И.Ф. Рассашко, О.В. Ковалева, А.В. Крук
Общая экология
Тексты лекций для студентов специальности 1-33 01 02 «Геоэкология». – Гомель: ГГУ им. Ф. Скорины, 2010. – 252 с.

Раздел 3. Прикладная экология

Лекция 17. Экология атмосферы

17.2. Процессы, происходящие в атмосфере

 Процессы, происходящие в атмосфере, возникают и развиваются в основном в результате превращений энергии, поступающей к ней от Солнца. В атмосфере постоянно осуществляется преобразование лучистой энергии; происходит круговорот тепла, влаги и различных примесей; развиваются оптические, электрические и многие другие явления. Поскольку атмосфера находится в постоянном взаимодействии с поверхностью Земли, при изучении процессов, происходящих в ней, учитывается также влияние географических факторов – характера поверхности, особенностей рельефа и т. д.

Лучистая энергия в атмосфере и на земной поверхности. Основным источником энергии почти для всех природных процессов, происходящих на поверхности земли и в атмосфере, является лучистая энергия, поступающая на Землю от Солнца. Энергия, поступающая к поверхности земли из глубинных ее слоев, выделяющаяся при радиоактивном распаде, привносимая космическими лучами, а также излучение, приходящее к Земле от звезд, ничтожно малы по сравнению с энергией, поступающей на Землю от Солнца.

Кроме лучистой энергии, то есть электромагнитных волн, от Солнца приходят к Земле также различные потоки заряженных частиц, главным образом электронов и протонов, движущихся со скоростями в сотни и даже тысячи километров в секунду. Электромагнитные же волны распространяются со скоростью 300000 км/с. Солнце представляет собой газовый шар, состоит в основном из водорода (64%) и гелия (32%). На долю остальных элементов приходится всего 4% его массы. В недрах Солнца происходят сложные ядерные реакции, при которых выделяются огромные количества энергии. Нижняя, наиболее плотная часть солнечной атмосферы называется фотосферой (сферой света). Она является основным источником энергии, излучаемой Солнцем. Над фотосферой находится менее плотный слой солнечной атмосферы – хромосфера (окрашенная сфера). Еще выше расположена так называемая солнечная корона. Газы, образующие Солнце, находятся в непрерывном бурном движении. В фотосфере наблюдаются более темные образования, называемые солнечными пятнами. Они представляют собой огромные воронки, образовавшиеся в результате вихревых движений газа. В хромосфере наблюдаются колоссальные взрывы – протуберанцы, обнаруживаемые как огненно- красные выступы на внешнем контуре видимого диска Солнца. Количество солнечных пятен, вспышек, протуберанцев периодически изменяется, примерно один раз в одиннадцать лет их число достигает максимума. В годы максимума солнечных пятен активизируются и другие явления на Солнце: усиливаются излучение ультрафиолетовой радиации и интенсивность потоков испускаемых Солнцем частиц. В эти же периоды наблюдаются и резкие возмущения земного магнитного поля, нарушается радиосвязь, увеличивается повторяемость и яркость полярных сияний. Кроме 11-летнего периода колебаний солнечной активности, наблюдается еще и 80-летний ее период. Солнечная радиация, поступившая на верхнюю границу атмосферы, на своем пути до земной поверхности претерпевает ряд изменений, вызванных ее поглощением и рассеиванием в атмосфере. Радиация, поступающая от Солнца в атмосферу и затем на земную поверхность в виде пучка параллельных лучей, называется прямой. Значительная часть прямой радиации, пришедшей к верхней границе атмосферы, достигает земной поверхности. Часть солнечной радиации рассеивается молекулами атмосферных газов и аэрозолями и поступает к земной поверхности в виде рассеянной радиации. Часть солнечной радиации, отражающаяся от земной поверхности и атмосферы (в основном от облаков), называется отраженной радиацией. Количественно лучистая энергия характеризуется потоком радиации. Поток радиации – это количество лучистой энергии, которое поступает в единицу времени на единицу поверхности.

Тепловой режим атмосферы. Тепловым режимом атмосферы называют характер распределения и изменения температуры в атмосфере. Тепловой режим атмосферы определяется главным образом ее теплообменом с окружающей средой, то есть с деятельной поверхностью и космическим пространством. Важное в метеорологии понятие «деятельная поверхность» дано в 1884 г. известным русским ученым А. И. Воейковым, трудами которого заложены научные основы микроклиматологии в России. Внешней деятельной поверхностью А. И. Воейков назвал поверхность, воспринимающую и отдающую энергию, являющуюся источником температурных колебаний прилегающих слоев воздуха и почвы. Поскольку процессы поглощения и излучения радиации, испарения и теплообмена происходят не только на поверхности, но всегда охватывают слой различной толщины, то выделяют также деятельный слой земной поверхности, в котором практически полностью усваивается поглощенная радиация. За исключением верхних слоев, атмосфера поглощает солнечную энергию сравнительно слабо. В частности, непосредственно солнечными лучами тропосфера нагревается незначительно. Основным источником нагревания нижних слоев атмосферы является тепло, получаемое ими от деятельной поверхности. В дневные часы, когда приход радиации преобладает над излучением, деятельная поверхность нагревается, становится теплее воздуха, и тепло передается от нее воздуху. Ночью деятельная поверхность теряет тепло путем излучения и становится холоднее воздуха. В этом случае воздух отдает тепло почве, в результате чего сам он охлаждается. Перенос тепла между деятельной поверхностью и атмосферой, а также в самой атмосфере может осуществляться с помощью следующих процессов. Большое влияние на процессы нагревания и охлаждения прилегающего к деятельной поверхности слоя атмосферы оказывает ее характер. При этом, тепловые воздействия суши и водной поверхности на атмосферу неодинаковы: деятельная поверхность суши отдает воздуху значительно большую часть получаемого ею лучистого тепла (35–50%), чем поверхность водоемов, которая большую часть получаемого тепла отдает более глубоким слоям. Много тепла на водоемах затрачивается также на испарение воды и лишь незначительная его часть расходуется на нагревание воздуха. Поэтому в периоды нагревания суши воздух над ней оказывается теплее, чем над водной поверхностью. Когда же деятельная поверхность охлаждается путем излучения, то суша, накопившая достаточного запаса тепла, сравнительно быстро охлаждается и охлаждает прилегающие слои воздуха. Моря, океаны и большие озера в теплое время года накапливают в своей толще значительное количество тепла. В зимнее время они отдают его воздуху. Поэтому воздух над водными поверхностями зимой теплее, чем над сушей. Поверхности материков, в свою очередь, являются неоднородными. Леса, болота, степи, поля отдают воздуху неодинаковое количество тепла. Кроме того, почвы различных видов (чернозем, торф, песок) также оказывают неодинаковое термическое влияние на воздух. На температуру воздуха влияет снежный покров, способствуя понижению ее зимой. Объясняется это большой относительной излучательной и отражательной способностью снежного покрова. Существенное влияние на температуру воздуха оказывает растительный покров. Поверхность густого растительного покрова поглощает почти всю приходящую к ней радиацию и практически является деятельной поверхностью. Прилегающий к ней воздух днем прогревается, а по направлению вверх и вниз от этой поверхности температура убывает. Ночью над поверхностью растительного покрова в результате ее излучения воздух оказывается наиболее холодным. В редком растительном покрове охлажденный воздух несколько опускается до уровня с более густой листвой. Днем воздух над растительным покровом нагревается, а ночью охлаждается меньше, чем над оголенной почвой. Это объясняется большой теплоемкостью растительного покрова, а также тем, что часть лучистой энергии, поступающей на растительный покров, расходуется в нем на различные физические и биологические процессы, главным образом, на испарение. В лесу максимальные и минимальные температуры воздуха наблюдаются над кронами деревьев или, если листва редкая, несколько ниже крон. Поэтому наибольшие амплитуды также отмечаются над кронами, а выше и ниже они уменьшаются. В среднем температура в лесу ниже, чем на открытой местности. Повышая ночные минимумы и понижая дневные максимумы, лес сглаживает суточные колебания температуры. Амплитуда суточного хода температуры воздуха в лесу примерно на 2° меньше, чем на открытой местности. Следует также отметить, что сквозь кроны деревьев радиация проникает в ослабленном виде. Количество радиации, достигающей оснований деревьев, зависит от многих факторов, в том числе от высоты, плотности и вида растительного покрова, от угла падения солнечной радиации. В зрелом древостое оснований деревьев достигает менее 20% радиации, но эта величина может уменьшаться и до 5%. В околополуденные часы под полог молодого березового леса в стадии полной листвы проникает 5–8% радиации, поступающей к кронам. С началом листопада прозрачность лесного полога увеличивается; в октябре после окончания листопада радиация в лесу составляет 20% радиации над лесом. Что касается вертикального распределения суммарной радиации в молодом березняке, то наиболее сильное ослабление радиации происходит в нижней густой части крон, где задерживается около 40% радиации. У основания крон проникающая радиация может составлять 8% суммарной радиации над лесом. В лесу не только уменьшается количество коротковолновой радиации, достигающей поверхности почвы, но изменяется соотношение между прямой и рассеянной. Значительная часть прямой солнечной радиации трансформируется в рассеянную. В целом, лесные массивы ослабляют интенсивность радиации в синем участке спектра (0,40–0,45 мкм) и усиливают в красном и инфракрасном участках (0,65–0,75 мкм). Радиационный, как и тепловой, режим в лесу зависит от возраста и сомкнутости леса, от пород деревьев и других факторов. Зимой лиственный лес оказывает меньшее влияние на суточную амплитуду температуры, чем хвойный. В летний период, когда деревья покрываются листьями, разности амплитуд лес – открытая местность возрастают и становятся большими, чем в хвойном лесу. Вследствие ослабленного обмена между почвой, кроной и слоями атмосферы, расположенными выше крон, в лесу создаются благоприятные условия для повышенной влажности. В зависимости от структуры древостоя элементы влажности существенно изменяются по вертикали. Поскольку при сомкнутых кронах деревьев максимум температуры приурочен к поверхности крон, то здесь же наблюдается и максимум абсолютной влажности, обусловленной транспирацией деревьев. В кронах обычно фиксируется и максимум относительной влажности.

Водяной пар в атмосфере, испарение, облака. Процесс испарения заключается в том, что молекулы воды, обладающие наибольшими скоростями, преодолевают силы молекулярного сцепления и отрываются от водной или другой испаряющей поверхности. Затем они быстро распространяются в окружающем воздухе в результате молекулярной диффузии, конвекции и турбулентного перемешивания воздуха. Воздушными течениями пар переносится на большие расстояния в горизонтальном направлении. Кроме того, в атмосфере непрерывно происходит обратный процесс – переход молекул водяного пара из воздуха в воду или на поверхность почвы, растительного, снежного и ледяного покровов. Когда количество водяного пара над испаряющей поверхностью становится больше необходимого для насыщения, то есть когда число возвращающихся молекул начинает превышать число отрывающихся, то результирующим является процесс, обратный испарению – конденсация пара на поверхности. Количественно испарение характеризуется массой воды, испаряющейся в единицу времени с единицы поверхности. Эта величина называется скоростью испарения. Скорость испарения увеличивается с повышением температуры испаряющей поверхности. Объясняется это тем, что с повышением температуры увеличивается число сравнительно быстро движущихся молекул, способных оторваться от испаряющей поверхности. Видимое скопление продуктов конденсации или сублимации водяного пара на некоторой высоте называется облаком. Из облаков выпадают осадки, в них возникают грозы, они влияют на приток лучистой энергии к деятельной поверхности и тем самым на температурный режим почвы, водоемов и воздуха. Облака отличаются большим разнообразием форм и физического строения. В зависимости от условий образования все облака разделяются на три класса:

1 Кучевообразные – облака, сильно развитые по вертикали, но имеющие сравнительно небольшую горизонтальную протяженность. Они образуются в результате интенсивных восходящих (конвективных) движений воздуха.

2 Волнистообразные – слой облаков, имеющих большую горизонтальную протяженность и вид «барашков», валов или гряд. Они образуются в результате волновых движений в атмосфере.

3 Слоистообразные – слой облаков в виде сплошной пелены, горизонтальная протяженность которых в сотни раз превосходит их вертикальные размеры. Они образуются в результате медленных, плавных восходящих движений воздуха, в частности, над фронтальными поверхностями.

По составу облака делятся на три группы: 1) водяные (жидкокапельные), состоящие из капель воды; 2) ледяные (кристаллические), состоящие из ледяных кристаллов; 3) смешанные, состоящие из смеси переохлажденных водяных капель и ледяных кристаллов. Капли воды и кристаллы льда, выпадающие из облаков атмосферы на земную поверхность, называются атмосферными осадками. Количество осадков измеряют высотой слоя воды в миллиметрах, образовавшегося в результате выпадения осадков на горизонтальной поверхности при отсутствии испарения, просачивания и стока, а также при условии, что осадки, выпавшие в твердом виде, полностью растаяли. Слой осадков 1 мм, выпавших на площадь 1 м², соответствует массе воды 1 кг. Важной характеристикой осадков является их интенсивность, то есть количество осадков, выпадающих в единицу времени. Интенсивность как жидких, так и твердых осадков, определяется качественно. Визуально осадки делят на слабые, умеренные и сильные. Различают следующие виды осадков.

Твердые осадки:

– снег – ледяные или снежные кристаллы (снежинки), чаще всего имеющие форму звездочек или хлопьев (образуются из нескольких слипшихся между собой звездочек);

– снежная крупа – непрозрачные сферические крупинки белого или матово-белого цвета;

– снежные зерна – непрозрачные матово-белые палочки или крупинки;

– ледяная крупа – ледяные прозрачные крупинки, в центре которых имеется непрозрачное ядро;

– ледяной дождь – прозрачные ледяные шарики;

– град – кусочки льда различных форм и размеров.

Жидкие осадки:

– дождь – капли диаметром от 0,5 до 7,0 мм;

– морось – капли диаметром 0,05–0,5 мм, находящиеся как бы во взвешенном состоянии, так что падение их почти незаметно.

Смешанные осадки:

– мокрый снег – тающий снег или смесь снега с дождем.

По физическим условиям образования и по характеру выпадения различают осадки обложные, ливневые и моросящие:

– обложные осадки выпадают обычно из системы фронтальных слоисто-дождевых и высоко-слоистых облаков, а иногда и из слоисто-кучевых облаков, они охватывают одновременно большие площади и могут непрерывно или с короткими перерывами продолжаться в течение нескольких часов и даже десятков часов;

– ливневые осадки выпадают из кучево-дождевых облаков, они отличаются внезапностью начала и конца выпадения, обычно охватывают небольшую площадь;

– моросящие осадки выпадают из слоистых и изредка из слоисто-кучевых облаков.

Наименьшей интенсивностью обладают моросящие осадки, наибольшей – ливневые. Изучение интенсивности осадков, особенно ливневых, имеет большое практическое значение. Дождь, интенсивность которого превышает 1 мм/мин, принято называть ливнем. Ливни нередко наносят большой ущерб: смывают почву, вызывают рост оврагов, разрушают дороги, являются причиной паводков и наводнений. Поэтому для гидрологических и гидротехнических расчетов необходимо знать максимально возможную в данной местности интенсивность ливневых осадков.

По синоптическим условиям образования различают осадки внутримассовые и фронтальные: первые образуются внутри однородных воздушных масс, вторые связаны с прохождением фронтов.

Атмосферное давление и плотность воздуха. Атмосфера, окружающая земной шар, оказывает давление на поверхность земли и на все предметы, находящиеся над землей. В покоящейся атмосфере давление в любой точке равно весу вышележащего столба воздуха, простирающегося до внешней периферии атмосферы и имеющего сечение 1 см². Атмосферное давление измеряется высотой ртутного столба в барометре, уравновешивающего это давление. Соответственно единицей давления служит миллиметр ртутного столба (мм рт. ст.). В метеорологии единицей давления также служит паскаль (Па), его выражают и в гектопаскалях (гПа). В качестве единицы давления до недавнего времени использовали миллибар (мбар). Соотношение между единицами давления следующее: 1 гПа = 1 мбар = 0,75 мм рт. ст., 1 мм рт. ст. = 1,33 мбар = 1,33 гПа. Нормальным атмосферным давлением называется давление, равное весу столба ртути высотой 760 мм при температуре 0° С на уровне моря и широте 45°. Пространственное распределение атмосферного давления называется барическим полем. Барическое поле можно наглядно представить с помощью поверхностей, во всех точках которых давление одинаково. Такие поверхности называются изобарическими. Линии, соединяющие точки с одинаковым давлением на данной плоскости, называются изобарами. Для получения наглядного представления о распределении давления на земной поверхности строят карты изобар на уровне моря. Для этого на географическую карту наносят атмосферное давление, измеренное на метеорологических станциях и приведенное к уровню моря. Затем точки с одинаковым давлением соединяют плавными кривыми линиями. Карты изобар могут быть построены по результатам наблюдений в определенные моменты времени (синоптические карты), а также по средним многолетним данным за различные промежутки времени – месяц, сезон, год (климатологические карты). Вследствие неодинаковости атмосферного давления в разных точках атмосферы возникает ветер – движение воздуха относительно земной поверхности. Так как давление меняется по вертикали и по горизонтали, то воздух обычно движется под некоторым углом к земной поверхности. Но этот угол очень мал. Поэтому ветром большей частью считают горизонтальное движение воздуха. Ветер характеризуется скоростью и направлением. Направление ветра определяется той точкой горизонта, откуда дует ветер. Для обозначения направления ветра в метеорологии используют 16 точек горизонта, называемых румбами, а иногда азимут той точки, откуда дует ветер. Азимут – это путь, направление земного предмета, небесного светила. Азимут выражают в угловых градусах. Отсчет градусов ведется от севера через восток, так что северному направлению соответствует 0°, восточному – 90°, южному – 180°, западному – 270°. С изменением атмосферного давления связано возникновение таких явлений как циклоны и антициклоны. Циклоны (от гр. kyklon – кружащийся) – это область пониженного давления в атмосфере с минимумом в центре. Поперечник циклона составляет несколько тысяч километров. Характеризуется системой ветров, дующих против часовой стрелки в Северном полушарии, по часовой – в Южном полушарии. Погода при циклоне преобладает пасмурная с сильными ветрами. Антициклоны – область повышенного давления в атмосфере с максимумом в центре (1050–1070 гПа). Поперечник антициклона имеет протяженность порядка тысяч километров. Антициклон характеризуется системой ветров, дующих по часовой стрелке в Северном полушарии, против – в Южном полушарии. Погода при антициклоне малооблачная, сухая, ветры слабые.