Географическая оболочка

В тропосфере находится 80 % всей массы  воздуха, причем половина его сосредоточена  в нижнем 5-км слое. Если у земной поверхности давление воздуха 1013 мб. То близ верхней границы тропосферы  оно равно около 280 мб, то есть уменьшается в четыре раза. Такую малую плотность воздуха могут переносить только микроорганизмы.

Географически чрезвычайно важным является тепловой режим тропосферы. Солнечные лучи проходят через нее, не нагревая воздуха. Источником тепла служит земная поверхность, нагретая Солнцем. Это, с одной стороны, создает конвекционные токи, а с другой – вызывает падение температуры с высотой за счет адиабатического охлаждения поднимающегося воздуха. Уменьшаясь в среднем на 6^o С на каждый километр, температура вверху тропосферы снижается над экватором до – 70⁰ С, а над северным полюсом до – 45⁰ и ниже.

Влияние земной поверхности простирается до 20 км, а далее нагревание воздуха  происходит непосредственно Солнцем  и действует особая термодинамическая система, независимая от земной поверхности. Таким образом, принадлежность 20-километрового слоя к географической оболочке обозначается как распространением живых организмов, так и тепловым воздействием земной поверхности. На этой высоте исчезают широтные различия в температуре воздуха и географическая зональность размывается.

Над тропосферой располагается тропопауза, представляющая собой тонкий переходный слой мощность около одного километра.

Над тропопаузой находится стратосфера (греч. стратос – слой).

Стратосфера начинается на тех высотах (8 км над полюсами и 16-18 км над экватором), за которые не распространяются конвекционные токи, хотя обмен воздухом между тропосферой и стратосферой происходит. В стратосфере содержится менее 20 % воздуха атмосферы.

Падение температур в стратосфере  прекращается; в нижней стратосфере (примерно до 20 км) температура остается постоянной (около - 60⁰ -70⁰ С). Выше, до 55 км, температура повышается до нескольких градусов выше нуля. Воздух на этой высоте нагревается непосредственно солнечными лучами: озон поглощает солнечную радиацию, причем в ультрафиолетовом, наиболее энергичном участке спектра.

Озоновый экран, который устанавливает  предел распространению живых организмов и тепловому влиянию земной поверхности, и является верхней границей биосферы и географической оболочки в целом. Стратосферу иногда справедливо называют озоносферой. В стратосфере происходит интенсивная вертикальная и горизонтальная циркуляция воздуха, вызванная неоднородным распределением в ней тепла.

Над нагретым слоем верхней атмосферы, после стратопаузы, то есть выше 55 км, лежит мезосфера, простирающаяся до высоты 80 км. В ней температура вновь падает до – 90 ⁰ С. На высотах от 80 до 90 км находится мезопауза с постоянной температурой – около 180⁰ С.

Над мезопаузой расположена термосфера, простирающаяся до 800- 1 000 км. Температура в термосфере устойчиво повышается: на высоте 150 км до 220⁰ С, а на уровне 600 км до 1 500⁰ С.

В термосфере под действием интенсивной  ультрафиолетовой радиации Солнца постоянно нарушается строение молекул и атомов газов: от электронных оболочек отрываются некоторые электроны, в пространстве находятся и целые атомы и атомы, потерявшие электроны, и отдельные электроны. Такое состояние вещества называется сверхгазовым, или плазмой. Процесс расщепления атомов и образования заряженных электронов называется ионизацией. Поэтому термосферу называют еще и ионосферой. Главный максимум ионизации приурочен к высотам 300-400 км.

По отношению в биосфере термосфера (ионосфера) выполняет защитную роль. Поглощая рентгеновское излучение, термосфера защищает жизнь от вредного воздействия солнечной короны.

Выше 1 000 км начинается внешняя атмосфера, или экзосфера, простирающаяся до 2 000 – 3 000 км. В экзосфере скорость движения газов приближается к критической – 11,2 км/час и они рассеиваются в межпланетное пространство. Особенно интенсивно ускользают атомы водорода. Этот газ, очевидно, и господствует в экзосфере.

Водород, преодолевающий земное притяжение, образует около Земли корону, заканчивающуюся на высотах в 20 000 км.

Тропосферу и нижнюю стратосферу  называют нижней атмосферой, а все более высокие слои – верхней атмосферой. На высотах 20-30 км иногда можно видеть перламутровые облака, образованные, вероятно, слоем космической пыли. В верхней мезосфере и в мезопаузе (на высоте около 80 км) изредка в сумерки видны серебристые облака. Природа их еще не изучена, но полагают, что они состоят из редко расположенных ледяных кристаллов. В слое ионизации образуется полярное сияние. Этот же слой, отражая радиоволны, обеспечивает дальнюю радиосвязь на Земле.

9.2. Солнечная радиация, радиационный баланс.

Солнечная радиация (солнечное излучение) – это вся совокупность солнечной энергии, поступающей на Землю. Солнечная радиация состоит из следующих двух основных частей: во-первых, тепловой и световой радиации, представляющей собой совокупность электромагнитных волн; во-вторых, корпускулярной радиации.

На Солнце тепловая энергия ядерных  реакций переходит в лучистую энергию. При падении солнечных лучей на земную поверхность лучистая энергия снова превращается в тепловую энергию. Солнечная радиация, таким образом, несет свет и тепло.

9.2.1 Интенсивность солнечной радиации. Солнечная постоянная

В связи с тем, что в географической оболочке один вид энергии (лучистая энергия) эквивалентно переходит в другой вид (тепловая энергия), то лучистую энергию солнечной радиации можно выражать в единицах тепловой энергии – джоулях  (Дж).

Интенсивность солнечной радиации должна быть прежде всего определена за пределами атмосферы, так как при прохождении через воздушную сферу она преобразуется и ослабевает. Интенсивность солнечной радиации выражается солнечной постоянной.

Солнечная постоянная – это поток солнечной энергии за 1 минуту на площадь сечением в 1 см², перпендикулярную солнечным лучам и расположенную вне атмосферы. Солнечная постоянная может быть также определена как количество тепла, которое получает в 1 минуту на верхней границе атмосферы 1 см² черной поверхности, перпендикулярной солнечным лучам.

Солнечная постоянная равна 1, 98 кал / (см² х мин), или 1, 352 кВт/ м² х мин.

Поскольку верхняя атмосфера поглощает  значительную часть радиации, то важно  знать величину ее на верхней границе  географической оболочки, то есть в  нижней стратосфере. Солнечная радиация на верхней границе географической оболочки выражается условной солнечной постоянной. Величина условной солнечной постоянной равна 1, 90 – 1, 92 кал / (см² х мин), или 1,32 – 1, 34 кВт / (м² х мин).

Солнечная постоянная, вопреки своему названию, не остается постоянной. Солнечная постоянная изменяется в связи с изменением расстояния от Солнца до Земли в процессе движения Земли по орбите. Как бы ни были малы эти колебания, они непременно сказываются на погоде и климате.

9.2.2 Изменение солнечной радиации при прохождении через атмосферу

Прямые солнечные лучи, пронизывающие  атмосферу при безоблачном небе, называются прямой солнечной радиацией. Максимальная ее величина при высокой прозрачности атмосферы на перпендикулярной лучам поверхности в тропическом поясе равна около 1,05 – 1, 19 кВт/м² (1,5 – 1,7 кал/см² х мин. В средних широтах напряжение полуденной радиации обычно составляет около 0,70 – 0,98 кВт /м² х мин (1,0 – 1,4 кал/см² х мин). В горах оно увеличивается.

Часть солнечных лучей от соприкосновения с молекулами газов и аэрозолями рассеивается и переходит в рассеянную радиацию. На земную поверхность рассеянная радиация поступает уже не от солнечного диска, а от всего небосвода и создает повсеместную дневную освещенность. От нее в солнечные дни светло и там, куда не проникают прямые лучи, например под пологом леса. Наряду с прямой радиацией рассеянная радиация также служит источником тепла.

Абсолютная величина рассеянной радиации тем больше, чем интенсивнее прямая. Относительное значение рассеянной радиации возрастает с уменьшением роли прямой: в средних широтах летом она составляет 41%, а зимой 73 % общего прихода радиации. Ее доля зависит от высоты Солнца: в высоких широтах она равна 30 %, в полярных 70 % от всей радиации. В целом же (с участием суточного хода высоты Солнца и облачности неба) на рассеянную радиацию приходится около 25 % всего потока солнечных лучей.

На земную поверхность, таким образом, поступает прямая и рассеянная радиация. В совокупности прямая и рассеянная радиация образуют суммарную радиацию, которая определяет тепловой режим тропосферы.

Поглощая и рассеивая радиацию, атмосфера значительно ее ослабляет. Величина ослабления зависит от коэффициента прозрачности, показывающего, какая  доля радиации доходит до земной поверхности. Если бы тропосфера состояла бы только из газов, то коэффициент прозрачности был бы равен 0,9, то есть она бы пропускала бы 90 % идущей к Земле радиации. Но в воздухе всегда присутствуют аэрозоли, снижающие коэффициент прозрачности до 0,7 – 0,8. Прозрачность атмосферы изменяется вместе с изменением погоды.

Так как плотность воздуха падает с высотой, то слой газа, пронизываемого лучами, нельзя выражать в км толщины  атмосферы. В качестве единицы измерения  принята оптическая масса, равная мощности слоя воздуха при вертикальном падении лучей.

Ослабление радиации в тропосфере легко наблюдать в течение  суток. Когда Солнце находится около  горизонта, то его лучи пронизывают  несколько оптических масс. Их интенсивность  при этом так ослабевает, что на Солнце можно смотреть незащищенным глазом. С поднятием Солнца уменьшается число оптических масс, которые проходят его лучи, и интенсивность лучей возрастает.

Степень ослабления солнечной радиации в атмосфере выражается формулой Ламберта:

I_i = I₀ p^m, где

I_i – радиация, достигшая земной поверхности,

I₀ – солнечная постоянная,

p – коэффициент прозрачности,

m – число оптических масс.

Количество лучистой энергии, приходящее на единицу земной поверхности, зависит  прежде всего от угла падения солнечных  лучей. На одинаковые площади на экваторе, в средних и высоких широтах приходится различное количество радиации.

Солнечная инсоляция (освещение) сильно ослабляется облачностью. Большая  облачность экваториальных и умеренных  широт и малая облачность тропических  широт вносят значительные коррективы в зональное распределение лучистой энергии Солнца.

Распределение солнечного тепла по земной поверхности показывается на карте суммарной солнечной радиации. Как показывают карты распределения  суммарной солнечной радиации, наибольшее количество солнечного тепла – от 7 530 до 9 200 МДж/м² (180-220 ккал/см²) получают тропические широты. Экваториальные широты из-за большой облачности получают тепла несколько меньше, 4 185 – 5 860 МДж/м² (100-140 ккал/см²).

От тропических широт к умеренным  радиация уменьшается. На островах Арктики она составляет  не более 2 510 МДж/м² (60 ккал/см²) в год.  Распределение радиации по земной поверхности имеет зонально-региональный характер. Каждая зона распадается на отдельные районы (регионы), несколько отличающиеся один от другого.

9.2.3 Альбедо

Суммарная радиация, достигшая земной поверхности, частично поглощается  почвой и водоемами и переходит  в тепло. На океанах и морях  суммарная радиация расходуется  на испарение, частично отражается в  атмосферу (отраженная радиация). Cоотношение усвоенной и отраженной лучистой энергии зависит от характера суши и от угла падения лучей на земную поверхностью. В связи с тем, что поглощенную энергию измерять практически невозможно, то определяют величину отраженной радиации.

Отражательная способность наземных и водных поверхностей называется их альбедо. Альбедо исчисляется в процентах отраженной радиации от упавшей на данную поверхность. Альбедо наряду с углом падения лучей и количеством оптических масс атмосферы, ими проходимых, является одним из важнейших планетарных факторов образования климатов.

На суше альбедо определяется цветом природных поверхностей. Всю радиацию способно усвоить абсолютно черное тело. Зеркальная поверхность отражает 100 % лучей и не способна нагреваться. Из реальных поверхностей наибольшим альбедо обладает чистый снег.

Альбедо водной поверхности для  прямой радиации зависит от того, под  каким углом на нее падают солнечные  лучи. Вертикальные лучи проникают  в воду глубоко, и она усваивает  их тепло. Наклонные лучи от воды отражаются, как от зеркала, и ее не нагревают. Альбедо водной поверхности при высоте Солнца 90⁰ равно 2 %, при высоте Солнца 20⁰ – 78%.  Для рассеянной радиации альбедо несколько меньше. В связи с тем, что 2/3 площади земного шара занято океаном, то усвоение солнечной энергии водной поверхностью выступает как важнейший климатообразующий фактор.

Океаны в субтропических широтах  усваивают лишь малую долю того тепла  Солнца, которое до них доходит. Тропические  моря, наоборот, поглощают почти  всю солнечную энергию. Альбедо водной поверхности. Как и снежный покров полярных стран, углубляет зональную дифференциацию климатов.