29. Атмосфера (от. греч. ατμός — «пар» и σφαῖρα — «сфера») — газовая оболочка небесного тела, удерживаемая около него гравитацией. Поскольку не существует резкой границы между атмосферой и межпланетным пространством, то обычно атмосферой принято считать область вокруг небесного тела, в которой газовая среда вращается вместе с ним как единое целое. Глубина атмосферы некоторых планет, состоящих в основном из газов (газовые планеты), может быть очень большой. Прочитать понятие биосфера, и соединить их своими словами (связать)

Строение атмосферы

Тропосфера

Основная статья: Тропосфера

Её верхняя граница находится на высоте 8—10 км в полярных, 10—12 км в умеренных и 16—18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом. Нижний, основной слой атмосферы содержит более 80 % всей массы атмосферного воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развиваются циклоны и антициклоны. Температура убывает с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м

Тропопауза

Основная статья: Тропопауза

Переходный слой от тропосферы к стратосфере, слой атмосферы, в котором прекращается снижение температуры с высотой.

Стратосфера

Основная статья: Стратосфера

Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11—25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25—40 км от −56,5 до 0,8 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии). Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (почти 0 °C), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой.

Стратопауза

Основная статья: Стратопауза

Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °C).

Мезосфера

Основная статья: Мезосфера

Мезосфера начинается на высоте 50 км и простирается до 80—90 км. Температура с высотой понижается со средним вертикальным градиентом (0,25—0,3)°/100 м. Основным энергетическим процессом является лучистый теплообмен. Сложные фотохимические процессы с участием свободных радикалов, колебательно возбуждённых молекул и т. д. обусловливают свечение атмосферы.

Мезопауза

Основная статья: Мезопауза

Переходный слой между мезосферой и термосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около —90 °C).

Линия Кармана

Основная статья: Линия Кармана

Высота над уровнем моря, которая условно принимается в качестве границы между атмосферой Земли и космосом. В соответствии с определением ФАИ, линия Кармана находится на высоте 100 км над уровнем моря.

Граница атмосферы Земли

Принято считать, что граница атмосферы Земли и ионосферы находится на высоте 118 километров^[3]. Это показывает анализ параметров движения высокоэнергетических частиц, перемещающихся в атмосфере и ионосфере.

Термосфера

Основная статья: Термосфера

Верхний предел — около 800 км. Температура растёт до высот 200—300 км, где достигает значений порядка 1500 К, после чего остаётся почти постоянной до больших высот. Под действием ультрафиолетовой и рентгеновской солнечной радиации и космического излучения происходит ионизация воздуха («полярные сияния») — основные области ионосферы лежат внутри термосферы. На высотах свыше 300 км преобладает атомарный кислород. Верхний предел термосферы в значительной степени определяется текущей активностью Солнца. В периоды низкой активности — например, в 2008—2009 гг — происходит заметное уменьшение размеров этого слоя^[4].

Термопауза

Основная статья: Термопауза

Область атмосферы прилегающая сверху к термосфере. В этой области поглощение солнечного излучения незначительно и температура фактически не меняется с высотой.

Экзосфера (сфера рассеяния)

Экзосфера — зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 700 км. Газ в экзосфере сильно разрежён, и отсюда идёт утечка его частиц в межпланетное пространство (диссипация).

До высоты 100 км атмосфера представляет собой гомогенную хорошо перемешанную смесь газов. В более высоких слоях распределение газов по высоте зависит от их молекулярных масс, концентрация более тяжёлых газов убывает быстрее по мере удаления от поверхности Земли. Вследствие уменьшения плотности газов температура понижается от 0 °C в стратосфере до −110 °C в мезосфере. Однако кинетическая энергия отдельных частиц на высотах 200—250 км соответствует температуре ~150 °C. Выше 200 км наблюдаются значительные флуктуации температуры и плотности газов во времени и пространстве. На высоте около 2000—3500 км экзосфера постепенно переходит в так называемый ближнекосмический вакуум, который заполнен сильно разрежёнными частицами межпланетного газа, главным образом атомами водорода. Но этот газ представляет собой лишь часть межпланетного вещества. Другую часть составляют пылевидные час­тицы кометного и метеорного происхождения. Кроме чрезвычайно разрежённых пылевидных частиц, в это пространство проникает электромагнитная и корпускулярная радиация солнечного и галактического происхождения.

На долю тропосферы приходится около 80 % массы атмосферы, на долю стратосферы — около 20 %; масса мезосферы — не более 0,3 %, термосферы — менее 0,05 % от общей массы атмосферы. На основании электрических свойств в атмосфере выделяют нейтросферу и ионосферу. В настоящее время считают, что атмосфера простирается до высоты 2000—3000 км.

В зависимости от состава газа в атмосфере выделяют гомосферу и гетеросферу. Гетеросфера — это область, где гравитация оказывает влияние на разделение газов, так как их перемешивание на такой высоте незначительно. Отсюда следует переменный состав гетеросферы. Ниже её лежит хорошо перемешанная, однородная по составу часть атмосферы, называемая гомосфера. Граница между этими слоями называется турбопаузой, она лежит на высоте около 120 км.

 Приблизительный газовый состав атмосферы Земли: 78,08 % азота, 20,95 % кислорода, изменяющееся количество водяного пара (в среднем около 1 %), 0,93 % аргона, 0,038 % двуокиси углерода, и небольшое количество водорода, гелия, других благородных газов и загрязнителей.

Параметры, характеризующие атмосферу (температура, давление, химический состав и др.), изменяются прежде всего с высотой относительно уровня моря, а характеризующие нижние слои зависят и от географической широты. Вертикальная структура атмосферы приведена на рис. 7.5, а—в. Давление Р, так же как и плотность газов атмосферы, связаны с изменением сил гравитации по мере удаления от поверхности планеты, а температура зависит от того, как взаимодействует излучение Солнца с разными газами в различных слоях атмосферы, а именно — как эти газы поглощают излучения разных длин волн. При этом все же большая часть излучения Солнца, имеющая длины волн вблизи максимума спектра, не поглощается атмосферой и доходит до поверхности Земли, согревая ее.

30. Стратификация атмосферы

      Стратификация атмосферы (от лат. stratum — слой и facio — делаю) ? это распределение температуры воздуха по высоте, она характеризуется вертикальным градиентом температуры температура [1°/100 м]. Падение температуры в тропосфере происходит с увеличением высоты, в среднем на 0,6° на каждые 100 м, т. е. температура =0,6°/100 м. Но в каждом отдельно взятом случае температура может отклоняться от средней величины, на степень отклонения влияют местоположение и слой тропосферы. В жаркий летний день на малой высоте воздух над поверхностью прогревается, и его температура значительно возрастает, благодаря процессу излучения, ночью почва охлаждается, температура воздуха, вследствие этого, уменьшается. Это уменьшение иногда бывает настолько сильным, что температура повышается с увеличением высоты (т. н. приземная инверсия температуры), т. е. температура меняет знак. В свободной атмосфере значения температура сильно колеблются, от 1° на 100 м или несколько выше до сильных инверсий в отдельных слоях. В стратосфере значения температура очень малы или имеют значение ниже нуля.        От температуры атмосферы зависит устойчивость по отношению к вертикальной циркуляции воздушных масс. Воздух, поднимающийся вверх, охлаждается по следующему закону: сухой или ненасыщенный воздух — максимально — приблизительно на 1° на каждые100 м подъёма; насыщенный воздух охлаждается меньше (несколько десятых долей градуса на 100 м), причиной этого является тепловыделение и конденсация водяного пара, который находится в воздухе. По аналогии происходит нагревание нисходящего воздуха. Движение восходящих потоков происходит по закону Архимеда и осуществляется до того момента, пока он не попадет в более теплый слой атмосферы. Нисходящий поток прибывает в движении до того времени, пока его повышающаяся температура не станет равной температуре окружающей среды. Конвекция, турбулентное движение и скольжение горячего воздуха на атмосферных фронтах сильнее, если сильнее падение температуры атмосферы. Вертикальное движение поддерживается разницей температур воздушных масс, независимо от того, восходящий это или нисходящий поток. В таких случаях температура атмосферы называется неустойчивой. При небольших вертикальных градиентах, температура вертикальных потоков быстро сравнивается с температурой окружающей среды и движение затухает. В таких случаях температура атмосферы называется устойчивой.        Неустойчивая температура атмосферы — жизненно важное условие для развития облаков конвекции (кучевых и кучево-дождевых) и усиления фронтальной облачности. Под слоями инверсий, при устойчивой температуре, либо возникает слоистая облачность, либо небо остается чистым. Если температура в стратосфере не меняется с высотой то температура там устойчивая, это объясняет отсутствие конвекции и слабую турбулентность. 

Инверсия в метеорологии означает аномальный характер изменения какого-либо параметра в атмосфере с увеличением высоты. Наиболее часто это относится к температурной инверсии, то есть к увеличению температуры с высотой в некотором слое атмосферы вместо обычного понижения (см. атмосфера Земли).

Различают два типа инверсии:

• приземные инверсии температуры, начинающиеся непосредственно от земной поверхности (толщина слоя инверсии — десятки метров)

• инверсии температуры в свободной атмосфере (толщина слоя инверсии достигает сотни метров)

Инверсия температуры препятствует вертикальным перемещениям воздуха и способствует образованию дымки, тумана, смога, облаков, миражей. Инверсия сильно зависит от местных особенностей рельефа. Увеличение температуры в инверсионном слое колеблется от десятых долей градусов до 15—20 °C и более. Наибольшей мощностью обладают приземные инверсии температуры в Восточной Сибири и в Антарктиде в зимний период.

Нормальные атмосферные условия

Как правило, в нижних слоях атмосферы (тропосфера) воздух около поверхности Земли теплее чем воздух, расположенный выше, поскольку атмосфера в основном нагревается от солнечного излучения через земную поверхность. С изменением высоты температура воздуха понижается, средняя скорость уменьшения составляет 1 °C на каждые 160 м.

Причины и механизмы возникновения инверсии

При определённых условиях нормальный вертикальный градиент температуры изменяется таким образом, что более холодный воздух оказывается у поверхности Земли. Это может произойти, например, при движении тёплой, менее плотной воздушной массы над холодным, более плотным слоем. Этот тип инверсии возникает в близости тёплых фронтов, а также в областях океанического апвеллинга, например у берегов Калифорнии. При достаточной влажности более холодного слоя, типично образование тумана под инверсионной «крышкой».

Ясной, тихой ночью при антициклоне холодный воздух может спускаться по склонам и собираться в долинах, где в результате температура воздуха будет ниже, чем на 100 или 200 м выше. Над холодным слоем там будет более тёплый воздух, который, вероятно, образует облако или лёгкий туман. Температурная инверсия наглядно демонстрируется на примере дыма от костра. Дым будет подниматься вертикально, а затем, когда достигнет «слоя инверсии», изогнётся горизонтально. Если эта ситуация создаётся в больших масштабах, пыль и грязь (смог), поднимающиеся в атмосферу, остаются там и, накапливаясь, приводят к серьёзному загрязнению.

Инверсия опускания

Инверсия температуры может возникнуть в свободной атмосфере при опускании широкого слоя воздуха, и нагреве его вследствие адиабатического сжатия, что обычно связывается с субтропическими областями высокого давления. Турбулентность может постепенно поднять инверсионный слой на большую высоту и «проколоть» его, в результате чего образуются грозы и даже (при определённых обстоятельствах) тропические циклоны.

Последствия температурной инверсии

При прекращении нормального процесса конвекции происходит загрязнение нижнего слоя атмосферы. Это вызывает проблемы в городах с большими объёмами выбросов. Инверсионные эффекты часто возникают в таких больших городах, как Мумбаи (Индия), Лос-Анджелес (США), Мехико (Мексика), Сан-Паулу (Бразилия), Сантьяго (Чили) и Тегеран (Иран). Небольшие города, такие как Осло (Норвегия) и Солт-Лейк-Сити (США), расположенные в долинах холмов и гор, также испытывают влияние запирающего инверсионного слоя. При сильной инверсии загрязнения воздуха могут стать причиной респираторных заболеваний. Великий смог в 1952 году в Лондоне является одним из самых серьёзных подобных событий — из-за него умерло более 10 тысяч людей.

Температурная инверсия представляет опасность для взлетающих самолётов, так как при входе воздушного судна в вышележащие слои более теплого воздуха снижается тяга двигателей.^[1]

Зимой инверсия может привести к опасным явлениям природы. Очень сильным морозам в антициклоне. Ледяному дождю при выходе атлантических и южных циклонов(особенно при прохождение их тёплых фронтов)