Постоянные и переменные составляющие.

В группу постоянных составл яющих входят: азот ( N2 ), кислород ( О2 ), вод ород ( H2 ) и

инерт ные газы - аргон ( Ar ), г елий ( He ), неон ( Ne), криптон ( Kr), ксенон ( Xe), рад он ( Rn ).

В группу переменных составля ющих (атмосферные примеси) вх одят : водяной пар, озон ( О3 ), углекислый газ или диоксид углерода ( СО2 ), д иоксиды азот а ( NО2 ) и сер ы ( SО2 ), пыль, дым, капельки вод ы, кристаллы льда и морской соли, прод укты рад иоакт ивного распад а, семена и пыльца растений, различные микроорганизмы и др.

Сухим воздухом называется т акой воздух, в состав которого не входит водяной пар

(табл. 1.2).

Таблица 1.2. С остав сух ого и чистого воздуха у земной поверх ност и

Атмосферные примеси, несмотря на их незначит ельное количество, играют замет ную роль в развит ии атмосферных процессов. Частицы конт инент альной пыли, морской соли, индуст риального дыма, благодаря малым размерам, длительное время находятся в воздухе и переносят ся ветром на большие расстояния. Они ухудшают прозрачност ь атмосферы (дальность горизонтальной видимости), ослабляют солнечную радиацию, приходящую на земную поверхность. К рист аллы морской соли и частички органических вещ ест в служат ядрами конденсации при образовании облаков и т уманов. Такие атмосферные примеси, как водяной пар, углекислый газ и озон существенно изменяют температурный режим земной поверхности и ат мосферы. Они интенсивно поглощают длинноволновую инфракрасную радиацию, излучаемую земной поверхност ью и атмосферой, предохраняя Землю и атмосферу от ночного охлаждения.

Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу путем испарения с водных поверхност ей и влажной почвы, а также в результат е транспирации растениями. Количество водяного пара колеблется от 4% по об ъему (при высоких температурах над морем и приморскими районами) до значений, близких к 0% (при очень низких температ урах над сушей в глубине континента и на больш их вы сотах). При насыщении воздуха водяным паром об разуются облака, из кот орых могут выпадат ь осадки.

Углекислый газ поступает в ат мосферу при вулканических извержениях, в результат е гниения и разложения органических вещ ест в, в процессе дыхания и горения. Расходуется в процессе усвоения его растениями. В сред нем его содержание в атмосфере составляет

0,03%, но в промышленных районах его количество примерно в 2 раза больше, чем в приполярных. С высотой количество углекислого газа постепенно убывает. Углекислый газ поглощает длинноволновое излучение земной поверхност и, что приводит к повышению

т емпературы воздуха и возникновению парникового эффекта. За последние 70…80 лет количест во углекислого газа в ат мосфере, по оценкам многих учены х, увеличилось примерно на 10…12%. При э том расчеты показывают, что удвоение количества углекислого газа в атмосфере повысит среднюю планет арную температ уру в результ ате парникового эффекта на 1,5…2,0°С.

Озон - т рехатомный кислород − бесцветный газ с характерным запахом свежест и. Он об разуется на всех высотах в слое воздуха от Земли до 50…70 км. У поверхности земли озона очень мало. Максимальное содержание озона в полярных област ях наблюдается на высотах

15…20 км, в тропических и субтропических ш иротах − 25…30 км. Количество озона в атмосфере сравнительно мало. Так, если привести к нормальному атмосферному давлению при т емпературе 0°С т акие газы, как азот, кислород и озон, то толщина слоя азот а сост авит

6200 м, кислород а – 1560 м, а озона в среднем – 0,3 см. Но, несмотря на ст оль малое количест во озона в атмосфере, его роль в ат мосферных и земных процессах весьма значит ельна по двум причинам. Во-первых, сильно поглощая ультрафиолетовую радиацию,

энергия которой составляет 3% всей солнечной энергии, озон повышает температ ур у воздуха на высотах 30…35 км. Кроме этого, озон задерживает около 20% теплового излучения Земли. Все э то приводит к формированию стратосферной оболочки тепла. Во-вторых, поглощая коротковолновую радиацию Солнца, озон защищает живые организмы на Земле от вредного и даже губительного действия ультрафиолетовой радиации. По современным воззрениям, сама жизнь могла появиться на суше только после того, как содержание кислорода дост игло 1% от современного и на некот орой высоте в ат мосфере смог об разоваться слой озона.

Количество озона изменяется по сезонам и ш иротам. Максимум озона приходится на

весенние месяцы, а минимум - на осенние. При этом его годовая амплитуда наиболее значительна в высоких широтах. У экватора сезонное изменение озона сравнит ельно мало. Слабый максимум наблюдается в конце весны или в начале лета. В последнее время вопрос об изменении в атмосфере количества озона приобрел особ ую ост роту в связи с выбросом в атмосферу различных химических веществ антропогенного происхождения, в особенности фреонов. Появились опасения, что выброс в ст ратосферу оксидов азот а с выхлопными газами сверхзвуковых самолет ов и проникновение фреонов могут привести к разрушению слоя озона. Это может иметь пагубные биологические последст вия. В связи с эт им приобрели б ольшую акт уальность расширение сети наблюдений за озоном и изучение многолет них изменений во временном ходе содержания озона. Исслед ования продолжаются и по их результат ам можно будет ответить на поставленные вопросы.

СТРОЕНИЕ АТМОСФЕРЫ

Данные прямых и косвенных исследований показывают, что атмосфера в вертикальном направлении делит ся на несколько слоев (сфер), отличающихся друг от др уга своими х арактерист иками: сост авом воздуха, изменением температ ур ы с высотой, электрическими свойствами, характером взаимодействия с земной поверхност ью и др. (табл. 1.3 и рис. 1.1).

Нижней границей атмосферы является поверхность Земли. Резко выраженной верхней границы атмосферы не существует. Плотность ее газов постепенно уменьш ается и на высоте примерно 20000 км приближается к плот ност и газов межпланетного пространства (100 частиц в 1см3). Эта высота условно принята за верхнюю границу атмосферы.

Толщина всей атмосферы соизмерима с размерами Земли, однако большая часть массы атмосферы сосредоточена в тонком (по сравнению с радиусо м Земли) слое, прилегающ ем к земной поверхности. Примерно 50% всей массы ат мосферы заключается в слое от земной поверхности до высоты 5 км, 75% – д о высоты 10 км, 90% − до 20 км, около 99% − до высот ы 30…35 км.

Неб ольшая толщина основного (по массе) слоя ат мосферы по сравнению с ее горизонтальной протяженностью приводит к т ому, чт о вертикальные масштабы наблюдаемых в атмосфере явлений и процессов оказываются значит ельно меньш е их горизонтальных размеров. Возд уш ные массы, циклоны, антициклоны, атмосферные фронты имеют горизонтальную протяженность в сотни и т ысячи километ ров, а по вертикали распрост раняются лишь на несколько километ ров.

По составу воздуха атмосфера делится на гомосферу и гетеросферу.

Гомосфера - слой от земной поверхност и д о высоты 90…100 км. В гомосфере все газы находятся в молекулярном сост оянии и их относит ельный процентный состав с высотой не изменяется.

Гетеросфера располагает ся выше 90…100 км. В этом слое газовый состав с высот ой изменяется. В гетеросфере происходит диссоциация (распад) молекул кислорода (выше 100 км) и азота (выше 200 км) на атомы, и в воздухе появляется окись азота. На высоте около 1000 км в атмосферном воздухе преоблад ает гелий, а в самых верхних слоях – водород.

По признаку взаим одействия атмосферы с зем ной поверхностью атмосферу делят на пограничный слой (иногда называют т акже слоем т рения) и свободную атмосферу.

В пограничном слое (высотой до 1,0…1,5 км) на характ ер движений воздуха большое влияние оказывает земная поверхность и силы т урбулент ного трения. Внутри пограничного слоя выделяется призем ный слой атмосферы (высотой 50…100 м).

В свободной атм осфере (на высот е более 1,0….1,5 км) в первом приближении силами т урб улентного трения можно пренебречь.

По характеру изменения температуры воздуха с высотой атмосфера делится на

5 основных и 4 промежуточных слоя (табл. 1.3).

Таблица 1.3. Основные и промежут очные слои атмосферы

Все слои атмосферы не всегда имеют четкие границы, их высота изменяется в зависимости от широты места, времени года и синопт ической обст ановки. Так, например, высота тропопаузы колеблет ся от 8 до 18 км.

Тропосфера - это нижний слой атмосферы, простирающийся до высоты 8…10 км в полярных районах, 10…12 км в умеренных широт ах и 16…18 км в тропиках. Основным источником тепла для воздуха тропосферы является земная поверхность, нагреваемая Солнцем, поэтому характерной особенностью тропосферы является понижение температуры воздуха с высотой, которое в среднем составляет 0,65° С /100 м .

1.1. Строение атмосферы

- 17 -

Тропосфера - наиболее плотный слой ат мосферы, в ней сосредоточено около 4/5 всей массы ат мосферного воздуха. Давление в тропосфере с высотой уменьшается очень быст ро и на высоте 5 км составляет примерно половину того, которое наблюдается у земной поверхности.

Тропосфера является самой запыленной частью атмосферы, в ней находит ся почт и весь водяной пар, при конденсации которого образуются облака и осадки. В тропосфере формируются различные воздушные массы, образуются атмосферные фронты, развиваются циклоны и ант ициклоны. По условиям погоды и полетов тропосфера делит ся на три слоя.

1. Нижний слой - от поверхности земли до высоты 2 км

В нижнем слое на условия погоды большое т епловое и механическое влияние оказывает подстилающая поверхность (пп); наблюд ается значительная турбулентность и запыленност ь воздух а, имеет мест о хорошо выраженный сут очный х од мет еорологических величин. В этом слое образуются все виды туманов и облака нижнего яруса, располагается нижняя граница облаков вертикального развития, ветер с вы сотой усиливается и поворачивает вправо. Летом в умеренных широтах температура в нижнем слое положительная, зимой чащ е всего отрицат ельная. Условия погоды в нижнем слое т ропосферы оказывают влияние на взлет, посадку и визуальные полеты на малых высотах.

2. Средний слой - от 2 до 6 км

Влияние подст илающей поверхности проявляется слабее. Ухудш ение погоды связано с ат мосферными фронтами, развитием кучевообразных облаков и облаков среднего яр уса. В умеренных широт ах в теплое время года в этом слое обычно располагаются нулевая и минус десятая изотермы, поэт ому облака имеют смешанную структ ур у, т.е. состоят из капель воды и лед яных кристаллов. При полет е в облаках среднего слоя в это время года наблюдается интенсивное обледенение воздушных судов (ВС).

3. Верхний слой - от 6 км до т ропопаузы

Возмущающ ее влияние подстилающей поверхност и практически не сказывается. Этот слой характеризуется сильными ветрами, приобретающими иногда х арактер струйных течений (скорость 30 м/с и более), на периферии которых образуются зоны турбулентности, вызывающие болтанку самолетов. Температ ур а в верхнем слое в т ечение всего года отрицательная и наиболее низкая из всех слоев тропосферы. В этом слое образуются облака верхнего яруса и располагаются вершины кучево-дождевых облаков. При полете в кучево- дождевых об лаках наблюд ается сильное обледенение, сильная болт анка, гроза, град. Облака верхнего яруса имеют кристаллическое строение, поэтому при полете в них происходит элект ризация ВС.

Тропопауза - эт о переходный слой между т ропосферой и стратосферой т олщиной от нескольких сотен метров до 2…3 км.

В зависимости от характ ера изменения температ уры воздуха с высотой, тропопауза

может быть слоем, в кот ором температ ур а с высот ой:

задерживающ им слоем для процессов, происход ящих в т ропосфере. Под т ропопаузой

наблюдается скопление водяных капель, ледяных крист аллов и аэрозольных частиц. Она часто является верхней границей тропосферной облачности. Под тропопаузой ухудшается видимость, затрудняется пилотирование ВС вследст вие значит ельных горизонтальных и вертикальных сдвигов ветра, вызывающих болтанку самолетов. Поэт ому т ропопауза оказывает существенное влияние на метеорологические условия полетов в верхней тропосфере и в нижней стратосфере. Амплитуда колеб аний высоты т ропопаузы может достигат ь нескольких километров. Наиболее низкое положение т ропопауза занимает над

глубокими холодными циклонами, а наиб олее высокое - над хорошо развитыми т еплыми антициклонами. Высота тропопаузы понижает ся от экватора к полюсам. В соответст вии с э тим изменяет ся и т емперат ур а возд ух а на уровне т ропопаузы: в сред нем от •80°С над э кват ором до •50°С над полюсами.

Стратосфера - это слой атмосферы от тропопаузы до высоты 50 км. На стратосферу приходится около 20% всей массы атмосферы. В этом слое до высоты 20…25 км температ ура не изменяется и равняется в среднем •56,5°С, а затем увеличивается примерно на 2…3°С на каждые 1000 м и на высоте 50 км достигает сред него значения •2,5°С (с возможными от клонениями ±20°С). Повышение температуры в стратосфере объясняется поглощением солнечной ультрафиолетовой радиации озоном и инфракрасной солнечной радиации водяным паром. Вследствие незначит ельного содержания водяного пара облака в ст ратосфере, как правило, не образуются. В ред ких случаях в южных ш иротах в нижнюю стратосферу проникают из тропосферы вершины кучево-дожд евы х облаков. Иногд а в зимнее время года на высоте 20…30 км образуются облака с изменяющейся окраской, кот орые называют ся перламутровыми. Пред полагают, чт о эти облака предст авляют собой скопление мельчайших капелек воды (диаметром менее 2,5 мкм) или кристалликов льд а. Вероятнее всего, т акие об лака об разуют ся при восход ящих движениях возд уха в горных районах, где их чаще всего и наблюдают (Скандинавия, Финляндия, Аляска, Антаркт ида и др.). Видимость в страт осфере, как правило, хорошая. Однако и сюда могут поступать земная пыль и прод укты вулканических извержений. Прозрачность ат мосферы при сильных извержениях вулканов уменьшается на весьма продолжительное время. Вулканический пепел, находясь во взвешенном состоянии, может переноситься вет ром на большие расстояния от места извержения, ухудшая видимость при полетах на больших высотах. Ветер в страт осфере т акже имеет свои особ енности. Зимой в страт осфере преобладают западные ветры. Лет ом на высот е 15…20 км, наблюд ается переход вет ра от западного направления к восточному.

В ст ратосфере возможны резкие повыш ения температуры - так называемые внезапные страт осферные потепления. В Северном пол уш арии они наблюд аются в конце зимы и весной. Как правило, потепления сначала возникают на высоте 45…50 км, а зат ем распространяют ся вниз с ослабевающей интенсивностью. Продолжит ельност ь большинст ва потеплений на высоте 20…25 км составляет 7…12 суток, среднее повышение температуры сост авляет около 26°С. В течение зимы может наблюдаться одно или два значительных потепления. Причины стратосферных пот еплений в достаточной ст епени еще не изуч ены. Одной из особенностей стратосферы является также наличие на высотах 15…22 км максимума интенсивности космических лучей, предст авляющих собой потоки высокоэнергет ичных заряженных частиц, которые приходят в земную атмосферу из космического пространства и част ично от Солнца.

Мезосфера - это слой ат мосферы, который располагается на высотах 50…80 км. В эт ом слое содержит ся около 0,25% всей массы атмосферы. В мезосфере температ ура с высотой понижается. У верхней границы мезосферы наблюдается самая низкая в атмосфере т емпература. В среднем она равна •86,5°С, но иногда может понижаться до •120...•140°С. Такое быст рое падение температуры вызывает д овольно сильные восх одящие и нисходящие д вижения воздуха и повышенную т урб улент ност ь. Иногда у верх ней границы мезосферы на высот е около 80 км наблюдаются серебристые об лака, свет ящиеся серебристо-синеват ым светом. Плотность воздуха в мезосфере мала: на нижней границе она в среднем в 1000, а на верхней – примерно в 100000 раз меньше, чем у поверхности Земли. Д авление воздуха т акже очень мало (в среднем в пред елах от 2,5 до 0,01 мм рт .ст.). В связи с незначительной плотностью, начиная с высоты 70…80 км, практически невозможно получить аэродина- мическую подъ емную силу для полет а. Эти высоты принято считат ь началом космического пространства (нижним космосом). В мезосфере в зимнее время ветер имеет западное направление, а летом преобладают восточные ветры, достигающие 500…600 км/ч.

Терм осфера - наиболее мощный по высоте слой атмосферы, прост ирающийся от 80 до

800 км. Здесь сосредот очена незначительная част ь атмосферы - всего 0,005% всей ее массы. Термосфера имеет ряд особенностей, отличающих ее от всех вышерассмотренных слоев. В этом слое происходит диссоциация молекул кислорода и азота на атомы, а так как атомарный кислород и азот поглощают корот коволновую радиацию Солнца, несущ ую большую энергию, то в термосфере наблюдается быстрый рост т емпературы с высот ой. Теоретические расчеты и данные результат ов ракет ного зондирования показывают , что температура в термосфере на ее верхней границе в среднем равна 1000…1300°С. При этом необходимо имет ь в виду, что указанные высокие значения температуры не соответст вуют нашему привычному представлению о т епле. В плотных слоях атмосферы молекулы газов ат мосферного воздуха тесно соприкасаются и част о сталкиваются др уг с другом. При поглощ ении большого количества лучистой энергии они приобретают и большую кинетическую энергию, которую перед ают попадающим в эту среду телам. В термосфере, где плотность воздуха ничтожно мала, длина свободного пробега молекул б ольшая, столкновения их др уг с др угом и любым телом случ аются редко. Вы сокие т емперат уры, наблюдающиеся здесь, свидетельст вуют лиш ь о большой скорост и движения молекул газа в очень разреженной среде. Поэтому люб ое тело, попад ающее в такую среду, будет нагреваться не за счет движения молекул и атомов газа, а лишь вследствие непосред ственного нагревания его солнечными лучами. Характерной особенностью термосферы являет ся также и то, что в ней содержится большое количество элект рически заряженных частиц - ионов. Процесс ионизации состоит в том, что под действием коротковолновой (ультрафиолетовой) части солнечного изл учения от нейт ральных молекул и атомов газов отделяются электроны. Остающ иеся ат омы или молекулы оказываются заряженными положительно и образуют положит ельные ионы. Освободившиеся электроны могут присоединяться к нейтральным атомам или молекулам и образовыват ь отрицат ельные ионы. Ионизированные слои ат мосферы обладают высокой электропроводностью и оказывают значительное влияние на распространение рад иоволн. По э тому признаку т ермосферу называют т акже ионосферой. По современным данны м, основанным на наблюдениях с помощью ракет и искусственных спутников Земли, концентрация э лектрически заряженных частиц в ионосфере непрерывно повышается с увеличением высоты, достигает максимума на уровне 3000 км, а затем медленно уменьшается.

В ионосфере наблюдаются полярные сияния, представляющие соб ой свечение разреженных слоев воздуха под дейст вием ультрафиолетовых л учей и корпускулярного изл учения Солнца. Под действием магнит ного поля Земли корпускулы солнечного свет а отклоняются в сторону магнит ных полюсов. Поэтому полярные сияния наблюдаются главным образом в высоких широтах. Максимальная повторяемость полярных сияний в Северном полушарии наблюдается на линии, пересекающей Новую Землю, северную оконечность Скандинавского полуострова, Южную Исландию, Гренландию, Аляску и северное побережье Сибири. Здесь полярные сияния наб людаются примерно 100 раз в год. Отмечены сл учаи полярных сияний и в б олее южных широт ах. Нижняя граница полярных сияний редко опускается ниже 100…110 км, верхняя граница их колеблет ся в пределах от 400…600 до

1100…1200 км. Спектральный анализ полярных сияний позволяет получит ь пред ставление о составе ат мосферы и о температ урном режиме эт их слоев. В период ы полярных сияний радиосвязь нарушается вплоть до ее полного исчезновения в широком диапазоне частот.

Свед ения о ветровом режиме т ермосферы незначительны. Данные радиофизических наблюдений указывают на то, чт о в этом слое имеются воздушные т ечения различных направлений и скоростей (до 100…200 м/с). Но так как плотность воздуха в термосфере ничтожна, т о и энергия пот оков возд уха исключительно мала.

Экзосфера - внеш няя часть земной ат мосферы, расположенная выше 800 км над земной поверхност ью. Экзосферу обычно называют слоем рассеяния. Здесь содержится ничт ожная масса атмосферы, всего 10•8 %. В экзосфере част ицы газов б лагодаря высокой температ уре (1000…2000°С и более) могут приобретать такие большие скорост и движения (больше

второй космической скорости - 11,2 км/с), чт о преодолевают земное притяжение и улетают в космическое пространст во. Из космического пространст ва в земную ат мосферу могут возвращат ься част ицы, скорость которых стала меньше второй космической скорости. В э кзосфере происходит непрерывный обмен вещ ест вом между земной атмосферой и космическим пространст вом. Процесс этот в целом равновесный: сколько частиц уходит из атмосферы, ст олько же и пост упает в нее. На высот е примерно 20000 км концентрация

частиц ничтожно мала (около 100 част иц в 1см3 ), что соответст вует ее значению уже в межпланетном пространстве, т.е. за пределами земной атмосферы.

ВОПРОСЫ ДЛЯ САМОПРОВЕРКИ И КОНТРОЛЯ ЗНАНИЙ

1. Ч то называется атмосферой?

2. С помощью каких методов и средств осуществляется исследование атмосферы?

3. Какие газы входят в состав атмосферного воздуха?

4. Какое влияние на условия погоды оказывают водяной пар, углекислый газ, озон?

5. Как распределяется масса атмосферы по вертикали?

6. На какие слои делится атмосфера по состав у воздуха?

7. На какие слои делится атмосфера в зав исимости от взаимодействия с земной поверхностью?

8. На какие слои делится атмосфера в зав исимости от изменения температуры воздуха с высотой?

9. Как изменяется температура в оздуха с высотой в тропосфере и почему?

10. Какое влияние на процессы, протекающие в верхней тропосфере, оказывает тропопауза?

11. На какие слои по условиям погоды и полетов делится тропосфера?

12. Как изменяется температура в оздуха с высотой в стратосф ере и почему?

13. На каких высотах наблюдаю тся перламутровые и серебристые облака?