38. Масса, форма, размеры и строение атмосферы. Слои атмосферы и зависимость температур атмосферы от высоты

Масса атмосферы: Давление воздуха у поверхности Земли Р_о=1,01310⁵Па, следовательно на всю поверхность ЗемлиS= 4R²действует силаF= 4R²P_o, равная весу всей атмосферыF=m_ag. Из равенства этих сил получаем выражение для массы атмосферы:m_a= 4R²P_o/g= 5,310¹⁸кг, т.е. масса атмосферы примерно в 10⁶раз меньше массы Земли. В теплый период года масса атмосферы больше, чем в холодный, примерно на 10¹⁰кг. Это обусловлено активизацией биологических процессов, сопровождаемых выделением газов. В результате планетарного тепло- и массообмена атмосфера имеет сезонное перераспределение. В период с января по июль из Северного полушария переходит в Южное около 410¹⁵кг воздуха. Во время муссонных тропических ветров во вторую половину года около 0,078% массы атмосферы совершает обратный путь из Южного полушария в Северное. Масса Мирового океана М=1,410²¹кг, получаем, что масса атмосферы примерно в 300 раз меньше массы Мирового океана.

Форма: Подобно твердому телу Земли, его воздушная оболочка не представляет собой идеальной сферы. Форма атмосферы несимметрична относительно центра тяжести Земли. В центре эклиптики атмосфера имеет выступ в направлении, противоположном Солнцу. Длина выступа («газового хвоста» Земли) около 12010⁶м. В связи с этим по форме атмосфера Земли близка к эллипсоиду вращения, большая полуось которого в 1,2 раза больше малой полуоси.

Размеры и строение: Нижней границей атмосферыявляется поверхность материков и океанов.Верхнюю границу атмосферыточно определить сложно. У поверхности Земли плотность атмосферного воздуха1,24 – 1,30 кг/м³. С высотой значениямонотонно уменьшаются и на высоте 60 – 70 тыс км над земной поверхностью постепенно приближаются к плотности межпланетной среды (10^-21кг/м³), когда нет собственно воздушной оболочки, а имеются отдельные молекулы и атомы, имеющие длину свободного пробега в тысячи км. Наблюдения за торможением ИСЗ, полеты космических кораблей, летающих «зондов» показывают, что атмосфера простирается до высоты 3000 км.

Важнейшими характеристиками физического состояния атмосферы являются, кроме плотности, атмосферное давление, температура и влажность воздуха, содержание твердых и жидких примесей. Данные о пространственных изменениях характеристик физического состояния атмосферы свидетельствуют о том, что она является более неоднородной средой по вертикали, чем по горизонтали. В вертикальном направлении в атмосфере можно выделить слои, в пределах которых либо однотипны изменения физических характеристик, либо воздух однороден по своему газовому составу.

В настоящее время по вертикали атмосферу делят по следующим 4-м признакам: термическому режиму, составу атмосферного воздуха, взаимодействию атмосферы с земной поверхностью, влиянию атмосферы на летательные аппараты.

Границы основных слоев не остаются постоянными, они изменяются гл.обр. в зависимости от щироты места и времени года. Особенно это относится с слоям атмосферы, выделяемым по условиям вертикального распределения Т.Так, толщина тропосферы изменяется от 16-18 км над экватором до 8-10 км, а иногда и до 6 км в полярных широтах.

Наблюдаемая структура земной атмосферы сложилась под воздействием трех основных факторов – гравитационного расслоения, турбулентного перемешивания и взаимодействия газов с солнечной радиацией.

Самый нижний слой – тропосфера– является важнейшим слоем атмосферы, в котором происходят различные метеорологические явления. Это наиболее плотный и неоднородный по вертикали и горизонтали приземный слой воздушной оболочки земного шара. Здесь сосредоточено до 79% всей массы атмосферы в умеренных и до 90% - в низких широтах. По вертикали тропосфера еще разделяется на три слоя:нижнюю тропосферу высотой до 1,0 – 1,5 км,среднюю тропосферус границами в среднем от 1,0-1,5 км до 6,0 – 8,0 км иверхнюю тропосферу – от 6,0-8,0 до 11 км. Толщина и граница этих слоев могут периодически изменяться. Давление на верхней границе тропосферы26 гПа.

Вертикальное распределение Т воздуха оценивается вертикальным градиентом температуры = -dT/dx. Для тропосферы характерно падение Т с высотой, которое в среднем составляет 0,65⁰С на 100 м подъема.

Рис.23. Слои атмосферы и зависимость Т атмосферы от высоты.

Выше тропосферы расположена стратосфера, которая достигает 50 км. Особенность ее состоит в резком повышении Т с высотой. Здесь повышение Т происходит в результате образования озона из кислорода под действием лучистой энергии. Озона О₃в стратосфере больше, чем в тропосфере. Основная масса озона сосредоточена на высоте 25 км, но в целом он распространен и до более высоких слоев. Взаимодействие УФ-излучения с озоном ведет к ослаблению УФ-излучения и тем самым способствует поддержанию жизни на Земле. Поглощая энергию солнечного излучения, озон превращает ее в тепло. На высоте 55 км в стратопаузе Т повышается до 0⁰С.

Выше 55 км и до 80 км Т падает до –85 ⁰С, этомезосфера. Выше мезосферы озона становится меньше, потому что плотность атмосферы с высотой уменьшается. В результате снижается и эффективность прилипания атомов кислорода к молекулам кислорода, т.е. образования озона.

Выше 100 км начинается термосфера, здесь идет повышение Т, и на высоте 400 км она достигает 1200⁰С. Выше термосферы расположенаэкзосфера, которая является внешней оболочкой атмосферы. Давление здесь очень низкое (Р10^-8мм рт. ст.). Молекулы водорода и гелия не сталкиваются, но их кинетическая энергия соответствует Т, равной 1000 – 1200⁰С.

Т.о., нагревают атмосферу корпускулярное и волновое солнечные излучение. Кроме того, ее нагрев происходит за счет диссипации энергии приливных движений, гравитационных и магнитогидродинамических волн в результате действия молекулярной вязкости и турбулентности.

На высотах около 100 км текут интенсивные электрические токи, достигающие в высоких широтах десятков сотен ампер. Эти токи нагревают ионосферный газ и нейтральную атмосферу в результате выделения джоулевого тепла. В высоких широтах ионосфера и атмосфера нагреваются с одинаковой эффективностью, как потоками заряженных частиц, так и электрическими токами.