полярних сяйв.
За межами іоносфери знаходиться вакуум сфера, що характеризується надзвичайною розрідженістю, що переходить у густину космічного простору.
Земля разом із навколишньою атмосферою як отримує тепло від Сонця, а й віддає його. Оскільки тепловий стан атмосфери біля Землі за доступний спостереженням період середньому змінюється, слід вважати, що отримання тепла та її віддача врівноважуються.
У механізмі нагрівання Землі Сонцем важливими є два моменти: сонячна енергія передається через космічний простір у формі променистої енергії; промениста енергія поглинається Землею і перетворюється на теплову енергію.
Найбільшу кількість тепла отримує нижній шар атмосфери, що безпосередньо прилягає до земної поверхні, температуру якого прийнято.вимірювати на висоті (2 м у тіні). Результати багаторічних спостережень дозволяють зробити такі висновки:
1. В обох півкулях середньорічна температура знижується від екватора до полюсів, що відповідає зменшенню сонячної радіації.
2. Зміна середньої річної температури від паралелі до паралелі відбувається із різною швидкістю. Між екватором і 20 паралеллю зниження температури відбувається дуже повільно (менше 2 про З на кожні 10 про широти). Між 20 і 80 про широти в обох півкуль таке зниження може досягати 10-13 про на 10 про широти. Далі до полюсів падіння температури сповільнюється.
4. Річна амплітуда температур зростає від екватора до полюсів, де різниця у кількості сонячної радіації також підвищується. Температурні контрасти над сушею завжди значніші, ніж над морем. На південь від екватора із зменшенням площі суші річні амплітуди температур зменшуються.
В даний час за температурою атмосфери у поверхні Землі розрізняють сім поясів:
1. Теплий, або спекотний, обмежений як у Північній, так і в Південній півкулі річною ізотермою + 20 про ця ізотерма проходить поблизу 30-ї північної та 30-ї південної паралелі.
2 – 3. Два помірні пояси. У Північній півкулі південним кордоном служить річна ізотерма + 20 о, а північної ізотерма + 10 про найтеплішого місяця, що добре збігається з північною межею поширення лісу. У Південній півкулі річна ізотерма + 20 про служить північним кордоном помірного пояса, а ізотерма + 10 про найтеплішого місяця – південним кордоном.
4 – 5. Два холодні пояси, укладені кожен між ізотермами + 10 і 0 про найтепліший місяць.
6 - 7. Дві області вічного морозу, в якому середня температура найтеплішого місяця нижче 0 о .
Характерною рисою вертикального розподілуТемпература в тропосфері є зниження температури з висотою. Середній градієнт становить 0,6 о на 100 м. Разом з тим до висоти 1,5 км він дорівнює 0,33 - 0,4 про між висотами 15 - 6 км - 0,5 - 0,6, від 6 до 9 км – 0,65 – 0,75 та від 9 до 12 – 0,5 – 0,2. У приземному шарі (товщиною 2 м) градієнти можуть обчислюватися сотнями градусів. У розподілі температури вертикалі спостерігаються температурні інверсії, коли верхні шари повітря тепліше, ніж нижні. Інверсії виникають при нічному вихолоджуванні земної поверхні або при опусканні холодного повітря по схилах та застоюванні його в улоговинах та ущелинах. Інверсії можуть виникати під час руху повітряних мас із теплих областей у холодні. Величезні райони Землі охоплюють інверсії осідання, коли відбувається охолодження нижніх шарів повітря і вони, ущільнюючись, осідають до Землі.
Найбільш важливими показниками вологості є відносна і абсолютна вологість. Нагадаємо, що абсолютна вологість виявляється у грамах водяної пари на куб м повітря, а відносна вологість – ступенем насиченості повітря водяною парою у відсотках.
Крім температури, що визначає вологоємність атмосфери та напруженість випаровування, на географічний розподіл вологості повітря впливає характер земної поверхні як джерело вологи та особливостей атмосферної циркуляції.
Насичення та подальша конденсація водяної пари в природі досягається шляхом зниження температури повітря. Конденсація водяної пари відбувається або при дотику до холодної поверхні, або при перемішуванні по-різному нагрітих повітряних мас, або при розширенні повітря у зв'язку з його підняттям (адіабатичне охолодження). Останній спосіб найефективніший у конденсації водяної пари та її сублімації (кристалізації), а, отже,й у освіті атмосферних опадів найбільшу роль грають висхідні руху повітряних мас, супроводжувані адіабатичним охолодженням з наступним насиченням і перенасиченням.
Внаслідок конденсації або кристалізації водяної пари утворюються тумани або хмари. Мінімум хмарності в атмосфері посідає райони з переважанням низхідних струмів повітря або з рухом повітря від холодніших місць до теплих (пасати). Максимум хмарності спостерігається в районах з переважанням висхідного руху повітря (екватор) та перемішуванням повітряних мас від теплих місць до холодних.
Таким чином, у тропосфері Землі можна намітити «пояси» хмарності:
1. Над екватором (хмарність 55 – 60%).
2. Два пояси між широтами 20 і 30 про, у яких хмарність 40 - 45%. А над пустелею – 20%.
3. Дві зони високої хмарності (65 – 70%) у помірних та високих широтах.
За розрахунками вчених, середня хмарність Землі становить 54%, а середня температура близько 15 о . Якби середня хмарність дорівнювала 40% або 60%, то температура відповідно була б 23 про і 6 про С. При цьому має значення не тільки середня величина хмарності, а й різні комбінації.
Атмосферні опади як дощу і снігу мають значення для біосфери. Залежно від умов, за яких відбувається конденсація водяної пари, розрізняють: орографічні, конвективні та фронтальні опади.
Головною причиною переміщення повітряних мас уздовж земної поверхні є атмосферний тиск. Повітря, володіючи високою рухливістю, перетікає з високого тиску в область низького. Повітря ніколи не перебуває в тривалому спокої, оскільки на Землі існують райони, що підтримують між собою різницю тисків. Крім того, постійно змінюються умови,що вносяться самим процесом руху повітря.
Коливання тиску на земній поверхні невеликі і не позначаються на життєдіяльності організмів. Найнижчий тиск на рівні моря -914,4 мб (686 мм), найвищий - 1067,1 мб (801 мм). Набагато значно змінюється тиск по вертикалі. Для нижніх шарів атмосфери кожні 100 м тиск зменшується на 13 мб (10 мм).
Основна причина зміни атмосферного тиску пов'язана з нерівномірним нагріванням земної поверхні та обумовленим цим нерівномірним нагріванням рухом повітря. Рух повітря ускладнюється тертям, у результаті швидкість вітру на висоті різко збільшується. Якщо горизонтальний рух повітря захоплює велику відстань, то на його напрямку позначається сила, що відхиляє обертання Землі, ефект якої пропорційний швидкості вітру і географічній широті. У Північній півкулі вітер відхиляється праворуч від напрямку градієнта тиску, завжди перпендикулярного до ізобарів. Відхилення може досягати такої величини, що повітря переміщатиметься паралельно ізобарам. Якщо повітря рухатиметься замкнутими ізобарами, то формуються баричні системи високого і низького тисків.
Вертикальні рухи в атмосфері викликаються механічними перешкодами або зміною ваги повітря, яка обумовлена зміною температури та вологості.
Повітря, що піднімається догори, потрапляє в область дедалі більшого тиску. Це дозволяє йому розширюватися, але в розширення витрачається тепло, у результаті повітря охолоджується. Якщо при цьому повітря не отримує енергію ззовні і не віддає її, це називається динамічним охолодженням. Для сухого повітря воно дорівнює 1 про градус при підйомі на кожні 100 м. Опускається повітря, потрапляючи в область зростаючого тиску,стискається і нагрівається на 1 градус на 100 м.
Атмосфера загалом оберігає поверхню Землі від метеоритів, які з допомогою тертя згоряють, поповнюючи атмосферу твердим аерозолем. Атмосфера легко пропускає видиму частину спектра сонячного випромінювання (від 0,39 до 0,76 мкм), необхідну існування. У той же час вона перешкоджає проходженню ультрафіолетового випромінювання з довжиною хвилі менше 0,29 мкм та інфрачервоного випромінювання з довжиною хвилі понад 0,76 мкм, які трансформуються на інші види енергії.
Наявність газової атмосфери сильно послаблює коливання температур, що з обертанням Землі навколо своєї осі. Атмосфера має ресурс найважливіших для екосистеми елементів, таких як вуглець, кисень, водень і азот.