Помощь по Теле2, тарифы, вопросы

Воздушная оболочка нашей планеты - атмосфера - защищает живые организмы на земной поверхности от губительного воздействия ультрафиолетового излучения Солнца и других жестких космических излучений. Предохраняет она Землю и от метеоритов и космической пыли. Атмосфера служит также «одеждой», не позволяющей осуществляться потерям тепла, излучаемого Землей в пространство. Атмосферный воздух - это источник дыхания человека, животных и растительности, сырье для процессов горения и разложения, синтеза химических веществ. Он является материалом, применяемым для охлаждения различных промышленных и транспортных установок, а также средой, в которую выбрасываются отходы жизнедеятельности человека, высших и низших животных и растений, отходы производства и потребления.

Взаимодействие атмосферного воздуха с водой и почвой влечет за собой определенные изменения в биосфере как в целом, так и в отдельных ее составляющих, усиливая и ускоряя нежелательные изменения состава и структуры атмосферного воздуха и климата Земли.

Известно, что без пищи человек может прожить около 5 нед, без воды - около 5 сут, а без воздуха не проживет и 5 мин. Потребность человека в чистом воздухе (под «чистым» понимается воздух, пригодный для дыхания и без негативных последствий для человеческого организма) составляет от 5 до 10 л/мин или 12-15 кг/сут. Из этого ясно, как велика значимость атмосферы в решении экологических проблем.

Экзосфера

Термосфера

сияния в нижней ионосфере

Мезопауза

Серебристые облака

Стратосфера

Тропопауза^

• 1,9-10 8
• 3,8-10 ^ 1,4-10 7 2,2-10" 7 3-Ю" 7
• 1- ю- 6
• 2- 10 ^ 7-Ю*
• 4 10 5 0,0004

Уровень моря

120-90 -60 -30 0 30 60 90 120150180 210 240 270300 330 360 390 1°

Температура , °С

Рис. 21. Вертикальный разрез атмосферы

Человечество обитает на дне Великого воздушного океана, который является оболочкой непрерывно, полностью окружающей земной шар. Наиболее изученный участок атмосферы простирается от уровня моря до высоты 100 км. В целом атмосфера делится на несколько сфер: тропосфера, стратосфера, мезосфера, ионосфера (термосфера), экзосфера. Границы между сферами называют паузами (рис. 21). По химическому составу атмосфера Земли подразделяется на нижнюю (до 100 км) - гомосферу, имеющую состав, сходный с приземным воздухом, и верхнюю - гетеросферу, неоднородного химического состава. В атмосфере кроме газов присутствуют различные аэрозоли - пылеватые или водяные частицы, находящиеся во взвешенном состоянии в газообразной среде. Они имеют как естественное, так и техногенное происхождение.

Тропосфера - это приземная нижняя часть атмосферы, т. е. зона, где и обитает большинство живых организмов, в том числе человек. В этой сфере сосредоточено более 80 % массы всей атмосферы. Ее мощность (высота на земной поверхности) определяется интенсивностью вертикальных (восходящих и нисходящих) потоков воздуха, вызванных нагреванием земной поверхности. Вследствие этого на экваторе она простирается до высоты 16-18 км, в средних (умеренных) широтах - до 10-11 км, а на полюсах - до 8 км. Отмечено закономерное понижение температуры воздуха с высотой в среднем на 0,6 в С на каждые 100 м.

В тропосфере находится большая часть космической и антропогенной пыли, водяного пара, азота, кислорода и инертных газов. Она практически прозрачна для проходящей через нее коротковолновой солнечной радиации. Вместе с тем содержащиеся в ней пары воды, озон и углекислый газ достаточно сильно поглощают тепловое (длинноволновое) излучение нашей планеты, в результате чего происходит некоторое нагревание тропосферы. Это приводит к вертикальному перемещению потоков воздуха, конденсации водяного пара, образованию облаков и выпадению осадков.

Стратосфера располагается выше тропосферы до высоты 50-55 км. Температура у ее верхней границы растет в связи с наличием озона.

Мезосфера - верхняя граница этого слоя фиксируется на высотах около 80 км. Главная ее особенность - резкое понижение температуры (-75° - 90 Я С) у верхней границы. Здесь наблюдаются так называемые серебристые облака, состоящие из ледяных кристаллов.

Ионосфера (термосфера) располагается до высоты 800 км, и для нее характерно значительное повышение температуры (более 1000 °С). Под действием ультрафиолетового излучения Солнца газы атмосферы находятся в ионизированном состоянии. С этим состоянием связано возникновение полярного сияния, как свечения газов. Ионосфера обладает способностью многократного отражения радиоволн, что обеспечивает дальнюю радиосвязь на Земле.

Экзосфера распространяется от высоты 800 км до высот 2000-3000 км. В этом диапазоне высот температуры растут до 2000 "С. Весьма важным является тот факт, что скорость движения газов приближается к критическому значению 11,2 км/с. В составе преобладают атомы водорода и гелия, которые формируют вокруг нашей планеты так называемую корону, простирающуюся до высот 20 тыс. км.

Как видно из сказанного, температура в атмосфере меняется весьма сложным образом (см. рис. 21) и в паузах имеет максимальное или минимальное значение. Чем больше высота подъема над земной поверхностью, тем меньше атмосферное давление. Вследствие большой сжимаемости атмосферы ее давление уменьшается от среднего значения 760 мм рт. ст. (101 325 Па) на уровне моря до 2,3 -К)" мм рт. ст. (0,305 Па) на высоте 100 км и лишь до 1 -10 6 мм рт. ст. (1,3 !0" 4 Па) на высоте 200 км.

Условия жизни на поверхности Земли в части атмосферного ее «обеспечения» резко отличаются на больших высотах, т. е. на высотах стратосферы большинство жизненных форм Земли существовать без средств зашиты не могут.

Состав атмосферы не является постоянным по высоте и изменяется в довольно широких пределах. Основные причины этого: сила земного притяжения, диффузионное перемешивание, действие космических и солнечных лучей и испускаемых ими частиц высокой энергии (табл. 8).

Спектр солнечного света

Таблица 8

Под влиянием земного притяжения более тяжелые атомы и молекулы опускаются в нижнюю часть атмосферы, а в ее верхней части остаются более легкие. В табл. 9 приведен состав сухого воздуха вблизи уровня моря, а на рис. 21 показано изменение средней молекулярной массы атмосферы в зависимости от высоты над поверхностью Земли.

В общем виде механическая смесь газов атмосферы представлена в среднем азотом - 78 % ее объема; кислородом - 21 %; гелием, аргоном, криптоном и вышеуказанными другими компонентами - 1 % и менее.

Состав атмосферного воздуха

Примечания: I. Озон О, диоксид серы 50 ; диоксид азота ЫО^амчиакМН^и монооксид СО присутствуют в виде загрязняющих примесей и вследствие этого их содержание может меняться в существенных пределах. 2. Под мольной долей понимается отношение числа молей конкретного компонента в рассматриваемом образце воздуха к суммарному числу молей всех компонентов в данном образце.

Средняя молекулярная масса такого воздуха составляет 28,96 а. е. м и остается почти без изменения вплоть до высоты 90 км. На больших высотах молекулярная масса резко уменьшается и на высотах от 500 км и выше гелий становится важнейшим компонентом атмосферы, хотя его содержание в ней на уровне моря чрезвычайно мало. Главнейшими компонентами воздуха (на 99 % от всего состава) являются двухатомные газы (кислород 0 2 и азот Ы 2).

Кислород - самый необходимый атмосферный элемент для функционирования биосферы. Если в атмосфере его может быть до 23 % по массе, то в воде - около 89 %, а в организме человека - почти 65 %. Суммарно во всех геосферах - атмосфере, гидросфере и в доступной части литосферы на долю кислорода приходится 50 % общей массы воздуха. Но в свободном состоянии кислород сосредоточен в атмосфере, где его количество оценивается в 1,5 10 15 г. В природе постоянно протекают процессы потребления и выделения кислорода. Потребление кислорода происходит при дыхании человека и животных, при различных окислительных процессах, таких, как горение, коррозия металлов, тление органических остатков. В результате этого кислород переходит из свободного состояния в связанное. Однако его количество остается практически неизменным за счет жизнедеятельности растений. Считается, что в восстановлении кислорода главную роль играют фитоплактон океанов и наземные растения. Выравнива-

Кислород существует в атмосфере в виде аллотропных модификаций - 0 2 и 0 3 (озон). Во всех состояниях (газообразном, жидком и твердом) 0 2 парамагнитен и имеет очень высокую энергию диссоциации - 496 кДж/моль. В газообразном состоянии 0 2 бесцветный, в жидком и твердом имеет светло-голубую окраску. Химически очень активен, образует соединения со всеми элементами, кроме гелия и неона.

Озон Oj - газ, образующийся из 0 2 в спокойном электрическом разряде в концентрации до 10 %, диамагнитен, токсичен, имеет темно-голубой (синий) цвет Следы О, появляются под действием ультрафиолетового (УФ) излучения из 0 2 в верхних слоях атмосферы. Максимальная концентрация 0 3 в верхних слоях атмосферы на высотах 25-45 км формирует ставший известным озоновый экран (слой).

Другой, весьма важный и постоянный компонент воздуха - азот, масса которого составляет 75,5 % (4 -10 15 г). Он входит в состав белков и азотистых соединений, которые являются основой всего живого на нашей планете.

Азот N 2 - бесцветный, химически неактивный газ. Энергия диссоциации N 2 - 2N почти в два раза больше, чем у 0 2 , и составляет 944,7 кДж/моль. Высокая прочность связи N а N обусловливает его низкую реакционную способность. Однако, несмотря на это, азот образует множество различных соединений, в том числе и с кислородом. Так, N,0 - оксид диазота относительно инертен, но при нагревании раапагается на N 2 и 0 2 . Монооксид азота -NO мгновенно реагирует с озоном по реакции:

2NO + О, = 2N0 3

Молекула N0 - парамагнитна. Электрон л-орбитали легко отщепляется с образованием нитрозоний-катиона N0*, связь в котором упрочняется. Диоксид азота N0, очень токсичен, при взаимодействии с водой образует сильную азотную кислоту

2NOj + Н,0 - HN0 3 + HNOj

В естественных условиях образование рассмотренных оксидов азота происходит при грозовых разрядах и в результате деятельности азотфиксирующих и разлагающих белок бактерий.

Применение азотных удобрений (нитратов, аммиака) приводит к увеличению в атмосфере количества оксидов азота бактериального происхождения. Доля природных процессов в образовании оксидов азота оценивается в 50 %.

Большое влияние на состав атмосферы, особенно в верхних слоях (выше тропосферы), оказывают космические и солнечное излучение и испускаемые частицы высоких энергий.

Солнце испускает лучистую энергию - поток фотонов - самых разнообразных длин волн. Энергия Е каждого фотона определяется соотношением

где И - постоянная Планка; V - частота излучения, V = 1Д (X - длина волны).

Иными словами, чем меньше длина волны, тем выше частота излучения и соответственно больше энергия. При столкновении фотона с атомом или молекулой какого-либо вещества инициируются различные химические превращения, такие, как диссоциация, ионизация и др. Но для этого должны быть выполнены некоторые условия: первое - энергия фотонов должна быть не меньше, чем требуется для разрыва химической связи, удаления электрона и т. д.; второе - молекулы (атомы) должны поглощать эти фотоны.

Одним из наиболее важных процессов, происходящих в верхних слоях атмосферы, является фотодиссоциация молекул кислорода в результате поглощения фотона:

Зная энергию диссоциации связи в молекуле кислорода (495 кДж/моль), можно вычислить максимальную длину волны фотона, вызывающего образование О. Эта длина оказывается равной 242 нм, а это означает, что все фотоны с такой и меньшей длиной волны будут обладать энергией, которая достаточна для протекания вышеуказанной реакции.

Молекулы кислорода, кроме того, способны поглощать из солнечного спектра большой диапазон коротковолнового излучения с высокой энергией. Кислородный состав атмосферы (см. рис. 21) свидетельствует о том, насколько интенсивно происходит фотодиссоциация кислорода на больших высотах. На высоте 400 км диссоциировано 99 % кислорода, на долю же О, приходится соответственно всего 1 %. На высоте 130 км содержание О, и О приблизительно одинаково, на меньших высотах содержание 0 2 существенно превышает содержание О.

Вследствие большой энергии связи молекулы К, (944 кДж/моль) фотоны лишь с очень малой длиной волны обладают достаточной энергией, чтобы вызвать диссоциацию этой молекулы. Кроме этого, И, плохо поглощает фотоны, даже если они и обладают вполне достаточной энергией. В результате фотодиссоциация N3 в верхних слоях атмосферы протекает весьма незначительно и атмосферного азота образуется весьма мало.

Парообразная вода содержится вблизи поверхности Земли и уже на высоте 30 км ее содержание составляет 3 млн а на еще больших высотах содержание водяных паров еще меньше. Значит, количество воды, перемещающееся в верхние слои атмосферы, весьма невелико. Оказавшись же в верхних слоях атмосферы, пары воды подвергаются фотодиссоциации:

Н 2 0 + -> Н + ОН

ОН + Ау -> Н + О

Поданным ряда специалистов, на ранних стадиях развития Земли, когда кислородная атмосфера еще не была сформирована, то именно фотодиссоциация во многом способствовала ее образованию.

В результате воздействия солнечного излучения на молекулы вещества в атмосфере образуются свободные электроны и положительные ионы. Такие процессы носят название фотоионизации. Для их протекания также необходимо выполнение указанных выше условий. В табл. 10 приведены некоторые из наиболее важных процессов фотоионизации, протекающих в верхних слоях атмосферы. Как следует из таблицы, фотоны, вызывающие фотоионизацию, относятся к коротковолновой (высокочасточной) ультрафиолетовой части спектра. Излучение этой части спектра не доходит до поверхности Земли, его поглощают верхние слои атмосферы.

Таблица 10

Энергетические н волновые парамегры процессов фотоионизацнн

Образующиеся молекулярные ионы обладают очень большой реакционной способностью. Без какой-либо дополнительной энергии они весьма быстро вступают в реакции при столкновении с разнообразными заряженными частицами и нейтральными молекулами.

Одной из самых очевидных реакций является рекомбинация молекулярного иона с электроном - реакция, обратная фотоионизации. При этом высвобождается количество энергии, равное энергии ионизации нейтральной молекулы. И если не существует способа, позволяющего отдать эту избыточную энергию, например, в результате столкновения с другой молекулой, то она вызывает диссоциацию вновь образующейся молекулы. В верхних слоях атмосферы вследствие очень низкой плотности вещества вероятность столкновения между молекулами и передачи энергии очень мала. Поэтому почти все акты рекомбинации электронов с молекулярными ионами приводят к диссоциации:

N5 +е-> N + N1, ДН

СГ! +с-> о + о,дн

Г^О"+с-> N + О, ДН

Атомарный азот, содержащийся в верхних слоях атмосферы, образуется главным образом в результате диссоциативной рекомбинации.

В том случае, когда молекулярный ион сталкивается с какой-либо нейтраяьной молекулой, между ними может произойти перенос электрона, например

N,+ 0,-» Ы 2 + 0‘,

Такой тип реакции называется реакцией переноса заряда.

Для того чтобы прошла такая реакция, энергия ионизации молекулы, теряющей электрон, должна быть меньше энергии ионизации молекулы, образующейся в результате переноса заряда. Как видно из табл. 10, энергия ионизации О, меньше, чем у N2, реакция переноса заряда является экзотермической, избыточная энергия выделяется в виде кинетической энергии образующихся продуктов. Согласно этим данным, указанные ниже реакции также должны осуществляться и быть экзотермическими (т. е. ДН

СГ + 0,-> О + О2

о; + N0-» о,-+-ыо‘

N2 + N0 -» + N0*

Поскольку молекула N2 имеет самую высокую энергию ионизации по сравнению со всеми частицами верхних слоев атмосферы, ион N2 способен вступать в реакции переноса с любой молекулой, которая сталкивается с ним. Скорость реакции переноса заряда является достаточно большой, поэтому хотя процесс фотоионизации приводит к интенсивному образованию ионов N3, их концентрация в верхних слоях атмосферы очень мала.

Кроме вышеуказанных в верхних слоях атмосферы протекают реакции, в ходе которых взаимодействующие частицы обмениваются атомами:

О + N5 -» N0 + Ы ГМ; + 0-> N0 + N

Эти реакции также являются экзотермическими и протекают весьма легко. Поскольку энергия ионизации N0 ниже, чем у других частиц (см. табл. 10), образующиеся ионы N0 не могут нейтрализоваться в результате реакции переноса заряда, и единственной причиной гибели этого иона является реакция диссоциативной рекомбинации. Это является причиной самого широкого распространения иона N0" в верхних слоях атмосферы.

Хотя на верхние слои атмосферы приходится достаточно небольшая часть всей ее массы, именно эта зона атмосферы вследствие происходящих в ней химических реакций играет значительную роль в формировании условий для протекания жизненных процессов на нашей планете. Именно верхние слои атмосферы играют роль передового «бастиона», защищающего поверхность Земли от гибельного для всех живых организмов воздействия потока космических лучей и «града» частиц высоких энергий. Следует отметить, что молекулы N5, 0 2 и N0 не могут отфильтровать весь объем коротковолнового излучения, остатки которого «нейтрализуются» в атмосфере по мере приближения к земной поверхности.

Озон как фильтр коротковолнового излучения. Химические процессы, происходящие в атмосфере, в слоях, которые расположены ниже 90 км, кроме фотодиссоциации О, существенным образом отличаются от тех процессов, что наблюдаются на больших высотах. В мезо- и стратосфере в отличие от более высоких слоев концентрация 0 2 увеличивается, поэтому вероятность столкновения 0 2 с О, которое ведет к образованию 0 3 , резко возрастает.

Данный процесс описывается следующими уравнениями:

0 3 + И -» 0 + 0

о; + м -> о, + м лн

где М - 0 2 , К.

Молекула О, может отдать энергию при столкновении с молекулами О, и Й,. Однако большая часть молекул О,’ распадается на 0 2 и О, прежде чем они подвергнутся стабилизирующему столкновению, т. е. равновесие процесса 0 7 + О ^ 0 3 сильно смещено влево.

Проникновение упьтрафиопетоБых пучей

Рис. 22.

Скорость образования озона зависит от противоположно действующих факторов. С одной стороны, она увеличивается с уменьшением высоты атмосферных слоев, так как повышается концентрация вещества атмосферы, а следовательно, и частоты стабилизирующих столкновений. С другой стороны, с уменьшением высоты скорость понижается, так как уменьшается количество атмосферного кислорода, образующегося по реакции О г + Ау -> 20, вследствие уменьшения проникновения высокочастотного излучения. Поэтому максимальная концентрация озона, порядка 10 5 % по объему, наблюдается на высоте от 40 до 25 км (рис. 22).

Процесс образования озона экзотермический. Ультрафиолетовые излучения Солнца, поглощаемые кислородом - реакция 0 2 + 20,

превращаются в тепловую энергию по реакции

о; + М-> 0 3 + М‘,ДН

что с большой степенью вероятности связано с повышением температуры в стратосфере, которая достигает максимума в стратопаузе (см. рис. 22).

Образовавшиеся молекулы озона не слишком долговечны, озон сам способен поглощать солнечное излучение, в результате чего он разлагается:

0 3 + йу -» О, + О

Для реализации этого процесса необходимо всего лишь 105 кДж/моль. Эту энергию могут поставлять фотоны в широком диапазоне длин волн до 1140 нм. Молекулы озона чаще всего поглощают фотоны с длинами волн от 200 до 310 нм, что очень важно для живых организмов на Земле. Излучение в указанном интервале поглощается другими частицами не столь сильно, как озоном. Именно наличие слоя озона в стратосфере препятствует проникновению коротковолновых фотонов с большой энергией сквозь толщу атмосферы и достижению ими земной поверхности. Как известно, растения и животные не могут существовать при наличии такого излучения, поэтому «озоновый щит» играет важную роль в сохранении жизни на Земле.

Естественно, что «озоновый щит» не является абсолютно непреодолимым препятствием для ультрафиолетового излучения; примерно одна сотая его часть достигает поверхности Земли. При увеличении проникающего излучения возникают нарушения в генетических механизмах у некоторых живых организмов, а у человека активизируются различные кожные заболевания. Озон - химически весьма активен и поэтому вступает во взаимодействие не только с ультрафиолетовым излучением Солнца. Важную роль в озоновом цикле играют оксиды азота, повышающие скорость разложения озона, выступая в роли катализатора:

0 3 + ЫО-> N0,4-0,

N02+ О -» N0 + 02 0 3 + 0-> 20 3

Большое влияние на разрушение озона оказывают высокие температуры, возникающие, в частности, при эксплуатации некоторых видов летательных аппаратов. В этом случае протекает реакция:

О, + N2 ПРН > 2N0, ДН > О

Достаточно дискуссионным является вопрос о воздействии хлор-фторметанов (фреонов) на озон, но во всяком случае необходимо остановиться на возможных реакциях с участием этих соединений, озона, азота, атомарного кислорода и ультрафиолетового излучения в разных слоях атмосферы.

В верхних слоях атмосферы при наличии коротковолнового ультрафиолетового излучения происходит ряд реакций с участием хлор-фторметанов, в частности, действие фотонов с длиной волны от 190 до 225 нм приводит к фотолизу хлорфторметанов с образованием нескольких десятков различных соединений и радикалов, например:

CFCL +Av-» CFC+C1

В принципе реакция на этом не заканчивается и возможно дальнейшее фотохимическое разложение CF x Cl 3 х опять же с образованием свободного хлора.

Установлено, что хлор с максимальной скоростью выделяется на высоте около 30 км, а это как раз приходится на зону максимальных концентраций озона.

Формирующийся свободный атомарный хлор очень быстро вступает в реакцию с озоном:

С1 +0,-> СЮ + о,

С1 + 20С1 + О,

Последние две реакции, а также реакции:

О, + NO-> NO, + О,

в целом приводят к исчезновению озона и атомарного кислорода и практически ведут к постоянному содержанию монооксида азота и атомарного хлора.

Монооксид хлора способен взаимодействовать с оксидами азота:

СЮ + N0 -> С1 + N0,

С10 + N0, -» CINO,

Хлорнитрат может разлагаться под действием ультрафиолетового излучения или в реакции с атомарным кислородом:

CINO, -» О -> О, + СЮ + N0

Реакции с участием монооксида хлора имеют особое значение, так как эффективно выводят соединения азота и хлора из цикла разрушения озона. Аналогичное действие оказывают метан и водород:

Рис. 23.

С1 + СН, -> НС1 + СН,

а + н г -> нс1 + н

Часть хлороводорода вступает в реакцию с гидроксидом, возвращающим хлор в атомарное состояние:

НСН-ОН -> Н,0 +С1

но основная доля НС1 переносится в тропосферу, где смешивается с водяным паром или жидкой водой, превращаясь в соляную кислоту.

Рассмотренные выше реакции протекают в атмосфере за счет поступления в нее реагентов из природных и техногенных источников и этот процесс с различной концентрацией реагентов сопровождал всю историю образования и существования земной атмосферы. Дело в том, что хлорфторметаны могут образовываться даже в природных условиях, поэтому главным является не вопрос о наличии реакций взаимодействия, аналогичных выше описанным, а об интенсивности и объеме вступающих в реакции образующихся и разрушающихся компонентов атмосферы и главным образом тех из них, которые обеспечивают оптимальные условия для протекания жизненных процессов на нашей планете.

Тепловой режим атмосферы и поверхностной зоны Земли. Основным источником тепловой энергии, поступающей к земной поверхности и одновременно нагревающей атмосферу, естественно служит Солнце. Такие источники, как Луна, звезды и другие планеты, по-

ставлиют ничтожное количество тепла. Достаточно ощутимым, но также не слишком большим источником являются разогретые недра Земли (рис. 23).

Известно, что Солнце излучает в мировое пространство колоссальную энергию в виде тепловых, световых, ультрафиолетовых и других лучей. Воздействие некоторых видов излучения на протекающие в атмосфере химические реакции и образование различных соединений уже рассмотрены выше.

В целом же вся совокупность лучистой энергии Солнца называется солнечной радиацией. Земля получает весьма малую ее долю - одну двухмиллиардную часть, но и этого объема достаточно для осуществления всех известных на Земле процессов, в том числе и жизни.

Солнечную радиацию подразделяют на прямую, рассеянную и суммарную.

Воздействие на земную поверхность и ее нагревание при ясной, безоблачной погоде определяется как прямая радиация. Прямая радиация непосредственным образом через ультрафиолетовое излучение влияет, например, на пигментацию кожи человека и животных,и некоторые другие явления у живых организмов.

При прохождении солнечных лучей сквозь атмосферу они, встречая на своем мути различные молекулы, пыль, капли воды, отклоняются от прямолинейного пути, в результате чего происходит рассеивание солнечной радиации. В зависимости от величины облачности, степени влажности воздуха, его запыленности степень рассеивания достигает 45 %. Значение рассеянной радиации достаточно велико - она в целом определяет степень освещенности различных элементов рельефа, а также цвет неба.

Суммарная радиация соответственно складывается из прямой и рассеянной радиации.

Угол падения солнечных лучей наземную поверхность определяет интенсивность радиации, что, в свою очередь, влияет на температуру воздуха в течение суток.

Распределение солнечной радиации по поверхности Земли и нагревание атмосферного воздуха зависит от шарообразности планеты и наклона земной оси к плоскости орбиты. В экваториальных и тропических широтах Солнце в течение всего года находится высоко над горизонтом, в средних широтах его высота меняется в зависимости от времени года, а в антарктических и арктических областях Солнце никогда не поднимается высоко над горизонтом. Это в целом сказывается на степени рассеивания солнечной энергии в атмосфере, вследствие чего на единицу площади поверхности Земли в тропиках приходится большее количество солнечных лучей, чем в средних или высоких широтах. По этой причине количество радиации зависит от широты места: чем дальше от экватора, тем меньше ее поступает на земную поверхность.

Солнечная радиация 100%

/// /V /// /// /// /// /V /// /// /// />/ /ЛГ //у /у/

Поглощение

почвой

Рис. 24. Баланс солнечной радиации на земной поверхности в дневное время

(Т.К. Горышина, 1979)

Срочное движение Земли также оказывает влияние на количество поступающей лучистой энергии. В средних и высоких широтах ее количество зависит от времени года. На Северном полюсе, как известно, Солнце не заходит за горизонт 6 месяцев (точнее, 186 дней) и количество поступающей лучистой энергии больше, чем на экваторе. Однако солнечные лучи имеют малый угол падения и поэтому значительная часть солнечной радиации рассеивается в атмосфере. В связи с этим и поверхность Земли, и собственно атмосфера нагреваются незначительно. Зимой в арктических и антарктических широтах Солнце не поднимается над горизонтом и поэтому солнечная радиация на земную поверхность не поступает совсем.

Значительное влияние на количество солнечной радиации, «воспринимаемой» земной поверхностью, включая и поверхность океанов, а также атмосферой оказывают особенности рельефа, его расчлененность, абсолютные и относительные высоты поверхности, «экспозиция» склонов (т. е. «обращенность» их к Солнцу), даже наличие или отсутствие растительности и ее характер, а также «цвет» земной поверхности. Последнее определяется величиной апьбедо, под которым в общем понимается количество света, отражающегося от единицы поверхности, а иногда альбедо определяется как величина

отражающей способности тела или системы тел, обычно рассматриваемая как часть (в %) энергии падающего света, отраженной отданной земной поверхности.

На величину отражающей способности земной поверхности влияет, например, наличие на ней снежного покрова, его чистота и т. п.

Совокупность всех этих факторов показывает, что на поверхности Земли практически отсутствуют места, где величина и интенсивность солнечной радиации были бы одинаковыми и не менялись во времени (рис. 24).

Нагревание суши и воды происходит в силу отличий в теплоемкости «формирующих» их материалов весьма неодинаково. Суша нагревается и охлаждается достаточно быстро. Водные массы в океанах и морях нагреваются медленно, но зато дольше удерживают тепло.

На суше солнечная радиация нагревает только поверхностный слой почвы и подстилающих пород, а в прозрачной воде тепло проникает на значительные глубины, и процесс нагревания протекает медленнее. Значительное влияние оказывает испарение, так как на его реализацию расходуется большое количество поступающей тепловой энергии. Остывание воды протекает медленно в связи с тем, что объем прогреваемой воды существенно больше объема нагревающейся суши. Водные массы в силу изменения температур в верхних и нижних слоях находятся в состоянии непрерывного «перемешивания». Остывшие верхние слои, как более плотные и тяжелые, опускаются вниз, а снизу навстречу им поднимается более теплая вода. Воды морей и океанов расходуют накопленное тепло более «экономично» и равномерно, чем поверхность суши. В результате море всегда в среднем теплее суши, а колебания температуры воды никогда не бывают такими резкими, как колебания температуры суши.

Температура атмосферного воздуха. Воздух, как любое прозрачное тело, при прохождении через него солнечных лучей нагревается весьма мало. Нагревание воздуха осуществляется за счет тепла, отдаваемого нагретой земной или водной поверхностью. Воздух с повышенной температурой и пониженной вследствие этого массой поднимается в более высокие холодные слои атмосферы, где и передает им свое тепло.

По мере подъема воздух охлаждается. Температура воздуха на высоте 10 км почти всегда постоянна и составляет-45"С. Закономерное понижение температуры воздуха с высотой иногда нарушается так называемой температурной инверсией (температурной перестановкой). Инверсии возникают при резких понижениях или повышениях температур земной поверхности и прилегающего воздуха, что иногда представляет собой быстрое «отекание» холодного воздуха по горным склонам в долины.

Для атмосферного воздуха характерно суточное изменение температуры. Днем поверхность Земли нагревается и передает тепло окружающему воздуху, ночью процесс носит обратный характер.

Наиболее низкие температуры наблюдаются не ночью, а перед восходом Солнца, когда земная поверхность уже отдала свое тепло. Точно так же наиболее высокие температуры воздуха устанавливаются после полудня с запозданием на 2-4 ч.

В различных географических зонах Земли суточный ход температур различен, на экваторе, на морях и у морских побережий амплитуды колебания температур воздуха очень малы, а в пустынях, например, днем поверхность Земли нагревается до температуры около 60 °С, а ночью понижается почти до 0 °С, т. е. суточный «ход« температур составляет 60 °С.

В средних широтах наибольшее количество солнечной радиации поступает на Землю в дни солнцестояния (22 июня в северном полушарии и 21 декабря в южном). Однако самыми жаркими месяцами являются не июнь (декабрь), а июль (январь) вследствие того, что в июне (декабре) происходит собственно нагревание земной поверхности, на что расходуется значительная часть солнечной радиации, а в июле (декабре) потеря в поступающем количестве солнечной радиации не только компенсируется, но и превышает его в виде тепла от разогретой земной поверхности. Аналогичным образом можно объяснить, почему самый холодный месяц не декабрь (июнь), а январь (июль). На море в связи с тем что вода более медленно охлаждается и нагревается, самый жаркий месяц приходится на август (февраль), самый холодный - на февраль (август).

Географическая широта места оказывает влияние на годовую амплитуду температур воздуха. В экваториальных частях температура практически постоянна в течение года и равняется в среднем 23 °С. Самые высокие годовые амплитуды характерны для территорий, расположенных в средних широтах в глубинах континентов.

Для каждой местности характерны собственные абсолютные и средние значения температур воздуха. Абсолютные температуры устанавливают на основе данных многолетних наблюдений на метеостанциях. К примеру, самое жаркое место на Земле располагается в Ливийской пустыне (+58 °С), самое холодное - в Антарктиде (-89,2 а С). В нашей стране самая низкая температура -70,2 в С зафиксирована в Восточной Сибири (пос. Оймякон).

Средняя температура для данной местности рассчитывается сначала диш суток по термометрическим определениям в 1ч, 7 ч, 13 и 19 ч, т. е. четыре раза в сутки; затем по среднесуточным данным рассчитываются среднемесячные и среднегодовые температуры.

Для практических целей выполняются карты изотерм, среди которых наиболее показательными являются изотермы января и июля, т. е. самого теплого и самого холодного месяцев.

Вода в атмосфере. В состав газов, формирующих атмосферу, входит водяной пар, образующийся за счет испарения воды с поверхности океанов и континентов. Чем выше температура и больше емкость

пара, тем сильнее испарение. На скорость испарения сказываются скорость ветра и рельеф местности на суше, а также, естественно, колебания температуры.

Способность отдачи определенного количества водяного пара с какой-либо поверхности при воздействии температуры называют испаряемостью. На эту условную величину испаряемости оказывают влияние температура воздуха и количество водяного пара в нем. Минимальные значения зафиксированы для полярных стран и для экватора, а максимальная испаряемость отмечена для тропических пустынь.

Воздух может принимать водяной пар до известного предела, когда он становится насыщенным. При дальнейшем нагревании воздуха он становится способным вновь принимать водяной пар, т. е. ненасыщенным. При охлаждении ненасыщенного воздуха он переходит в насыщенное состояние. Налицо зависимость между температурой и содержанием водяного пара, которое содержится в воздухе в данный момент (в г на 1 м 5), что называют абсолютной влажностью.

Отношение количества водяных паров, содержащихся в воздухе в данный момент, к тому их количеству, которое он может вместить при данной температуре, называют относительной влажностью (%).

Момент перехода воздуха от ненасыщенного состояния к насыщенному называют точкой росы. Чем ниже температура воздуха, тем меньше он может содержать водяного пара и тем выше относительная влажность. Это означает, что при холодном воздухе быстрее наступает точка росы.

При наступлении точки росы, т. е. при полном насыщении воздуха водяным паром, когда относительная влажность приближается к 100 %, происходит конденсация водяных паров, переход воды из газообразного состояния в жидкое.

Итак, процесс конденсации водяных паров происходит либо при сильном испарении влаги и насыщении воздуха водяным паром, либо при понижении температуры воздуха и относительной влажности. При отрицательных температурах водяной пар, минуя жидкое состояние, превращается в кристаллики льда и снега, т. е. переходит в твердое состояние. Этот процесс называют сублимацией водяных паров.

Конденсация и сублимация водяного пара - это процессы, которые являются источником атмосферных осадков. Одним из наиболее явных проявлений конденсации водяного пара в атмосфере является образование облаков, которые обычно находятся на высотах от нескольких десятков и сотен метров до нескольких километров. Восходящий поток теплого воздуха с водяным паром поступает в слои атмосферы с условиями для образования облаков, состоящих из капелек воды или кристалликов льда и снега, что связано с температурой собственно облака. Кристаллы льда и снега, капли воды обладают столь малой массой, что позволяет им удерживаться в подвешенном состоянии даже за счет весьма слабых восходящих потоков воздуха.

Облака имеют разнообразную форму, которая зависит от многих факторов: высоты, скорости ветра, влажности и т. д. Наиболее известны кучевые, перистые и слоистые, а также их разновидности. Облака, перенасыщенные водяным паром, имеющие темно-фиолетовый или почти черный оттенок, называют тучами. Небо бывает в разной степени закрыто облаками и эту степень, выраженную в баллах (от 1 до 10), называют облачностью. Облачность с высокой балльностью создает условия для выпадения осадков.

Атмосферные осадки - это вода во всех видах твердой и жидкой фазы, которую получает земная поверхность в виде дождя, снега, тумана, града или сконденсировавшейся на поверхности различных тел росы. В целом атмосферные осадки являются одним из важнейших абиотических факторов, существенно влияющих на условия существования живых организмов. Кроме того, атмосферные осадки определяют миграцию и распространение различных, в том числе и загрязняющих, веществ в окружающей среде. В общем круговороте влаги наиболее подвижны именно атмосферные осадки, так как объем влаги в атмосфере оборачивается 40 раз в году. Дождь образуется тогда, когда мельчайшие капельки влаги, содержащиеся в облаке, сливаются в более крупные и, преодолевая сопротивление восходящих теплых потоков воздуха, под действием гравитации выпадают на поверхность Земли. В воздухе, который содержит пылинки, процесс конденсации идет гораздо быстрее, так как эти пылинки играют роль ядер конденсации. В пустынях, где относительная влажность весьма низка, конденсация водяного пара возможна только на значительных

высотах, при низких температу-" рах. Однако дождь на пустыню

1 Температура ниже О С

Температура выше 0°С

не выпадает, так как снежинки не успевают упасть на поверхность, а испаряются. Это явление называют сухими дождями. В случае конденсации водяного пара, что происходит при отрицательных температурах, осадки образуются в виде снега. При перемешивании снежинок с капельками вЬды образуются шарообразные снежные комочки диаметром 2-3 мм, которые выпадают в виде пурги. Для образования града необходимо, чтобы облако было значительных размеров и его нижняя часть Рис. 25. Схема образования града в облаках была ВЗОНе ПОЛОЖИТвЛЬНЫХ тем-вертикального развития псратур, а верхняя - отрица-

тельных. Образовавшиеся комочки пурги, поднимаясь вверх, превращаются в льдинки шарообразной формы - градины. Размеры градин постепенно увеличиваются и выпадают на земную поверхность, преодолевая силы восходящих воздушных потоков под действием гравитации. Градины бывают разными по размеру: от горошины до куриного яйца (рис. 25).

Такие осадки, как роса, иней, туман, изморозь, гололед, образуются не в верхних слоях атмосферы, а в приземном слое. В условиях понижения температуры у поверхности земли воздух не всегда может удерживать водяной пар, который и выпадает на различных предметах в виде росы, а если эти предметы имеют отрицательную температуру, то в виде инея. При воздействии теплого воздуха на холодные предметы выпадает изморозь - налет рыхлых кристалликов льда и снега. При значительных концентрациях водяных паров в приземном слое атмосферы образуется туман. Образование ледяной корки на поверхности земли из выпадающих дождевых осадков носит название гололедицы, кстати под гололедом понимают выпадающие и замерзающие по мере падения жидкие осадки.

Основными условиями возникновения различных видов осадков являются температура воздуха, циркуляция атмосферы, морские течения, рельеф и т. д. Существует зональность в распределении осадков по земной поверхности, выделяются следующие зоны:

• влажная экваториальная (примерно между 20° с. ш. и 20" ю. ш.): сюда входят бассейны р. Амазонки, р. Конго, побережье Гвинейского залива, Индо-Малайская область; здесь выпадает их более 2000 мм, наибольшее количество осадков выпадает на о. Кауан (Гавайские острова) - 11 684 мм и в Черапундже (южные склоны Гималаев) - 11 633 мм; в этой зоне располагаются влажные экваториальные леса - один из самых богатых типов растительности на земном шаре (более 50 000 видов);
• сухие зоны тропических поясов (между 20 е с. ш. и 40“ ю. ш.) - здесь доминируют антициклонические условия с нисходящими потоками воздуха. Как правило, количество осадков менее 200-250 мм. Поэтому в этих зонах сосредоточены самые обширные пустыни земного шара (Сахара, Ливийская, пустыни Аравийского полуострова, Австралии и др.). Низшее в мире среднегодовое количество осадков (всего 0,8 мм) отмечено в пустыне Атакама (Южная Америка);
• влажные зоны умеренных широт (между 40° с. ш. и 60° ю. ш.) - значительное количество атмосферных осадков (более 500 мм) обусловлено циклонической деятельностью воздушных масс. Так, в лесной зоне Европы и Северной Америке годовая сумма осадков колеблется от 500 до 1000 мм, за Уралом она уменьшается до 500 мм, а затем на Дальнем Востоке из-за муссонной деятельности вновь возрастает до 1000 мм;
• полярные области обоих полушарий характеризуются незначительным количеством осадков (в среднем до 200-250 мм); эти минимумы осадков связаны с низкими температурами воздуха, ничтожным испарением и антициклонической циркуляцией атмосферы. Здесь располагаются арктические пустыни с крайне бедной растительностью (в основном мхи и лишайники). В России наибольшее количество осадков выпадает на юго-западных склонах Большого Кавказа - около 4000 мм (гора Ачишко - 3682 мм, а наименьшее - в тундрах северо-востока (около 250 мм) и в пустынях Прикаспия (менее 300 мм).

Давление атмосферы. Масса 1 м 3 воздуха на уровне моря при температуре +4 °С составляет в среднем 1,3 кг, что обусловливает существование атмосферного давления. Человек, как и другие живые организмы, не ощущает воздействия этого давления, так как обладает уравновешивающим внутренним давлением. Давление атмосферы на широте 45° на высоте, равной уровню моря, при температуре +4 °С считается нормальным, оно соответствует 1013 гПа или 760 мм рт. ст. или 1 атм. Естественно, что атмосферное давление с высотой уменьшается, а в среднем это составляет 1 гПа на каждые 8 м высоты. Следует сказать, что давление изменяется в зависимости от плотности воздуха, которая, в свою очередь, зависит от температуры. На специ-

Вращение

Земли Северный полюс

Рис. 26.

альных картах изображаются линии с одинаковыми значениями давлений, это так называемые карты изобар. Выявлены следующие две закономерности:

• давление изменяется от экватора к полюсам зонально; на экваторе оно пониженное, в тропиках (особенно над океанами) - повышенное, в умеренных - переменное от сезона к сезону; в полярных - повышенное;
• над материками зимой устанавливается повышенное, а летом - пониженное давле- Рис 27. Розаветров ние (рис. 26).

Ветер. Движение воздуха, обусловленное разницей в атмосферном давлении, называют ветром. Скорость ветра определяет его виды, например при штиле скорость ветра равна нулю, а ветер со скоростью более 29 м/с называют ураганом. Наибольшая скорость ветра более 100 м/с зафиксирована в Антарктиде. Для практических целей при решении различных инженерных, экологических и других задач строят так называемые розы ветров (рис. 27).

Выявлены некоторые общие закономерности направлений основных потоков воздуха в нижних слоях атмосферы:

• из тропических и субтропических областей повышенного давления основной поток воздуха движется к экватору в область постоянного низкого давления; при вращении Земли эти потоки ориентируются вправо в северном полушарии и влево - в южном; эти токи постоянных ветров называют пассатами;
• определенная часть тропического воздуха перемещается в умеренные широты; особенно активным этот процесс бывает летом, так как в умеренных широтах летом давление обычно пониженное. Этот поток также сориентирован за счет вращения Земли, но носит медленный постепенный характер; в целом в умеренных широтах обоих полушарий преобладает западный перенос воздуха;
• из полярных областей высокого давления воздух перемещается в умеренные широты, принимая северо-восточное направление в северном полушарии и юго-восточное - в южном.

Кроме вышеописанных так называемых планетарных ветров отмечены муссоны - ветры, изменяющие свое направление по сезонам: зимой ветры дуют с суши на море, а летом - с моря насушу. Эти ветры также имеют отклонения в своих направлениях в связи с вращением Земли. Муссонные ветры особенно характерны для Дальнего Востока и Восточного Китая.

Кроме планетарных ветров и муссонов имеются локальные или местные ветры: бризы - береговые ветры; фены - теплые сухие ветры горных склонов; суховеи - сухие и очень горячие ветры пустынь и полупустынь; бора (сарма, чипук, мистраль) - плотные холодные ветры с горных преград.

Ветер является важным абиотическим фактором, существенным образом формирующим условия жизни организмов, а также сказывающимся на формирование погоды и климата. Кроме того, ветер является одним из очень перспективных альтернативных источников энергии.

Погода - это состояние нижнего слоя атмосферы в данное время и в данном месте. Самой характерной особенностью погоды является ее изменчивость, а точнее - непрерывное изменение. Это чаще всего и наиболее ярко проявляется при смене воздушных масс. Воздушная масса - это огромный движущийся объем воздуха с определенной температурой, плотностью, влажностью, прозрачностью и т. д.

В зависимости от места формирования выделяют арктические, умеренные, тропические и экваториальные воздушные массы. Место формирования и его длительность сказываются на свойствах воздушных масс, находящихся над ними. К примеру, на влажность и температуру воздушных масс влияет факт их формирования над континентом или океаном, зимой или летом.

Россия расположена в умеренном поясе, поэтому на ее западе преобладают морские умеренные воздушные массы, а над большей частью остальной территории - континентальные; за Полярным кругом формируются арктические воздушные массы.

Встречи различных воздушных масс в тропосфере создают переходные области -атмосферные фронты - протяженностью до 1000 км и мощностью в несколько сотен метров. Теплый фронт образуется при наступлении теплого воздуха на холодный, а холодный при обратном направлении движения воздушной массы (рис. 28, 29).

На фронтах образуются при определенных условиях мощные вихри с диаметрами до 3 тыс. км. При пониженном давлении в центре такого вихря он носит название циклона, при повышенном - антициклона (рис. 30). Циклоны обычно движутся с запада на восток со скоростью до 700 км/сут. Разновидностью циклонических вихрей являются меньшие по размерам, но очень бурные по погоде тропические циклоны. Давление в их центре падает до 960 гПа, а сопровождающие их ветры носят ураганный характер (> 50 м/с) с шириной штормового фронта до 250 км.

Климат - это многолетний режим погоды, характерный для данной местности. Климат является одним из важных долговременных абиотических факторов; он оказывает влияние на режим рек, образование различных типов почв, виды растительных и животных сооб-

Рис. 28.

00 700 800 км Холодный

Расстояние по горизонтали фронт

ществ. В областях Земли, где поверхность получает в избытке тепло и влагу, широко распространены влажные вечнозеленые леса с огром-ной биопродуктивностью. Области, расположенные около тропиков, тепла получают достаточно, но влаги значительно меньше, что приводит к образованию полупустынных форм растительности. В умеренных широтах есть свои особенности, связанные с устойчивым приспособлением растительности к достаточно сложным климатическим условиям. На формирование климата главное влияние оказывает географическое положение местности, в частности, над водной

воздух

6 Теплый воздух

Грозовое облако

* Ледяные кристаллы

Теплый Перистые

воздух Перисто -слоистые

Ледяные -д. - --*

кристаллы . .

Водяные * ,

капли ^ ^

- ____ ; у Холодный

Рис. 29.

поверхностью и над сушей формируются различные режимы погоды. С удалением от океана повышается средняя температура самого теплого месяца и понижается самого холодного, т. е. растет амплтуда годовых температур. Так, в Нерчинске она достигает 53,2 °С, а в Ирландии на побережье Атлантики - всего лишь 8,1 °С.

Горы, холмы, котловины очень часто являются зонами особого климата, а горные цепи - климаторазделами.

Влияют на климат морские течения, достаточно упомянуть о влиянии Гольфстрима на климат Европы. Поданным Б.П. Алисова, по преобладающему климату выделяют следующие пояса.

1. Экваториальный пояс, охватывающий бассейны рек Конго и Амазонки, побережье Гвинейского залива, Зондские острова; среднегодовая температура в диапазоне от 25 до 28 °С, максимальная температура не превышает +30 в С, но относительная влажность 70-90 %. Количество осадков превышает 2000 мм, а в отдельных местностях до 5000 мм. Распределение осадков в течение года носит равномерный характер.

Высокое

давление

Н Низкое давление

Низкое

давление

Высокое

давление

Рис. 30. Схема движения воздуха в циклоне (а) и антициклоне (б)

• 2. Субэкваториальный пояс, занимающий Бразильское нагорье, Центральную Америку, большую часть Индостана и Индокитая, северную часть Австралии. Самой характерной особенностью является сезонная смена воздушных масс: выделяют влажный (летний) и сухой (зимний) сезоны. Именно в этом поясе на северо-востоке Индостана и на Гавайских островах расположены самые «мокрые» места на Земле, здесь выпадает больше всего осадков.
• 3. Тропический пояс, размещающийся по обе стороны от тропиков как на океанах, так и на материках. Средняя температура значительно превышает +30 *С (отмечено даже +55 °С). Осадков выпадает мало (менее 200 мм). Здесь расположены самые крупные пустыни мира - Сахара, Западно-Австралийская, Аравийская, но в то же время в зонах пассатов выпадает много осадков - Большие Антильские острова, восточные побережья Бразилии и Африки.
• 4. Субтропический пояс, занимающий большие пространства между 25-й и 40-й параллелями северной и южной широты. Для этого пояса характерна сезонная смена воздушных масс: летом вся область занята тропическим воздухом, зимой - воздухом умеренных широт. Выделены три климатических района - западный, центральный и восточный. К западному климатическому району относят побережье Средиземного моря, Калифорнию, центральные Анды, юго-западную Австралию - климат здесь носит название средиземноморского (погода летом сухая и солнечная, а зимой - теплая, влажная). В Восточной Азии и на юго-востоке Северной Америки климат устанавливается под влиянием муссонов, температура самого холодного месяца всегда больше 0 в С. В Восточной Турции, Иране, Афганистане, Большом бассейне Северной Америки весь год преобладает сухой воздух: летом - тропический, зимой - континентальный. Количество осадков не превышает400 мм. Зимой температура бывает ниже 0 °С, но без снежного покрова, суточные амплитуды величин до 30 "С; большая разница в температурах в течение года. Здесь в центральных областях материков расположены пустыни.
• 5. Умеренный пояс, располагающийся к северу и к югу от субтропиков примерно до полярных кругов. В южном полушарии преобладает океанический климат, а в северном выделяют три климатических района: западный, центральный и восточный. На западе Европы и Канады, юге Анд преобладает влажный морской воздух умеренных широт (500-1000 мм осадков в год). Осадки выпадают равномерно, годовые колебания температур невелики. Лето длинное, теплое; зима мягкая, иногда с обильными снегопадами. На востоке (Дальний Восток, северо-восток Китая) климат муссонный: летом влажность и количество осадков значительны за счет океанского муссонного привноса; зимой за счет влияния континентальных масс холодного воздуха температуры опускаются более чем -30 °С. В центре (средняя

Рис. 31.

полоса России, Украина, север Казахстана, юг Канады) формируется климат умеренного типа, хотя название это достаточно условно, так как нередко зимой сюда поступает арктический воздухе очень низкими температурами. Зима длинная, морозная; снежный покров удерживается свыше трех месяцев, лето дождливое, теплое; количество осадков по мере продвижения в глубь континента уменьшается (с 700 до 200 мм). Самая характерная особенность климата этого района - резкие перепады температур в течение года, неравномерное распределение осадков, что иногда вызывает засухи (рис. 31, 32).

• 6. Субарктический (субантарктический) пояс; эти переходные пояса расположены к северу от умеренного пояса в северном полушарии и к югу от него в южном полушарии. Для них характерна смена воздушных масс по сезонам: летом - воздух умеренных широт, зимой - арктический (антарктический). Лето короткое, прохладное, со средней температурой самого теплого месяца от 12 до 0 °С с небольшим количеством осадков (в среднем 200 мм). Зима длинная, морозная с большим количеством снега. В северном полушарии в этих широтах расположена зона тундры.
• 7. Арктический (антарктический) пояс является источником образования холодных масс воздуха в условиях повышенного давления. Для этого пояса характерны длинные полярные ночи и полярные

Арктические фронты летом

Полярные фронты летом

зимой

Рис. 32. Атмосферные фронты над территорией России

зимой

дни; их продолжительность на полюсах доходит до шести месяцев. Пониженный фон температур поддерживает постоянный ледяной покров, который в виде мощного слоя лежит в Антарктиде и Гренландии, а ледяные горы - айсберги и ледяные поля плавают в приполярных морях. Здесь зафиксированы абсолютные минимумы температур и самые сильные ветры (рис. 33).

Богатейшее разнообразие форм рельефа, реки, моря и озера создают условия для образования микроклимата местности, который также имеет важное значение для формирования среды жизнедеятельности.

Атмосфера Земли, ее воздушная оболочка как среда жизни обладает особенностями, вытекающими из общих описанных выше характеристик и направляющих главные пути эволюции обитателей этой среды. Так, достаточно высокое содержание кислорода (до 21 % в атмосферном воздухе и несколько меньше в дыхательной системе животных) определяет возможность формирования высокого уровня энергетического метаболизма. Именно в этих основных условиях атмосферной среды возникли гомойотермныеживотные, отличающиеся высоким уровнем энергетики организма, большой степенью автономности от внешних воздействий и высокой биологической активностью в экосистемах. С другой стороны, атмосферный воздух отличается низкой и изменчивой влажностью. Это обстоятельство во

Неверный тропик

КЭхный тропик

Западные ветры

Восточные ветры

Рис. 33. Полярный вихрь б Северном полушарии

многом лимитировало возможности освоения воздушной среды, а у ее обитателей направляло эволюцию фундаментальных свойств системы водно-солевого обмена и структуру органовдыхания.

Одной из важнейших (И.А. Шилов, 2000) особенностей атмосферы как арены жизни является низкая плотность воздушной среды. Говоря о ее обитателях, имеем в виду наземные формы растений и животных. Дело в том, что низкая плотность среды обитания закрывает возможность существования организмов, которые осуществляют свои жизненные функции вне связи с субстратом. Именно поэтому жизнь в воздушной среде реализуется вблизи поверхности земли, поднимаясь в атмосферу не более чем на 50-70 м (кроны деревьев в тропических лесах). Следуя за особенностями рельефа, живые организмы могут оказываться и на больших высотах (до 5-6 км над уровнем моря, хоти имеется факт наличия птиц наг. Эверест, а лишайники, бактерии и насекомые регулярно фиксируются на высотах около 7 км). Условия высокогорий лимитируют физиологические процессы, которые связаны с парциальным давлением атмосферных

газов, например в Гималаях на высоте более 6,2 км проходит граница зеленой растительности, так как пониженное парциальное давление диоксида углерода не позволяет развиваться фотосинтезирующим растениям; животные, как обладающие способностью к передвижению, поднимаются и набольшие высоты.Так, временное пребывание живых организмов в толще атмосферы регистрируется на высотах до 10-11 км, рекордсменом является белоголовый сип, столкнувшийся с самолетом на высоте 12,5 км (И.А. Шилов, 2000); летающие насекомые встречены на этих же высотах, а бактерии, споры, простейшие обнаружены на высоте 15 км, описано даже нахождение бактерий на высоте 77 км, причем в жизнеспособном состоянии.

Жизнь в атмосфере не отличается какой-либо вертикальной структурой в соответствии с потоками вещества и энергии, движущимися в биологическом круговороте. Многообразие жизненных форм в наземной среде более связано с зональными климатическими и ландшафтными факторами. Шарообразность Земли, ее вращение и движение по орбите создают сезонную и широтную динамику интенсивности поступления солнечной энергии на различные участки земной поверхности, где формируются сходные по условию жизни географические пространства, в пределах которых особенности климата, рельефа, вод, почвенного и растительного покрова образуют так называемые ландшафтно-климатические зоны: полярные пустыни, тундры, леса умеренного климата (хвойные, лиственные), степи, саванны, пустыни, тропические леса.

Комплекс физико-географических и климатических факторов образует наиболее фундаментальные условия жизни в каждой из зон и выступает как мощный фактор эволюционного становления морфофизиологических адаптаций растений и животных к жизни в этих условиях.

Ландшафтно-климатические зоны играют существенную роль в ходе биогенного круговорота. В частности, в наземной среде ярко выражена ведущая роль зеленых растений. Прозрачность атмосферы определяет обстоятельство достижения поверхности планеты потоком солнечного излучения. Практически половину его составляет фотосинтетически активная радиация с длиной волны 380-710 нм.

Именно эта часть светового потока составляет энергетическую основу фотосинтеза - процесса, в котором, с одной стороны, создается органическое вещество из неорганических составляющих, а с другой - открывается возможность использования выделяемого кислорода для дыхания как самих растений, так и гетеротрофных аэробных организмов. В этом реализуется само наличие на Земле биологического круговорота веществ.

Звездочка (2) в формулах означает, что данная молекула содержит избыточную энергию, от которой ей необходимо избавиться как можно быстрее, в противном случае возникнет обратная реакция.

Ни для кого не секрет, что воздух — крайне важная часть биосферы. Ведь именно его уникальный состав обеспечивает возможность жизни на планете. Но как называется воздушная Что она собой представляет и чем уникальна? Каков ее химический состав и физические свойства? Эти вопросы интересуют многих.

Как называется воздушная оболочка Земли?

Известно, что жизнь на Земле возможна во многом благодаря уникальному составу воздуха. И газовая оболочка носит название атмосферы. Эта часть биосферы полностью окружает планету и удерживается вокруг небесного тела благодаря гравитации.

Естественно, эта оболочка имеет определенные химические и физические свойства. Что же касается границ, то четко их провести невозможно. Ближе к земной поверхности атмосфера контактирует с литосферой и гидросферой. А вот определить, где заканчивается газовая оболочка и начинается открытый космос, крайне тяжело. На сегодняшний день границу принято проводить на высоте 100 км, где находится так называемая линия Кармана — в этом районе аэронавтика уже невозможна.

Атмосфера — воздушная оболочка Земли, значение которой трудно переоценить. Ведь не стоит забывать, что практически все небесные тела находятся под воздействием ионизирующих и ультрафиолетовых излучений, которые губительны для живых организмов. Именно в газовой оболочке эти лучи нейтрализуются.

Теория возникновения атмосферы

На самом деле, множество людей задается вопросом о том, как образовалась воздушная оболочка Земли. Ответ на этот вопрос вряд ли может быть точным, так как на сегодняшний день существует несколько разных теорий о происхождении атмосферы.

Согласно самой распространенной гипотезе, первичная атмосфера образовалась четыре миллиарда лет назад из легких газов, а именно — гелия и водорода, которые были захвачены из межпланетного пространства. В связи с высокой вулканической активностью в дальнейшем создалась вторичная газовая оболочка, которая была насыщена углекислым газом, водяным паром и аммиаком.

Третичная атмосфера была образована благодаря многим процессам — химические реакции (например, грозовые разряды), ультрафиолетовое воздействие, утечка гелия и водорода обратно в межпланетное пространство.

Химический состав атмосферы

Теперь, когда выяснилось, как называется воздушная оболочка Земли, стоит рассмотреть ее химический состав, который считается уникальным. Сразу же следует отметить, что различными газами насыщены лишь нижние слои атмосферы. В частности, в воздухе, который мы вдыхаем, преобладает азот (78,08 %). Уровень кислорода составляет 20,95 %. Это два основных газа.

Кроме того, воздушная оболочка Земли включает в себя и другие компоненты — это водород, аргон, гелий, ксенон, метан, окиси серы и азота, озон, аммиак.

Строение воздушной оболочки Земли

Атмосферу принято разделять на несколько основных слоев, каждый из которых имеет разные физические и химические характеристики.

• Тропосфера — самый близкий слой к поверхности земли. Именно здесь сконцентрировано 80 % всего воздуха. И именно здесь возможна жизнедеятельность человека. Кстати, в этом слое сосредоточена почти вся атмосферная вода (90 %). Здесь образуются облака и осадки. Тропосфера простирается на 18 км от поверхности земли. С подъемом вверх температура здесь снижается.
• Стратосфера (12-50 км) - слой, который считается наиболее спокойной частью атмосферы. Именно здесь находится озоновый защитный слой.
• Термосфера — часть атмосферы, верхняя граница которой находится примерно на 700-800 км. Здесь температура с подъемом начинает резко повышается, и в некоторых участках составляет около 1200 градусов по Цельсию. В границах этого слоя находится так называемая ионосфера, где воздух сильно ионизируется под воздействием солнечной радиации.
• Экзосфера — зона рассеяния, которая на высоте 3000 км переходит в космическое пространство. Воздух здесь насыщен легкими газами, в частности водородом и гелием.

Основные физически характеристики атмосферы

Безусловно, физические свойства воздуха крайне важны. Например, зная их, можно определить, как атмосфера воздействует на человеческий или любой другой живой организм. Кроме того, измерение физических параметров просто необходимо для определения оптимальных характеристик летательных аппаратов, самолетов и т. д. В частности, во внимание берутся следующие физические показатели:

• Температура воздуха измеряется по следующей формуле: t1 = t - 6,5H (здесь t — температура воздуха у земной поверхности, а Н — высота).
• Плотность воздуха — это масса воздуха на кубический метр.
• Давление, которое может быть измерено как в Паскалях, так и в атмосферах.
• Влажность воздуха демонстрирует количество воды в единице воздуха. Следует отметить, что нулевая влажность возможна только в лабораторных условиях. Чем выше этот показатель, тем ниже плотность воздуха, и наоборот.

Кстати, наука, дающая ответ на вопросы о том, как называется воздушная оболочка Земли, каковы ее свойства и характеристики, — это метеорология. Ученые занимаются не только изучением атмосферы, но также следят за ее постоянными изменениями, которые влияют на погоду и климат.

Атмосфера и ее значение

Важность газовой оболочки Земли очень трудно переоценить. Ведь всего несколько минут без воздуха приводят к потере сознания, гипоксии и необратимым повреждениям мозга. Только благодаря удивительному составу атмосферы живые организмы могут получать необходимый им кислород.

Кроме того, воздушная оболочка защищает поверхность планеты от вредных космических излучений. Вместе с тем, сквозь атмосферу проходит достаточное количество ультрафиолетовых лучей, которые согревают Землю. Ученые говорят, что уменьшение ультрафиолета приведет к снижению общей температуры и замерзанию. Кроме того, под воздействием солнечных лучей (в разумном количестве) в кожных тканях человека образуется витамин Д.

Озоновый слой и его значение

В стратосфере, на высоте 12-50 км от поверхности земли, находится озоновый слой. Эта часть атмосферы была открыта в 1912 году французскими учеными Ш. Фабри и А. Буиссоном.

Озон представляет собой бесцветный газ с резким характерным запахом. Он состоит из трех атомов оксигена. Именно эта часть газовой оболочки обеспечивают защиту поверхности земли от опасных космических излучений.

К сожалению, в связи с техническим и промышленным прогрессом, в воздушной оболочке Земли повысилось количество вредных веществ, которые постепенно разрушают озоновый слой. Так называемые озоновые дыры — крайне опасная проблема.

парниковый эффект и кислотные дожди

К сожалению, постоянное которое связано преимущественно с развитой промышленностью, приводит к массе ухудшений. К таким опасным изменениям относят так называемый парниковый эффект. Дело в том, что земные тела излучают волны преимущественно инфракрасного спектра — они далеко не всегда могут проникать сквозь атмосферу. Повышение концентрации которые поглощают инфракрасные излучения углекислый газ), приводит к повышению общей температуры в нижних слоях атмосферы, что, соответственно, влияет на климат.

Кислотные дожди — еще один результат промышленного загрязнения воздушной оболочки Земли. Оксиды серы и азота, которые выбрасываются в воздух тепловыми электростанциями, автомобилями, металлургическими заводами и некоторыми другими предприятиями, могут вступать в реакцию с водяным паром атмосферы — под воздействием солнечного излучения здесь образуются кислоты, которые выпадают вместе с другими осадками.

Атмосфера - газообразная оболочка планеты. Атмосфера Земли состоит из смеси газов, водяных паров и мелких частиц твёрдых веществ. Основа атмосферы, воздух, представляет собой смесь газов, в первую очередь азота, кислорода, аргона, и углекислого газа. Воздушную оболочку нашей планеты называют греческим словом - Атмосфера, что можно перевести как оболочка из газа .

Общая масса земной атмосферы составляет примерно 5,15·10 15 т. Верхняя граница атмосферы лежит на высоте около 1000 км над уровнем моря; выше располагается так называемая корона Земли, простирающаяся на расстоянии около 20000 км и состоящая главным образом из водорода и гелия. Атмосфера обладает наименьшей массой из всех других геосфер нашей планеты: она составляет примерно 1/1000 массы гидросферы и около 1/10000 массы земной коры.

По словам специалистов, воздушная оболочка Земли состоит из нескольких основных слоев, это тропосфера, тропопауза, стратосфера, стратопауза, мезосфера, мезопауза, термосфера и экзосфера.

Всего атмосфера имеет толщину от двух до 3 тыс. км. от поверхности нашей планеты. Воздушная оболочка Земли обладает следующими функциями:

• - регулирование климата Земли;
• - поглощение солнечной радиации;
• - пропускает тепловое излучение Солнца;
• - сохраняет тепло;
• - является средой распространения звука;
• - источник кислородного дыхания;
• - формирование влагооборота, связанного с образованием облаков и выпадением осадков;
• - формирующий фактор литосферы (выветривание).

Федеральное агентство по образованию
Московский Государственный Строительный Университет
Авторы: А.С. Маршалкович, М.И. Афонина, Т.А. Алешина.

ЭКОЛОГИЯ - Конспект лекций.
Москва 2009

• Воздушная оболочка Земли, состав и ее функции .
• Водная оболочка Земли .
• Литосфера .

Воздушная оболочка Земли, состав и ее функции.

Рис.2. Воздействие УФ-излучения на Землю.

Атмосфера (от греч. atmos — пар и spharia — шар) — воздушная оболочка Земли, вращающаяся вместе с ней. Развитие атмосферы было тесно связано с геологическими и геохимическими процессами, протекающими на нашей планете, а также с деятельностью живых организмов.

Нижняя граница атмосферы совпадает с поверхностью Земли, так как воздух проникает в мельчайшие поры в почве и растворен даже в воде.

Верхняя граница на высоте 2000-3000 км постепенно переходит в космическое пространство.

Благодаря атмосфере, в которой содержится кислород, возможна жизнь на Земле. Атмосферный кислород используется в процессе дыхания человека, животными, растениями.

Если бы не было атмосферы, на Земле была бы такая же тишина, как на Луне. Ведь звук — это колебание частиц воздуха. Голубой цвет неба объясняется тем, что солнечные лучи, проходя сквозь атмосферу, как через линзу, разлагаются на составляющие цвета. При этом рассеиваются больше всего лучи голубого и синего цветов.

Атмосфера задерживает большую часть ультрафиолетового излучения Солнца, которое губительно действует на живые организмы. Также она удерживает у поверхности Земли тепло, не давая нашей планете охлаждаться.

Строение атмосферы

В атмосфере можно выделить несколько слоев, различающихся по и плотности (рис. 1).

Тропосфера

Тропосфера — самый нижний слой атмосферы, толщина которого над полюсами составляет 8-10 км, в умеренных широтах — 10-12 км, а над экватором — 16-18 км.

Рис. 1. Строение атмосферы Земли

Воздух в тропосфере нагревается от земной поверхности, т. е. от суши и воды. Поэтому температура воздуха в этом слое с высотой понижается в среднем на 0,6 °С на каждые 100 м. У верхней границы тропосферы она достигает -55 °С. При этом в районе экватора на верхней границе тропосферы температура воздуха составляет -70 °С, а в районе Северного полюса -65 °С.

В тропосфере сосредоточено около 80 % массы атмосферы, находится почти весь водяной пар, возникают грозы, бури, облака и осадки, а также происходит вертикальное (конвекция) и горизонтальное (ветер) перемещение воздуха.

Можно сказать, что погода в основном формируется в тропосфере.

Стратосфера

Стратосфера — слой атмосферы, расположенный над тропосферой на высоте от 8 до 50 км. Цвет неба в этом слое кажется фиолетовым, что объясняется разреженностью воздуха, из-за которой солнечные лучи почти не рассеиваются.

В стратосфере сосредоточено 20 % массы атмосферы. Воздух в этом слое разрежен, практически нет водяного пара, а потому почти не образуются облака и осадки. Однако в стратосфере наблюдаются устойчивые воздушные течения, скорость которых достигает 300 км/ч.

В этом слое сосредоточен озон (озоновый экран, озоносфера), слой, который поглощает ультрафиолетовые лучи, не пропуская их к Земле и тем самым защищая живые организмы на нашей планете. Благодаря озону температура воздуха на верхней границе стратосферы находится в пределах от -50 до 4-55 °С.

Между мезосферой и стратосферой расположена переходная зона — стратопауза.

Мезосфера

Мезосфера — слой атмосферы, расположенный на высоте 50-80 км. Плотность воздуха здесь в 200 раз меньше, чем у поверхности Земли. Цвет неба в мезосфере кажется черным, в течение дня видны звезды. Температура воздуха снижается до -75 (-90)°С.

На высоте 80 км начинается термосфера. Температура воздуха в этом слое резко повышается до высоты 250 м, а потом становится постоянной: на высоте 150 км она достигает 220-240 °С; на высоте 500-600 км превышает 1500 °С.

В мезосфере и термосфере под действием космических лучей молекулы газов распадаются на заряженные (ионизированные) частицы атомов, поэтому эта часть атмосферы получила название ионосфера — слой очень разреженного воздуха, расположенный на высоте от 50 до 1000 км, состоящий в основном из ионизированных атомов кислорода, молекул окиси азота и свободных электронов. Для этого слоя характерна высокая наэлектризован- ность, и от него, как от зеркала, отражаются длинные и средние радиоволны.

В ионосфере возникают полярные сияния — свечение разреженных газов под влиянием электрически заряженных летящих от Солнца частиц — и наблюдаются резкие колебания магнитного поля.

Экзосфера

Экзосфера — внешний слой атмосферы, расположенный выше 1000 км. Этот слой еще называют сферой рассеивания, так как частицы газов движутся здесь с большой скоростью и могут рассеиваться в космическое пространство.

Состав атмосферы

Атмосфера — это смесь газов, состоящая из азота (78,08 %), кислорода (20,95 %), углекислого газа (0,03 %), аргона (0,93 %), небольшого количества гелия, неона, ксенона, криптона (0,01 %), озона и других газов, но их содержание ничтожно (табл. 1). Современный состав воздуха Земли установился более сотни миллионов лет назад, однако резко возросшая производственная деятельность человека все же привела к его изменению. В настоящее время отмечается увеличение содержания СО 2 примерно на 10-12 %.

Входящие в состав атмосферы газы выполняют различные функциональные роли. Однако основное значение этих газов определяется прежде всего тем, что они очень сильно поглощают лучистую энергию и тем самым оказывают существенное влияние на температурный режим поверхности Земли и атмосферы.

Таблица 1. Химический состав сухого атмосферного воздуха у земной поверхности

Азот, самый распространенный газ в атмосфере, химически мало активен.

Кислород , в отличие от азота, химически очень активный элемент. Специфическая функция кислорода — окисление органического вещества гетеротрофных организмов, горных пород и недоокисленных газов, выбрасываемых в атмосферу вулканами. Без кислорода не было бы разложения мертвого органического вещества.

Роль углекислого газа в атмосфере исключительно велика. Он поступает в атмосферу в результате процессов горения, дыхания живых организмов, гниения и представляет собой, прежде всего, основной строительный материал для создания органического вещества при фотосинтезе. Кроме этого, огромное значение имеет свойство углекислого газа пропускать коротковолновую солнечную радиацию и поглощать часть теплового длинноволнового излучения, что создаст так называемый парниковый эффект, о котором речь пойдет ниже.

Влияние на атмосферные процессы, особенно на тепловой режим стратосферы, оказывает и озон. Этот газ служит естественным поглотителем ультрафиолетового излучения Солнца, а поглощение солнечной радиации ведет к нагреванию воздуха. Средние месячные значения общего содержания озона в атмосфере изменяются в зависимости от широты местности и времени года в пределах 0,23-0,52 см (такова толщина слоя озона при наземных давлении и температуре). Наблюдается увеличение содержания озона от экватора к полюсам и годовой ход с минимумом осенью и максимумом весной.

Характерным свойством атмосферы можно назвать то, что содержание основных газов (азота, кислорода, аргона) с высотой изменяется незначительно: на высоте 65 км в атмосфере содержание азота — 86 %, кислорода — 19, аргона — 0,91, на высоте же 95 км — азота 77, кислорода — 21,3, аргона — 0,82 %. Постоянство состава атмосферного воздуха по вертикали и по горизонтали поддерживается его перемешиванием.

Кроме газов, в воздухе содержатся водяной пар и твердые частицы. Последние могут иметь как естественное, так и искусственное (антропогенное) происхождение. Это цветочная пыльца, крохотные кристаллики соли, дорожная пыль, аэрозольные примеси. Когда в окно проникают солнечные лучи, их можно увидеть невооруженным глазом.

Особенно много твердых частиц в воздухе городов и крупных промышленных центров, где к аэрозолям добавляются выбросы вредных газов, их примесей, образующихся при сжигании топлива.

Концентрация аэрозолей в атмосфере определяет прозрачность воздуха, что сказывается на солнечной радиации, достигающей поверхности Земли. Наиболее крупные аэрозоли — ядра конденсации (от лат.condensatio — уплотнение, сгущение) — способствуют превращению водяного пара в водяные капли.

Значение водяного пара определяется прежде всего тем, что он задерживает длинноволновое тепловое излучение земной поверхности; представляет основное звено больших и малых круговоротов влаги; повышает температуру воздуха при конденсации водяных наров.

Количество водяного пара в атмосфере изменяется во времени и пространстве. Так, концентрация водяного пара у земной поверхности колеблется от 3 % в тропиках до 2-10 (15) % в Антарктиде.

Среднее содержание водяного пара в вертикальном столбе атмосферы в умеренных широтах составляет около 1,6-1,7 см (такую толщину будет иметь слой сконденсированного водяного пара). Сведения относительно водяного пара в различных слоях атмосферы противоречивы. Предполагалось, например, что в диапазоне высот от 20 до 30 км удельная влажность сильно увеличивается с высотой. Однако последующие измерения указывают на большую сухость стратосферы. По-видимому, удельная влажность в стратосфере мало зависит от высоты и составляет 2-4 мг/кг.

Изменчивость содержания водяного пара в тропосфере определяется взаимодействием процессов испарения, конденсации и горизонтального переноса. В результате конденсации водяного пара образуются облака и выпадают атмосферные осадки в виде дождя, града и снега.

Процессы фазовых переходов воды протекают преимущественно в тропосфере, именно поэтому облака в стратосфере (на высотах 20-30 км) и мезосфере (вблизи мезопаузы), получившие название перламутровых и серебристых, наблюдаются сравнительно редко, тогда как тропосферные облака нередко закрывают около 50 % всей земной поверхности.

Количество водяного пара, которое может содержаться в воздухе, зависит от температуры воздуха.

В 1 м 3 воздуха при температуре -20 °С может содержаться не более 1 г воды; при 0 °С — не более 5 г; при +10 °С — не более 9 г; при +30 °С — не более 30 г воды.

Вывод: чем выше температура воздуха, тем больше водяного пара может в нем содержаться.

Воздух может быть насыщенным и не насыщенным водяным паром. Так, если при температуре +30 °С в 1 м 3 воздуха содержится 15 г водяного пара, воздух не насыщен водяным паром; если же 30 г — насыщен.

Абсолютная влажность — это количество водяного пара, содержащегося в 1 м 3 воздуха. Оно выражается в граммах. Например, если говорят «абсолютная влажность равна 15», то это значит, что в 1 м Л содержится 15 г водяного пара.

Относительная влажность воздуха — это отношение (в процентах) фактического содержания водяного пара в 1 м 3 воздуха к тому количеству водяного пара, которое может содержаться в 1 м Л при данной температуре. Например, если по радио во время передачи сводки погоды сообщили, что относительная влажность равна 70 %, это значит, что воздух содержит 70 % того водяного пара, которое он может вместить при данной температуре.

Чем больше относительная влажность воздуха, т. с. чем ближе воздух к состоянию насыщения, тем вероятнее выпадение осадков.

Всегда высокая (до 90 %) относительная влажность воздуха наблюдается в экваториальной зоне, так как там в течение всего года держится высокая температура воздуха и происходит большое испарение с поверхности океанов. Такая же высокая относительная влажность и в полярных районах, но уже потому, что при низких температурах даже небольшое количество водяного пара делает воздух насыщенным или близким к насыщению. В умеренных широтах относительная влажность меняется по сезонам — зимой она выше, летом — ниже.

Особенно низкая относительная влажность воздуха в пустынях: 1 м 1 воздуха там содержит в два-три раза меньше возможного при данной температуре количество водяного пара.

Для измерения относительной влажности пользуются гигрометром (от греч. hygros — влажный и metreco — измеряю).

При охлаждении насыщенный воздух не может удержать в себе прежнего количества водяного пара, он сгущается (конденсируется), превращаясь в капельки тумана. Туман можно наблюдать летом в ясную прохладную ночь.

Облака — это тог же туман, только образуется он не у земной поверхности, а на некоторой высоте. Поднимаясь вверх, воздух охлаждается, и находящийся в нем водяной пар конденсируется. Образовавшиеся мельчайшие капельки воды и составляют облака.

В образовании облаков участвуют и твердые частицы , находящиеся в тропосфере во взвешенном состоянии.

Облака могут иметь различную форму, которая зависит от условий их образования (табл. 14).

Самые низкие и тяжелые облака — слоистые. Они располагаются на высоте 2 км от земной поверхности. На высоте от 2 до8 км можно наблюдать более живописные кучевые облака. Самые высокие и легкие — перистые облака. Они располагаются на высоте от 8 до 18 км над земной поверхностью.

Охрана атмосферы

Главным источником являются промышленные предприятия и автомобили. В больших городах проблема загазованности главных транспортных магистралей стоит очень остро. Именно поэтому во многих крупных городах мира, в том числе и в нашей стране, введен экологический контроль токсичности выхлопных газов автомобилей. Поданным специалистов, задымленность и запыленность воздуха может наполовину сократить поступление солнечной энергии к земной поверхности, что приведет к изменению природных условий.