Химический состав сухого атмосферного воздуха у земной поверхности

Наиболее важная переменная составная часть А. — водяной пар. Пространственно-временная изменчивость его концентрации колеблется в широких пределах — у земной поверхности от 3% в тропиках до 2 10^-5%в Антарктиде. Основная масса водяного пара сосредоточена в тропосфере, поскольку его концентрация быстро убывает с высотой. Среднее содержание водяного пара в вертикальном столбе А. в умеренных широтах — около 1, 6—1, 7 см «слоя осажденной воды» (такую толщину будет иметь слой сконденсированного водяного пара). Сведения относительно содержания водяного пара в стратосфере 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 осадки атмосферные 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 обычно закрывают около 50% всей земной поверхности.

Влияние на атмосферные процессы, особенно на тепловой режим стратосферы, оказывает озон. Он в основном сосредоточен в стратосфере, где вызывает поглощение ультрафиолетовой солнечной радиации, являющееся главным фактором нагревания воздуха в стратосфере. Средние месячные значения общего содержания озона изменяются в зависимости от широты 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 полюсу и годовой ход с минимумом осенью и максимумом весной.

Существенная переменная компонента А. — углекислый газ, изменчивость содержания которого связана с жизнедеятельностью растений (процессами фотосинтеза), индустриальными загрязнениями и растворимостью в морской воде (газообменом между океаном и А.). Обычно изменения содержания углекислого газа невелики, но иногда могут достигать заметных значений. Последние десятилетия наблюдается рост содержания углекислого газа, обусловленный индустриальным загрязнением, что может иметь влияние на климат вследствие создаваемого углекислым газом парникового эффекта. Предполагается, что в среднем концентрация углекислого газа остаётся неизменной во всей толще гомосферы. Выше 100 км начинается его диссоциация под влиянием ультрафиолетовой солнечной радиации с длинами волн короче 1690 .

Одна из наиболее оптически активных компонент — атмосферная аэрозоль — взвешенные в воздухе частицы размером от нескольких нм до нескольких десятков мкм, образующиеся при конденсации водяного пара и попадающие в А. с земной поверхности в результате индустриальных загрязнений, вулканических извержений, а также из космоса. Аэрозоль наблюдается как в тропосфере, так и в верхних слоях А. Концентрация аэрозоля быстро убывает с высотой, но на этот ход налагаются многочисленные вторичные максимумы, связанные с существованием аэрозольных слоев.

Верхние слои атмосферы. Выше 20—30 км молекулы А. в результате диссоциации в той или иной степени распадаются на атомы и в А. появляются свободные атомы и новые более сложные молекулы. Несколько выше становятся существенными ионизационные процессы.

Наиболее неустойчива область гетеросферы, где процессы ионизации и диссоциации порождают многочисленные фотохимические реакции, определяющие изменение состава воздуха с высотой. Здесь происходит также и гравитационное разделение газов, выражающееся в постепенном обогащении А. более лёгкими газами по мере увеличения высоты. По данным ракетных измерений, гравитационное разделение нейтральных газов — аргона и азота — наблюдается выше 105—110 км. Основные компоненты А. в слое 100—210 км — молекулярный азот, молекулярный кислород и атомарный кислород (концентрация последнего на уровне 210 км достигает 77 ± 20% от концентрации молекулярного азота).

Верхняя часть термосферы состоит главным образом из атомарного кислорода и азота. На высоте 500 км молекулярный кислород практически отсутствует, но молекулярный азот, относительная концентрация которого сильно уменьшается, всё ещё доминирует над атомарным.

В термосфере важную роль играют приливные движения (см. Приливы и отливы), гравитационные волны, фотохимические процессы, увеличение длины свободного пробега частиц, а также другие факторы. Результаты наблюдений торможения спутников на высотах 200—700 км привели к выводу о наличии взаимосвязи между плотностью, температурой и солнечной активностью, с которой связано существование суточного, полугодового и годового хода структурных параметров. Возможно, что суточные вариации в значительной степени обусловлены атмосферными приливами. В периоды солнечных вспышек температура на высоте 200 км в низких широтах может достигать 1700—1900°C.

Выше 600 км преобладающей компонентой становится гелий, а ещё выше, на высотах 2—20 тыс. км, простирается водородная корона Земли. На этих высотах Земля окружена оболочкой из заряженных частиц, температура которых достигает нескольких десятков тысяч градусов. Здесь располагаются внутренний и внешний радиационные пояса Земли. Внутренний пояс, заполненный главным образом протонами с энергией в сотни Мэв, ограничен высотами 500—1600 км на широтах от экватора до 35—40°. Внешний пояс состоит из электронов с энергиями порядка сотен кэв. За внешним поясом существует «самый внешний пояс», в котором концентрация и потоки электронов значительно выше. Вторжение солнечного корпускулярного излучения (солнечного ветра) в верхние слои А. порождает полярные сияния. Под влиянием этой бомбардировки верхней А. электронами и протонами солнечной короны возбуждается также собственное свечение атмосферы, которое раньше называлось свечением ночного неба. При взаимодействии солнечного ветра с магнитным полем Земли создаётся зона, получившая назв. магнитосферы Земли, куда не проникают потоки солнечной плазмы.

Для верхних слоев А. характерно существование сильных ветров, скорость которых достигает 100—200 м/сек. Скорость и направление ветра в пределах тропосферы, мезосферы и нижней термосферы обладают большой пространственно-временной изменчивостью. Хотя масса верхних слоев А. незначительна по сравнению с массой нижних слоев и энергия атмосферных процессов в высоких слоях сравнительно невелика, по-видимому, существует некоторое влияние высоких слоев А. на погоду и климат в тропосфере.

Радиационный, тепловой и водный балансы А. Практически единственным источником энергии для всех физических процессов, развивающихся в А., является солнечная радиация. Главная особенность радиационного режима А. — т. н. парниковый эффект: А. слабо поглощает коротковолновую солнечную радиацию (большая её часть достигает земной поверхности), но задерживает длинноволновое (целиком инфракрасное) тепловое излучение земной поверхности, что значительно уменьшает теплоотдачу Земли в космическое пространство и повышает её температуру.

Приходящая в А. солнечная радиация частично поглощается в А. главным образом водяным паром, углекислым газом, озоном и аэрозолями и рассеивается на частицах аэрозоля и на флуктуациях плотности А. Вследствие рассеяния лучистой энергии Солнца в А. наблюдается не только прямая солнечная, но и рассеянная радиация, в совокупности они составляют суммарную радиацию. Достигая земной поверхности, суммарная радиация частично отражается от неё. Величина отражённой радиации определяется отражательной способностью подстилающей поверхности, т. н. альбедо. За счёт поглощённой радиации земная поверхность нагревается и становится источником собственного длинноволнового излучения, направленного к А. В свою очередь, А. также излучает длинноволновую радиацию, направленную к земной поверхности (т. н. противоизлучение А.) ив мировое пространство (т. н. уходящее излучение). Рациональный теплообмен между земной поверхностью и А. определяется эффективным излучением — разностью между собственным излучением поверхности Земли и поглощённым ею противоизлучением А. Разность между коротковолновой радиацией, поглощённой земной поверхностью, и эффективным излучением называется радиационным балансом.

Преобразования энергии солнечной радиации после её поглощения на земной поверхности и в А. составляют тепловой баланс Земли. Главный источник тепла для А. — земная поверхность, поглощающая основную долю солнечной радиации. Поскольку поглощение солнечной радиации в А. меньше потери тепла из А. в мировое пространство длинноволновым излучением, то радиационный расход тепла восполняется притоком тепла к А. от земной поверхности в форме турбулентного теплообмена и приходом тепла в результате конденсации водяного пара в А. Так как итоговая величина конденсации во всей А. равна количеству выпадающих осадков, а также величине испарения с земной поверхности, приход конденсационного тепла в А. численно равен затрате тепла на испарение на поверхности Земли (см. также Водный баланс).

Некоторая часть энергии солнечной радиации затрачивается на поддержание общей циркуляции А. и на другие атмосферные процессы, однако эта часть незначительна по сравнению с основными составляющими теплового баланса.

Движение воздуха. Вследствие большой подвижности атмосферного воздуха на всех высотах А. наблюдаются ветры. Движения воздуха зависят от многих факторов, из которых главный — неравномерность нагрева А. в разных районах земного шара.

Особенно большие контрасты температуры у поверхности Земли существуют между экватором и полюсами из-за различия прихода солнечной энергии на разных широтах. Наряду с этим на распределение температуры влияет расположение континентов и океанов. Из-за высоких теплоёмкости и теплопроводности океанических вод океаны значительно ослабляют колебания температуры, которые возникают в результате изменений прихода солнечной радиации в течение года. В связи с этим в умеренных и высоких широтах температура воздуха над океанами летом заметно ниже, чем над континентами, а зимой — выше.

Неравномерность нагревания А. способствует развитию системы крупномасштабных воздушных течений — т. н. общей циркуляции атмосферы, которая создаёт горизонт, перенос тепла в А., в результате чего различия в нагревании атмосферного воздуха в отдельных районах заметно сглаживаются. Наряду с этим общая циркуляция осуществляет влагооборот в А., в ходе которого водяной пар переносится с океанов на сушу и происходит увлажнение континентов. Движение воздуха в системе общей циркуляции тесно связано с распределением атмосферного давления и зависит также от вращения Земли (см. Кориолиса сила). На уровне моря распределение давления характеризуется его понижением у экватора, увеличением в субтропиках (пояса высокого давления) и понижением в умеренных и высоких широтах. При этом над материками внетропических широт давление зимой обычно повышено, а летом понижено.

С планетарным распределением давления связана сложная система воздушных течений, некоторые из них сравнительно устойчивы, а другие постоянно изменяются в пространстве и во времени. К устойчивым воздушным течениям относятся пассаты, которые направлены от субтропических широт обоих полушарий к экватору. Сравнительно устойчивы также муссоны — воздушные течения, возникающие между океаном и материком и имеющие сезонный характер. В умеренных широтах преобладают воздушные течения западных направления (с З. на В.). Эти течения включают крупные вихри — циклоны и антициклоны, обычно простирающиеся на сотни и тысячи км. Циклоны наблюдаются и в тропических широтах, где они отличаются меньшими размерами, но особенно большими скоростями ветра, часто достигающими силы урагана (т. н. тропические циклоны). В верхней тропосфере и нижней стратосфере встречаются сравнительно узкие (в сотни км шириной) струйные течения, имеющие резко очерченные границы, в пределах которых ветер достигает громадных скоростей — до 100—150 м/сек. Наблюдения показывают, что особенности атмосферные циркуляции в нижней части стратосферы определяются процессами в тропосфере.

В верхней половине стратосферы, где наблюдается рост температуры с высотой, скорость ветра возрастает с высотой, причём летом доминируют ветры восточных направлений, а зимой — западных. Циркуляция здесь определяется стратосферным источником тепла, существование которого связано с интенсивным поглощением озоном ультрафиолетовой солнечной радиации.

В нижней части мезосферы в умеренных широтах скорость зимнего западного переноса возрастает до максимальных значений — около 80 м/сек, а летнего восточного переноса — до 60 м/сек на уровне порядка 70 км. Исследования последних лет ясно показали, что особенности поля температуры в мезосфере нельзя объяснить только влиянием радиационных факторов. Главное значение имеют динамические факторы (в частности, разогревание или охлаждение при опускании или подъёме воздуха), а также возможны источники тепла, возникающие в результате фотохимических реакций (например, рекомбинации атомарного кислорода).

Над холодным слоем мезопаузы (в термосфере) температура воздуха начинает быстро возрастать с высотой. Во многих отношениях эта область А. подобна нижней половине стратосферы. Вероятно, циркуляция в нижней части термосферы определяется процессами в мезосфере, а динамика верхних слоев термосферы обусловлена поглощением здесь солнечной радиации. Однако исследовать атмосферного движения на этих высотах трудно вследствие их значительной сложности. Большое значение приобретают в термосфере приливные движения (главным образом солнечные полусуточные и суточные приливы), под влиянием которых скорость ветра на высотах более 80 км может достигать 100—120 м/сек. Характерная черта атмосферных приливов — их сильная изменчивость в зависимости от широты, времени года, высоты над уровнем моря и времени суток. В термосфере наблюдаются также значительные изменения скорости ветра с высотой (главным образом вблизи уровня 100 км), приписываемые влиянию гравитационных волн. Расположенная в диапазоне высот 100—110 км т. н. турбопауза резко отделяет находящуюся выше область от зоны интенсивного турбулентного перемешивания.

Наряду с воздушными течениями больших масштабов, в нижних слоях А. наблюдаются многочисленные местные циркуляции воздуха (бриз, бора, горно-долинные ветры и др.; см. Ветры местные). Во всех воздушных течениях обычно отмечаются пульсации ветра, соответствующие перемещению воздушных вихрей средних и малых размеров. Такие пульсации связаны с турбулентностью А., которая существенно влияет на многие атмосферные процессы.

Климат и погода. Различия в количестве солнечной радиации, приходящей на разные широты земной поверхности, и сложность её строения, включая распределение океанов, континентов и крупнейших горных систем, определяют разнообразие климатов Земли (см. Климат).

Климат тропических широт характеризуется высокими температурами воздуха у земной поверхности (в среднем 25—30°C), которые мало меняются в течение года. В экваториальном поясе обычно выпадает большое количество осадков, что создаёт там условия избыточного увлажнения. В тропиках, за пределами экваториального пояса, количество осадков уменьшается и в ряде областей субтропического пояса высокого давления становится очень малым. Здесь расположены обширные пустыни Земли.

В субтропиках и умеренных широтах температура воздуха значительно меняется в годовом ходе, причём разница между температурой зимы и лета особенно велика в удалённых от океанов районах континентов. Так, например, в некоторых областях Восточной Сибири температура наиболее холодного месяца на 65 °С ниже температуры наиболее тёплого. Условия увлажнения в указанных широтах очень разнообразны и в основном зависят от режима общей циркуляции А.

В полярных широтах, при наличии заметных сезонных изменений температуры, 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 основном общей циркуляцией А. Погода наиболее устойчива в тропических странах и наиболее изменчива в околополярных областях, в частности на С. Атлантического и Тихого океанов, где проходят пути многих циклонов. Анализ причин изменения погоды лежит в основе методов прогноза погоды, опирающихся на построение ежедневных синоптических карт, к анализу которых применяются общие физические закономерности атмосферных процессов и различные статистические приёмы. Всё более широкое распространение приобретают численные методы прогноза, основанные на решении гидродинамических и термодинамических уравнений, описывающих движение А.

Активные воздействия на атмосферные процессы. Большое научное и практическое значение имеет проблема активных воздействий на атмосферные процессы с целью изменения погоды и климата. Работы в этом направлении, впервые (в 50-х гг.) начатые в Советском Союзе, уже привели к созданию методов воздействия на некоторые атмосферные процессы. Так, в частности, рассеяние в облаках некоторых реагентов изменяет развитие грозовых облаков и предотвращает выпадение града, который приносит большие убытки сельскому хозяйству. Разработаны методы рассеяния туманов, защиты растений от заморозков, ведутся экспериментальные работы по воздействию на облака для увеличения количества осадков. Большинство применяемых сейчас методов воздействия на атмосферные процессы основано на возможностях управления неустойчивыми процессами, динамика которых может быть изменена при затратах сравнительно небольших количеств энергии и реагентов.

Наряду с активными воздействиями, заметные изменения в метеорологических условиях достигаются такими мелиоративными мероприятиями, как орошение, полезащитное лесоразведение, осушение заболоченных районов. Эти изменения, однако, в основном ограничиваются нижним (приземным) слоем воздуха.

Кроме направленных воздействий на погоду и климат, ряд аспектов деятельности человека оказывает определённое влияние на климатические условия. Так, в частности, в последние годы значительно усилилось загрязнение А. пылью и различными газами, выбрасываемыми промышленными предприятиями. В связи с этим во многих странах проводят работы по контролю за загрязнением воздуха и по ограничению выбросов в А. загрязняющих веществ. Быстрый рост энергетики приводит к дополнительному нагреванию А., которое пока заметно только в крупных промышленных центрах, но в сравнительно близком будущем может привести к изменениям климата на больших территориях. Можно думать, что в ближайшее время значительно усилится контроль человека над атмосферными процессами для изменения их в благоприятном направлении и предотвращения последствий, вредных для хозяйственной деятельности.

Оптические, акустические и электрические явления в А. Распространение электромагнитного излучения в А. связано с возникновением различных явлений, обусловленных поглощением и рассеянием света и рефракцией (искривлением траектории светового луча). Хорошо известны явления радуги и венцов, возникающие в результате рассеяния солнечного света на каплях воды. Гало и венцы наблюдаются при рассеянии солнечной радиации кристаллами льда. Рассеянием света обусловлены видимая сплюснутость небесного свода и голубой цвет неба. Явление рефракции света приводит к образованию миражей. Оптическая нестабильность А. — важный фактор, ограничивающий возможность астрономических наблюдений. Условия распространения света в А. определяют видимость предметов. Прозрачность А. на различных длинах волн определяет дальность распространения излучения лазеров, что важно с точки зрения применения лазеров для связи. Ослабление А. инфракрасного излучения влияет на функционирование различных устройств и приборов инфракрасной техники. Для исследований оптических неоднородностей стратосферы и мезосферы важное значение имеет явление сумерек. Например, фотографирование сумерек с космических 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).

Изучаемое в атмосферной акустике распространение звука в А., зависящее от пространственного распределения температуры и скорости ветра, представляет интерес для разработки косвенных методов зондирования верхних слоев А. Так, например, наблюдения зон слышимости звука при искусств, взрыве позволили впервые обнаружить увеличение температуры с высотой в стратосфере. Применение ракетного акустического метода дало возможность получить богатую информацию о ветрах в стратосфере и мезосфере.

Фундаментальная проблема в исследованиях атмосферного электричества — наличие отрицательного заря да Земли и обусловленного им электрического поля А. Важная роль в этой проблеме принадлежит образованию облаков и грозового электричества. Возникновение грозовых разрядов влечёт за собой появление молний. 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 атмосферные радиопомехи, получившие название атмосфериков. В периоды резкого увеличения напряжённости электрического поля наблюдаются светящиеся разряды, возникающие на остриях и острых углах предметов, выступающих над земной поверхностью, на отдельных вершинах в горах и т. п. (Эльма огни). Под влиянием процессов ионизации различного происхождения А. всегда ионизована и содержит сильно изменяющиеся в зависимости от конкретных условий количества лёгких и тяжёлых ионов, которые обусловливают электрическая проводимость А. Главными ионизаторами земной поверхности являются излучения радиоактивных веществ, содержащихся в земной коре, в А., а также космические лучи. В верхних слоях А. ионизация обусловлена ультрафиолетовой, корпускулярной и рентгеновской солнечной радиацией. Именно эти факторы в основном определяют структуру ионосферы, режим которой зависит от условий солнечной активности.

Изучение А. Хотя изучение А. началось ещё в античное время, наука об А. — метеорология — сложилась только в 19 в. В состав метеорологии входит ряд дисциплин, которые различаются по применяемым в них методам исследований и по изучаемым объектам. Сюда относятся: физика атмосферы, химия атмосферы, климатология, синоптическая метеорология, динамическая метеорология и др. Влияние атмосферных факторов на биологические процессы изучается биометеорологией, включающей с.-х. метеорологию и биометеорологию человека. Классификация этих дисциплин окончательно не установилась и находится в стадии развития.

Для наблюдения за А. на земной поверхности создана обширная сеть метеорологических станций и постов, оборудованных стандартными метеорологическими приборами и аэрологическими приборами, в труднодоступных районах устанавливаются автоматические метеорологические станции. Важное значение в системе наземных метеорологических наблюдений приобрела радиолокация, позволяющая обнаруживать и исследовать облака и осадки, турбулентные и конвективные образования в А., измерять скорость и направление ветра на высотах (см. Радиолокация в метеорологии). Широко применяется также пеленгация грозовых очагов путём регистрации атмосфериков. Важная роль в метеорологических наблюдениях принадлежит вертикальным зондированиям А. при помощи радиозондов для измерений атмосферного давления, скорости и направления ветра, температуры, влажности воздуха в свободной А.

Для изучения различных характеристик А. применяются самолёты и автоматические аэростаты, например при исследовании облаков и разработке методов активных воздействий на них, а также для измерений в области актинометрии, атмосферной оптики и атмосферного электричества. В период Международного геофизического года (1957—58) и в последующие годы началось использование ракет метеорологических для измерений температуры и атмосферных давления в верхней стратосфере и мезосфере. Важнейшим средством получения метеорологической информации, особенно существенным для акватории океанов и территорий труднодоступных районов, стали спутники метеорологические.

Лит.: Метеорология и гидрология за 50 лет Советской власти, под ред. Е. К. Федорова, Л., 1967; Хргиан А. Х., Физика атмосферы, 2 изд., М., 1958; Зверев А. С., Синоптическая метеорология и основы предвычисления погоды, Л., 1968; Хромов С. П., Метеорология и климатология для географических факультетов, Л., 1964; Тверской П. Н., Курс метеорологии, Л., 1962; Матвеев Л. Т., Основы общей метеорологии. Физика атмосферы, Л., 1965; Будыко М. И., Тепловой баланс земной поверхности, Л., 1956; Кондратьев К. Я., Актинометрия, Л., 1965; Хвостиков И. А., Высокие слои атмосферы, Л., 1964; Мороз В. И., Физика планет, М., 1967; Тверской П. Н., Атмосферное электричество, Л., 1949; Шишкин Н. С., Облака, осадки и грозовое электричество, М., 1964; Озон в земной атмосфере, под ред. Г. П. Гущина, Л., 1966; Имянитов И. М., Чубарина Е. В., Электричество свободной атмосферы, Л., 1965.

М. И. Будыко, К. Я. Кондратьев.

Вертикальное распределение температуры в атмосфере и связанная с этим терминология.

Схема строения атмосферы: 1 — уровень моря; 2 — высшая точка Земли — г. Джомолунгма (Эверест), 8848 м; 3 — кучевые облака хорошей погоды; 4 — мощно-кучевые облака; 5 — ливневые (грозовые) облака; 6 — слоисто-дождевые облака; 7 — перистые облака; 8 — самолёт; 9 — слой максимальной концентрации озона; 10 — перламутровые облака; 11 — стратостат; 12 — радиозонд; 1З — метеоры; 14 — серебристые облака; 15 — полярные сияния; 16 — американский самолёт-ракета Х-15; 17, 18, 19 — радиоволны, отражающиеся от ионизованных слоев и возвращающиеся на Землю; 20 — звуковая волна, отражающаяся от тёплого слоя и возвращающаяся на Землю; 21 — первый советский искусственный спутник Земли; 22 — межконтинентальная баллистическая ракета; 23 — геофизические исследовательские ракеты; 24 — метеорологические спутники; 25 — космические корабли «Союз-4» и «Союз-5»; 26 — космические ракеты, уходящие за пределы атмосферы, а также радиоволна, пронизывающая ионизованные слои и уходящая из атмосферы; 27, 28 — диссипация (ускальзывание) атомов Ни Не; 29 — траектория солнечных протонов Р; 30 — проникновение ультрафиолетовых лучей (длина волны l > 2000 и l < 900 ).