Атмосфера

Мы живем на дне воздушного океана - атмосферы. Столб воздуха над одним квадратным сантиметром земной поверхности имеет массу около 1 кг, а масса всей атмосферы равна 5,16×10²¹ г. Воздух давит на земную поверхность и на все находящиеся на ней и в атмосфере предметы. Это атмосферное давление определяется весом воздуха, расположенного над уровнем, на котором оно измеряется. Ясно, что атмосферное давление убывает с высотой.

Воздух сжимаем. Поэтому плотность его быстро уменьшается с высотой. Какой-либо резкой верхней границы атмосферы на существует. Атмосфера постепенно сходит на нет. Примерно 50% всей ее массы сосредоточено в нижнем пятикилометровом слое, 75% - в 10-километровом, 90% - в 16-километровом слоях. Масса воздуха, располагающегося выше 30 км, составляет всего лишь 1% от всей массы атмосферы. Несмотря на столь быстрое уменьшение плотности с высотой, следы атмосферы обнаруживаются на высоте более 10 000 км.

Воздух - механическая смесь многих газов. Главными составляющими сухого чистого воздуха на уровне моря являются азот, кислород, аргон и углекислый газ. По объему азот составляет 78,08, кислород - 20,95, аргон - 0,93 и углекислый газ -0,03%. На долю остальных газов - неона, гелия, криптона, водорода, озона и т. д.- приходится менее 0,01%. Состав воздуха удивительно одинаков во всех местах земного шара и не меняется ото дня ко дню. Иначе говоря, он не зависит от горизонтальных координат и времени.

Из законов физики следует, что в результате диффузии тяжелые газы должны опуститься вниз, а легкие - подняться вверх. Поэтому можно было предположить, что состав воздуха существенно зависит от высоты. Однако измерения не подтверждают этого прогноза. Газы не разделяются до высоты 100-120 км. В чем же дело? Оказывается, в атмосфере наряду с явлениями диффузии действует турбулентное перемешивание - процесс, в результате которого выравнивается состав газов на всех высотах. Скорость диффузии обратно пропорциональна давлению, т. е. весу вышележащего столба воздуха. У земной поверхности она ничтожна и становится сравнимой со скоростью турбулентного перемешивания лишь на высоте около 100 км. Часть атмосферы, расположенную ниже этой границы, называют областью полного перемешивания, или гомосферой, а часть, расположенную выше,- областью диффузионного разделения, или гетеросферой. В гомосфере относительный состав газов не зависит от высоты. В гетеросфере до 200-250 км преобладающим газом является азот, затем до 500-700 км - атомарный кислород. С высоты 500-600 км в годы минимума солнечной активности и с высоты 1000-1500 км в годы максимума ее основные составляющие воздуха - гелий и водород. Самая внешняя область атмосферы состоит из атомарного водорода. Это так называемая водороднаягеокорона. Она прослеживается до расстояний в несколько земных радиусов.

Выше речь шла о сухом и чистом воздухе. Однако атмосфера всегда содержит водяной пар и различные газообразные загрязнения. Кроме того, в ней всегда присутствует большое число твердых и жидких частичек - капель воды, кристаллов льда, вулканической и промышленной пыли и т. д.

Очень важными составляющими атмосферы являются водяной пар, озон и углекислый газ. Количество этих компонент меняется в широких пределах как от места к месту, так и ото дня ко дню. Особенно это характерно для водяного пара, содержание которого очень сильно зависит от температуры воздуха. В холодных полярных районах в приземном воздухе содержится в среднем около 0,2% влаги, а в теплых экваториальных районах - около 3%. Конечно, увеличение концентрации водяного пара в воздухе приводит к уменьшению объема, занятого другими газами. Поэтому процентное содержание азота, кислорода, аргона и всех других газов во влажном воздухе несколько меньше, чем в сухом, хотя соотношение между ними остается постоянным. По мере подъема вверх количество водяного пара быстро уменьшается, так как температура быстро падает с высотой. Плотность водяного пара убывает вдвое на высоте около 2 км, в 10 раз на высоте 6 км и в 100 раз на высоте около 8 км. Выше 10- 15 км содержание водяного пара ничтожно мало.

Во всей атмосфере одновременно содержится около 1,3×10¹⁹ г влаги, что эквивалентно слою осажденной воды в 2,5 см. Водяной пар беспрерывно поступает в приземный слой атмосферы за счет испарения с поверхности Мирового океана, влажных поверхностей суши, растительного покрова и т. д. При испарении 1 г воды расходуется 537 кал тепла. Благодаря турбулентному перемешиванию, которое происходит в атмосфере, водяной пар распределяется над всей земной поверхностью. В отдельных местах атмосферы наступает состояние насыщения и водяной пар начинает конденсироваться или сублимироваться, т. е. переходить в жидкое или твердое состояние. Так образуются облака. Во время конденсации водяного пара выделяется все то тепло, которое было затрачено при испарении влаги. Это тепло нагревает окружающий воздух и играет немаловажную роль в тепловом режиме отдельных областей атмосферы. В одних случаях облака рассеиваются за счет испарения, в других, когда капельки или кристаллики льда укрупняются на достаточно большую величину, из них выпадают осадки. Этим завершается круговорот влаги в атмосфере. Естественно, что в среднем осадки полностью уравновешивают поток водяного пара от земной поверхности в атмосферу за счет испарения, который составляет около 1,2×10¹⁸ г в сутки. В результате такого круговорота влаги от земной поверхности в атмосферу постоянно переносится около 6,5×10²⁰ кал тепла в сутки, или 3×10²³ эрг/сек.

Количество озона в атмосфере с высотой сначала увеличивается, достигает максимума на высотах 20-30 км, а затем уменьшается, сходя на нет на высоте около 70 км. Общая масса озона в атмосфере составляет около 3×10¹⁵г, т. е. менее одной миллионной массы всей атмосферы. Несмотря на такое ничтожное количество, этот газ играет большую роль в тепловом режиме атмосферы, и, что особенно важно, в создании оптимальных условий для органической жизни на Земле. Содержание озона зависит не только от высоты, но и от горизонтальных координат и времени. Наибольшее количество озона в том или ином пункте земного шара наблюдается весной, а наименьшее - осенью и зимой. Амплитуда годового хода содержания озона в атмосфере тем больше, чем ближе к полюсу расположен данный пункт. Количество озона весной уменьшается при движении от полюсов к экватору. Летом максимальное содержание озона в воздухе наблюдается па широте около 60°. Оно зависит также от синоптической ситуации. Количество его больше в области низкого давления - циклонах - и меньше в областях высокого давления - антициклонах. Отмечается связь содержания озона с типами воздушных масс. Его больше в воздушных массах, сформировавшихся в полярных районах, и меньше в массах тропического происхождения.

Содержание углекислого газа в воздухе зависит от координат и времени, но в значительно меньшей степени, чем содержание водяного пара и озона. Количество его колеблется от 0,02 до 0,04%. Углекислый газ поступает в атмосферу при горении, дыхании, гниении, и т. п., а расходуется на питание растений. Очень важную роль в регулировании содержания углекислого газа в атмосфере играет Мировой океан, поглощая его при повышенном содержании в атмосфере и выделяя при пониженном.

Физические свойства атмосферы меняются как по вертикали, так и по горизонтали. Изменяются от места к месту и с высотой температура, давление, плотность, состав и электрические свойства воздуха, скорость и направление ветра и т. п. Особенно существенно свойства атмосферы меняются с высотой. Поэтому, основываясь на характере изменения тех или иных параметров атмосферы с высотой, ее делят на концентрические слои. Как уже упоминалось, по составу атмосферу делят на гомосферу и гетеросферу. При рассмотрении электрических свойств атмосферы выделяют ионосферу - слой, в котором воздух сильно ионизован. Наиболее распространено деление атмосферы по характеру изменения температуры с высотой. При этом выделяют тропосферу, стратосферу, мезосферу и термосферу (рис. 31). Переходные области между этими слоями называются соответственно тропопаузой, стратопаузой и мезопаузой.

Тропосфера - это прилегающая к земной поверхности область, в которой температура более или менее равномерно уменьшается с высотой. Средняя скорость падения температуры - градиент температуры - в тропосфере составляет 6,5° на 1 км. Верхней границей тропосферы является тропопауза толщиной в среднем 1-2 км. В тропопаузе вертикальный градиент температуры резко уменьшается. Высота расположения тропопаузы зависит от координат и времени. В среднем при движении от экватора к полюсам она понижается от 17 до 9 км. Особенно резкое понижение отмечается в субтропических широтах (40- 30°). Там очень часто наблюдается разрыв тропопаузы. Со стороны экватора располагается высокая и холодная, а со стороны полюсов - низкая и относительно теплая тропопауза (рис. 32).

Рис. 31. Распределение температуры воздуха с высотой и строение атмосферы: 1 - тропопауза; 2 - стратопауза; 3 - мезопауза

В тропосфере заключено свыше 80% массы атмосферы и практически весь водяной пар. В ней протекают физические процессы, которые обусловливают ту или иную погоду. В тропосфере осуществляются все превращения водяного пара. В ней образуются облака и формируются осадки, очень сильно развито турбулентное и конвективное перемешивание. Температура в тропосфере сильно меняется как от места к месту, так и во времени. Однако она почти всегда уменьшается при движении от экватора к полюсам.

Стратосфера характеризуется постоянством или ростом температуры с высотой и исключительной сухостью воздуха. Верхняя граница стратосферы - стратопауза - расположена в среднем на высотах 50-55 км. Температура остается более или менее постоянной с высотой лишь в нижней части стратосферы. Выше 25 км она довольно быстро растет, достигая на высотах 50-55 км 0-10° С (см. рис. 31). Несмотря на сухость воздуха, в высоких широтах на высоте 22-27 км иногда возникают очень тонкие перламутровые облака. Их можно заметить лишь в сумерки, когда они освещены Солнцем, находящимся под горизонтом.

Рис. 32. Среднее распределение температуры воздуха в нижних слоях атмосферы северного полушария летом и зимой. Линии равной температуры - изотермы проведены через 4° С, Величины температур воздуха даны по шкале Цельсия

Рис. 33. Изменение температуры и концентрации молекул воздуха с высотой в атмосфере

Распределение температуры в стратосфере зависит от времени года. Летом в нижней стратосфере температура убывает при движении от полюсов к экватору от -45 до -70° С. Зимой наиболее высокие температуры отмечаются в умеренных широтах. В верхней стратосфере температура всегда снижается при движении от экватора к полюсам. Лишь летом в экваториальной и полярной стратосфере она практически одна и та же.

Из-за постоянства или роста температуры с высотой конвективный обмен в стратосфере, по-видимому, отсутствует, а турбулентный сильно ослаблен. Погоды в общепринятом смысле в стратосфере нет.

Мезосфера - слой, лежащий над стратосферой и характеризующийся падением температуры с высотой. Верхняя граница мезосферы - мезопауза - совпадает с минимумом температуры и расположена на высоте около 85 км. Из-за падения температуры с высотой в мезосфере возможны конвективные и турбулентные движения. На реальность таких движений указывает наличие серебристых облаков, которые иногда наблюдаются под мезопаузой. Они, как и перламутровые, очень тонки и видны лишь после захода Солнца. О тонкости серебристых облаков свидетельствует тот факт, что через них хорошо просвечивают звезды.

В мезосфере, как и в стратосфере, очень велика амплитуда годового хода температуры воздуха. В нижней ее части происходит изменение фазы годового хода. Если в тропосфере и стратосфере максимальные температуры отмечаются летом, а минимальные - зимой, то в верхней мезосфере наблюдается прямо противоположная картина: зимой - максимум, а летом - минимум температуры воздуха.

Термосфера лежит над мезопаузой. Температура в ней быстро растет от -90° на высоте около 90 км до 1000- 2000° С на высоте 400 км (рис. 33). Выше 400 км температура почти не меняется с высотой.

Температура и плотность воздуха очень сильно зависят от времени суток и года. С высотой зависимость увеличивается. С помощью искусственных спутников было установлено, что плотность воздуха днем больше, чем ночью: на высоте 200 км в 1,5-2 раза, на высоте 600 км в 6-8 раз. Это объясняется резким ростом температуры термосферы от ночи ко дню (рис. 33). Плотность с широтой меняется сравнительно мало. При движении от экватора к полюсам она уменьшается в среднем на 30%.

Температура и плотность воздуха в термосфере сильно зависят от солнечной активности. В годы максимума ее температура и плотность значительно выше, чем в годы минимума.

Следует заметить, что все приведенные здесь величины получены путем осреднения их за большие интервалы времени и по огромным площадям. Вне всякого сомнения, мгновенные параметры атмосферы значительно отличаются от средних, так как атмосфера - это чрезвычайно изменчивая среда.