§ 12. Сонячне випромінювання. Показники стану атмосфери

Пригадайте

• що таке атмосфера

• яку роль відіграє атмосфера в географічній оболонці

1. Склад і будова атмосфери.

Складовою частиною географічної оболонки є атмосфера — повітряна оболонка Землі, пов'язана з нею силою тяжіння. Маса всієї атмосфери становить близько 1/1 000 000 маси Землі, але значення її величезне. Атмосфера — зовнішня оболонка Землі. Вона виступає як екран, що запобігає різким змінам температури поверхні планети, зменшує надходження до неї ультрафіолетової радіації та космічного випромінювання, підтримує життя на Землі. Без атмосфери наша планета була б мертвим космічним тілом, подібним до Місяця. Нижньою межею атмосфери умовно є поверхня суходолу та Світового океану. Чіткої верхньої межі вона не має й поступово переходить у міжпланетний простір.

Атмосфера — суміш газів, основними з яких є азот (78 %) і кисень (21 %). Кожна зі складових частин повітря виконує в географічній оболонці свою функцію. Виняткове значення в природі має кисень. Він необхідний для дихання й, отже, для підтримання життя. Азот відіграє роль розріджувача кисню, регулює процеси окислення, є обов'язковою складовою органічних сполук. Вуглекислий газ впливає на теплообмін планети з навколишнім простором, бере участь у процесі фотосинтезу. Останнім часом частка CO2 зростає через збільшення його антропогенних викидів в атмосферу.

Особлива роль в атмосфері належить озону, який поглинає згубне для всього живого ультрафіолетове випромінювання Сонця. Найбільша концентрація озону, так званий озоновий шар, спостерігається на висоті 20—30 км.

В атмосфері можна виділити п'ять шарів (сфер): тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу (іоносферу) та екзосферу. Межі між ними виражені нечітко. Понад 79 % усієї маси атмосфери зосереджено в тропосфері — найнижчому й найгустішому шарі, що безпосередньо прилягає до Землі. Висота тропосфери над полюсами становить близько 8 км, над помірними широтами — 10—12 км, над екватором — 16—18 км. Такий розподіл висот тропосфери зумовлений термічними особливостями полюсів та екватора й обертанням Землі навколо своєї осі. У тропосфері повітря постійно перемішується (горизонтальні й вертикальні рухи). Тут зосереджується більшість водяної пари, відбувається її конденсація, утворення хмар, випадання опадів і всі інші атмосферні процеси, із якими пов'язане формування погоди й клімату.

2. Сонячне випромінювання.

Енергія, яку випромінює Сонце, називається сонячною радіацією. На Землю сонячна енергія проникає через атмосферу, тому розрізняють радіацію пряму й розсіяну. Пряма радіація — це промені, які проникають безпосередньо на Землю без зміни свого напрямку. Близько 30% сонячних променів розсіюється завдяки заломленню, відбиванню від молекул повітря, крапель води, земної поверхні. Це розсіяна радіація. Нагрівання Землі здійснюється в першу чергу прямою радіацією, хоча розсіяна радіація також бере участь у цьому процесі, особливо в місцях, де часто буває хмарна погода. Чим більше в повітрі вологи, пилу, тим більше розсіюється сонячна радіація.

Уся сонячна радіація (пряма й розсіяна), яка проникає на Землю, складає сумарну радіацію (мал. 1). Ефективне випромінювання являє собою чисту втрату променистої енергії, а отже, і тепла із земної поверхні.

Мал. 1. Види сонячної радіації.

Кількість сумарної радіації залежить від кута падіння сонячних променів, тривалості світлового дня, хмарності, прозорості атмосфери тощо.

Крім розсіювання, сонячна радіація відбивається від поверхні Землі. Інтенсивність відбиття залежить від кольору та характеру поверхні, від якої відбиваються промені, її вологості тощо. Відношення кількості відбитої енергії до загальної кількості енергії, яка падає на цю поверхню, називається альбедо. Зазвичай альбедо вимірюється у відсотках. Для свіжого снігу альбедо становить 90%, для пустелі — 9—34 %, для хвойного лісу — 6—19%. Альбедо поверхні Землі в середньому становить 35%.

Важливу роль у нагріванні повітря відіграє характер підстилаючої поверхні (суходіл чи вода).

Нагрівання суходолу й води відчувається неоднаково. Суходіл і море мають різну теплоємність (у води вона більша), а також альбедо: у води лише 5 %, а в суходолу — до 90 %. Тому тверді породи швидко нагріваються, але швидко й охолоджуються, а вода, навпаки, повільно нагрівається, але повільно й охолоджується. Особливості нагрівання суходолу й води полягають у тому, що суходіл нагрівається лише з поверхні, а вода — на певну глибину (унаслідок прозорості). Крім того, вода перемішується, що сприяє нагріванню її віддалених від поверхні шарів. Через велику теплоємність вода накопичує більше тепла й випромінює його більш рівномірно, ніж суходіл, тому в середньому поверхня моря тепліша, ніж суходолу, а коливання температури води не бувають такими різкими, як гірських порід.

Неоднакова теплоємність й альбедо зумовлюють те, що навіть за однакової радіації, однакових умов рельєфу різні точки земної поверхні отримують різну кількість тепла.

3. Температурний режим у тропосфері.

Особливістю вертикального розподілу температури повітря в тропосфері є зниження її з висотою. На кожні 100 м висоти температура в середньому знижується на 0,6 ° С.

Задача. На метеомайданчику, що розташований на висоті 500 м над рівнем моря, термометр показує +15 °с. Для проведення спостережень за станом тропосфери вчені запустили радіозонд. Обчисліть, яку температуру покаже термометр приладу на висоті 2 км. Розв'язання:

1) Δh = 2000 м - 500 м = 1500 м = 1,5 км; 2) Δt= 6 °С · 1,5 = 9 °С; 3) 15 °С - 9 °С = 6 °С.

Однак іноді температура повітря з висотою може зростати. Це явище отримало назву температурна інверсія. Інверсії особливо характерні для гірських районів: важке холодне повітря стікає в гірські улоговини, витісняє вгору більш тепле повітря й застоюється там.

На метеостанціях стежать за змінами температури повітря, фіксуючи показники термометра кожні три години. На основі зібраних даних обчислюють середньодобову, середньомісячну та середньорічну температури повітря. Їх розраховують як середньоарифметичну величину, склавши всі отримані показники й розділивши на кількість значень. Також визначають амплітуду коливань температур (від латин. amplitudo — величина) — різницю між її найбільшим та найменшим показниками.

4. Зміна атмосферного тиску в тропосфері.

Крім температури, важливою характеристикою стану тропосфери є атмосферний тиск. Його вимірюють ртутним або металевим барометром. Металевий барометр має назву анероїд (у перекладі з грецької — безрідинний). Одиницею вимірювання атмосферного тиску є міліметри ртутного стовпчика (мм рт. ст.) або паскалі (Па) (1 мм рт. ст.= 133 Па, 100 Па = 1 гПа).

Тиск повітря залежить від температури. Як відомо, при нагріванні повітря стає легшим, оскільки збільшується його об'єм, а це, у свою чергу, веде до того, що тиск зменшується. При зниженні температури повітря стискається, тобто стає важчим, тому і тиск зростає.

Як і температура, атмосферний тиск залежить від висоти: із підняттям його показники знижуються: на висоті 5 км воно менше вже у 2 рази, 15 км — у 8 разів, 20 км — у 18 разів. У нижньому шарі тропосфери атмосферний тиск у середньому знижується на 10 мм рт. ст. на кожні 100 м висоти. Знаючи різницю тисків на вершині гори та біля її підніжжя, можна знайти її приблизну висоту:

h = (P1 - P2) : 10 · 100,

де h — значення абсолютної висоти;

P1 та P2 — значення атмосферного тиску біля підніжжя та на вершині.

Задача. Визначте, із якої висоти стрибнув парашутист, якщо на момент стрибка прилади літака показували атмосферний тиск 550 м, а в точці приземлення атмосферний тиск дорівнював 750 мм рт. ст. Розв'язання:

Скористаємося формулою: (750 - 550) : 10 · 100 = 2000 м.

Атмосферний тиск залежить також від руху повітря. Рух повітря, у свою чергу, залежить від температури, тому нерівномірність нагрівання підстилаючої поверхні в різних місцях веде до різного нагрівання повітря. Тепле повітря піднімається, і в місця, де виникає розрідження, рухається повітря з районів, де воно густіше. Значення атмосферного тиску на кліматичній карті зображується ізобарами — лініями, які на карті з'єднують пункти з однаковим тиском.

Зональний розподіл тепла в атмосфері обумовлює й зональний розподіл атмосферного тиску. У районі екватора та в помірних широтах утворюються пояси з переважанням низького тиску; у тропічних та полярних широтах — із переважанням високого тиску. Це приводить до переміщення різних за властивостями повітряних мас від областей високого в області зниженого атмосферного тиску. Таку систему повітряних течій планетарного масштабу називають загальною циркуляцією атмосфери.

5. Атмосферна циркуляція. Вітри.

На загальну циркуляцію атмосфери суттєво впливають вихрові рухи.

Особливо виділяються своїми величезними розмірами циклони та антициклони (замкнуті області відповідно низького й високого тиску).

Рух повітря в горизонтальному напрямку називають вітром. Основні характеристики вітру: швидкість, сила і напрямок.

Швидкість вітру вимірюють у метрах за секунду (м/с) або балах. Вона залежить від різниці тиску повітря між двома місцевостями. Найбільша середньорічна швидкість повітря спостерігається на узбережжі Антарктиди — 22 м/с, а іноді може досягати 100 м/с.

Від швидкості залежить сила вітру: чим більша швидкість, тим більша сила вітру. Напрямок вітру визначається положенням тієї точки горизонту, від якої він дме.

Напрямок і швидкість вітру визначають флюгером та анемометром. Детальне уявлення про режим вітру за багато років, сезон, місяць нам надають векторні діаграми — рози вітрів (мал. 2).

Мал. 2. Роза вітрів. Від центра діаграми в різні напрямки розходяться промені, які відповідають основним і проміжним сторонам горизонту. На промені відкладають відрізки повторюваності вітрів. Кінці відрізків з'єднують та отримують фігуру, яка відображає повторюваність вітрів певного напрямку за умовний проміжок часу. Кількість штилів позначають у центрі.

До великих повітряних течій у системі загальної циркуляції атмосфери відносять: пасати (дмуть від 30-х широт обох півкуль до екватора), західні вітри помірних широт, північно-східні та південно-східні вітри (від полюсів до 60-х широт обох півкуль, мал. 3).

Мал. 3. Утворення постійних вітрів.

Через неоднакове нагрівання суходолу й води на межі материків і океанів утворюються мусони — сезонні вітри, що змінюють свій напрямок залежно від пори року. Мусонні вітри особливо виражені в помірних широтах, де значна різниця між літніми та зимовими температурами.

Неоднорідність і різний ступінь нагрівання підстилаючої поверхні спричиняє виникнення місцевих вітрів. Найпоширенішими є бризи, фени, бора. Бризи вдень дмуть із водойми (море, озеро, велика річка) на берег, уночі — навпаки, від берега у водойму. Фен — теплий, сухий і поривчастий вітер із гір. Він дме, коли з одного боку хребта тиск нижчий, ніж з іншого. Бора — сильний холодний поривчастий вітер. Він утворюється, коли холодне повітря прямує через невисокі хребти до моря.

6. Вологість повітря. Закономірності випадання опадів.

Від температури залежить вміст водяної пари в атмосфері. Вона надходить в атмосферу в результаті випаровування з поверхні Світового океану, морів, озер, боліт, річок тощо. Чим вища температура повітря, тим більше води в ньому утримується. Кількість водяної пари, яка утримується в повітрі, не безмежна. Настає певна межа, коли повітря стає насиченим водяною парою, причому зміна температури приводить до зміни кількості пари, за якої відбувається насичення. Температура, за якої повітря має охолодитися, щоб пара, яка в ньому міститься, досягла стану насичення й почала конденсуватися в росу, є точкою роси.

Кількість водяної пари, яка міститься в повітрі за певної температури, називають абсолютною вологістю (а). Вона виражається в кількості грамів водяної пари в 1 м3 (г/м3). Для характеристики вмісту вологи в атмосфері користуються показником відносної вологості (r), яка є відношенням фактичного вмісту водяної пари в повітрі до максимально можливого за певної температури (А). Відносна вологість виражається у відсотках (%):

Задача. Абсолютна вологість повітря, яке має температуру +25 °С, дорівнює 15,3 г/м3. Обчисліть відносну вологість повітря, якщо відомо, що за цієї температури максимально можлива вологість повітря складає 23,5 г/м3. Розв'язання:

Скористаємося формулою: 15,3 г/м3 : 23,5 г/м3 · 100 % ≈ 65 %.

Якщо повітря насичене водяною парою до максимально можливого рівня, відносна вологість такого повітря становить 100 %. Відносна вологість повітря перебуває в оберненій залежності від температури: чим вища температура, тим нижча відносна вологість повітря.

7. Хмарність. Закономірності розподілу опадів.

Завдяки конденсації (перетворення водяної пари на рідину) та сублімації (перехід пари у твердий стан) утворюються хмари та опади.

Ступінь покриття неба хмарами — хмарність — вимірюють у балах від 0 до 10. Найбільша хмарність спостерігається там, де повітря піднімається, тобто в областях зниженого тиску. Так, наприклад, в екваторіальних областях хмарність становить більше 7 балів, максимальну хмарність (9 балів) зафіксовано над північною частиною Атлантичного океану. Найменше хмар утворюється в областях підвищеного тиску, зокрема над Антарктидою та тропічними пустелями (0,2 балу).

Опади, що випадають із хмар, можуть бути рідкими (дощ) та твердими (сніг, крупи, град). Кількість опадів вимірюють у міліметрах шару води, яку збирають спеціальним приладом — опадоміром.

У середньому за рік на Землю випадає 1130 мм опадів. Із них майже половина — в екваторіальних широтах (там панують висхідні рухи повітря). У напрямку до тропічних широт кількість опадів зменшується — це результат переважання високого тиску з низхідними рухами повітря. У помірних широтах кількість опадів знову зростає, а в полярних — зменшується.

Отже, атмосферні опади розподіляються зонально. Там, де атмосферний тиск знижений, переважатимуть висхідні рухи повітря — спрацьовує механізм «виробництва» дощу. Низхідні рухи повітря в системі загальної циркуляції атмосфери перешкоджають насиченню повітря вологою та його конденсації.

Однак річна кількість опадів ще не свідчить про достатню або недостатню кількість вологи, адже значна її частина випаровується. Причому чим вища температура повітря, тим більше вологи воно може містити, отже, більше води випаровується. Величина, що характеризує максимально можливе випаровування в певній місцевості в певних кліматичних умовах і за необмеженого запасу води, має назву випаровуваність. Як і кількість опадів, вона вимірюється в міліметрах шару води.

Співвідношення річної кількості опадів (О) і випаровуваності (B) визначає коефіцієнт зволоження (K):

Якщо річна кількість опадів більша за випаровуваність, то коефіцієнт зволоження більший за одиницю: K > 1 (тобто зволоження надлишкове), якщо K = 1 — достатнє, K < 1 — недостатнє.

Знання режиму опадів та обчислення коефіцієнта зволоження має важливе значення для сільськогосподарської діяльності.

Головне

Сумарна сонячна радіація — частина сонячної енергії, що досягає поверхні Землі. Її показники змінюються залежно від широти, пори року, часу доби та прозорості атмосфери.

• Кулястість Землі, її добовий і річний рухи зумовлюють нерівномірність нагрівання атмосфери.

• Альбедо — відношення кількості відбитої енергії до загальної кількості енергії, що падає на якусь поверхню.

• У тропосфері з підняттям угору температура повітря та атмосферний тиск, як правило, знижуються.

• Основні види повітряних течій у системі загальної циркуляції: пасати, західні, північно-східні та південно-східні вітри, циклони, антициклони, мусони.

• Чергування на земній поверхні поясів із різним атмосферним тиском призводить до нерівномірного розподілу опадів на Землі.

Запитання та завдання для самоперевірки

1. Яку роль відіграє атмосфера в географічній оболонці? Назвіть основні складові атмосферного повітря. 2. Охарактеризуйте будову атмосфери. Які особливості має тропосфера? 3. Які причини зумовлюють зміни температури та атмосферного тиску в тропосфері? 4. Назвіть і поясніть основні характеристики вітру. 5. Розкрийте зв'язок між абсолютною та відносною вологістю повітря. 6. Від чого залежать загальні закономірності розподілу опадів на Землі?

Поміркуйте

1. Яке природне явище є причиною утворення ожеледі?

2. Які чинники зумовлюють формування поясів високого та низького тиску на Землі?

Працюємо в групах

Ознайомтеся з прикладами розв'язання задач на визначення показників стану тропосфери. Самостійно складіть аналогічні завдання, використовуючи приклади із життя, та обміняйтеся ними між групами.

Працюємо самостійно

Дослідіть механізм утворення та роль озону в атмосфері. З'ясуйте причини руйнування озонового шару Землі. Запропонуйте заходи для його відновлення.

Практична робота 5

Визначення середніх температур та амплітуди їх коливань за добу, місяць, рік. Аналіз рози вітрів

1. За даними спостережень за ходом добових і річних температур повітря (див. таблиці 1, 2) обчисліть середні температури та амплітуди їх коливань.

Таблиця 1

2. Проаналізуйте розу вітрів (мал. 3) і зробіть висновки про переважаючі вітри за визначений період часу.

скачать dle 11.0фильмы бесплатно

 

Даний матеріал відноситься до підручника "Географія 11 клас Довгань, Стадник (рівень стандарту)", створено завдяки МІНІСТЕРСТУ ОСВІТИ І НАУКИ УКРАЇНИ (МОН)