атмосфера

АТМОСФЕРА Земли - газовая оболочка, окружающая Землю. Масса А. составляет ок. 5*10¹⁵ т. Cp. давление А. у поверхности Земли равно 1013 гПа (760 мм рт. ст.). С высотой давление убывает по закону, близкому к экспоненциальному. На высотах в десятки км и выше плотность А. сравнительно незначительна. Строение атмосферы. По вертикали А. имеет слоистое строение, к-рое определяется в первую очередь особенностями распределения темп-ры (рис.). В самой нижней части А.- тропосфере темп-pa убывает с высотой в ср. на 6 К на 1 км. Высота тропосферы изменяется от 8-10 км в полярных широтах до 16-18 км у экватора. В связи с тем, что плотность воздуха быстро убывает с высотой, в тропосфере сосредоточено ок. 80% всей массы А.

Над тропосферой расположен переходный слой - тропопауза -с темп-рой 190-220 К, выше к-рой начинается стратосфера. В ниж. части стратосферы уменьшение темп-ры с высотой прекращается, и темп-pa остаётся прибл. постоянной до высоты 20 км - т. н. изотермич. область (ниж. стратосфера); выше темп-pa начинает возрастать - область инверсии (верхняя стратосфера). Темп-pa достигает максимума 270 К на уровне стратопаузы, расположенной на высоте ок. 55 км. Слой А., находящийся на высотах от 55 до 80 км, где вновь происходит понижение темп-ры с высотой, наз. мезосферой. Над ней находится переходный слой - мезопауза, выше к-рой располагается термосфера, где темп-ра, увеличиваясь с высотой, достигает очень больших значений (св. 1000 К).

Вертикальное распределение температуры в атмосфере.

Ещё выше (на высотах 1000 км и более) находится экзосфера, откуда атм. газы рассеиваются в мировое пространство за счёт диссипации и где происходит постепенный переход от А. к межпланетному пространству.

Состав атмосферы. Земная А. состоит преим. из азота и кислорода, а также содержит малые кол-ва аргона, углекислого газа, неона и др. постоянных и переменных компонентов (см. табл.).

Химический состав сухого воздуха у земной поверхности

Кроме этого, А. содержит небольшие количества ксенона, озона, окислов азота, двуокиси серы и нек-рых др. газов. Хим. состав сухого воздуха сравнительно мало изменяется до высоты ок. 100 км.

Наиб. важная переменная компонента А.- водяной пар, концентрация к-рого колеблется у земной поверхности от 3% в тропиках до 2*10^-5% в Антарктиде. Осн. масса водяного пара сосредоточена в тропосфере. Cp. содержание его в вертикальном столбе А. в умеренных широтах составляет ок. 1,6-1,7 см "слоя осаждённой воды". Изменчивость содержания водяного пара в тропосфере определяется взаимодействием процессов испарения, конденсации и горизонтального переноса. В результате конденсации происходит образование облаков и выпадение атм. осадков в виде дождя, града, снега. Процессы фазовых превращений воды протекают пре-им. в тропосфере.

Важное влияние на атм. процессы оказывает озон, сосредоточенный в осн. в стратосфере и обеспечивающий поглощение солнечной УФ-радиации. Cp. месячные значения общего содержания O₃ изменяются в зависимости от широты и времени года в пределах 0,23- 0,52 см (толщина слоя озона при наземном давлении и темп-ре). Наблюдаются увеличение содержания O₃ от экватора к полюсам и годовой ход с минимумом осенью и максимумом весной. Существ. переменной компонентой А. является углекислый газ, изменчивость содержания к-рого связана с жизнедеятельностью растений, индустриальными загрязнениями и растворимостью в морской воде (газообмен между океаном и А.).

Одной из наиболее оптически активных компонент является атм. аэрозоль - взвешенные в воздухе твердые и жидкие частицы размерами от неск. нм до неск. десятков мкм. Аэрозоль наблюдается как в тропосфере, так и в верхних слоях А., попадая в неё с земной поверхности в результате индустриальных загрязнений, вулканич. извержений, а также из космоса. Концентрация аэрозоля быстро убывает с высотой, причём на этот ход накладываются многочисленные вторичные максимумы, связанные с существованием аэрозольных слоев.

Радиационный, тепловой и водный балансы атмосферы. Практически единств. источником энергии для всех физ. процессов, развивающихся в А., является солнечная радиация. Гл. особенность радиац. режима А.- т. н. парниковый эффект: А. слабо поглощает солнечную КВ-радиацию, к-рая б. ч. достигает земной поверхности, но задерживает тепловое ДВ-излучение земной поверхности, значительно уменьшая теплоотдачу Земли в космич. пространство и повышая её темп-ру.

Приходящая солнечная радиация частично поглощается в А. гл. обр. водяным паром, углекислым газом, озоном и аэрозолями, а также рассеивается на частицах аэрозоля и на флуктуациях плотности А. Прямая и рассеянная солнечная радиация составляет суммарную радиацию, к-рая, достигая земной поверхности, частично отражается от неё. Величина отражённой радиации определяется отражат. способностью подстилающей поверхности, т. н. альбедо. За счёт поглощённой радиации земная поверхность нагревается и становится источником собств. ДВ-излучения, направленного к А. В свою очередь, А. также излучает ДВ-радиацию, направленную к земной поверхности (т. н. противоизлучение А.) и в мировое пространство. Радиац. теплообмен между земной поверхностью и А. определяется эфф. излучением - разностью между собственным излучением поверхности Земли и поглощённым ею противоизлучением А. Разность между КВ-радиацией, поглощённой земной поверхностью, и эфф. излучением ваз. радиационным балансом.

Преобразования энергии солнечной радиации после её поглощения земной поверхностью и А. составляют тепловой баланс Земли. Гл. источник теплоты для А.- земная поверхность, поглощающая осн. долю солнечной радиации. Поскольку поглощение солнечной радиации в А. меньше потери теплоты из А. в мировое пространство ДВ-излучением, радиац. расход теплоты восполняется её притоком к А. от земной поверхности в форме турбулентного теплообмена и приходом в результате конденсации водяного пара в А. T. к. итоговая величина конденсация во всей А. равна кол-ву выпадающих осадков, а также величине испарения с земной поверхности, приход конденсац. теплоты в А. численно равен её затрате на испарение с поверхности Земли. Поток солнечной энергии за единицу времени через площадку единичного размера, перпендикулярную солнечным лучам и расположенную вне А. на ср. расстоянии Земли от Солнца (т.н. солнечная постоянная), по совр. данным, равен 1367 Вт/м². Значение солнечной радиации, поглощённой Землёй как планетой, равно 237 Вт/м². Из этого кол-ва 157 Вт/м² поглощается земной поверхностью, 80 Вт/м²- А. Радиац. баланс земной поверхности равен 105 Вт/м², эфф. излучение с земной поверхности, соответствующее разности поглощённой радиации и радиац. баланса, составляет 52 Вт/м².

Энергия радиац. баланса расходуется на испарение воды (88 Вт/м²) и турбулентный теплообмен земной поверхности с А. (17 Вт/м²). А. получает тепловую энергию из трёх источников: поглощённой КВ-радиации (80 Вт/м²), прихода теплоты от конденсации водяного пара (88 Вт/м²), турбулентного потока теплоты от земной поверхности (17 Вт/м²). Сумма этих значений равна потере теплоты А. на ДВ-излучение в мировое пространство (185 Вт/м²). Нек-рая часть энергии солнечной радиации затрачивается на поддержание общей циркуляции А. и на др. атм. процессы, однако эта часть незначительна по сравнению с осн. составляющими теплового баланса.

Водный баланс А. в целом соответствует равенству кол-ва осадков, выпадающих на земную поверхность, и кол-ва влаги, испарившейся с поверхности Земли. Каждая из этих величин равна 113 см/год. А. над континентами ежегодно теряет кол-во воды, выпадающей в виде осадков, равное 80 см/год, и получает образованный испарением водяной пар в кол-ве 48,5 см/год. А. над океанами соотв. теряет 127 см/год и получает 140 см/год. Избыток водяного пара, образованный испарением с океанов, переносится с океанов на континенты воздушными течениями. Величина его равна для поверхности континентов 31,5 см/год, для поверхности океана - 13 см/год. Перенос водяного пара в А. с океанов на континенты численно равен значению стока рек, впадающих в океаны.

Движение воздуха. Нагревание А. в разных частях Земли неодинаково. Особенно большие контрасты темп-ры у поверхности Земли существуют между экватором и полюсами из-за различия прихода солнечной энергии на разных широтах. Наряду с этим на распределение темп-ры влияет расположение континентов и океанов. Из-за высоких теплоёмкости и теплопроводности океанич. вод океаны значительно ослабляют колебания темп-ры, к-рые возникают в результате изменений прихода солнечной радиации в течение года. В связи с этим в средних и высоких широтах темп-ра воздуха над океанами летом заметно ниже, чем над континентами, а зимой - выше.

Неодинаковое нагревание А. способствует развитию общей циркуляции атмосферы, тесно связанной с распределением атм. давления. На уровне моря распределение давления характеризуется относительно низким значением вблизи экватора, увеличением в субтропиках (пояса высокого давления) и понижением в средних и высоких широтах. При этом над материками внетропич. широт давление зимой обычно повышено, а летом понижено. Под действием градиента давления воздух испытывает ускорение, направленное от высокого давления к низкому. Одноврем. с возникновением движения воздуха на него начинают действовать отклоняющая сила вращения Земли (Кориолиса сила ),сила трения, к-рая убывает с высотой, а при криволинейных траекториях и центробежная сила.

С планетарным распределением давления связана сложная система воздушных течений. Нек-рые из них сравнительно устойчивы, а другие постоянно изменяются в пространстве и во времени. К устойчивым воздушным течениям относятся пассаты, к-рые направлены от субтропич. широт обоих полушарий к экватору. Сравнительно устойчивы также муссоны - возд. течения, возникающие между океаном и материком и имеющие сезонный характер. В ср. широтах преобладают возд. течения зап. направления (с 3. на В.), в к-рых возникают крупные вихри - циклоны и антициклоны, обычно простирающиеся на сотни и тысячи км. Циклоны наблюдаются и в тропич. широтах, где они отличаются меньшими размерами, но особенно большими скоростями ветра, часто достигающими силы урагана (т. н. тропич. циклоны). В верх. тропосфере и ниж. стратосфере часто возникают сравнительно узкие (в сотни км шириной) струйные течения, с резко очерченными границами, в пределах к-рых ветер достигает больших скоростей - до 100-150 м/с.

Климат и погода. Различия в кол-ве солнечной радиации, приходящей на разные широты земной поверхности, и сложность её строения, включая распределение океанов, континентов и горных систем, определяют разнообразие климатов Земли. Климат тропич. широт характеризуется высокими темп-рами воздуха у земной поверхности (в ср. 25-30 ⁰C), к-рые мало меняются в течение года. В экваториальном поясе обычно выпадает большое кол-во осадков, что создаёт там условия избыточного увлажнения. В тропиках, за пределами экваториального пояса, кол-во осадков уменьшается и в ряде областей субтропич. пояса высокого давления становится очень малым. Здесь расположены обширные пустыни Земли.

В субтропиках и средних широтах темп-pa воздуха значительно меняется в годовом ходе, причём разница между темп-рой зимы и лета особенно велика в удалённых от океанов районах континентов. Так, в нек-рых областях Вост. Сибири ср. темп-pa наиб. холодного месяца на 65 ⁰C ниже темп-ры наиб. тёплого. Условия увлажнения в указанных широтах очень разнообразны и в осн. зависят от режима общей циркуляции А.

В полярных широтах, при наличии заметных сезонных изменений темп-ры, она остаётся низкой в течение всего года, что способствует широкому распространению ледяного покрова на суше и океанах.

На фоне сравнительно устойчивого климата происходит постоянное изменение погоды, определяемой в осн. циркуляцией А. Погода наиб. устойчива в тропич. странах и наиб. изменчива в средних широтах и околополярных областях, в частности на севере Атлантич. и Тихого океанов, где часто возникают и развиваются циклоны. Методы прогноза погоды на сутки опираются на построение ежедневных приземных и высотных синоптич. карт погоды, к анализу к-рых применяются общие физ. закономерности атм. процессов. При прогнозировании на 3-5 сут и более применяются разл. статистич. приёмы. При суточных прогнозах погоды всё более широкое распространение приобретают численные методы прогноза, основанные на решении гидроди-намич. и термодинамич. ур-ний, описывающих движение А.

Оптические, акустические и электрические явления в А. При распространении эл--магн. излучения в А. в результате рефракции, поглощения и рассеяния света воздухом и разл. частицами (аэрозоль, облачные частицы, капли дождя) возникают разл. оптич. явления: радуга, венцы, гало, мираж. Рассеяние света обусловливает видимую сплюснутость небесного свода и голубой цвет неба. Оптич. нестабильность А. ограничивает возможность астр. наблюдений. Условия распространения света в А. определяют видимость предметов. От прозрачности А. на разл. длинах волн зависит дальность распространения излучения лазеров, что важно с точки зрения применения лазеров для связи. Ослабление А. ИК-излучения влияет на функционирование разл. устройств и приборов ИК-техники. Для исследований оптич. неоднородностей стратосферы и мезосферы важное значение имеет явление сумерек. Напр., фотографирование сумерек с космич. кораблей позволяет обнаруживать аэрозольные слои. Все эти вопросы, а также многие другие изучает атмосферная оптика. Рефракция и рассеяние радиоволн обусловливают возможности радиоприёма (см. Распространение радиоволн).

Распространение звука в А., зависящее от пространственного распределения темп-ры и скорости ветра, представляет интерес для разработки косвенных методов зондирования верхних слоев А. Так, наблюдения зон слышимости звука при искусств. взрыве позволили обнаружить увеличение темп-ры с высотой в атмосфере. Применение ракетного акустич. метода дало возможность получить богатую информацию о ветрах в стратосфере и мезосфере (см. Атмосферная акустика).

Фундам. проблема в исследованиях атмосферного электричества - наличие отрицат. заряда Земли и обусловленного им электрич. поля А. Важная роль в этой проблеме принадлежит образованию облаков и грозового электричества. Частое возникновение грозовых разрядов вызвало необходимость разработки методов грозозащиты зданий, сооружений, линий электропередач и связи. Особую опасность это явление представляет для авиации. Грозовые разряды вызывают атм. радиопомехи, получившие назв. атмосфериков .В периоды резкого увеличения напряжённости электрич. поля наблюдаются светящиеся разряды, возникающие на остриях и острых углах предметов, выступающих над земной поверхностью, на отд. вершинах в горах и др. (т. н. Эльма огни). Под влиянием процессов ионизации разл. происхождения А. всегда ионизована и содержит сильно изменяющиеся в зависимости от конкретных условий кол-ва лёгких и тяжёлых ионов, к-рые обусловливают электрич. проводимость А. Гл. ионизаторы земной поверхности - излучения радиоакт. веществ, содержащихся в земной коре и в А., а также космич. лучи.

Эволюция атмосферы. Совр. земная А. имеет, по-видимому, вторичное происхождение и образовалась из газов, выделенных твёрдой оболочкой Земли (литосферой) после сформирования планеты. В течение геол. истории Земли А. претерпела значит. изменения под влиянием ряда факторов: диссипации (улетучивания) атм. газов в космич. пространство; выделения газов из литосферы в результате вулканич. деятельности; диссоциации (расщепления) молекул под влиянием солнечного УФ-излучения; хим. реакций между компонентами А. и породами, слагающими земную кору; аккреции (захвата) межпланетной среды (напр., метеорного вещества). Развитие А. было тесно связано с геол. и геохим. процессами, а также с деятельностью живых организмов. Значит. часть газов, составляющих совр. А. (азот, углекислый газ, водяной пар), возникла в ходе вулканич. и интрузивной деятельности, выносившей их из глубин нашей планеты. Кислород появился в более или менее значит. кол-ве ок. 2 млрд. лет тому назад как результат деятельности фотосинтезирующих растений.

По данным о хим. составе карбонатных отложений получены оценки кол-ва CO₂ и O₂ в А. геологич. прошлого. На протяжении фанерозоя (последние 570 млн. лет истории Земли) кол-во CO₂ в А. изменялось в широких пределах в соответствии с уровнем вулканич. активности. Как правило, концентрация CO₂ в это время была значительно выше современной (до 10-15 раз). Кол-во O₂ в А. в фанерозое изменялось прибл. в 5 раз, причём преобладала тенденция к увеличению кол-ва O₂. В А. докембрия масса CO₂ была, как правило, более высокой, а масса O₂ - более низкой по сравнению с А. в фанерозое. Колебания кол-ва CO₂ оказывали существ. влияние на климат в прошлом, усиливая парниковый эффект при росте концентрации CO₂, в связи с чем климат на протяжении осн. части фанерозоя был более тёплым по сравнению с нашей эпохой.

Атмосфера и жизнь. А. обеспечивает возможность жизни на Земле и оказывает большое влияние на разные стороны жизни человечества. Наибольшее значение из атм. газов для жизнедеятельности организмов имеют кислород, азот, водяной пар, углекислый газ, озон. При поглощении CO₂ фотосинтезирующими растениями создаётся органич. вещество, используемое как источник энергии подавляющим большинством живых существ, включая человека. Кислород необходим для существования аэробных организмов, для к-рых приток энергии обеспечивается реакциями окисления органич. вещества.

Азот, усваиваемый нек-рыми микроорганизмами (азотофиксаторами), необходим для минерального питания растений. Озоновый экран значительно ослабляет приток поступающей от Солнца опасной для многих организмов УФ-радиации. Конденсация водяного пара в А. является источником жидкой воды, без к-рой невозможны никакие формы жизни. Жизнедеятельность организмов в гидросфере во многом определяется кол-вом и хим. составом атм. газов, растворённых в воде. T. к. хим. состав А. существенно зависит от деятельности организмов, организмы и А. можно рассматривать как единую систему, эволюция к-рой имела большое значение для изменений состава А. в геологич. прошлом.

Влияние человека на атмосферу. В течение последнего столетия происходил рост концентрации CO₂ в А., обусловленный гл. обр. сжиганием всё возрастающих кол-в угля, нефти и др. видов углеродного топлива. Предполагается, что за это столетие кол-во CO₂ возросло на 20-25% от его исходного значения. Такое изменение хим. состава А. привело к нек-рому усилению парникового эффекта и к небольшому повышению ср. темп-ры нижнего слоя воздуха. Наряду с CO₂, под влиянием хоз. деятельности в А. возрастает кол-во фреонов, окислов азота и ряда др. газов, к-рые являются малыми но объёму примесями к атм. воздуху. Все эти примеси аналогично влиянию CO₂ способствуют изменению климата в сторону потепления.

Большое значение стало придаваться разработке методов активного воздействия на атм. процессы. В частности, в СССР широко применяется защита сельскохозяйств. растений от градобитий путём рассеивания в грозовых облаках спец. реагентов. Разрабатываются методы рассеяния туманов, защиты растений от заморозков, ведутся эксперим. работы по воздействию на облака для увеличения кол-ва осадков.

Изучение атмосферы. Сведения о физ. процессах в А. получают из метеорологич. наблюдений, к-рые проводятся мировой сетью постоянно действующих метеорологич. станций и постов, расположенных на всех континентах и на мн. островах. Ежедневные наблюдения дают сведения о темп-ре и влажности воздуха, атм. осадках, облачности, ветре, давлении и др. метеорологич. элементах. Наблюдения за солнечной радиацией и её преобразовании проводятся на актинометрич. станциях. Существенное значение для изучения А. имеют данные аэрологич. сети станций, где при помощи радиозондов выполняются наблюдения за метеорологич. режимом в свободной А. до высоты 30-40 км. На ряде станций проводятся наблюдения за атм. озоном, элементами атм. электричества, хим. составом воздуха.

Материалы наземных метеорологич. станций дополняются наблюдениями на океанах, где действуют корабли погоды, постоянно находящиеся в определ. районах Мирового океана, а также метеорологич. сведениями, получаемыми с кораблей разл. назначения во время их рейсов.

Для изучения стратосферы на высотах в неск. десятков км применяются метеорологич. ракеты, к-рые позволили получить представление о движениях воздуха и колебаниях термич. режима в стратосфере, выяснить связь физ. процессов, происходящих в стратосфере, с процессами в тропосфере и т. д. Получить информацию, относящуюся не только к отд. районам, но я ко всей А., позволяют метеорологич. спутники Земли, на к-рых установлены приборы для измерения потоков УФ- и ИК-радиации. По данным наблюдений с помощью спутников удалось точно определить величину солнечной постоянной, найти истинное значение альбедо Земли, построить карты радиац. баланса системы Земля - А., решить др. задачи изучения атм. процессов.

Лит.: Зверев А. С., Синоптическая метеорология, 2 изд., Л., 1977; Xргиан A. X., Физика атмосферы, т. 1-2, 2 изд., Л., 1978; Матвеев Л. Т., Курс общей метеорологии. Физика атмосферы, Л., 1976; Будыко M. И., Климат в прошлом и будущем, Л., 1980; Океан - Атмосфера. Энциклопедия, Л., 1983. M. И. Будыко.

   <<      Предметный указатель      >>