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 чином, зумовлює проходження сонячної ультрафіолетової радіації до поверхні планети й затримує довгохвильове випромінювання, яке йде назовні. У зв'язку із цим дія СO2 біля земної поверхні нагадує ефект парника, який пропускає короткохвильову сонячну радіацію до поверхні й затримує довгохвильове теплове випромінювання, що йде від неї. У результаті збільшення вмісту СO2 в атмосфері відбувається підвищення температури біля поверхні. Однак з висотою вплив парникового ефекту слабшає, а у верхній тропосфері й особливо в нижній стратосфері вуглекислий газ сприяє охолодженню атмосфери. Проте середня температура атмосфери зі збільшенням CO2, зростає. Основним джерелом збільшення концентрації СO2 є промислове забруднення й видобуток вапняків.
Вплив атмосфери на радіаційний баланс Землі
Унаслідок наявності атмосфери сонячна радіація на земній поверхні розподіляється нерівномірно.
Атмосфера складається з азоту, кисню й аргону, які майже на 100 % є прозорими для радіації — від короткохвильової ультрафіолетової до довгохвильової інфрачервоної. Кисень, взаємодіючи з короткохвильовим ультрафіолетовим світлом, перетворюється на озон. Молекула озону поглинає ультрафіолетове світло. У результаті на висоті приблизно 20 км від земної поверхні утворюється шар озону, який адсорбує ультрафіолетове світло, що приходить від Сонця; у такий спосіб озоновий шар захищає поверхню Землі від цих променів. Без цього фільтра життя на земній поверхні, як відомо, було б неможливим. Якби наша атмосфера складалася тільки з основних газів: азоту, кисню й аргону, то вона 6 була прозорою для інфрачервоної радіації. Тому відбита від поверхні Землі радіація могла б без перешкод пройти через атмосферу. Однак повітря, крім трьох основних газів, містить невелику кількість вуглекислого газу (0,03%) й водяної пари. І вуглекислий газ, і водяна пара в атмосфері значною мірою адсорбують інфрачервону радіацію. Крім того, у процесі конденсації водяної пари утворюються хмари, які відбивають і розсіюють частину сонячної радіації, що надходить з космосу. Атмосфера прозора в діапазоні від 0,3 до 0,7 мкм. В інфрачервоному спектрі залишається кілька зон для хвиль з довжинами менше 13 мкм, так званих інфрачервоних вікон, у яких атмосфера прозора. У той час як атмосфера є прозорою для більшої частини прямої сонячної радіації, вона майже непрозора для теплового радіаційного випромінювання Землі при температурі 300 К. Відбивається в навколоземний простір 35% усієї сонячної радіації. Земля поглинає 47% її кількосте і суходіл, і океани), верхні шари атмосфери — 3%, нижні шари атмосфери — 15%.
Передавання тепла від земної поверхні в атмосферу відбувається трьома способами. Частина енергії передається завдяки тепловому випромінюванню. Частина — шляхом нагрівання повітря, яке контактує із поверхнею. Однак найбільша частина перелається завдяки випаровуванню води. Водяна пара, підіймаючись в атмосферу, конденсується, при цьому утворюються різні види хмар та опади, що випадають на земну поверхню (дощ, сніг та ін.), — в такий спосіб атмосфера одержує тепло завдяки випаровуванню.
Поглинута атмосферою інфрачервона радіація і теплота конденсації водяної пари затримують тепло біля земної поверхні. Вода на Землі відіграє важливу роль як акумулятор тепла, тому що вона поглинає інфрачервону радіацію. Важлива роль води як механізму випаровування й конденсації. Над посушливими районами ці впливи зменшуються і тому саме тут ми спостерігаємо найбільші добові й річні амплітуди температури. З іншого боку, у вологих океанічних районах спостерігаються найменші коливання температури. Кількість сонячного випромінювання, що надходить наземну поверхню, зменшується від екватора до полюсів. Крім того, на Землі повітряні й океанічні течії можуть переносити тепло з одних районів в інші. Течії в океані й атмосфері переносять тепло з низьких широт у високі. На Землі неоднакове нагрівання поверхні в районі екватора і в полярних областях зумовлює перенесення тепла в напрямку до полюсів, у результаті чого виникають течії в атмосфері й океанах. У напрямку до полюса потоки нагрітого повітря або океанічні течії переносять тепло, а спрямовані до екватора повітряні маси і течії несуть холод. У середньому за рік перенесення енергії через екватор дуже незначне. Перенесення тепла в напрямку до полюса досягає максимуму приблизно на широті 40° і дорівнює нулю біля полюсів.
Гідросфера
За сучасними уявленнями, гідросфера — це переривчаста волна оболонка Землі, яка знаходиться між атмосферою і твердою земною корою — літосферою. Вона являє собою сукупність океанів, морів, озер, рік, боліт, а також підземних вод. Гідросфера вкриває близько 71% земної поверхні; її об'єм становить приблизно 1370 мли км3 (1/800 загального об'єму планети); маса 1,4-1018 кг, з яких 98,3% зосереджено в океанах і морях. Хімічний склад гідросфери приблизно такий же, як і склад морської води. Крім того, вода є складовою частиною атмосфери, у якій вона знаходиться у вигляді пари, водяних крапельок і крижаних кристалів. Вола також є основною складовою частиною рослин і тварин.
Вода (Н2O) є продуктом поєднання найлегшого елемента — водню — з киснем. На поверхні Землі вода існує в трьох станах — твердому (лід), рідкому (вода) і газоподібному (водяна пара). Тиск і температура визначають стан, у якому перебуває вода. Точка на діаграмі температура — тиск, у якій вода співіснує в трьох станах, — рідкому, твердому й газоподібному — називається потрійною точкою. Це явище можна спостерігати при температурі 0,01 С и тиску 105 Паскаль. Вода має велику теплоємність, тобто потрібна велика кількість тепла для того, щоб перетворити її на водяну пару або щоб розтопити лід.
При вертикальному переміщенні води в озерах і морях її питомий об'єм змінюється залежно від температури й тиску. Лід має меншу щільність, ніж рідка вода. У результаті лід плаває на поверхні води. Коли вода замерзає, проникаючи в тріщини гірських порід, то об'єм води збільшується і породи із часом руйнуються. Лід, плава* юч и на воді, захищає життя в озерах і морях. Шар льоду ізолює воду від холодного повітря над нею і тим самим сповільнює подальше замерзання. Якби лід був щільнішим за воду, то, утворившись на поверхні водойми, він опускався б на дно, сприяючи утворенню нових порцій льоду на поверхні. У кінцевому підсумку озеро промерзло б до дна. Для життя в озерах та інших водоймах дуже важливим є те, що прісна вода з температурою 4 °С при тиску 1 атм. має мінімальний питомий об'єм, отже, максимальну щільність. Як тільки температура верхніх шарів на поверхні озера знизиться, холодна вода стане більш щільною, ніж шари, що лежать нижче, і вона опускається вниз, на дно. Однак, якщо температура в озері становитиме 4 °С, подальше охолодження не призведе до опускання води. Температура води на дні водойми взимку буде близько 4 С, хоч на поверхні озера може бути більш холодна вода і навіть лід.
Іншою важливою властивістю води є те, що вона — прекрасний розчинник. Більшість речовин якоюсь мірою розчиняються у воді, а багато речовин розчиняються дуже добре.
Морська вода є розчином складної суміші солей у воді. У морській воді відкритого океану незалежно від абсолютної концентрації кількісні співвідношення основних солей завжди приблизно однакові. Коли вміст солей збільшується, щільність води зростає, а температура замерзання й максимальна щільність знижуються. Солоність морської води визначається за вмістом хлоридів або за її електропровідністю. Наявність солей завжди трохи знижує теплоємність води. Тому зростання вмісту солей сприяє швидшому нагріванню води.
Коли морська вода замерзає, більша частина солей виділяється з льоду й переходить у рідину. Кількаразовим заморожуванням морську воду можна очистити й одержати прісну.
Взаємодія океану та атмосфери
Поверхня океану являє собою арену взаємодії гідросфери та атмосфери. Межа розділу між океаном та атмосферою не є різкою границею між рідкою і газоподібною оболонками Землі. Океанічна поверхня являє собою транзитну зону, де здійснюється взаємодія та обмін речовиною й енергією між оболонками планети. Це своєрідна сполучна ланка в ланцюгу взаємодії океану й атмосфери.
Повітря й верхній шар води в океані перебувають у постійному контакті. Якщо повітря тепліше від води, то тепло переноситися з атмосфери у воду; якщо теплішою виявиться вода, перенесення тепла відбуватиметься в протилежному напрямку. Тенденція перенесення завжди спрямована до вирівнювання температури. Перенесення тепла з океану в атмосферу здійснюється через поверхню океану шляхом турбулентного обміну. Якщо вода тепліша за повітря, то повітря, яке перебуває в контакті з водною поверхнею, нагрівається доти, поки температура не вирівняється. Чим більша різниця температур, тим більша швидкість перенесення тепла. Однак для встановлення рівноваги між повітрям і водою недостатньо однієї рівності їх температур. Крім перенесення явного тепла, яке нагріває повітря, існує ще й перенесення тепла випаровування. Тільки за умови одночасного дотримання рівності температур повітря й води та насиченні повітря водяною парою вода й повітря перебувають у стані рівноваги. Контактуючи з більш теплою водою, повітря потребує більшого вмісту водяної пари, щоб залишатися насиченим.
Щоб перетворити рідку воду на водяну пару, необхідно затратити певну кількість енергії — йдеться про так звану теплоту випаровування. Це приховане тепло, яке надходить у повітря, реалізується в атмосфері, коли волога знову конденсується й випадає назад в океан у вигляді дощу або снігу.
Таким чином, тепло, яке надходить з водної поверхні в атмосферу, складається з двох частин — явного й прихованого тепла. Оскільки теплоємність повітря майже не залежить від температури, явне тепло, необхідне для відновлення рівноваги за існування даної різниці в температурах, також не залежить від температури. Навпаки, вміст вологи в насиченому повітрі збільшується із зростанням температури. У результаті кількість прихованого тепла збільшується в міру нагрівання повітря. Таким чином, для того, щоб підвищити температуру повітря на один градус, потрібно затратити набагато більше тепла в тропіках, ніж у полярних районах. Якщо над океаном повітря завжди близьке до стану насичення, то над суходолом це не так. Оскільки волога, яка насичує повітря над сушею, надходить із ґрунту або з поверхні рослинності, приповерхневий шар повітря, особливо в посушливих районах, буде мати низьку відносну вологість. Тому повітря переноситиме незначну кількість прихованого тепла. Таке повітря нагріватиметься швидше, і тому літні температури над суходолом вищі, ніж над океаном. Витрати тепла на випаровування й швидке збільшення вмісту водяної пари із зростанням температури визначають межі нагрівання повітря над океаном. Наявність водної поверхні обмежує максимум температури повітря.
Перенос прихованого тепла спричинює зміну температури води, а саме випаровування водяної пари — збільшення солоності моря. Необхідність збереження глобального балансу між випаровуванням та опадами зумовлює на локальному рівні виникнення потоку вологи в атмосфері між різними широтами. Між екватором і 23" пн.ш. загальний потік спрямований на південь, північніше цієї широти існує тенденція переміщення водяної пари до полюса.
Оскільки щільніші шари води опускаються на глибину, витісняючи більш теплі й легкі шари нагору, придонна частина океанів заповнена холодними антарктичними водами, а більш теплі екваторіальні води підстилають холодні води з підвищеною солоністю, сформовані близько максимуму солоності. Таким чином, обмін теплом і солями на поверхні океану, контролюючи зміну щільності поверхневих вод, визначає і глибинну циркуляцію океанічних вод. Після опускання водної маси на глибину її характеристики можуть змінюватися тільки шляхом змішування з іншими водами. Тому характеристики морських вод залежать винятково від взаємодії моря з атмосферою.
Вологообіг
Вологообіг охоплює такі процеси: випаровування вологи з поверхні суші (особливо з поверхні океану), конденсацію водяної пари і її перетворення на опади внаслідок неупорядкованого й упорядкованого вертикального переміщення в атмосфері, випадання вологи і її повернення в океан через ріки та підземний стік. Цей кругообіг води в природі відбувається неперервно.
Під дією сонячної енергії щорічно з поверхні Світового океану випаровується близько 453 тис. км3 води. Із цієї кількості приблизно 412 тис. км3 потрапляє назад в океан у вигляді опадів. Решта — 41 тис. км3 — переноситься в системі циркуляції атмосфери на суходіл. Крім того, з поверхні суходолу, а також озер, річок, із рослинного покриву випаровується близько 73 тис. км3 води. У цілому у вигляді опадів над суходолом випадає близько 114 тис. км3 води, а перевищення кількості опадів над випаровуванням — приблизно 41 тис. км3 — повертається назад у Світовий океан через річковий стік* Цей цикл вологообігу (випаровування — опади — стік) є замкнутим. Ймовірні відхилення балансу вологи в цьому циклі можуть бути пов'язані з нагромадженням вологи, яка випадає в Антарктиді й Гренландії у вигляді снігу та льоду. Однак у найближчому часовому проміжку відтік води з Антарктиди й Гренландії у вигляді айсбергів і нагромадження опадів, очевидно, будуть компенсувати один одного.
Решта — близько 40 тис. км3 прісної води — це той резерв, яким людство володіло, володіє і буде володіти в майбутньому. Якщо водні ресурси використовувати раціонально, їх вистачить людству (за середніх масштабів споживання 1 тис. м3 іводи на рік) приблизно для 20 млрд чол.


Список використаної літератури
1. Абачиеп С. К. Концепции современного естествознания (в 2-х частях). Балашиха. - 1988. - I ч.: 150 с, II ч.: 190 с.
2. Ампер А. Электродинамика. М.: ИЛ. — 1954. — 369 с.
3. Античная цивилизация. — М.: Наука. — 1973. — 269 с.
4. Аристотель. Соч. В 4-х тт. Т. 4. - М.: Мысль. - 1983. - 828 с.
5. Арцимович Л. А. Управляемые термоядерные реакции. М.: Гос. изд. физ.-мат. лит. - 1961.-468 с.
6. Арцимович Л. А. Элементарная физика плазмы. М.: Госатомйздат. — 1963. — 192 с.

Внимание, отключите Adblock

Вы посетили наш сайт со включенным блокировщиком рекламы!
Ссылка для скачивания станет доступной сразу после отключения Adblock!

Скачать