Роль атмосферы в динамической системе Земли

Нижней границей газообразной оболочки Земли является поверхность суши и моря. Верхнюю, условную, границу атмосферы проводят на уровне, где сила притяжения компенсируется центробежной силой – 42 тыс. км над экватором и 28 тыс. км над полюсами (от центра Земли). Масса атмосферы составляет 5,15 х 10¹⁵ т, причем 99% этого количества содержится в приземном слое до 36 км.

Атмосфера несимметрична и имеет выступ в направлении, противоположном Солнцу. Этот «газовый хвост» Земли, разреженный, как у комет, имеет в длину около 120 тыс. км.

За атмосферу часто принимают ту область вокруг Земли, в которой газовая среда вращается вместе с Землей как единое целое. Ее можно разделить на: тропосферу, стратосферу и ионосферу.

Тропосфера – это нижний самый плотный слой атмосферы, примыкающий к поверхности Земли и включающий в себя более 79% всей массы (стратосфера около 20%, ионосфера менее 0,5%). Средняя высота тропосферы в средних широтах – 11 км, над полюсами – 8 км, над экватором – 16 км.

Для тропосферы характерно убывание температуры по вертикали в среднем 0,6 ^оС на 100 м подъема. В умеренных широтах температура на границе тропосферы – 55^о, над экватором -80^о.

В тропосфере зарождаются облака, выпадают осадки, происходит горизонтальное и вертикальное движение воздушных масс, что делает ее газовый состав практически постоянным (азота 78,1%, кислорода 21%, аргона 0,93%, углекислого газа – 0,03%) по объему. Содержание водяного пара может колебаться от 0.01 до 4% по объему. В поглощении солнечной радиации атмосферой главная роль принадлежит водяному пару.

Воздушная оболочка от границ тропосферы до высоты примерно 82 км называется стратосферой. Переходный слой между ними мощностью 1–2 км – тропопауза. В нижнем слое стратосферы (до 25 км) преобладает горизонтальное перемещение воздуха с запада на восток, а в верхнем обратное направление. Важной особенностью стратосферы является концентрация в ней озона (60% всей массы на высоте 15 – 35 км). Причиной образования озона служит ультрафиолетовая радиация солнца, разбивающая молекулы кислорода на атомы, которые, присоединяясь к молекулам кислорода, образуют озон О₃.

Внешняя часть атмосферы – ионосфера – располагается выше 82 км до высоты около 600 км. В ней преобладают западные течения воздуха. Выше 100 км кислород и, вероятно, азот под действием ультракоротковолновой солнечной радиации полностью ионизированы. Практическое значение ионосферы заключается в том, что она, многократно отражая радиоволны, позволяет им огибать Землю и достигать любых удаленных областей. В ионосфере, как и в стратосфере, выделяются зоны повышенных и пониженных температур, а их абсолютные значения могут достигать нескольких сотен градусов. Ионосфера – это область полярных сияний.

За пределами ионосферы находится вакуум сфера, которая характеризуется чрезвычайной разреженностью, переходящей в плотность космического пространства.

Земля вместе с окружающей ее атмосферой не только получает тепло от Солнца, но и отдает его. Так как тепловое состояние атмосферы у поверхности Земли за доступный наблюдениям период в среднем не меняется, надо полагать, что получение тепла и его отдача уравновешиваются.

В механизме нагревания Земли Солнцем важны два момента: солнечная энергия передается через космическое пространство в форме лучистой энергии; лучистая энергия поглощается Землей и преобразуется в тепловую энергию.

Наибольшее количество тепла получает нижний слой атмосферы, непосредственно прилегающий к земной поверхности, температуру которого принято измерять на высоте (2 м в тени). Результаты многолетних наблюдений позволяют сделать следующие выводы:

1. В обоих полушариях среднегодовая температура понижается от экватора к полюсам, что соответствует убыванию солнечной радиации.

2. Изменение средней годовой температуры от параллели к параллели происходит с разной скоростью. Между экватором и 20-й параллелью понижение температуры происходит очень медленно (менее 2 ^оС на каждые 10^о широты). Между 20 и 80^о широты в обоих полушариях такое понижение может достигать 10–13^о на 10^о широты. Далее к полюсам падение температуры замедляется.

3. На всех параллелях Южного полушария атмосфера холоднее, чем на северных. Среднегодовая температура атмосферы у поверхности Земли равна 14,3^о, для Северного полушария – 15,2^о, для Южного – 13,3^о. Самая теплая параллель земного шара в году не экватор, а 10^о с.ш. (в июле 20^о с.ш.). Заметное влияние на охлаждение атмосферы Южного полушария оказывает Антарктида.

4. Годовая амплитуда температур возрастает от экватора к полюсам, где разница в количестве солнечной радиации также повышается. Температурные контрасты над сушей всегда значительнее, чем над морем. К югу от экватора с уменьшением площади суши годовые амплитуды температур уменьшаются.

Реальное распределение температур у поверхности Земли (изотермы годовые, июля и января) показывает, что оно не соответствует делению на астрономические пояса, ограниченные тропиками и полярными кругами. Это происходит благодаря влиянию дополнительных факторов, вытекающих из соотношения между сушей и морем, наличию рельефа, подвижности водных и воздушных масс. Поэтому гораздо правильнее в качестве границ между тепловыми поясами принять определенные изотермы.

В настоящее время по температуре атмосферы у поверхности Земли различают семь поясов:

1. Теплый, или жаркий, ограниченный как в Северном, так и в Южном полушарии годовой изотермой + 20^о, эта изотерма проходит вблизи 30-й северной и 30-й южной параллели.

2 – 3. Два умеренных пояса. В Северном полушарии южной границей служит годовая изотерма + 20^о, а северной изотерма + 10^о самого теплого месяца, хорошо совпадающая с северным пределом распространения леса. В Южном полушарии годовая изотерма + 20^о служит северной границей умеренного пояса, а изотерма + 10^о самого теплого месяца – южной границей.

4 – 5. Два холодных пояса, заключенных каждый между изотермами + 10 и 0^о самого теплого месяца.

6 – 7. Две области вечного мороза, в котором средняя температура самого теплого месяца ниже 0^о.

Характерной чертой вертикального распределения температуры в тропосфере является понижение температуры с высотой. Средний градиент составляет 0,6^о на 100 м. Вместе с тем до высоты 1,5 км он равен 0,33 – 0,4^о, между высотами 15 – 6 км – 0,5 – 0,6 , от 6 до 9 км – 0,65 – 0,75 и от 9 до 12 – 0,5 – 0,2. В приземном слое (толщиной 2 м) градиенты могут исчисляться сотнями градусов. В распределении температуры по вертикали наблюдаются температурные инверсии, когда верхние слои воздуха теплее, чем нижние. Инверсии возникают при ночном выхолаживании земной поверхности или при опускании холодного воздуха по склонам и застаивании его в котловинах и ущельях. Инверсии могут возникать при движении воздушных масс из теплых областей в холодные. Огромные районы на Земле охватывают инверсии оседания, когда происходит охлаждение нижних слоев воздуха и они, уплотняясь, оседают к Земле.

Источником водяного пара в атмосфере служит испарение с поверхности воды, почвы, растительности, снега, ледников и т.п. Главная масса водяного пара находится в нижних слоях тропосферы, до высоты 2 – 3 км. Содержание его в воздухе в зависимости от температуры колеблется от 0,01 до 0,4% по объему. Общее содержание влаги в атмосфере составляет 10 – 15 тыс. куб. км воды.

Наиболее важными показателями влажности служат относительная и абсолютная влажность. Напомним, что абсолютная влажность выражается в граммах водяного пара на куб м воздуха, а относительная влажность – степенью насыщенности воздуха водяным паром в процентах.

Помимо температуры, определяющей влагоемкость атмосферы и напряженность испарения, на географическое распределение влажности воздуха оказывает влияние характер земной поверхности как источник влаги и особенностей атмосферной циркуляции.

Насыщение и последующая конденсация водяных паров в природе достигается путем понижения температуры воздуха. Конденсация водяных паров происходит либо при прикосновении к холодной поверхности, либо при перемешивании различно нагретых воздушных масс, либо при расширении воздуха в связи с его поднятием (адиабатическое охлаждение). Последний способ самый эффективный в конденсации водяного пара и его сублимации (кристаллизации), а, следовательно, и в образовании атмосферных осадков наибольшую роль играют восходящие движения воздушных масс, сопровождаемые адиабатическим охлаждением с последующим насыщением и перенасыщением.

В результате конденсации или кристаллизации водяного пара образуются туманы или облака. Минимум облачности в атмосфере приходится на районы с преобладанием нисходящих токов воздуха или с движением воздуха от более холодных мест к теплым (пассаты). Максимум облачности наблюдается в районах с преобладанием восходящего движения воздуха (экватор) и перемешиванием воздушных масс от теплых мест к холодным.

Таким образом, в тропосфере Земли можно наметить «пояса» облачности:

1. Над экватором (облачность 55 – 60%).

2. Два пояса между широтами 20 и 30^о, в которых облачность 40 – 45%. А над пустынями – 20 %.

3. Две зоны высокой облачности (65 – 70%) в умеренных и высоких широтах.

По расчетам ученых средняя облачность Земли составляет 54%, а средняя температура около 15^о. Если бы средняя облачность равнялась 40% или 60% то температура соответственно была бы 23^о и 6 ^оС. При этом имеет значение не только средняя величина облачности, но и различные комбинации.

Атмосферные осадки в виде дождя и снега имеют огромное значение для биосферы. В зависимости от условий, при которых происходит конденсация водяного пара, различают: орографические, конвективные и фронтальные осадки.

Главной причиной перемещения воздушных масс вдоль земной поверхности является атмосферное давление. Воздух, обладая высокой подвижностью, перетекает из области высокого давления в область низкого. Воздух никогда не пребывает в длительном покое поскольку на Земле существуют районы, поддерживающие между собой разность давлений. Кроме того, постоянно изменяются условия, вносимые самим процессом движения воздуха.

Колебания давления на земной поверхности не велики и не отражаются на жизнедеятельности организмов. Самое низкое давление на уровне моря –914,4 мб (686 мм), самое высокое – 1067,1 мб (801 мм). Гораздо значительнее изменяется давление по вертикали. Для нижних слоев атмосферы на каждые 100 м давление уменьшается на 13 мб (10 мм).

Основная причина изменения атмосферного давления связана с неравномерным нагреванием земной поверхности и обусловленным этим неравномерным нагреванием движением воздуха. Движение воздуха осложняется трением, в результате чего скорость ветра на высоте резко увеличивается. Если горизонтальное движение воздуха захватывает большое расстояние, то на его направлении сказывается отклоняющая сила вращения Земли, эффект которой пропорционален скорости ветра и географической широте. В Северном полушарии ветер отклоняется вправо от направления градиента давления, всегда перпендикулярного изобарам. Отклонение может достигать такой величины, что воздух будет перемещаться параллельно изобарам. Если воздух будет двигаться по замкнутым изобарам, то формируются барические системы высокого и низкого давлений.

Вертикальные движения в атмосфере вызываются механическими препятствиями или изменением веса воздуха, которое обусловлено изменением температуры и влажности.

Воздух, поднимающийся кверху, попадает в область все более уменьшающегося давления. Это позволяет ему расширяться, а на расширение расходуется тепло, в результате чего воздух охлаждается. Если при этом воздух не получает энергию извне и не отдает ее, то это называется динамическим охлаждением. Для сухого воздуха оно равно 1^о градус при подъеме на каждые 100 м. Опускающийся воздух, попадая в область возрастающего давления, сжимается и нагревается на 1^о градус на 100 м.

Атмосфера в целом предохраняет поверхность Земли от метеоритов, которые за счет трения сгорают, пополняя атмосферу твердым аэрозолем. Атмосфера легко пропускает видимую часть спектра солнечного излучения (от 0,39 до 0, 76 мкм), необходимую для существования жизни. В то же время она препятствует прохождению ультрафиолетового излучения с длиной волны менее 0,29 мкм и инфракрасного излучения с длиной волны более 0,76 мкм, которые трансформируются в другие виды энергии.

Наличие газовой атмосферы сильно ослабляет колебания температур, связанных с вращением Земли вокруг своей оси. Атмосфера обладает ресурсом важнейших для экосистемы элементов, таких как углерод, кислород, водород и азот.