Атмосфера

1-2.Атмосфера - газова оболонка  Землі. Різкої верхньої межі  вона не має і поступово  переходить в космічний простір.  Атмосфера захищає нашу планету  від астероїдів та метеоритів, ультрафіолетового випромінювання. Завдяки її складу існує життя  на Землі. Атмосфера Землі складається  з суміші газів (повітря), водяної  пари і домішок (аерозолів). Повітря  біля підстилаючої поверхні містить (за об'ємом) понад 78 % азоту, близько 21 % кисню і менше 1 % інших газів.

Атмосфера має шарувату будову. Відповідно до змін температури з  висотою виділяють такі шари: тропосферу (до 16 км), стратосферу (до 50 км), мезосферу (до 80 км), термосферу, що поступово переходять у міжпланетний простір приблизно  на висоті 3000 км. Температура з підняттям  вгору у тропосфері знижується в  середньому на 6°С на 1 км, а тиск - на 11 мм рт. ст. на кожні 100 м. У ній зосереджена майже вся водяна пара, утворюються хмари і випадають опади. Процеси, що відбуваються в тропосфері, безпосередньо впливають на підстилаючу поверхню, на життя і діяльність людей.

3-4.Со́нячна радіа́ція — випромінювання Сонця, яке поширюється у вигляді електромагнітних хвиль зі швидкістю 300 000 км/с.

Сонячна радіація — головне  джерело енергії для всіх фізико-географічних процесів, що відбуваються на земній поверхні і в атмосфері. Кількість сонячної радіації залежить від висоти сонця, географічної широти місцевості, пори року, прозорості атмосфери. Для вимірювання  сонячної радіації радіації служать актинометри і піргеліометри

Пряма радіація — сонячна  радіація, що доходить до земної поверхні у виді пучка паралельних променів, що виходять безпосередньо від сонячного  диска.

Розсіяна радіація — сонячна  радіація, що була розсіяна в атмосфері, надходить на земну поверхню з  усього небесного зводу. У похмурі  дні вона є єдиним джерелом енергії  в приземних шарах атмосфери.

Сумарна радіація — сукупність прямої і розсіяної сонячної радіації, що надходить у природних умовах на земну поверхню. Вона залежить від  географічної широти, висоти над рівнем моря, прозорості атмосфери і хмарності. У гірських районах розподіл сонячної радіації дуже складний, тому що її величина визначається також ще експозицією  і крутістю схилів. Розподіл сумарної радіації представлено для рівнин і  передгір'їв з абсолютними висотами до 600 м.

5. Альбе́до — фізична величина, що описує здатність поверхні чи космічного тіла відбивати та розсіювати випромінення (світло).

Ефективне випромінювання - різниця між власним випромінюванням  земної поверхні і зустрічним випромінюванням, що до неї надходить з атмосфери. При ясному небі ефективне випромінювання високе, із збільшенням хмарності  воно зменшується.

Радіаційний баланс атмосфери  і підстилаючої поверхні, сума приходу і витрати променистої енергії, атмосферою, що поглинається і випромінюваною, і підстилаючою поверхнею . Для атмосфери радіаційний баланс складається з прибуткової частини — поглиненої прямої і розсіяної сонячної радіації, а також поглиненого довгохвильового (інфрачервоного) випромінювання земної поверхні, і витратної частини — втрати тепла за рахунок довгохвильового випромінювання атмосфери у напрямі до земної поверхні і в світовий простір повітря.

6. Нагрівання повітря.  Повітря атмосфери пропускає  сонячні промені до земної  поверхні. Проте саме воно променями  не нагрівається. Нагрівається Сонцем  земна поверхня. А потім від  неї нагрівається повітря. Тому, чим далі від земної поверхні, тим стає холодніше.

Температурна інверсія - підвищення температури повітря з висотою  в деякому шарі тропосфери. Інверсії зустрічаються в приземному шарі повітря, а також у вільній  атмосфері, особливі в нижніх 2 км. Характеристики інверсій включають: висоту нижньої  межі і вертикальну потужність, стрибок  температури в шарі інверсії. Потужність приземних інверсій звичайно складає десятки метрів, але іноді досягає декількох сотень метрів (напр., в Антарктиді). Стрибок температури в шарі інверсії може перевищувати 12–15 °С, але звичайно він менший. Приземні інверсії, що виникають над поверхнями ґрунту, снігу або льоду, вихолодженими внаслідок нічного випромінювання, називаються радіаційними. Поширені також сніжні, або весняні, інверсії, що виникають над поверхнею снігу при позитивних температурах повітря і особливо яскраво що виявляються в денний час. У вільній атмосфері інверсії виникають в основному завдяки термодинамічним процесам; грають важливу роль в процесах обміну теплом, вологою, перенесення домішок і т.д. Під інверсією різко ослаблена інтенсивність турбулентного перенесення, що може приводити до скупчення сконденсованої водяної пари (туману), забруднень і т.д.

7. Повітря одержує тепло від земної поверхні, нагрітої сонячними променями. Ступінь нагрівання земної поверхні залежить від кута падіння сонячних променів на її поверхню. Чим більший цей кут, тим нагрівання більше.  Кут падіння сонячних променів залежить від часу доби, широти місцевості, положення Землі відносно Сонця (упродовж року). Різницю між найвищою (максимальною) і найнижчою (мінімальною) температурами називають амплітудою коливання температури. Вона може визначатися за добу, місяць, рік.

http://referatu.net.ua/newreferats/951/187278

8. Відповідно і температура повітря розподіляється зонально, тобто зменшується у напрямку від екватора до полюсів. . Температура повітря залежить також від висоти місцевості над рівнем моря: чим вищою є місцевість, тим температура нижча. Істотно впливає на температуру повітря розподіл суходолу й води. Поверхня суходолу швидко нагрівається, але швидко й охолоджується, а поверхня води нагрівається повільніше, проте довше зберігає тепло і повільніше віддає його у повітря. Унаслідок різної інтенсивності нагрівання й охолодження поверхні Землі вдень і вночі, в теплу і холодну пори року, температура повітря змінюється протягом доби і року.

9. Випаровування – це відрив молекул води, що мають більшу внутрішню енергію, від поверхні суші або водної поверхні. Випаровуваність – це величина, яка показує, скільки води випарувалося б з одиниці площі відповідної території (або товщина цього шару) при необмежених запасах вологи. Ця величина є оцінкою потенційних можливостей регіону щодо випаровування. Величини випаровуваності в полярних широтах близько 60-80 мм з максимальними значенням 100-120 мм обумовлені низькими температурами повітря і, як наслідок, близькими значеннями E1 (фактичної пружності водяної пари) та е (максимальної пружності). В помірних широтах значення випаровуваності зростають з півночі на південь і з заходу на схід. На західних узбережжях материків – 400-500 мм, у центрі – 750-1000 мм, у внутрішньоконтинентальних районах – 1400-1800 мм. В тропічних широтах на узбережжях морів і океанів випаровуваність становить 500-600 мм і значно зростає у внутрішніх районах континентів. У тропічних пустелях – максимальні на планеті значення випаровуваності – 3000 мм. В екваторіальних широтах величина випаровуваності зменшується до 800-1200 мм за рахунок збільшення абсолютної вологості повітря.

10. Конденса́ція — Процес переходу газу або насиченої пари в рідину чи тверде тіло внаслідок охолодження або стиснення їх. Швидкість процесу залежить від зовнішніх умов — тиску, температури, інколи — наявності інших речовин. Субліма́ція — перехід речовини із твердого стану в газоподібний, оминаючи рідку фазу. Оскільки при сублімації змінюється питомий обсяг речовини і поглинається енергія (теплота сублімації), то сублімація є фазовим переходом першого роду. Конденсація і сублімація протилежні випаровуванню. Необхідні умови конденсації: 1/ зниження температури повітря: 2/ наявність ядер конденсації /частинок, на яких можливе зсідання водяної пари/.

11. Утворення хмар пов'язане з виникненням в атмосфері областей з високою відносною вологістю. Наявність в атмосфері величезного числа дрібних частинок, що грають роль ядер конденсації, забезпечує появу зародкових крапель уже при досягненні насичення. Умови ж насичення створюються в результаті охолодження повітря, викликаного, наприклад, розширенням його при впорядкованому підйомі на атмосферних фронтах. Подальше охолодження повітря приводить до появи надлишкової пари, що поглинається зростаючими краплями. Таким чином, спочатку краплі ростуть переважно за рахунок конденсації водяної пари. Потім, по мірі їхнього укрупнення, все більшу роль починають грати процеси зіткнення й злиття крапель одна з одною (так звана коагуляція хмарних елементів). Хмари верхнього ярусу (5000-13 000 м від землі) — це перисті, перисто-шаруваті і перисто-купчасті. Усі вони білі й складаються з дрібних крижаних кристалів. Крізь них добре видно сонце і місяць. До хмар середнього ярусу (2000-5000 м від землі) належать високошаруваті, що утворюють тонку щільну сірувату пелену, майже непроникну для сонячних променів, і висококупчасті — у вигляді великих баранців або пухнастих пасем, схожих на брижі на морському березі. Ці хмари складаються із дрібних крапель і кристалів льоду.  Хмари нижнього ярусу (нижче 2000 м від землі) включають шарувато-купчасті — з окремими сірими пластинами або хвилястими пасмами; шарувато-дощові — хмари однорідного сірого кольору, які приносять затяжний дощ або сніг; а також шаруваті — у вигляді суцільної сірої пелени, схожої на туман. Усі ці хмари складаються переважно з крапель і найчастіше непроникні для сонячних променів. Виділяють також хмари вертикальні, основа яких розміщена в нижньому ярусі, а вершина може досягати середнього і навіть верхнього ярусу. До них належать купчасті — пухнасті хмари, що нагадують вату, із плоскою сірою основою і білими густими куполоподібними вершинами, і купчасто-дощові — масивні хмари з темно-синьою (майже чорною) основою на висоті від 400 до 1000 м і білими вершинами, що досягають середнього або верхнього ярусів і часто мають форму ковадла. Купчасто-дощові хмари приносять сильні зливи і грози. В екваторіальній зоні, де основними є висхідні рухи повітря, створюється підвищена хмарність. Середня хмарність становить тут 55—60 %. Високі температури і переважаюче поширення вод над сушею є сприятливими факторами для утворення густих багатоярусних хмар. У тропічних і субтропічних широтах у зв'язку з домінуючими низхідними рухами повітря хмарність набагато менша. Особливо низька хмарність над пустелями, де вона становить лише 20 % і менше. У помірних широтах хмарність зростає до 66—70 %, що пояснюється активною циклонічною діяльністю атмосфери і західним переносом вологого океанічного повітря на значні відстані в глибину материків. Особливо висока хмарність (більше 80 %) спостерігається над морями Північного Льодовитого океану і Антарктидою. Характерно, що хмарність у високих широтах дуже розріджена і зосереджується лише в нижніх шарах повітря. Це пояснюється низькими температурами повітря і малим вмістом у ньому вологи.

12. При збільшенні крапель і кристалів води в хмарах до такого розміру, що вони можуть подолати опір висхідних повітряних струмків, починають випадати опади. З хмap випадають дощ, сніг. крупи льоду і снігу, льодяний дощ, град. мряка. Опади характеризується розміром шару в міліметрах, розподілом зa сезонами, тривалістю випадання, інтенсивністю, ймовірністю. Сніговий покрав характеризується щільністю, тривалістю залягання в днях, висотою, розподілом за орографічними елементами рельєфу, запасом води. На метеостанції опади вимірюють за допомогою дощоміра або самописного приладу - плювіографа. Дощомір - це циліндричне відро, спеціально захищене від вітру. Висоту снігового покриву визначають за допомогою рейки /дошка з нафарбованою шкалою в сантиметрах/.Види опадів залежать від умов походження /генезису/. 3а генезисом виділяються обложні, зливові опади і мряка. Обложні опади пов'язані з атмосферними фронтами і хмарами висхідного ковзким /шарувато-дощовими і високошаруватими/. Це тривалі опади середньої інтенсивності, вони випадають на велику площу порівняно рівномірно і переважають у помірному поясі.Зливові опади короткочасні, але інтенсивні, випадають на порівняно меншій площі з купчасто-дощових хмар конвективного походження. Зливи - це основний вид опадів у тропіко - екваторіальних широтах.Мряка - це опади дуже слабкої інтенсивності, з дуже дрібненьких краплин або дрібнесеньких сніжинок. Вони випадають з шаруватих і шарувато-купчастих хмap, які належать до хвилястих і утворюються в межах однієї стійкої повітряної маси.

http://school.xvatit.com/index.php?title=39._%D0%A5%D0%BC%D0%B0%D1%80%D0%BD%D1%96%D1%81%D1%82%D1%8C._%D0%92%D0%B8%D0%B4%D0%B8_%D0%BE%D0%BF%D0%B0%D0%B4%D1%96%D0%B2_%D1%82%D0%B0_%D0%B7%D0%B0%D0%BA%D0%BE%D0%BD%D0%BE%D0%BC%D1%96%D1%80%D0%BD%D0%BE%D1%81%D1%82%D1%96_%D1%97%D1%85_%D1%80%D0%BE%D0%B7%D0%BF%D0%BE%D0%B4%D1%96%D0%BB%D1%83_%D0%BD%D0%B0_%D0%B7%D0%B5%D0%BC%D0%BD%D1%96%D0%B9_%D0%BA%D1%83%D0%BB%D1%96.

13. Знаючи про існування сталих поясів низького та високого тиску на планеті, можемо встановити закономірність поширення опадів. На екваторі та помірних широтах, де переважає низький тиск, опадів багато: часто понад 1000-2000 мм на рік. У тропічних широтах та біля полюсів, де тиск високий, кількість опадів незначна: менше 200 мм на рік.

14. Атмосфе́рний тиск — тиск, з яким атмосфера Землі діє на земну поверхню і всі предмети, що на ній розташовані.Атмосферний тиск падає з висотою, оскільки він створюється лише шаром атмосфери, що знаходиться вище і навпаки, у глибоких шахтах збільшується. Залежність P(h) описується т. зв. барометричною формулою.Нормальним атмосферним тиском називають тиск в 760 мм рт. ст. На земній поверхні атмосферний тиск змінюється від місця до місця та у часі. Особливо важливі неперіодичні зміни атмосферного тиску, пов'язані з виникненням, розвитком і руйнуванням повільно рухомих областей високого тиску — антициклонів і відносно швидко рухомих величезних вихрів — циклонів, у яких панує знижений тиск, що визначає погоду. Зміни термічного поля Землі за сезонами року, обумовлені різницею в нагріванні океанів та материків, викликають коливання над ними і атмосферного тиску. Взимку над материками повітря холодніше, ніж над океанами, однакова маса повітря над акваторіями займає більший обсяг — утворюються пагорби. Повітря по верху «стікає» з океанів на материки. Загальна вага повітряного стовпа над континентами підвищується, тут утворюються області підвищеного тиску — антициклони. Оскільки взимку над океанами повітря тепліше, над водною поверхнею вага повітря зменшується, утворюються області зниженого тиску — циклони.

15. Вітром називають сукупність горизонтальних рухів повітря відносно земної поверхні.  Вітер виникає внаслідок різниці атмосферного тиску над окремими ділянками поверхні Землі. Вітер має багато властивостей: силу, напрям, вологість і температуру. Вітри бувають залежно від напрямку постійні, пануючі, сезонні. середньомісячні, річні та ін. За результатами спостережень будують графіки розподілу вітрів за місяцями, сезонами і за рік, на яких відображають повторюваність напряму вітру по основних румбах. Такі графіки називають розами вітрів.

16. Цикло́н — атмосферний вихор з низьким тиском в центрі. Вітри в циклоні в північній півкулі дмуть проти годинникової стрілки, і в нижньому шарі відхиляються до центру, в південній півкулі — за годинниковою стрілкою. Циклони постійно й природно з'являються через обертання Землі, завдяки силі Коріоліса. Проходження циклону пов'язане з утворенням потужної хмарності і випадінням опадів. Антициклони – інші атмосферні вихори, що утворюються в одній повітряній масі. У їх центрі – тиск високий. Тому вітер спрямований від центру до його країв. Унаслідок дії обертання Землі вітри відхиляються за годинниковою стрілкою в Північній півкулі і проти годинникової стрілки в Південній.  Влітку антициклони приносять малохмарну, теплу і навіть спекотну погоду, взимку – ясну, суху і морозну.

17. Повітряні маси - окремі великі об`єми повітря, які має певні загальні властивості (температуру, вологість прозорість) і який рухається як одне ціле. Але всередині цього об`єму вітри можуть бути різними. Властивості повітряної маси визначаються районами їх формування. Вона набуває від поверхні, над якою вона формується чи затримується. Повітряні маси мають різні властивості. Наприклад повітря Арктики має низькі, а повітря тропіків високі температури у всі пори року, повітря північної Атлантики істотно від повітря материка Євразії. Горизонтальні розміри повітряних масс величезні. Виділяють такі головні (зональні) типи повітряних мас, які формуються в областях з різним атмосферним тиском: арктичні(антарктичні), помірні (полярні), тропічні і екваторіальні. Зональні повітряні маси поділяються на морські і континентальні - в злежності від характеру підстилаючої поверхні в районі їх формування.

18. Центри дії атмосфери  - — стійкі області високого та низького атмосферного тиску над певними районами земної кулі. Ц. д. а. визначають на кліматичних багаторічних картах як статистичний результат переважання у даному районі циклонів або антициклонів. Розрізняють постійні (перманентні) та сезонні Ц. д. а. Постійні Ц. д. а. виявлено на кліматичних картах усіх місяців року (або всіх сезонів). До них належать екваторіальна депресія, субтропічні антициклони, полярні антициклони та ін. Сезонними Ц. д. а. є зимові області високого тиску у помірних широтах над материками, які влітку змінюються депресіями. Розподіл Ц. д. а. визначає характер заг. циркуляції атмосфери.