Розділ «Глава 6. АТМОСФЕРА»

В цілому в атмосфері поглинається 15—20 % сонячного випромінювання. Поглинання змінюється у часі залежно від вмісту в повітрі поглинутих субстанцій (перш за все водяної пари і пилу), а також від висоти Сонця над горизонтом, бо при цьому змінюється товщина повітря, через яку проходять промені.

Близько 25 % загального потоку сонячного випромінювання при проходженні через атмосферу перетворюються в розсіяне в результаті його розсіювання молекулами газів і частинками аерозольних домішок. Частина розсіяного випромінювання поглинається і тому йде на нагрівання атмосфери, частина — досягає земної поверхні, частина — повертається до міжпланетного простору.

З розсіяним випромінюванням пов'язані деякі характерні особливості атмосфери: блакитний колір неба, розсіяне світло вдень, ранкові і вечірні сутінки. Відносне значення розсіяного випромінювання зростає зі зменшенням ролі прямого. У помірних широтах влітку розсіяне випромінювання становить 41 %, взимку досягає 73 %. У полярних широтах основне значення має розсіяне випромінювання, а в тропічних — пряме.

Складний шлях надходження і витрат радіаційного тепла земною поверхнею виражається радіаційним балансом — різницею між поглинутим і ефективним випромінюванням. Під останнім розуміють різницю між власним випромінюванням земної поверхні і зустрічним випромінюванням атмосфери.

Радіаційний баланс земної поверхні є від'ємним вночі і позитивним вдень. Річний радіаційний баланс позитивний для більшості місцевостей планети, за винятком льодових поверхонь Гренландії та Антарктиди.

Найбільше тепла отримують моря і океани у тропічних широтах — від 100 до 140 ккал/см2/рік. У тих самих широтах на суші радіаційний баланс становить 60 ккал/см2/рік. Причина цієї різниці полягає в різній величині альбедо: піски пустель відбивають близько 35 %, а вода в середині дня тільки 2 % тепла. При цьому значно сильніше нагрівається поверхня суші, бо тепло, яке поглинається океанами і морями, витрачається переважно на випаровування води.

Виходи гірських порід поглинають і випромінюють тепло швидше, ніж площі, зайняті ґрунтами і рослинністю або снігом і льодом. Гірські вершини, над якими повітря більш розріджене, швидко нагріваються вдень і так само швидко охолоджуються вночі. Хмарний покрив не пропускає випромінювання зверху і одночасно втримує тепло, яке йде знизу. Тому сильні морози бувають здебільшого в ясні тихі ночі.

6.4. Тепловий баланс Землі

Майже все тепло атмосфера, як і земна поверхня, одержує від Сонця. До інших джерел нагрівання належить тепло, що надходить з надр Землі, але воно становить лише долі відсотка від загальної кількості тепла.

Хоча сонячне випромінювання і служить єдиним джерелом тепла для земної поверхні, тепловий режим географічної оболонки не є тільки наслідком радіаційного балансу. Сонячне тепло перетворюється і перерозподіляється під впливом земних факторів, і насамперед трансформується повітряними та океанічними течіями. Вони ж, у свою чергу, зумовлені нерівномірним розподілом по широтах сонячного випромінювання. Це один з яскравих прикладів тісного глобального зв'язку і взаємодії різних компонентів у природі.

Для живої природи Землі важливе значення має перерозподіл тепла між різними широтами, а також між океанами і материками. Завдяки цьому процесу відбувається дуже складний просторовий перерозподіл тепла на поверхні Землі відповідно до переважаючих напрямів руху повітряних і океанічних течій. Проте сумарне перенесення тепла направлене, як правило, з низьких широт у високі і з океанів на материки.

Розподіл тепла в атмосфері відбувається шляхом конвекції, теплопровідності і випромінювання. Теплова конвекція проявляється скрізь на планеті, бо вітри, висхідні і низхідні повітряні потоки мають повсюдне поширення. Особливо сильно конвекція виражена в тропіках.

Теплопровідність, тобто передача тепла при безпосередньому контакті атмосфери з теплою або холодною поверхнею землі, має порівняно невелике значення, бо повітря — поганий провідник тепла. Саме ця властивість знайшла широке використання при виготовленні віконних рам з подвійними склом.

Надходження і витрати тепла в нижній атмосфері на різних широтах неоднакові. Північніше 38° пн. ш. випромінюється тепла більше, ніж поглинається. Ця втрата компенсується теплими океанічними і повітряними течіями, направленими у помірні широти.

Процес надходження й витрачання сонячної енергії, нагрівання й охолодження всієї системи атмосфери Землі характеризується тепловим балансом. Якщо прийняти річне надходження сонячної енергії на верхню межу атмосфери за 100 %, то баланс сонячної енергії виглядатиме так: відбивається від Землі й повертається назад в космічний простір 42 % (ця величина характеризує альбедо Землі), причому 38 % відбивається атмосферою і 4 % — поверхнею Землі. Решта (58 %) поглинається: 14 % — атмосферою і 44 % — земною поверхнею. Нагріта поверхня Землі віддає назад всю поглинуту нею енергію. При цьому випромінювання енергії земною поверхнею становить 20 %, на нагрівання повітря й випаровування вологи витрачається 24 % (5,6 % — на нагрівання повітря і 18,4 % — на випаровування вологи).

Такі загальні характеристики теплового балансу земної кулі в цілому. Насправді ж для різних широтних поясів, для різних поверхонь тепловий баланс буде далеко не однаковим. Так, тепловий баланс будь-якої території порушується при сході і заході Сонця, при зміні пір року, залежно від атмосферних умов (хмарності, вологості повітря і вмісту в ньому пилу), характеру поверхні (вода або суша, ліс або лука, сніговий покрив чи оголена земля), висоти над рівнем моря. Більше всього тепла випромінюється вночі, взимку і через розріджене чисте сухе повітря на великих висотах. Але у підсумку втрати внаслідок випромінювання компенсуються теплом, що надходить від Сонця, і на Землі в цілому переважає стан динамічної рівноваги, інакше вона розігрівалася б або, навпаки, охолоджувалася.

6.5. Температура повітря

6.6. Баричне поле Землі і вітер

Атмосферний тиск — одна з найважливіших характеристик нижньої атмосфери. Його регулярне вимірювання на різних метеостанціях світу дає можливість складати прогнози погоди та дозволяє зрозуміти просторові закономірності переміщення повітряних мас Нині тиск виражають в гектопаскалях (гПа) або в міліметрах ртутного стовпчика (мм рт. ст.). За нормальний тиск береться тиск на рівні моря, що становить 1013 гПа, або 760 мм рт. ст. (1 гПа = 0,75 мм рт. ст.). Внаслідок переміщення повітряних мас тиск може змінюватися в межах від 887 до 1080 гПа (або 665—810 мм рт. ст.).

Зі збільшенням висоти над рівнем моря атмосферний тиск швидко падає. На висоті 5,5 км він удвічі менший, ніж на рівні моря. На одній і тій самій висоті тиск змінюється в зв'язку зі зміною температури і вологості повітря. У процесі нагрівання повітря розширюється і стає легшим. Водяна пара, що легша за повітря, також знижує тиск.