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

Масса атмосферы: Давление воздуха у поверхности Земли Р_о =1,01310⁵ Па, следовательно на всю поверхность Земли S = 4R² действует сила F = 4 R² P_o, равная весу всей атмосферы F = m_ag. Из равенства этих сил получаем выражение для массы атмосферы: m_a = 4 R² P_o/g = 5,310¹⁸ кг, т.е. масса атмосферы примерно в 10⁶ раз меньше массы Земли. В теплый период года масса атмосферы больше, чем в холодный, примерно на 10¹⁰ кг. 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10¹⁵ кг воздуха. Во время муссонных тропических ветров во вторую половину года около 0,078% массы атмосферы совершает обратный путь из Южного полушария в Северное.

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10⁶ м. 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 атмосферы является поверхность материков и океанов. Верхнюю границу атмосферы точно 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 (изменение или распределение Т с высотой), составу атмосферного воздуха, взаимодействию атмосферы с земной поверхностью, влиянию атмосферы на летательные аппараты.

Выделяемые слои атмосферы по каждому признаку и их средние границы представлены в табл. и на рис. 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.

Основные признаки деления атмосферы:

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 (пограничный слой) высотой до 1,0 – 1,5 км, среднюю тропосферу с границами в среднем от 1,0-1,5 км до 6,0 – 8,0 км и верхнюю тропосферу – от 6,0-8,0 до 11 км. Толщина и граница этих слоев могут периодически изменяться. Давление на верхней границе тропосферы  26 гПа.

Нужно отметить, что все перемены погоды и климата являются результатом физических процессов, имеющих место в тропосфере.

Вертикальное распределение Т воздуха оценивается вертикальным градиентом температуры  = - dT/dx. Для тропосферы характерно падение Т с высотой, которое в среднем составляет 0,65 ⁰С на 100 м подъема. Значения  зависят от состава подстилающей атмосферу поверхности (земля, вода, снег, лед и т.д.) и в различных точках земного шара могут различаться даже на десятки градусов на 100 м 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 О₃ в 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 0 ⁰С.

Выше 55 км и до 80 км Т падает до –85 ⁰С, это мезосфера (мезо – средний). 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 1200 ⁰С. Выше термосферы расположена экзосфера, которая является внешней оболочкой атмосферы. Давление здесь очень низкое (Р  10^-8 мм рт. ст.). Молекулы водорода и гелия не сталкиваются, но их кинетическая энергия соответствует Т , равной 1000 – 1200 ⁰С.

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 (их интенсивность зависит от солнечных бурь). 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.

Атмосфера не только получает тепло от Солнца через волновое и корпускулярное излучение, но и отдает его в результате излучения атмосферы (вспомните закон Стефана-Больцмана) в том диапазоне длин волн, где они могут выйти за пределы атмосферы, т.е. где термосфера прозрачна. Этому условию удовлетворяет излучение в линиях кислорода и азота в видимой области спектра, в ИК – линии атомного кислорода, а также многочисленных спектральных полос гидроксила.

13