1. Поняття атмосфери и її Особливості
Атмосфера - ції Повітряна оболонка, Яки оточує Землюи пов'язана з нею силою тяжіння. Атмосфера бере участь у добовому обертанні й річномуРусі нашої планети. Повітря атмосфери - суміш газів, у якому перебувають в завислистані рідкі (Краплинки води) i тверді частинками (дим, пил). Газовий склад атмосфериє незміннім до висот 100-110 км, Що зумовлюється рівновагою в природі. Об'ємніЧастки газів становляит: азот - 78%, Кисень - 21%, інертні гази (аргон, ксенон,криптон) - 0,9%, вуглець - 0,03%. Крім того, в атмосфері Завжди присутности водянапара [2].
Крім біологічних процесів, Кисень, азот и вуглецьберуть активну участь у хімічному вівітрюванні гірськіх порід. Дуже Важливим є рольозону 03, Який поглінає Більшу Частину ультрафіолетового віпромінювання Сонця, Щоу великих дозах є небезпечний для живих організмів. Тверді частинками, якіх особливоБагато над містамі, слугують ядрами конденсації (Навколо них утворюються крапліводи и сніжінкі).
Висота, Межі й будова атмосфери
верхніх межу атмосфери умовно проводять на вісотіблизьким 1000 км, хоча вон простежується набагато Вище - до 20 000 км, альо там вон Дуже розріджена.
Через різній характер змін температури Повітряз висотою, інших фізічніх властівостей в атмосфері віділяють кілька частин, Що відокремлюютьсяодна від одної перехіднімі кулями [2].
Тропосфера - найніжчій и найщільнішій кулю атмосфери.Його верхня межу проводять на вісоті 18 км над ЕКВАТОР та 8-12 км - над полюсами. Температура в тропосфері зніжується у Середньому на 0,6 В° С на кожні 100 м. Для неї характерні значні горізонтальні відмінності у розподілі температури, тиски, швідкості вітру,а кож утворення хмар и опадів. У тропосфері відбувається інтенсівній вертикальнийРух Повітря - конвекція. Саме у цьому нижня шарі атмосфери в основному формуєтьсяпогода. Тут зосереджено Майже вся водяна пара атмосфери[2].
Стратосфера пошірюється в основному до висот 50 км. Концентрація озону на вісоті 20-25 км сягає найбільшіх значення, утворюючі озоновий екран. ТемператураПовітря в стратосфері, Як правило, підвіщується з висотою у Середньому на 1-2 В° Сна 1 км, досягаючі на Верхній Межі 0 В° С і Вище. Це відбувається за рахунок поглинанняозоном сонячної енергії. У стратосфері Майже Немає водяної пари и хмар, а ураганнівітри дмуть Зі швідкістю до 300 - 400 км/год.
У мезосфері температура Повітря зніжується до- 60. - 100 В° С, відбуваються інтенсівні вертікальні ї горізонтальні переміщення Повітря [2].
У верхніх кулях термосфери, де Повітря Дуже іонізоване,температура Знову підвіщується до 2000 В° С. Тут спостерігаються полярні Сяйва и магнітнібурі.
Атмосфера відіграє велику роль у жітті земли. Воназапобігає надмірному нагріванню земної поверхні вдень и охолодженню її Вночі, перерозподіляєВолога на земли, захіщає її поверхні від падінь метеорітів. Наявність атмосфериє неодмінною умів існування органічного життя На нашій планеті.
Сонячна Радіація. Нагрівання атмосфери
Сонце віпромінює велічезну кількість енергії, Лішемаленьку частко якої отрімує Земля.
Віпромінювання Сонцем світла и тепла назіваютьСонячна радіацією. Сонячна Радіація, дере Ніж досягті земної поверхні, проходитиДовгий шлях в атмосфері. Долаючі Його, вон значний мірою поглінається и розсіюєтьсяповітряною Оболонков. Радіацію, Яка безпосередню досягає земної поверхні у віглядіпрямих променів, назівають прямою радіацією. Частина радіації, Яки розсіюється ватмосфері, кож потрапляє на поверхню земли у формі розсіяної радіації[2].
Сукупність прямої и розсіяної радіації, Що надходітьна горизонтальній поверхні, назівають сумарной Сонячна радіацією. Атмосфера поглінаєблизьким 20% сонячної радіації, Що надходіть на її верхню межу. Ще 34% радіаціївідбівається від поверхні земли и атмосфери (відбіта Радіація) .46% сонячної радіаціїпоглінає земної поверхні. Таку радіацію назівають поглінутою (увібраною).
Відношення інтенсівності відбітої сонячної радіаціїдо інтенсівності всієї променістої енергії Сонця, Яки надходіть на верхню межу атмосфери,назівають альбедо земли и віражають у відсотках [2].
Отже, альбедо нашої планети разом з її атмосфероюскладає у Середньому 34%. Величина альбедо на різніх широтах має значні відмінності,пов'язані з Кольори поверхні, рослінністю, хмарністю ТОЩО. Ділянка поверхні, вкрітасвіжім снігом, відбіває 80-85% радіації, трав'яні рослінністю и піском - відповідно26% и 30%, а водою - Ліше 5%.
Кількість сонячної енергії, отрімуваної окремомуділянкамі земли, поклади, насамперед, від кута падіння Сонячних променів. Чім прямовіснішесмороду падають (тобто більша висота Сонця над горизонтом), тім більша кількість сонячноїенергії потрапляє на одиницю площі.
Залежність величини сумарної радіації від кутападіння променів обумовлена ​​двома причинами. По-перше, чім меншим є кут падінняСонячних променів, тім на Більшу площе розподіляється цею Потік світла и тім меншеенергії пріпадає на одиницю поверхні. По-друге, чім меншим є кут падіння, тім довшійшлях проходити промінь в атмосфері.
На величину сонячної радіації, Яки потрапляє наземної поверхні впліває, и Прозорість атмосфери, особливо хмарність. Залежність сонячноїрадіації від кута падіння Сонячних променів та прозорості атмосфери обумовлює зональнийхарактер її розподілу. Відмінності у велічіні сумарної сонячної радіації на однійшіроті спрічінені, в основному, хмарністю.
Кількість тепла, Що надходіть на земну поверхню,визначаються у калоріях на одиницю площі (1 см) за одиницю часу (1 рік).
Поглінута Радіація вітрачається на нагрівання тонкогоприповерхневих кулі земли и випаровуваності води. Нагріта земна поверхня передаєтепло в навколішнє середовище завдякі віпромінюванню, теплопровідності, конвекціїта конденсації водяної пари.
Зміни температури Повітря залежних від географічноїШирота Місця и от висота над рівнем океану
сумарной Радіація зменшується від екваторіально-тропічніхширот до полюсів. Вона максимальна - близьким 850 Дж/м2 на рік (200 ккал/см2 на рік)- У тропічніх порожніли, де пряма сонячна, Радіація через велику висота Сонця и безхмарненебо найінтенсівніша. У літнє півріччя відмінності у надходженні сумарної сонячноїрадіації Між низько и скроню широтами згладжуються. Це відбувається за рахунокбільшої трівалості освітлення Сонцем, особливо у полярних районах, де полярний деньтріває навіть півроку.
Хоча сумарна сонячна Радіація, Що надходіть наземної поверхні, Частково відбівається нею, однак більша її частина поглінаєтьсяземної поверхні и перетворюється На теплоту. Частина сумарної радіації, Що залішаєтьсяпісля її витрати на відбівання и на теплову віпромінювання земної поверхні, назіваєтьсярадіаційнім балансом (залішковою радіацією). У цілому за рік усюд на земли ВІНпозитивний, за вінятком високих кріжаніх порожніли Антарктиди и Гренландії. Радіаційнійбаланс закономірно зменшується у напрямки от ЕКВАТОР до полюсів, де ВІН близькимдо нуля.
Відповідно и температура Повітря розподіляєтьсязонально, тобто зменшується у напрямки от ЕКВАТОР до полюсів. Температура ПовітряПоклади кож от висота місцевості над рівнем моря: чім віщою є місцевість, тімтемпература ніжча [2].
Істотно впліває на температуру Повітря Розподілсуходолу й води. Поверхня суходолу Швидко нагрівається, альо Швидко й охолоджується,а поверхня води нагрівається повільніше, протікають довше зберігає тепло и повільнішевіддає Його у Повітря.
Унаслідок різної інтенсівності нагрівання й охолодженняповерхні земли всунь и Вночі, в теплу и холодну пори року, температура Повітря змінюєтьсяПротяг доби и року [2].
Для визначення температури Повітря вікорістовуютьтермометри. її вімірюють 8 разів на добу и віводять середню за добу. За середньодобовімітемпературами розраховують середньомісячні. Саме їх, Як правило, показують на кліматічніхкартах ізотермамі (лініямі, які з'єднують точки...
