ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 30.09.2020
Просмотров: 6089
Скачиваний: 505
Количество таких важных составляющих атмосферы, как
водяной пар, озон и углекислый газ, изменяются и во времени
и в пространстве в широких пределах. Особенно заметны изме
нения в содержании водяного пара, зависящие от температуры
воздуха. В полярных районах приземный воздух содержит всего
0,2% влаги, в экваториальных — около 3%. Чем больше в воз
духе водяного пара, тем меньше других газов, но соотношение
между ними не изменяется. С высотой количество водяного пара
убывает: на высоте около 2 км в 2 раза, на высоте 8 км в 100 раз,
выше 10—15 км воздух содержит очень мало водяного пара.
В слое атмосферы от поверхности Земли до 70 км присутст
вует
озон
(Оз) — трехатомный кислород, возникающий в резуль
тате расщепления молекул обычного кислорода (Ог) и перерас
пределения его атомов. В нижних слоях атмосферы озон появ
ляется под влиянием случайных факторов (грозовые разряды,
окисление некоторых органических веществ), в более высоких'
слоях образуется под воздействием ультрафиолетовой радиации
Солнца, которую поглощает. Максимальная концентрация озо
на — на высоте между 22 и 25 км. Здесь располагается озоновый
«экран» («фильтр»), поглощающий ультрафиолетовую радиацию
до длины волн 0,29 микрона, губительную для животных и ра
стений. Незначительная доля этой радиации, проходящая через
озоновый «экран», убивает многие микроорганизмы, благотворно
влияя на человеческий организм. Общее количество озона в ат
мосфере незначительно: при температуре 0°С и нормальном
у земной поверхности давлении он весь может вместиться в слое
3 мм. Содержание озона в воздухе изменяется по сезонам: вес
ной увеличивается, осенью и зимой уменьшается. В воздушных
массах, сформировавшихся в высоких широтах, его больше, чем
в воздушных массах низких широт.
Углекислого газа
(двуокиси углерода СОг) в атмосфере значи
тельно меньше, чем водяного пара и озона. Сжигание угля, неф
ти, газа и другие процессы, вызванные деятельностью людей,
приводят к заметному увеличению количества этого газа в атмо
сфере (с начала XX в. от 0,029 до 0,033%). Углекислый газ не
обходим растениям. Очень важную роль в регулировании его со
держания в атмосфере играет Мировой океан.
Кроме газообразных составных частей, в атмосфере всегда,
находятся во взвешенном состоянии мельчайшие частицы раз
личного происхождения, разнообразные по размерам, форме, хи
мическому составу и физическим свойствам (дым, пыль, продук
ты конденсации водяного пара) —
аэрозольные примеси.
С под
стилающей поверхности в атмосферу попадают частицы почвы,
продукты выветривания горных пород, вулканическая пыль, мор
ская соль, дым, органические частицы (микроорганизмы, пыльца
растений). При атомных взрывах появляются аэрозольные частицы,
содержащие радиоактивные вещества. Из межпланетного прост
ранства в земную атмосферу попадает космическая пыль. В слое
72
атмосферы до высоты 100 км содержится более 28 млн. т косми
ческой пыли, медленно выпадающей на земную поверхность. Об
щий вес аэрозолей не менее 10
8
т, но количество их весьма не
постоянно. Аэрозольные частицы играют роль в развитии ряда
атмосферных процессов. Самые мелкие —
ядра конденсации,
не
обходимые для образования тумана и облаков. С заряженными
аэрозолями связаны явления атмосферного электричества.
Атмосфера не является идеальным изолятором; она обладает
способностью проводить электричество благодаря воздействию
ионизаторов: ультрафиолетового излучения Солнца, космических
лучей, излучения радиоактивных веществ, содерягащихся в зем
ной коре и в атмосфере.
Ионизаторы сообщают атомам и молекулам энергию, достаточ
ную для удаления из их оболочек электрона, который почти мгно
венно присоединяется к другому атому или молекуле. В резуль
тате первый атом (молекула) из нейтрального превращается
в положительно заряженный, второй приобретает отрицательный
заряд. Так образуются мельчайшие положительно и отрицательно
заряженные частицы —
ионы.
Одновременно с ионизацией совершается восстановление ней
тральных частиц — рекомбинация; поэтому не происходит непре
рывного увеличения количества ионов в атмосфере. К заряженным
частицам присоединяются молекулы воздуха, образуя так называ
емые
легкие ионы.
Присоединяясь к аэрозолям и отдавая им свой
заряд, легкие ионы образуют более крупные
тяжелые ионы.
Иони
зация атмосферы характеризуется концентрацией ионов (их со
держанием в 1 см
3
).
От концентрации и подвижности ионов зависит электропро
водность атмосферы. Так как с высотой концентрация ионов уве
личивается, возрастает и электропроводность, достигая максимума
на высоте 100—250 км.
В результате совокупного действия зарядов, содержащихся
в атмосфере, и заряда земной поверхности создается
электриче
ское поле
атмосферы. По отношению к земной поверхности атмо
сфера заряжена положительно. Между атмосферой и земной по
верхностыо возникают токи положительных (от земной поверх
ности) и отрицательных (к земной поверхности) ионов. Электри
ческое поле в нижних слоях атмосферы очень изменчиво. По
электрическому составу в атмосфере выделяются
нейтросфера
(до высоты 80 км) — слой с нейтральным составом и
ионосфера
(выше 80 км) — слой ионизированный.
По характеру изменения температуры атмосферу делят на
тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу, экзосферу.
Сферы разделены переходными слоями — паузами: тропо-, стра-
то-, мезо-, термопауза
1
(рис. 24).
га
Н
изаци°ей
деЛеНИе у т а о
Р
ж
«
е н о в 1 9 6 2 г
- Всемирной метеорологической
ор
_
73
,i
3 к з о с cp_e_PJf.
«й/да
.,
20
' -60' 0° 60' 120" /SO' 2МГ 000' 360
А т МО Сфер Of ( Вертикальный
разрез/
Рис. 24. Строение атмосферы
Т а б л и ц а 7
Сферы
Тропосфера
Стратосфера
Мезосфера
Термосфера (ионосфера)
Экзосфера
Высота
нижней границы
(км)
0
9—18
55
85
выше
верхней границы
(км)
8—17
50
80
700—800
800
Переходный
слой (пауза)
Тропопауза
Стратопауза
Мезопауза
Термопауза
Тропосфера
содержит более 80% массы атмосферы. В тропо
сфере находится почти весь водяной пар атмосферы. Верхняя
граница тропосферы достигает наибольшей высоты (17 км) на
экваторе и снижается к полюсам до 8—10 км. В умеренных ши
ротах средняя высота тропосферы 10—12 км. Колебания верхней
границы тропосферы зависят от температуры: зимой эта грани
ца выше, летом ниже; в течение суток колебания ее могут дости
гать нескольких километров.
Температура в тропосфере от земной поверхности до тропо
паузы понижается в среднем на 0,6° на каждые 100 м. В тропо
сфере происходит непрерывное перемешивание воздуха, образу
ются облака, выпадают осадки. В горизонтальном переносе пре
обладают движения с запада на восток.
Нижний слой тропосферы, примыкающий непосредственно к
земной поверхности, называют
приземным слоем.
Физические
процессы в этом слое под влиянием земной поверхности своеоб
разны. Здесь особенно резко выражены изменения температуры
в течение суток п в течение года.
Тропопауза
— переходный слой от тропосферы к стратосфере.
Высота тропопаузы и ее температура изменяются в зависимости
от широты. От экватора к полюсам тропопауза снижается, причем
это снижение происходит неравномерно: около 30—40° с. и ю. ш.
существует постоянный разрыв тропопаузы. В результате она
как бы делится на тропическую и полярную части, находящиеся
на широте 35—40° одна над другой. Чем выше тропопауза, тем ни
же ее температура. Исключение составляют полярные районы,
где тропопауза низкая и холодная. Самая низкая температура,
зарегистрированная в тропопаузе, —92° С.
Стратосфера
' отличается от тропосферы большей разрежен
ностью воздуха, почти полным отсутствием водяного пара, срав
нительно большим содержанием озона, достигающим максималь
ной концентрации на высоте 22—27 км. На этой высоте наблюда
ются тонкие — перламутровые — облака, состоящие из кристалли-
Иногда стратосферу называют озоносферой.
76
ков льда и капелек воды. Температура на нижней границе страто
сферы над экватором весь год около — 74° С, над полюсами вы
ше. В северном полушарии в январе — 64° С, — 68° С, в июле —
— 42° С, —43° С. С высотой температура повышается, достигая
к
стратопаузе
0° С, + 10° С.
Над экватором она всегда выше, чем над полюсами (особен
но в зимнем полушарии). Различия в температуре между эква
ториальной и полярными областями — причины горизонтальных
перемещений воздуха. Направление ветра выше 18—20 км зи
мой западное, летом — восточное. Конвекция не развита.
Мезосфера
характеризуется значительным падением темпе
ратуры с высотой: от 0°С на нижней границе до —75° С и ниже
на высоте 75—80 км, где понижение температуры сменяется ее по
вышением. Летом здесь возникают тонкие, блестящие, серебри
стые облака, состоящие из кристалликов льда (а возможно,
из мельчайших скоплений космической пыли). Их перемещение
свидетельствует о большой изменчивости направления и скоро
сти ветра на этой высоте (от 50 до нескольких сотен километров
в час).
В
термосфере
температура с высотой снова повышается и на
высоте 100 км переходит через 0°С. На высоте 150 км она уже
достигает +220—240° С, на высоте 200 км — около +500° С, на вы
соте 600 км +1500° С. В зависимости от солнечной активности
в полярных областях термосферы сильно изменяются и плотность
(в сотни раз) и температура (на сотни градусов). Скорости дви
жения частиц газов в термосфере огромны, но при крайней раз
реженности пространства столкновения их очень редки. Поэтому
высокая температура не ощущается. Термосфера — сфера разре
женного ионизированного газа, поэтому ее называют ионосфе
рой. В термосфере выделяются четыре основных ионизирован
ных слоя:
D
(высота 80 км),
Е
(110 км), Л (120 км) и
F
2
(250—
400 км). Эти слои хорошо выражены днем, ночью слой
Е
практи
чески не выражен, слои
F\
и
F
2
сливаются в один. Време
нами слои ионизации испытывают вертикальные перемещения
со скоростью 40—80 км в секунду. Ионизация делает термосфе
ру электропроводящей, в ней текут мощные электрические токи.
На движение частиц в термосфере оказывает влияние маг
нитное поле. Выше 400 км это влияние преобладающее; облака
заряженных частиц, вытянутые в направлении магнитных сило
вых линий, перемещаются со скоростью сотен километров в час.
С деятельностью Солнца связано возникновение в термосфере
полярных сияний.
Экзосфера
— лишь условно ограниченная внешняя сфера —
сфера рассеяния, из которой газы могут улетучиваться в межпла
нетное пространство. Она еще мало изучена. Исследователи пред
полагают, что температура в экзосфере достигает 2000°С;
находящиеся далеко друг от друга быстродвижущиеся частицы
почти не сталкиваются друг с другом. «Уходят» из экзосферы
76
преимущественно атомы водорода, господствующего в верхних
(выше 2000 км) ее слоях '. Этот водород образует
земную корону.
Нижние, доступные для непосредственного изучения, слои
атмосферы наиболее известны. О строении и составе вышележа
щих слоев долгое время судили по косвенным признакам. Так,
сгорание метеоритов свидетельствовало о заметной плотности ат
мосферы на высоте более 100 км, перламутровые и серебристые
облака позволяли предполагать наличие водяного пара на соот
ветствующих высотах, явление сумерек, распространение звука
в атмосфере давали материал для суждения о ее строении и т. д.
Только в 30-х годах XX в. поднялись первые шары-зонды
(резиновые шары, несущие приборы, которые, после того как
шар лопается, спускаются на парашюте). Сейчас на Земле дей
ствует более 600 радиозондовых станций. Радиозонды, передаю
щие на Землю сведения-сигналы, запускаются с суши и с кораб
лей. Используются радиолокаторы. С 1933 г. началось непос
редственно проникновение человека в стратосферу (стратостат
«СССР-1»). Многое для исследования атмосферы дали ракеты. Сей-
рость их подъема при весе 1500 кг до 8000 км/ч.
С 1950 г. регулярно запускают специальные метеорологические
ракеты (до высоты 150 км). Поднимаются геофизические ракеты,
доставляющие сведения с большой высоты и используемые
неоднократно. В 1957 г. «вошли в строй» искусственные спутники
Земли — длительно работающие лаборатории, летающие и «непод
вижные», позволяющие видеть сразу половину полушария
2
. Спе
циальные метеоспутники, оборудованные телевизионной, инфра
красной, актинометрической аппаратурой, обеспечивают передачу
сведений из высоких слоев атмосферы. Одновременно и непре
рывно работающие специальные спутники позволяют представить
общую постоянно изменяющуюся картину состояния атмосферы.
Для изучения атмосферы организуется целая система наземных
и космических наблюдений с участием ряда стран. У нас в стране
изучение атмосферы обеспечивает Гидрометеорологическая служба.
Значение атмосферы для Земли огромно. Она предохраняет
Землю от падающих на нее метеоров, поглощает губительное для
всего живого ультрафиолетовое излучение Солнца. Вместе с тем
атмосфера задерживает длинноволновое тепловое излучение Земли,
создавая благоприятные для жизни тепловые условия на земной
поверхности. В атмосфере переносится влага, образуются облака
и осадки. Без атмосферы жизнь не существовала бы на Земле
в привычных для нас формах.
1
Предполагают, что водород образуется за счет разложения молекул
водяного пара в нижней термосфере.
8
Орбиты «неподвижных» спутников совпадают с плоскостью земного
экватора, а угловая скорость обращения их вокруг Земли равна угловой
скорости осевого вращения планеты. Такой спутник практически «видит»
все полушарие. Два «неподвижных» спутника одновременно могут «обо
зревать» всю Землю.
77
Но атмосфера не всегда имела современный состав и строение.
Первичная гелиево-водородная атмосфера была утеряна Землей
при разогреве. Из образовавшего планету вещества при ее фор
мировании выделялись различные газы. Особенно интенсивно про
исходило это в связи с тектонической деятельностью, с образова
нием разломов и трещин.
Вероятно, атмосфера и гидросфера обособились не сразу. Неко
торое время' Землю окутывал мощный слой из водяного пара и
газов (СО, С0
2
, НС1, HF, B(OH
2
), H
2
S, NH
3
, CH
4
), малопроницае
мых для солнечных лучей. Эта оболочка имела температуру около
+ 100° С. При понижении температуры произошло разделение еди
ной оболочки на атмосферу и гидросферу. Свободного кислорода
в этой атмосфере не было. Он должен был выделяться из земного
вещества и образовывался за счет разложения молекул водяного
пара, но расходовался на процессы окисления. Вследствие отсут
ствия озона атмосфера не предохраняла Землю от коротковолно
вого излучения Солнца. Значительное количество соединений
водорода на Земле — последствия его преобладания в первичной
атмосфере.
Вулканические процессы обогатили атмосферу углекислым
газом. Понадобилось длительное время, прежде чем в результате
реакции с другими элементами, а главное, посредством фотосин
теза произошло изъятие большого количества углерода из атмо
сферы и образование карбонатных пород. В конце палеозоя состав
атмосферы в общем уже мало отличался от современного: она
стала азотно-кислородной. Состав современной атмосферы продол
жает регулироваться организмами. В течение года через них (ды
хание и питание) проходит объем газов, равный нескольким
объемам атмосферы. Атмосфера — среда существования и разви
тия организмов на Земле и продукт их жизнедеятельности. Она
находится в непрерывном взаимодействии с другими оболочками
Земли, обмениваясь веществом и энергией, и постоянно испыты
вает влияние Космоса, и прежде всего Солнца.
СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ
НА ЗЕМЛЕ
Земля вращается в потоке солнечных лучей. И хотя к пей
приходит лишь одна двухмиллиардная часть всего солнечного из
лучения, это составляет 1,36 • 10
24
кал в год.
По сравнению с таким количеством солнечной энергии весь
приход остальной энергии на поверхность Земли ничтожно мал.
Так, лучистая энергия звезд составляет одну стомиллионную долю
поступающей солнечной энергии, космические излучения — две
Ранний архей (катархей).
78
миллиардные доли, внутреннее тепло Земли у ее поверхности
равно одной тысячной доли солнечного тепла.
Таким образом, электромагнитное излучение Солнца —
солнеч
ная радиация
' — основной источник энергии процессов, совершаю
щихся в географической оболочке. Эта радиация состоит на 46%
из видимой (с длинами волн от 0,40 до 0,75 мк) и на 54% из не
видимой, т. е. не воспринимаемой глазом (из них 7% —ультрафио
летовая радиация с длинами волн от 0,002 до 0,4 мк и 47% —
инфракрасная с длинами волн больше 0,75 мк). На 99% солнеч
ная радиация коротковолновая (от 0,1 до 4 мк), на длинноволно
вую радиацию (от 4 до 100—120 мк) приходится менее 1%.
За единицу измерения интенсивности солнечной радиации
принимается количество калорий тепла, поглощенное 1 см
2
абсо
лютно черной поверхности, перпендикулярной направлению сол
нечных лучей, за 1 мин (кал/см
2
-мин).
Поток лучистой энергии Солнца, подходящий к земной атмо
сфере, отличается большим постоянством. Его интенсивность
называют
солнечной постоянной
(То) и принимают равной
1,98 кал/см
2
-мин'
2
.
В зависимости от изменений в течение года расстояния от
Земли до Солнца солнечная постоянная колеблется: к началу
января она увеличивается, к началу июля уменьшается. Годовые
колебания солнечной постоянной составляют ± 3 , 5 % .
Если бы солнечные лучи падали на земную поверхность всюду
отвесно, то при отсутствии атмосферы каждый квадратный санти
метр ее получал бы в год более 1000 ккал. Но Земля шарообразна,
и солнечные лучи не везде падают отвесно и, кроме того, осве
щают всегда только половину Земли. Поэтому на каждый 1 см
2
земное поверхности приходится в среднем лишь около 260 ккал
в год.
Рассмотрим зависимость интенсивности солнечной радиации от
угла падения лучей. Максимальное количество радиации получает
поверхность, перпендикулярная направлению солнечных лучей,
потому что в этом случае вся энергия падающего на нее пучка
солнечных лучей распределяется на площадке с сечением, рав
ным сечению пучка лучей —
а
(рис. 25). При наклонном падении
того же пучка лучей его энергия распределяется уже на большую
площадь (сечение
Ь)
и единица поверхности получит меньшее ее
количество.
Чем меньше угол падения лучей, тем меньше интенсивность
солнечной радиации.
Зависимость интенсивности солнечной радиации от угла паде
ния лучей выражается формулой:
1
Radiatio (лат.) — излучаю.
2
1,98 кал/см
2
, мин — по международному соглашению 1956 г., а в кли
матологии при расчетах принимается
h
равным 2.
Л
79
Рис. 25. К объяснению зависимости интенсив
ности солнечной радиации от угла падения
лучей
/,==/,, sin /?,
где /о — интенсивность
солнечной радиации
при отвесном падении
лучей;
!\
— интенсивность
солнечной радиации
при падении солнечных
лучей под углом
h.
1\
во столько раз
меньше /о, во сколько
раз сечение
а
меньше
сечения
Ь
(рис. 25).
1-=в sm/г;
следовательно:
/
г
=р=/о sin /г.
Угол падения солнечных лучей (высота Солнца) бывает равен
90° только от 23°27' с. ш. до 23°27' ю. ш. (т. е. между тропиками).
На остальных широтах он всегда меньше 90°. Соответственно
уменьшению угла падения лучей должна уменьшаться и интен
сивность солнечной радиации, поступающей на земную поверх
ность. Так как в течение года и в течение суток высота Солнца
на всех широтах не остается постоянной, количество солнечного
тепла, получаемого поверхностью, непрерывно изменяется.
Количество солнечной радиации, получаемое поверхностью,
находится в прямой зависимости от продолжительности освеще
ния ее солнечными лучами.
В экваториальном поясе (вне атмосферы) количество солнеч
ного тепла Б течение года не испытывает больших колебаний,
тогда как в высоких широтах эти колебания очень велики (табл.9).
Т а б л и ц а 8
Полуденная высота Солнца (в градусах) в дни равноденствий
и солнцестояний на разных широтах
Широта
Северный полюс
Северный полярный
круг
Северный тропик
Экватор
Южный тропик
Южный полярный круг
Южный полюс
21/Ш
22/VI
0
23,5
66,5
90
66,5
23,5
0
23,5
47
90
66,5
43
0
—
23/IX
0
23,5
66,5
90
66,5
23,5
0
22/ХИ
о
43
66,5
90
47
23.5
80
Т а б л и ц а 9
Сумма суточного тепла (кал'см
2
) на разных широтах (вне атмосферы)
Широта
90 с. ш.
80 >
70 »
60 »
50 >
40 »
30 > -
20 >
10 »
0 >
10 ю. ш.
20 »
30 »
40 »
50 >
60 »
70 »
80 »
90 »
21/Ш
160
310
461
593
707
799
867
909
923
909
867
799
707
593
461
316
160
6/V
796
784
772
834
894
938
958
952
921
863
783
680
560
426
285
144
24
—
—
22/VI
1110
1093
1043
1009
1020
1022
1055
964
900
814
708
585
450
306
170
48
—
—.
—
8/VII1
789
777
765
826
886
929
949
944
913
856
776
674
555
422
282
143
24
—
—
23/IX
158
312
456
586
698 -
789
857
898
912
898
857
789
698
586
456
312
158
—
8/XII
—;
25
150
295
- 442
581
706
813
897
956
986
994
973
929
866
802
914
826
22/XII
—
—
51
181
327
480
624
756
869
962
1030
1073
1092
1082
1078
1114
1167
1185
4/Н
—
25
151
298
447
586
712
820
905
965
998
1003
982
937
873
809
821
831
В зимний период различия в приходе солнечного тепла между
высокими и низкими широтами особенно значительны. В летний
период, в условиях непрерывного освещения, полярные районы
получают максимальное на Земле количество солнечного тепла за
сутки. Это количество в день летнего солнцестояния в северном
полушарии на 36% превосходит суточные суммы тепла на эква
торе. Но так как продолжительность дня на экваторе не 24 часа,
как в это время на полюсе, а 12 часов, количество солнечной
радиации на единицу времени на экваторе остается наибольшим.
Летний максимум суточной суммы солнечного тепла, наблюдаемый
около 40—50° широты, связан с тем, что здесь при значительной
высоте Солнца сравнительно большая продолжительность дня
(больше, чем в это время на широте 10—20°). Различия в количе
стве тепла, получаемого экваториальными и полярными районами,
летом меньше, чем зимой.
В южное полушарие в летний для него период поступает
больше тепла, чем в соответствующий период (т. е. летом) в се
верное полушарие. Зимой картина обратная: южное полушарие
получает меньше солнечного тепла, чем северное (имеет значение
изменение расстояния Земли от Солнца). И если бы поверхность
обоих полушарий была совершенно однородной, годовые ампли
туды колебания температуры в южном полушарии были бы
больше, чем в северном.
Солнечная радиация, попадая в атмосферу, претерпевает зна
чительные
количественные и качественные изменения.
81