Тема 3.6. Характеристика сучасного стану атмосферного повітря України

План

1. Склад і будова атмосфери. Наявність води в атмосфері.

2. Тиск повітря і вітри.

1 Склад атмосфери. Наша Земля обкутана повітряною оболонкою, яку називають атмосферою. Складається вона Із суміші газів: азоту - 781 (за об'ємом), кисню - 211, аргону, гелію, криптону, неону І вуглекислого газу - 1%, Процентне співвідношення газів у нижніх шарах атмосфери постійне. Деякі зміни спостеріга­ються у вмісті вуглекислого газу. Над Арктикою і Антарктидою, а також над водами океанів його менше, ніж над густонаселеними областями материків.

Винятково велике значення кисню в життєвих процесах на Землі. За допомогою його здійснюється дихання. Дихають усі орга­нізми. Дихає й людина, використовуючи не менше 13 м^З повітря на добу. Кисень входить до складу білків, жирів і вуглеводів. За ра­хунок окислення організми одержують енергію, необхідну для життєвих процесів. Основним постачальником кисню є рослини.

Азот в атмосфері відіграє роль розріджувача кисню. Він регулює темп окислення, хід біологічних процесів.

Потрібен рослинам і вуглекислий газ, який вони поглинають. Вуглекислий газ легко розчиняється у воді. Крім того, він один з регуляторів тепла в атмосфері.

В атмосфері в тій чи іншій кількості завжди є домішки: вода в трьох станах і пил. Зміст води в атмосфері залежить від температури: чим вища температура повітря, тим більше в ньому може вміщуватися водяної пари.

Наявність води в атмосфері визначає багато які явища, які в ній відбуваються: серпанок, туман, хмари, опади, грози тощо.

Багато пилу надходить в атмосферу від вулканічних вивер­жень, з поверхні суші, в результаті діяльності людини.

Будова атмосфери. З фізики відомо, щo гази стискуються, тому атмосфера щільніша коло поверхні Землі. З підняттям угору щільність її зменшується. На висоті 5,5 км вона становить поло­вину, на висоті 10-11 км - четверту частину порівняно з тією, що коло поверхні Землі. Людина може жити до висоти 4-5 км.

2. Вивчення атмосфери показало, що її будова шарувата. Нижній шар атмосфери називають тропосферою. Він поширюється до висоти 17 км над екватором І 8 км над полюсами. Й у цьому шарі зосереджено майже 3/4 усієї маси атмосфери» в ньому безперервно рухається повітря як у вертикальному, так І в горизонтальному напрямах. У тропосфері міститься майже вся вода, в ній відбува­ються погодні процеси: утворюються хмари, тумани, випадають опади, бувають грози. Температура повітря в цьому шарі знижується з висо­тою в середньому на 0,6е на кожні ЮС м і на верхній межі досягає - 70°С.

Вище тропосфера розміщений шар стратосфери, верхня межа якого знаходиться на висоті 50-60 км. Щільність і тиск у ньому незначні. Розріджене повітря складається з тих самих газів, що і в тропосфері, але а ньому значно більше озону. Найбільша кон­центрація озону спостерігається на висоті 15-30 км. Температура в стратосфері підвищується І на II верхній межі досягає плюс 10-30°С Це пояснюється тим, що озон поглинає частину сонячної енергії. Вище від стратосфера розміщені дуже розріджені шари повітря.

Значення атмосфери в житті нашої планети дуже велике. Без атмосфери планета була б мертвою. Атмосфера уберігає поверхню Землі від сильного нагрівання й охолодження. Завдяки атмосфері працюють засоби зв'язку. У ній спостерігаються погодні явища, з якими пов'язана вся діяльність людини.

Вивчають атмосферу на метеорологічних станціях. І вдень і вночі, в будь-яку погоду метеорологи ведуть спостереження за станом нижнього шару атмосфери. Чотири рази на добу, а на багатьох станціях щогодини вимірюють температуру, тиск, вологість повітря, спостерігають за хмарністю, напрямом і швид­кістю вітру, кількістю опадів, електричними й звуковими явищами в атмосфері. Метеорологічні станції збудовано всюди: на безлюд­ному материку Антарктиди і у вологих тропічних лісах, на високих горах і просторах тундри. Ведуть спостереження і на океанах, на спеціально збудованих кораблях погоди.

З 30-х років нашого століття ведуть спостереження у більш високих шарах атмосфери. Почали запускати радіозонди, які підні­маються на висоту 20-30 км і за допомогою радіопередатчиків посилають на Землю відомості про температуру, тиск, вологість повітря І швидкість вітру.

Тепер широко використовують метеорологічні ракети І супут­ники, на яких є установки для фотографування земної поверхні та хмар.

1961 р. ознаменувався новими успіхами у вивченні верхніх шарів атмосфери. 12 квітня 1961 р. перший космонавт світу Юрій Олексійович Гагарін здійснив політ навколо Землі. З цих пір косміч­ні кораблі і станції, які літають на великих висотах, дають нам уявлення про процеси, що відбуваються далеко від Землі.

2 Тиск повітря. Довгий час вважали повітря невагомим тілом. Такий погляд підтримувала релігія. I тільки на початку ХVІІ ст. Італійський учений Галілей довів вагомість повітря. Він зробив простий дослід - зважив порожню пляшку, а потім цю гаму пляшку зважив після нагрівання. Виявилося, ще пляшка після нагрівання стала меншою. Галілей пояснив це явище так: повітря, як усяке матеріальне тіло, при нагріванні розши­рюється, отже, частина його вийшла з пляшки, тому вона стала легшою.

Але якщо повітря має вагу, воно повинне тиснути на всі предмети, які знаходяться на поверхні Землі. Цим питанням займався учень Галілея - Торрічеллі. Взявши запаяну з одного кінця метрову трубку, він заповнив її ртуттю. Потім перевернув її і від­критим кінцем опустив у чашку з ртуттю. При цьому трохи ртуті вилилося з трубки, але більша частина її залишилась приблизно на рівні 76 см. Що ж перешкодило всій ртуті вилитися з трубки? Торрічеллі дав правильне пояснення: причиною є тиск повітря на поверхню ртуті. Цей тиск урівноважується вагою ртуті, яка залиши­лася в трубці.

Пізніше зважили повітря. Виявилося, що на рівні моря І м³ його важить 760 мл. рт.ст.

За тиском повітря та його зміною ведуть систематичні спосте­реження. Основним приладом, за допомогою якого визначають тиск на метеорологічних станціях, є ртутний барометр. У деяких випадках (особливо в подорожах) користуються металевим барометром - анероїдом. Крім цих приладів є барограф. Він записує зміну тиску.

Тиск вимірюють у міліметрах (мм) ртутного стовпа ї в мілі­барах (скорочено мб). Маса ртутного стовпа висотою 750 мм при по­перечному перерізі І см² становить 1033 мб. В сбсолютній системі мір атмосферний: тиск вимірюють у динах на І см². Тиск, що дорів­нює I000000 дин на 1 см², називається бер, а 1/1000 частка бера – мілібар. Його прийняте зараз за одиниця тиск у. Нормаль­ним тиском на рівні моря вважається 1013 мб, або 1760 мм ртутного стовпа (1 атмосфера).

У зв'язку з тим, що стовп атмосфери з висотою зменшується, зменшується й тиск. На кожні 10,5 м підняття тиск знижується на 1 мм (цю величину називають барометричним ступе­нем). Людина у своїй практичній діяльності широко використовує ці дані. Наприклад, треба визначити висоту гори. Для цього беруть відліки показань тиску по барометру біля підошви і на вершині. Вираховують різницю в показаннях барометра, множать її на 10,5 м і одержують приблизно висоту гори.

Спостереження на метеорологічних станціях показують, що тиск у будь-якому місці постійно змінюється - то підвищується. то знижується. Ці зміни показує барограф, на стрічці якого видно запис зміни тиску.

Неперіодичні зміни тиску зумовлюють повітряні маси, які приходять у дане місце І мають різну щільність. Більш щільна по­вітряна маса зумовлює підвищення тиску, менш щільна - зниження.

Відомо, що метеорологічні станції знаходяться на різній висоті, тому показання, одержані на станціях, учені приводять до показань тиску на рівні моря і ці дані наносять на карту, а потім місця з однаковим тиском сполучають лініями, які називають ізобарами. В результаті утворюються замкнуті криві, які зображають області підвищеного і зниженого тиску.

Для встановлення закономірностей у розподілі тиску скла­дають карти липневих І січневих Ізобар. З області екватора в січні й липні спостерігається знижений тиск (менше 760 мм), а в тропіч­них областях, особливо над океанами, тиск підвищений: в помірних широтах тиск знижується, а в полярних підвищується. Над материками в січні (з північній півкулі) спостерігається підвищений тиск. Наприклад, над материком Евразії центр підвищеного тиску знахо­диться над Монголією, звідси тиск знижується де окраїн материка. А в липні (влітку) на материку тиск знижується і центр низького тиску знаходиться в басейні річки інд. Учені таку зміну тиску над материками пояснюють тим, що взимку материк сильно охолоджується, охолоджується й повітря, яке при цьому ущільнюється. Увільнення зумовлює приток повітря ззовні, зокрема повітря надходить з океа­нів із верхніх шарів тропосфери; це приводить до збільшення маси повітря над материком, тому тиск підвищується. У липні (влітку) картина зворотна: материк сильно нагрівається, прогрівається й повітря, яке піднімається вгору і розтікається в бік океанів. У цілому повітря над материком стає менше, тиск знижується.

Вітер. Повітря має властивість переміщуватися з місць із високим атмосферним тиском у місця, де тиск нижчий. Горизонталь­ний рух повітря називають вітром. За вітром на метеороло­гічних станціях ведуть систематичні спостереження. Найпростішим приладом, який показує напрям вітру і його швидкість, ефлюгер.

Є прилади (анемометри), за допомогою яких вимірюють швидкість вітру. Ними зручно користуватися в умовах походів та експе­дицій. Найбільша швидкість вітру (понад 100 м/с) спостерігалася в Антарктиді. За результатами спостережень за напрямом вітру можна побудувати розу вітрів, іона являє собою рисунок, на якому нанесено повторюваність вітру за напрямами. За розою вітрів можна легко визначити, які зітри переважають у даному районі за той чи інший період. Силу вітру вимірюють у балах (від С до 12 балів).

Знаючи загальні закономірності поширення тиску на поверхні Землі, можна встановити основні потоки повітря в нижніх шарах атмосфери. Якщо в тропічних широтах (у смузі від 20 до 40° пн. і пд.ш.) протягом цілого року утримується область підвище­ного атмосферного тиску, а в екваторіальних (у смузі вздовж екватора між 10° пн.ш. І 10° пд.ш.) – зниженого то, природно, основні потоки повітря будуть спрямовані від тропіків до екватора. На їх напрям впливає відхиляюча сила обертання Землі, тому вони набувають напрямку в північній півкулі з північного сходу не південний захід, а в південнім - з півден­ного сходу на північний захід. Ці постійні вітри, які дмуть від поясів високого тиску до екватора, називають пасатами. Отже, в тропічному поясі північної півкулі переважають північно-східні палати, є південної -південно-східні. Особливо добре виявлені пасати над океанами.

З тропічної і субтропічної смуг підвищеного тиску частика повітряних мас йде до екватора, а частина - б помірні широти. В помірних широтах північної півкулі утворюються південно-західні вітри, які переходять у західні. У південній півкулі виникають північно-західні вітри, які також переходять у західні. Ці вітри несуть з океанів багато опадів на материки (Європу, Північну і Південну Америку).

У високих широтах через підвищений тиск у полярних областях дмуть вітри: у північній півкулі - північно-східні, а в південній -південно-східні.

Зональним розподіл вітрів порушується на східних берегах материків помірних широт. Над материками взимку встановлюється підвищений тиск, а над океанами - знижений. Утворюються потоки повітря з материка на океан, але через відхиляючу силу обертання Землі вон- набувають напряму північно-західних. Влітку над материком виникає знижений тиск, а над океаном у цих широтах - підвищений. Утворюються потоки повітря з океану на материк; під впливом відхиляючої сили обертання Землі вони відхи­ляються від початкового напряму і дмуть як південно-східні, приносячи на материк велику кількість опадів.

Вітри, які змінюють свій напрям за сезонами, називають мусонами. Літній мусон - це потік повітря з океану на материк, тому що над океаном холодніше і тиск більший; зимовий - потік повітря з материка на океан, тому що над материком холод­ніше і тиск вищий. Особливо добре виявлені мусони на східному березі материка Євразія (Східний Китай, Далекий Схід).

Через те, що поверхня Землі неоднорідна і неоднаково нагрі­вається, утворюються місцеві вітри. Неоднакове нагрівання у двох близьке розташованих районах зумовлює зміну тиску і переміщення повітря.

Бризи - берегові вітри, які змінюють напрям протягом доби двічі: вдень вони дмуть з водної поверхні» вночі - з суші. Вдень поверхня суші нагрівається сильніше, ніж море. Від нагрі­вання повітря - розширюється і стає легшим. Частина нагрітого по­вітря піднімається вгору, і на висоті 500-1000 м воно накопичу­ється. Це приводить до підвищення тиску на даній висоті над по­верхнею суші. Повітряні маси переміщуються з теплої області з бік більш холодної (в бік моря). Над морем маси повітря збільшується, тиск підвищується. Тепер уже в нижніх шарах атмосфери потоки повітря з поверхні моря спрямовуються на сушу, утворюючи денний бриз. У тропічних широтах денні бризи - досить сильні вітри, які прино­сять вологу і прохолоджу з моря.

У нічний час поверхня моря нагріта сильніше, ніж суша. Повітря над морем піднімається вгору. У цей час над сушею повітря холодніше й щільніше, і потоки повітря спрямовані від суші до моря. Бризи спостерігаються б ясну погоду на берегах водойм: океанів, морів, великих озер, водосховищ і навіть річок.

Фен виникає у високих гірських районах. Це теплий, сухий вітер, який дме по схилах з гір. Утворюється він в умовах значної різниці тиску на протилежних схилах. Припустімо, що на ліво­му схилі гори тиск підвищений, температура повітря + 10° С. Темпе­ратура повітря при підніманні по схилу знижується. З підняттям на 1 км вона знижується на 0,5°. 3 вершини гори повітря стікає по протилежному схилу, температуре його підвищується на кожні 100 м на 1⁰. Ось цей потік теплого І сухого повітря Із схилів гір І нази­вають феном.

Бора - гірський вітер. Перехід повітря з одного схилу гір на Інший відбувається в умовах низьких перевалів. Тому холодне повітря не встигає нагрітися. І холодний потік повітря спрямовуєть­ся по тісних гірських долинах. Швидкість вітру досягає урагану. Відома Новоросійська бера. Над просторами півдня Східноєвропейської рівнини формується область високого тиску. В той же час над Чорним морем зберігається знижений тиск. Через Мархотськкй невисокий

Атмосферні фронти. Різні за фізичними властивостями повітряні маси в процесі руху зближуються і між ними виникають зони різких контрастів температури, тиску, вологи, вітру та інших властивостей. Такі зони називаються фронтальними поверхнями, або атмосферними фронтами. Лінія перетину фронтальної зони з земною поверхнею називається лінією атмосферного фронту. Фронтальна поверхня завжди нахилена до земної поверхні під кутом Iе вбік холодного повітря, оскільки воно важче. Ширина фронтальної поверхні в приземному шарі від кількох до десятків кілометрів, а довжина - сотні і тисячі кілометрів. Рівновага нахиленої поверхні підтримується силою Коріоліса. В екваторіальних широтах, де ця сила відсутня, атмосферні фронти не утворюються. Одночасно з рухом повітряних мас рухаються атмосферні фронти. Залежно від того, яка з повітряних мас активніша, фронти бувають теплими й холодними. Атмосферний фронт називається теплим, якщо тепла повітряна маса активніша за холодну і рухається на холодну поверхню, приносячи з собою потепління. Рухаючись швидше, тепле повітря наповзає на холодне і в процесі підняття адіабатно охолоджується (мал. 36 в). При цьому утворюється система фронтальних хмар: внизу шарувато-дощові, вище - шаруваті а ще вище - перисті. Холодне повітря внаслідок тертя об земну поверхню сповільнює свій рух, тому фронтальна поверхня у приземному шарі дуже полога.

Холодний фронт рухається вбік теплого повітря і приносить з собою похолодання. Холодне повітря, рухаючись швидше за тепле, занурюється під нього і виштовхує його вгору. Залежно від швидкості руху виділяють холодні фронти першого і другого родів. Холодний фронт першого роду рухається повільно, тепле повітря піднімається спокійно, хмарність подібна до хмарності теплого фронту, але зона опадів вужча (мал. 36 а). Холодний фронт другого роду рухається швидко, нижні шари повітря відстають у русі від верхніх, тому фронтальна поверхня піднімається круто вгору (мал. 36 г). Перед фронтом виникають купчасто—дощові хмари, шквальні вітри, зливи, а за фронтом небо прояснюється. Висхідні рухи теплого повітря зустрічаються на деякій висоті з низхідними потоками і там виникає інверсія.

Коли змикаються холодний і теплий фронти та їх хмарні системи, виникає фронт оклюзії (мал. 36 г). Змикання фронтів відбувається тому, що холодний фронт рухається швидше і наздоганяє теплий. Тепле повітря, що опинилося між фронтами, витісняється вгору, а холодні повітряні маси з'єднуються. Залежно від того, яка з цих двох холодних мас тепліша, оклюзія може відбуватися за типом теплого або холодного фронтів.

Фронтальні зони. Суцільних атмосферних фронтів між різними типами повітряних мас не існує, але є зони, де фронти постійно виникають, загострюються і руйнуються. Ці широкі перехідні зони між двома повітряними масами називаються фронтальними. На картах баричної топографії вони добре простежуються по згущенню ізогіпс і їх називають висотними фронтальними зонами. Фронтальні зони, переходячи одна в одну (а їх може бути до п'яти), утворюють планетарну висотну фронтальну зону, що оперізує всю земну кулю.

На кліматичних картах проводять кліматологічні фронти — середнє положення головних фронтів між двома повітряними масами. Між арктичним або антарктичним повітрям і повітрям помірних широт проводять арктичний (антарктичний) фронт, між помірним і тропічним - полярний, між тропічним і екваторіальним - тропічний (мал. 35). До кліматологічних відносять також пасатні фронти. Вони розділяють дві маси тропічного повітря - стару, трансформовану з помірного, і нову щойно сформовану. За розташуванням кліматологічних фронтів можна зробити висновок про розташування повітряних мас та їх переміщення за сезонами.

Загальна циркуляція атмосфери. Під загальною циркуляцією атмосфери розуміють сукупність повітряних течій планетарного масштабу в тропосфері, стратосфері і мезосфері, які здійснюють горизонтальний і вертикальний обмін повітряних мас. Ці повітряні і течії зумовлюються різницею температур між екватором і полюсами та силою Коріоліса. Краще вивчена циркуляція тропосфери. Щоб зрозуміти її суть, припустимо, що Земля не обертається, вісь не нахилена до площини орбіти, земна поверхня однорідна і рівномірно нагрівається на екваторі. За таких умов нагріте повітря над екватором і підніматиметься і в горі тиск зростатиме. Над полюсами внаслідок і охолодження повітря осідатиме і тиск угорі знизиться. Ізобарична поверхня матиме нахил від екватора до полюсів. Таке явище справді має місце у високій тропосфері. Відплив повітря від екватора і призведе до утворення приземної зони низького тиску (екваторіальної депресії), а приплив повітря до полюсів призведе до утворення приземної області високого тиску. У відповідності з розподілом тиску у приземному шарі рух повітря відбуватиметься від полюсів до екватора.

Тепер врахуємо обертання Землі навколо своєї осі. Під час обертання виникає сила Коріоліса. У зв'язку з цим повітря починає відхилятися від напряму баричного градієнта в Північній півкулі праворуч, у Південній - ліворуч, поступово наближаючись до геострофічного вітру. У кожній півкулі у високій тропосфері та нижній стратосфері почнеться рух повітря навколо полюсів з заходу на схід, а в приземному шарі - у зворотному напрямі.

Якщо врахувати ще й нахилення земної осі та неоднорідність земної поверхні, ця схема ще більше ускладниться. Над нагрітою поверхнею повітря підніматиметься і вгорі тиск зростатиме, над охолодженою - йтиме зворотний процес. У результаті ізобари відхилятимуться від широтного напряму в області високого тиску до полюсів, а в області низького тиску - до екватора. Обходячи ці баричні утворення, ізобари мають вигляд велетенських хвиль, уздовж яких дмуть вітри з заходу на схід. Отже, справжня схема циркуляції атмосфери досить складна. Вона має ряд широтних, хвильових та вихороподібних рухів різної величини.

Дата добавления: 2014-12-25