Реклама на сайте (разместить):



Реклама и пожертвования позволяют нам быть независимыми!

Атмосфера

Материал из Викизнание
Перейти к: навигация, поиск

Атмосфера (от греч. слова άτμός - пар, газ и σφαϊρα - шар) - так называется воздушная оболочка, окружающая земной шар, вращающаяся и совершающая вместе с ним путь вокруг Солнца. Аналогично этому А. называют наполненное газом или парами пространство, окружающее какое-нибудь тело; так, напр., говорят об А. Солнца, других небесных тел, равно как об А. земных тел (см. Абсорбция), об А. эфира (см. это сл.), окружающего атомы. Электрической А. называют пространство, в пределах которого проявляется действие наэлектризованного тела; электрическая А., таким образом, тождественна со сферой электрического действия или влияния. Высота слоя, окружающего Землю, в сравнении с диаметр. Земли крайне ничтожна; определить ее очень затруднительно. При восхождении на горы или при поднятиях на аэростате можно наблюдать по показаниям барометра, что давление воздуха по мере поднятия вверх становится все меньше и меньше, из чего можно заключить, что воздух становится реже. Это происходит вследствие того, что воздух, как и каждый газ, следуя Мариоттову закону (см. Аэростатика), больше расширяется, чем меньше давление, под которым он находится. Но так как воздух, подобно всем другим телам, находится под влиянием тяжести, то и все слои воздуха, прилежащие к земле, находятся под давлением вышележащих, поэтому они подвергаются тем меньшему давлению, чем они выше лежат. Многие заключали из этого, что так как разрежение слоев воздуха увеличивается по мере удаления от земной поверхности, то А. не имеет предела и продолжается бесконечно в мировое пространство. Есть, однако, полное основание думать, что атмосфера имеет предел, так как хотя обе силы, которыми каждая частица воздуха удерживается в равновесии, упругость и тяжесть воздуха, и уменьшаются по мере удаления частиц воздуха от земли, но первая сила уменьшается быстрее второй, так что должна существовать высота, на которой обе эти силы уравновесятся, и эта высота будет, очевидно, границей А. Высота эта не может быть строго определена без точного знания закона температуры на различных высотах А., так как упругость газа находится в тесной зависимости от температуры.


На основании предложенных гипотез относительно этого понижения температуры были сделаны попытки рассчитать высоту А., и высота ее колеблется по этим расчетам от 52 до 2000 км. Некоторым основанием для определения высоты А. может служить также явление, наз. утренней зарей и сумерками. Перед восходом солнца и после заката его часть А. является еще освещенной солнечными лучами. Граница освещенной и неосвещенной части неба является в виде дуги, и по высоте этой дуги можно приблизительно судить о величине А., так как дуга эта зависит от плотности воздуха. Но так как эта дуга не имеет резко определенных границ, то и расчеты, основанные на ней, только приблизительны; они дают высоту А. от 75 до 150 км. Если рассчитывать по формулам, которые выводятся на основании уменьшения давления на высоких горах, то получается, что давление это на высоте 60 км равно только 1/760 части давления на поверхности моря, на высоте же от 75 до 90 км оно становится настолько ничтожно малым, что его нельзя было бы определить самым чувствительным барометром. Вследствие своей тяжести и упругости А. производит давление на все предметы, с которыми она находится в соприкосновении. На поверхности моря среднее давление при 0° Ц. равно столбу воды в 10,4 м или столбу ртути в 760 мм выс., из чего следует, что воздух давит на поверхность в 1 кв. сант. с тяжестью около 1 кг. Братья Веберы доказали (1836) своими опытами, что руки и ноги, когда они свободно свешиваются, удерживаются в этом положении не только мускулами, но что при этом играет роль и давление воздуха. По этой причине на больших высотах, где давление меньше, все движения требуют значительного мышечного усилия. В техническом отношении давление воздуха также крайне важно, так как на нем основано устройство многих приборов и приспособлений, как, напр., насосов, сифонов и т. п. (см. Аэростатика). Температура кипения жидкостей зависит также от давления воздуха. Она тем ниже, чем меньше давление, так что, напр., в Антизане (в Южной Америке), лежащей на высоте 4000 метр. над уровнем моря, вода кипит не при 100 Ц., а при 80°. О химическом составе атмосферы, а также о явлениях, в ней происходящих, см. Метеорология и Воздух.Атмосфера (от греч. atjiot; - пар и a-jalfn- шар) - газообразная оболочка земли.

Высота А. и её основные слои. Нижней границей А. служит поверхность земли. Точной верхней границы А. указать нельзя, т. к. плотность воздуха непрерывно убывает с высотой, постепенно приближаясь к плотности материи, заполняющей межпланетное пространство. Поэтому о высоте А. можно говорить лишь в условном смысле. Наблюдениями за сумерками и полярными сияниями (см.) установлено, что даже на высоте 1100- 1 300 км концентрация молекул атмосферных газов еще столь велика, что следы А., лежащей на этих высотах, могут быть обнаружены у земной поверхности с помощью очень тонких фотометрических и спектральных измерений. Выше 1 300 км никаких следов А. пока не обнаружено.

Наблюдения за многими явлениями в А. показывают, что А. имеет ясно выраженное слоистое строение. В настоящее время известны три основные сферы, или слоя, А.: 1) тропосфера, 2) стратосфера и 3) ионосфера (см.). Каждая из этих сфер характеризуется резко выраженными фпзич. особенностями, обусловленными гл. обр. взаимодействием между частицами газов, образующих А., и поступающим в А. излучением. Гранины между этими слоями выражены не резко, а их высоты меняются как со временем, так и с шпротой места. Верхняя граница тропосферы - тропопауза (см.)- лежит над экватором в среднем на уровне 16-18 км, в умеренных широтах - 10-12 км, а в полярных - 7-10 км. В тропосфере находится более 79% массы А. Стратосфера простирается от тропопаузы до высоты около 80 км, составляя примерно 20% общей массы А. Выше стратосферы расположена ионосфера, содержащая менее 0,5% всей массы А.

Тропосфера, в которой сосредоточен почти весь водяной нар, характеризуется почти полной прозрачностью по отношению к проходящей через неё коротковолновой солнечной радиации и значительным поглощением длинноволнового (теплового) излучения земли, вызываемым главным образом водяным паром и облаками. Поэтому тропосфера нагревается преимущественно от земной поверхности, следствием чего является быстрое падение температуры с высотой. Это, в свою очередь, приводит к вертикальному перемешиванию воздуха, конденсации водяного пара, образованию облаков и выпадению осадков.

Стратосфера характеризуется наличием в ней слоя озона (трёхатомного кислорода), к-рый энергично поглощает ультрафиолетовое солнечное излучение, вследствие чего падение темп-ры с высотой в нижней стратосфере прекращается и сменяется значительным ростом её до высоты 60 км, после чего темп-ра вновь убывает до минимума, примерно на высоте SO км. В стратосфере почти нет водяного пара, там пет обычных облаков, способных давать осадки. Лишь иногда на высоте около 20-25 км наблюдаются тонкие перламутровые облака, состоящие из кристаллов льда или капелек переохлаждённой воды. На высоте около 80 км в летние ночи часто наблюдаются очень яркие, тонкие, светящиеся (освещённые находящимся под горизонтом солнцем) серебристые облака (см.), впервые в 1885 замеченные Цераским в Москве. Их природа пока остаётся невыясненной.

Ионосфера-внешняя область А., на которую падает многообразное излучение солнца и звёзд, - радиоволны, инфракрасные лучи, видимые световые лучи, ультрафиолетовое и корпускулярное излучение; на ионосферу падают и коемич. лучи, идущие из межзвёздного пространства; в неё проникают также метеоры (см.). Эти агенты вызывают диссоциацию молекул (разложение молекул на атомы) и их ионизацию (вырывание электронов из молекул и атомов). Ионосфера состоит из нескольких сильно ионизированных слоев, отражающих короткие радиоволны и благодаря этому обеспечивающих дальнюю радиосвязь. Имеется два главных отражающих слоя ионосферы: так наз. слой Е, расположенный на высоте около 100 км, и слой!, лежащий на высоте 200-300 км, к-рый иногда разделяется на два слоя Fj и F2. Обнаружены также ещё два более слабых слоя: промежуточный слой D, появляющийся в дневное время иногда на высоте 50- 70 км и действующий' только на самые длинные (километровые) радиоволны, и слой G, лежащий выше слоя Fz. Наконец, иногда обнаруживается еще т. н. спорадич. слой Е„. Ни один из этих слоев не имеет резко выраженных границ. Каждый из них представляет область максимальной концентрации ионов - заряженных частиц. Считают, что слой Е представляет результат ионизации ультрафиолетовым излучением солнца молекулярного кислорода, слой FI - молекулярного азота, а слой Рг - атомного кислорода.

Так как ионизация обусловлена гл. обр. действием ультрафиолетового излучения солнца, то высота и толщина ионизированных слоев должна изменяться с суточным, годовым и более длительным циклом солнечной деятельности. Максимумы ионизации слоев Е и F, совпадают с максимумами солнечного излучения. Так, суточный максимум наблюдается в полдень, а годовой - во время летнего солнцестояния. Ионизация этих слоев возрастает с увеличением солнечной активности. Ионизация слоя Рг тесно связана с магнитными бурями. Эти бури вызы ваются главным образом извержениями па солвце, сопровождающимися резким повышением интенсивности ультрафиолетового излучения солнца, а также излучения радиоволн и корпускул. Иногда под влиянием магнитных бурь радиосвязь на земле совершенно прекращается.'

Ионосфера характеризуется полным поглощением коротковолнового ультрафиолетового излучения солнца, что сопровождается значительным повышением её температуры. Установлен факт чрезвычайно больших суточных колебаний темп-ры ионосферы. Они должны вызывать мощные вертикальные движения воздуха п этом слое А. Процессами, протекающими в ионосфере, определяется явление свечения ночного неба. Оно вызывается переходом возбуждённых при ионизации и диссоциации частиц в невозбуждённое состояние, переходом, сопровождающимся излучением спета, характерного для каждого рода атомов и молекул. Наконец, в ионосфере наблюдаются полярные сияния - свечение газов ионосферы под действием заряженных корпускулярных потоков, идущих от солнца и отклоняемых в полярные области земли её магнитным полем.

Внешняя часть ионосферы, расположенная выше 800 км, называется иногда сферой диссипации, или сферой рассеяния. Она характеризуется тем, что в этом слое газы настолько разрежены, что их частицы, двигаясь с огромными скоростями, почти не сталкиваются друг с другом, а отдельные наиболее быстро движущиеся частицы газов могут уходить из поля земного притяжения в межпланетное пространство. Схема строения А. изображена на рис. 1.

Состав А. Сухой атмосферный воздух у поверхности земли содержит по объёму 78,08% азота, 20,95% кислорода (0,000001% озона), 0,93% аргона и около 0,03% углекислого гава. 0,01% составляют вместе водород, неон, гелий, криптон, ксенон, аммиак, перекись водорода, иод, эманация радия. Вследствие энергичного перемешивания состав сухого воздуха в тропосфере обладает большим постоянством, если не считать колебаний содержания углекислого газа в приземном слое воздуха, обусловленных характером подстилающей поверхности, наличием растительных массивов, индустриальных центров и т. п. Анализы проб воздуха, взятых при подъёме стратостатов и шаров-зондов, показали, что до 20 км нет никакой тенденции к изменению с высотой состава сухого воздуха.

Прежде предполагали, что в нижних слоях А. преобладают тяжёлые газы, а в верхних-лёгкие. В нескольких пробах, взятых с высот от 20 до 30 км, было замечено небольшое увеличение содержания гелия и уменьшение содержания кислорода. Однако эти изменения значительно меньше тех, которые можно было бы ожидать в случае диффузного разделения газов, когда составляющие воздух газы под действием диффузии и тяжести стремятся разделиться и распределиться в покоящейся А. в соответствии с их весом: тяжёлые газы внизу, а лёгкие - наверху. Диффузия газов в А. происходит чрезвычайно медленно, за исключением очень больших высот. Наблюдения же за ночными светящимися облаками и движениями метеорных следов показывают, что в высоких слоях А. господствуют сильные ветры, сопровождаемые интенсивной турбулентностью - беспорядочными вихревыми движениями. Турбулентное перемешивание противодействует диффузному разделению газов и делает его невозможным, по крайней мере ниже 100 км, так как для этой области время, требуемое для восстановления диф фузного равновесия, оказывается более года. Уровень в 100 км является лишь нижним пределом для высоты, на которой диффузное разделение может иметь существенное значение. Действительный уровень диффузного разделения лежит гораздо выше, возможно между 200 и 300 км

Отсутствие преобладания лёгких газов в высоких слоях А. подтверждается тем, что в спектрах всех силний (включая и те, к-рые простираются до больших высот) преобладают линии азота и кислорода, а линии лёгких газов - водорода и гелия - проявляются чрезвычайно слабо. Кроме того, если бы в верхней А. имелось значительное количество водорода, то в результате фотохимия, действия там должны были бы образоваться гидриды (см.): NH и ОН; даже ничтожное количество этих веществ могло бы быть обнаружено при спектральных исследованиях сумерек. Отсутствие линий NH и ОН в спектрах сумерек свидетельствует о том, что гидриды редки или отсутствуют и, следовательно, водород не является главной составной частью А., по крайней мере на умеренных высотах. Тот же вывод следует сделать и в отношении гелия.

Однако вычисления показывают, что со времени своего образования за много миллионов лет земная кора выделила в А, гелия (являющегося продуктом распада радиоактивных- элементов) в 12 раз более того количества, к-рое существует в А., если даже допустить, что А. выше 800 км состоит из одного гелия. Остаётся предположить, что гелий постоянно утекает из внешней А. в межзвёздное пространство. Скорости атомов гелия даже при умеренной темп-ре так велики, что на высоте нескольких тысяч километров из поля земного притяжения могут рассеиваться значительные количества гелия. Сказанное в ещё большей степени относится к водороду, так как молекулы водорода легче и движутся быстрее атомов гелия. Таким образом, весьма мало вероятно, что верхняя А. содержит сколько-нибудь значительные количества водорода и гелия.

Состав сухого воздуха в стратосфере отличается весьма важной особенностью - возрастанием с высотой как общей концентрации, так и относительного содержания озона. Озон образуется в стратосфере в результате диссоциации молекул кислорода под действием ультрафиолетового излучения солнца и последующего соединения образовавшегося атома кислорода с другой молекулой кислорода. Озон расположен в А. в виде рассеянного слоя, простирающегося от земной поверхности, примерно, до liO км. Если весь озон в А. сконцентрировать в виде слоя при наземном давлении, то образовалась бы плёнка толщиной в 2-3 мм. 60% общего количества озона расположено в слое от 16 до 32 км, с максимумом концентрации около 25 км, но и здесь объёмное содержание озона составляет лишь 0,000004%- Объёмное содержание озона достигает максимума на высоте около 40 км, где оно равно 0,000000%.

Несмотря на столь ничтожной количество, роль озона в А. исключительно велика, вследствие чрезвычайно сильного поглощения озоном как солнечной радиации, так и земного излучения Так, вследствие поглощения озоном, ультрафиолетовое излучение солнца почти совершенно не доходит до тропосферы. Солнечный спектр, по наблюдениям у земной поверхности и в тропосфере, резко обрывается при длине волны 290ми.; «области 220-290мм. озон обладает значительным поглощением, достигающим максимума при 250 му-. В этой области спектра озон поглощает около 5% обшей энергии излучения солнца.

48*

Кроме того, озон обладает слабой полосой поглощения в жёлто-зелёной части спектра, к-рая совпадает с максимумом излучения солнца. В этой области озон поглощает около 1% всей солнечной радиации. Наконец, озон имеет ряд интенсивных полос поглощения в инфракрасной части спектра, из к-рых наиболее важной является полоса 9,5 ц, где земное излучение близко к максимуму и для к-рой водяной пар почти прозрачен.

Количество озона изменяется с широтой места, достигая минимума в 2 мм на экваторе и максимума в 4 мм в полярных областях. В годовом ходе максимум содержания озона падает на весну, а минимум - на осень. Наконец, содержание озона связано также с иогодой, в частности с наземным давлением и атмосферными фронтами.

Состав воздуха ионосферы существенно отличается от наземного. Под влиянием ультрафиолетового излучения длиной волны менее 2оО .мр в ионосфере происходит диссоциация молекул кислорода на атомы. Поэтому на больших высотах кислород полностью диссоциирован, т. е. состоит из отдельных атомов. Вычисления показывают, что переход от области А., содержащей молекулярный кислород, к области, содержащей атомный кислород, совершается в узких пределах высот несколько выше 100 км. В отличие от кислорода, азот очень трудно диссоциируется. Он настолько устойчив, что до недавнего времени считали, что ааот остаётся на всех высотах в молекулярном состоянии. Однако некоторые данные указывают на то, что атомный азот - нередкое явление даже на сравнительно небольших высотах. Вопрос о форме атмосферного азота в высоких слоях А. пока остаётся неясным.

В верхней стратосфере и ионосфере в спектре свечения ночного неба обнаружено присутствие атомов натрия, а в ультрафиолетовом спектре солнца, снятом на высоте около 60 км,- полосы поглощения некоторых других металлов. Присутствие в верхних слоях А. атомов некоторых металлов связывается с непрерывной бомбардировкой А. метеорами.

Кроме перечисленных выше газов, атмосферный воздух содержит еще водяной иар. Количество водяного пара подвержено сильным колебаниям от 4% ио объёму в троиич. воздухе, лежащем над океаном, до 0,05% и менее на верхней границе тропосферы. Содержание водяного пара в стратосфере ничтожно мало, однако его точное определение сопряжено с чрезвычайно большими трудностями. В тропосфере водяной пар, при соответствующих условиях, переходит в жидкое или твёрдое состояние, в результате чего образуются туманы, облака и вынадают осадки. Водяной пар вновь поступает в А. при испарении воды с поверхности Земли, почвы, воды и растительности. Так происходит круговорот воды между А. и подстилающей поверхностью.

В А. содержатся во взвешенном состоянии также н инородные примеси. Это-пылинки различного происхождения (в том числе и космические), мельчайшие капельки воды и ледяные кристаллы. Обычно, содержание пыли над сушей больше, чем над морем. Меньше всего пыли над районами Арктики. Иногда с континентов пыль может в большом количестве попадать и на океан (Центральная Атлантика). С высотой содержание пыли быстро убывает. Присутствие значительного количества посторонних примесей оказывает влияние на цвет неба и видимость (см. Видимость атмосферная) различных объектов в А. Согласно закону Рэлея (см. Рэ.гея закон), молекулы воздуха рассеивают солнечный свет

обратно пропорционально четвёртой степени длины волны. Поэтому преимущественно рассеивается свет налой длины волны, и освещённый солнцем воздух в большой толще имеет голубой цвет (цвет неба в ясный солнечный день). Воздух, запылённый относительно крупными частицами, рассеивает также и длинноволновые лучи. Тогда цвет неба становится белесоватым. Интенсивность голубой окраски неба возрастает с высотой по мере уменьшения запылённости А., в слоях выше 10-15 км цвет неба становится тёмнофиолетошлм. От рассеяния света в А. зависит также и ряд оптических явлений в А., напр, заря (см.).

Взаимодействие А. и подстилающей поверхности. Важнейшим фактором во взаимодействии между А. и подстилающей поверхностью является теплообмен между ними. А. поглощает лишь около 15% солнечной радиации, а земная поверхность - около 43%. Поэтому непосредственно от солнца нагреваются гл. обр. лишь верхние слои А. (слой озона, ионосфера), тропосфера же нагревается в основном от земной поверхности. Процесс передачи тепла от подстилающей поверхности в А. весьма сложен. Он осуществляется путём молекулярной теплопроводности (непосредственного контакта воздуха с подстилающей поверхностью),турбулентного обмена (переноса тепла из одних слоев А. в другие, беспорядочными вихрями разного размера, заполняющими воздушный поток), путём длинноволнового (теплового) излучения подстилающей поверхности, к-рое частично "поглощается гл. обр. водяным паром и облаками тропосферы; теплообмен происходит также при испарении воды с подстилающей поверхности или при конденсации влаги на ней. Поток тепла направлен, вообще говоря, к А.,- если подстилающая поверхность теплее А. Однако часто подстилающая поверхность бывает холоднее А.; тогда происходит передача тепла от А. к земной поверхности. Поэтому А. предохраняет подстилающую поверхность от чрезмерного остывания, в результате излучения ночью и зимой, и уменьшает сезонные и суточные колебания её температуры. Из всех способов переноса тепла турбулентный обмен имеет наибольшее значение. Турбулентность осуществляет также перенос водяного пара и пыли от земной поверхности в А.

Подстилающая поверхность влияет также и на движения воздуха. Воздушные течения отклоняются и возмущаются неровностями земной поверхности, что приводит к усилению турбулентности. Турбулентность в А. уменьшает скорость ветра в нижних слоях (300-1 000 м) тропосферы и отклоняет его направление от направления ветра в верхнем слое. В свою очередь, ветер и осадки оказывают большое влияние на строение подстилающей поверхности (процессы выветривания). Значительная часть океанических течений возникает под действием атмосферных течений.

Вертикальное распределение температуры в А. В тропосфере темп-pa вообще падает с высотой, но в разных случаях по-разному. Падение больше чем на 1° на 100 м высоты встречается редко, если не считать слоев воздуха, непосредственно прилегающих к нагретой летом в дневные часы поверхности почвы. Но нередко в слоях большей или меньшей толщины (особенно часто над поверхностью почвы, охлаждённой излучением) встречается и повышение темп-ры с высотой (см. Инверсии температуры). В среднем же падение темп-ры с высотой в тропосфере составляет 0,5- 0,6° на 100 м. Такое распределение темп-ры с высо той является результатом действия многих факторов, из к-рых наибольшее влияние имеют поглощенно лучистой энергии (и её излучение) подстилающей поверхностью и самим воздухом и вертикальное перемешивание воздуха. Расчёты показывают, что под действием одного только излучения в тропосфере происходило бы непрерывное падение темп-ры

Июль

Январь

90-80° 70° 60'50'40° 30'2040° 0° 10° 20° Ж40° 50°60° 70° №90'

Рис. 2. Распределение температуры в вертикальном

разрезе от северного полюса до экватора в июле и

январе.

с высотой - очень быстрое в нижних слоях и очень медленное в высоких. Вертикальное перемешивание воздуха в тропосфере выравнивает изменение температуры по высоте. Вертикальное перемешивание обусловлено, с одной стороны, динамич. турбулентностью, т. е. завихренностью воздушных течений, вызываемой неровностями подстилающей поверхности и различием в скоростях смежных потоков воздуха, с другой стороны, -термич. конвекцией, т. е. вертикальными токами воздуха, обусловленными неравномерным распределением тсмп-ры по горизонтальному направлению и неравномерным падением её с высотой. В тропосфере наблюдаются еще и мощные, хотя и медленные вертикальные перемещения больших слоев воздуха на атмосферных фронтах - на границах между отдельными воздушными массами (см. Воздушные миссы).

Стратосфера в нижней части характеризуется почти неизменной по высоте темп-рой или медленным повышением её с высотой. В полярных областях темп-pa тропопаузы и нижней стратосферы в среднем около --45-55°, у экватора - 70-80°. Следовательно, над холодной полярной тропосферой лежит тёплая и низко начинающаяся стратисфера, а над тёплой экваториальной тропосферой - холодная, высоко начинающаяся стратосфера. Такое распределение темп-ры нижней стратосферы и её высота тесно связаны с количеством озона. Большему количеству озона в А. соответствует более тёплая и низко начинающаяся стратосф'ера и наоборот. Высота тропопаузы и темп-pa нижней стратосферы колеблются также и в течение года (зимой тропопауза ниже, а стратосфера над ней теплее, чем летом) и не периодически, в зависимости от прохождения циклонов и антициклонов (см.). Над циклонами тропопауза ниже, чем над антициклонами. Эти колебания также связаны с изменениями содержания озона в стратосфере.

Распределение темп-ры в стратосфере удалось измерить лишь в нижних слоях А. до 35 км с помощью автоматич. приборов, поднимаемых на шарах-зондах

(см.). Измерения темп-ры более высоких слоев с помощью ракет начались в самое последнее время и еще не дали определённых результатов. Поэтому о темп-ре более высоких слоев заключают по косвенным данным: но возгоранию, торможению и потуханию метеоров, по отражению звуковых волн, по периоду собственных колебаний атмосферы, проявляющемуся в усилении полусуточных солнечных приливоо, по спектральным исследованиям озона, полярных сияний, свечения ночного неба, сумерек, по отражению радиоволн и др. Однако косвенные методы не дают непосредственных значений темп-ры. Лишь сопоставление результатов, полученных разными методами, позволяет сделать заключения о распределении темп-ры с высотой. Эти данные с достаточной надёжностью указывают на довольно резкое повышение темп-ры, начиная с 30-35 км, так что уже на высоте 40 км темп-pa достигает-)-ЗОс, на высоте 50 км +60°, а на высоте 60 км +75°. Выше 60 км темп-pa вновь понижается до минимума -75° у нижней границы ионосферы (80-90 км), где начинается её новый рост, связанный с процессами ионизации.

Почти все исследования темп-ры стратосферы были проведены в средних широтах Северного полушария. Поэтому очень мало известно о темп-ре стратосферы над Южным полушарием и экваториальной областью. Между тем, распределение темп-ры с высотой на разных широтах может быть неодинаковым, вследствие различия в интенсивности солнечной радиации, изменения содержания озона, влияния обширных океанов Южного полушария и холодного Антарктического континента.

В ионосфере на высоте 200 км темп-pa достигает 600-700°, а на высоте 1100 км темн-ра возрастает примерно до 4 000°. Следует заметить, что понятие темп-ры очень разреженной верхней ионосферы имеет иное значение, чем обычное понятие темп-ры воздуха. Тело, к-рое попало бы в верхнюю ионосферу, отнюдь не нагревалось бы при соприкосновении его с окружающим воздухом, так как в верхней ионосфере число частиц газов, ударяющихся об это тело и передающих ему свою энергию, слишком ничтожно. Поэтому такое тело будет нагреваться и охлаждаться лишь в результате поглощения радиации или её испускания. Так, в отсутствии солнца это тело, постепенно охлаждаясь, приобретает весьма низкую тсмп-ру, близкую к абсолютному нулю, а будучи освещено солнцем, будет сильно нагреваться. «Температура» воздуха в верхних слоях ионосферы является лишь мерой" средней скорости движения частиц газов, из к-рых состоит ионосфера.

Давление, плотность воздуха и концентрация молекул в А. Атмосфера производит на поверхность Земли давление, к-рое на уровне моря в среднем эквивалентно весу единичного столба ртути в 760 мм высотой, или 1 013 а на 1 см2 (1 013 миллибар). Отсюда, зная поверхность ззмного шара, можно подсчитать массу А.; при учёте высоты материков над уровнем моря она равна 5,13 • 1021 г, что составляет около одной миллионной части всей массы Земли. С высотой атмосферное давление убывает, причём тем быстрее, чем выше темп-pa. Изменение давления с высотой выра?кается барометрической

g(Z-tn)

формулой (см.) р-= р0е~ RT , где р и />„-давление на высотах г и г„, Т -средняя темп-pa слоя воздуха между этими уровнями, R - газовая постоянная, g - ускорение силы тяжести, е - основание натуральных логарифмов. По этой формуле можно рассчитать разность высот, зная давление на каж дой высоте и среднюю теМп-ру слоя воздуха, что находит применение в так наз. барометрическом нивелировании (см.) и в определении высот с помощью альтиметра. По этой же формуле можно рассчитать распределение давления на больших высотах, если известен состав воздуха и распределение температуры. Измерения давления на разных

Давление е млб Плотность в граммах на куб. метр

200 400 600 800 1000 J200

-во -40 -20

20 Градусы С'

Рис. 3. Среднее изменение, с высотой температуры, давления и плотности воздуха в умеренных широтах.

высотах показывают, что половина всей А. сосредоточена в первом 5,5-километровом её слое, выше 11 км находится V4, а выше 15 км только - ^-/^ массы А. (рис. 3).

Плотность сухого воздуха у поверхности Земли при давлении 760 мм ртутного столба (1 013 миллибар) и темп-ре 0° составляет 1 293 г на 1л3. Плотность воздуха зависит от его состава и концентрации молекул. Если состав А. не изменяется, то плотность пропорциональна концентрации молекул. Поэтому, зная распределение с высотой темп-ры и состава воздуха, можно рассчитать распределение давления и плотности, а также концентрации молекул в более высоких слоях А. Подсчитано, что в 1 см* на уровне моря находится 2,6-1019 молекул, на высоте 10 км - 9-Ю19, на высоте 60 км - 8-Ю16, на высоте 120 км - 6-1012, а на высоте 1 100 км ок. 102 молекул.

Горизонтальное распределение температуры и его изменение. У поверхности Земли распределение темн-ры в первую очередь зависит от солнечной радиации и поэтому имеет в основном зональный (широтный) характер, т. е., линии равной темп-ры - изотермы - параллельны широтам. Но так как А. в нижних слоях нагревается от земной поверхности, то на горизонтальное распределение темп-ры сильно влияет распределение материков и океанов, термич. свойства к-рых различны. Над материками зимой темп-pa ниже, чем над морем, а летом выше. Наиболее низкие зимние темп-ры у поверхности Земли наблюдаются в Северном полушарии в районах Верхоянска и Оймекона в Якутии (якутский полюс холода), до - 68° и, возможно, ниже. Но эти особенно низкие темп-ры свойственны только приземному слою воздуха, лежащему над подстилающей поверхностью, выхоложенной длительным излучением и в отсутствии стока холодного воздуха. Летом темп-ры в Якутии высоки; в результате средняя годовая темп-pa там не слишком низкая. Наименьшие средние годовые темп-ры в Северном полушарии наблюдаются в Гренландии, а в Южном - в центре Антарктического материка. Наиболее высокие темп-ры наблюдаются по берегам Красного м. (до -|-58°), а в СССР - на юге Туркменистана (до +50°). Над сушей колебания

темп-ры как в течение суток, так и в течение года, значительно больше, чем над морем (см. Климат).

Периодич колебания темн-ры -годовые и суточные - зависят от иритока солнечной радиации к поверхности Земли. Суточные колебания имеют минимум перед восходом солнца и максимум в послеполуденные часы С вьк-отой амплитуда суточных изменений теми-ры убывает, а наступление максимальных .и минимальных значений теми-р запаздывает Но в больший своей части изменения темн-ры имеют непрриоднч характер: они связаны с воздушными течениями, переносящими из одних мест в другие массы различного происхождения, а, следовательно, с разной темп-рой. В нек-рых условиях наблюдаются так называемые динамич изменения темп-ры, связанные с изменением атмосферного давления (см. Адиабатический процесс) Так, при фенах (см Фен) нисходящее движение воздуха по горному склону приводит к его сжатию (в связи с переходом на "уровни с большим давлением) и нагреванию: создаётся тёплый и сухой ветер.

Распределение и изменение атмосферного давления. Атмосферное давление на уровне моря понижено у экватора, затем повышается к тропикам и субтропикам, снопа понижается от субтропиков к умеренным широтам и опять растёт к полюсам. В это зональное распределение давления существенные изменения вносит распределение материков и океанов. Над холодными материками умеренных и субтропических широт зимой (рис. 4) возникают области высокого давления, а над более тёплыми материками летом (рис. 5) -области низкого давления. Барическое поле (распределение давления) у поверхности Земли распадается, таким образом, на ряд так называемых центров действия, т. е. устойчивых областей повышенного и пониженного давления. Но эта средняя картина барического

Рис. 4. Среднее распределение давления на уровне моря зимой.

поля, отражающаяся на климатологических картах, еще очень проста в сравнении с теми действительными постоянно меняющимися состояниями барического поля, которые наблюдаются на ежедневных картах погоды, в связи с непрерывно протекающими

в атмосфере процессами возникновения и перемещения циклонов и антициклонов.

С высотой распределение давления становится более простым и равномерным, приближаясь к зональному. Начиная с высоты в среднем ок. 5 км,

Рис. 5. Среднее распределение давления на уровне моря летом.

давление, в связи с распределением температуры, понижается от экватора к нолюсам на всём земном шаре. Однако и в высоких слоях тропосферы и даже в нижней стратосфере происходят значительные неиериодич. изменения давления изо дня в день - так же, как и у земной поверхности. Среднее изменение давления ото дня ко дню у поверхности Земли в умеренных широтах - порядка 5 миллибар, а на высоте 10 км - порядка 4 миллибар. В отдельных случаях давление в том или ином пункте может измениться за сутки на 30-40 миллибар и более. Эти изменения давления связаны с образованием и перемещением в А. циклонов ц антициклонов.

Общая циркуляция А. Атмосфера находится в непрерывном и сложном движении. Согласно барическому закону ветра (см.), направление ветра близко к направлению изобар - линий равного давления, - причём низкое давление в Северном полушарии остаётся слева, а в Южном - справа.

Совокупность течений большого масштаба, соизмеримых с размерами материков или их больших частей, образует систему, называемую общей циркуляцией А. Кратковременные местные ветры, такие как бризы, горнодолинные ветры, фены, бора и т. п., обладающие небольшой протяжённостью, не относятся к общей циркуляции А.; их можно рассматривать как местные возмущения, не меняющие оснопных особенностей общей циркуляции. Несмотря на то что общая циркуляция А. имеет весьма сложный и постоянно меняющийся характер, её основные черты сохраняются из года в год, определяя собой климат того или иного обширного района.

Обшая циркуляция А. определяется прежде всего распределением очагов тепла и холода в А. Наличие в стратосфере основных очагов тепла у полюсов и очага холода у экватора приводит к переносу воздуха от экватора к полюсу в нижней части стратосферы и от полюсов к экватору в выше Лежащих слоях (рис. 6). Но под действием отклоняющей силы вращения Земли (см. Кориолиса сила) воздушные течения отклоняются вправо от первоначального направления в Сеперноы полушарии и влево - в Южном. Таким образом, в нижней части стратосферы до высоты около 25 км создаётся общий западный перенос воздуха, а в вышележащих слоях - восточный. - В тропосфере, примерно до высоты 8 км, очаг тепла находится у экватора, а очаг холода-у полюсов. Поэтому в тропосфере в каждом полушарии развивается ешё по две циркуляционных системы - в высоких и низких широтах,- обратные по направлению рассмотренной выше циркуляции и налагающиеся на неё. В результате этого в полярных областях до высоты 4 км устанавливается преобладание вост. ветров. Ещё более устойчивые вост. ветры - пассаты (см.)- дуют в тропиках, в том же 4-километровом слое. Но в вышележащих слоях над полярными областями и над тропиками дуют зап. ветры. Западное направление воздушных потоков сохраняется в среднем во всей тропосфере умеренных широт. Только выше 25 км эти общие для всего земною шара зап. ветры сменяются, как уже было сказано, вост. ветрами. В очень высоких слоях А. воздушные течения вновь принимают западное направление.

Описанное распределение ветра соответствует зональному распределению давления, которое имело бы место, если бы поверхность земного шара была совершенно однородной. Однако, как уже было отмечено, действительное распределение атмосферного давления значительно сложнее простого зонального (широтного) распределения. На него влияет распределение материков и океанов, а также образование и прохождение циклонов и антициклонов. В соответствии с этим описанное выше распределение ветра существенно искажается. Материки летом являются дополнительными очагами тепла (в нижней тропосфере), а зимой - очагами холода. Поэтому неоднородное распределение материков и океанов создаёт дополнительную, так наз. муссонную циркуляцию (см. Муссоны), налагающуюся на зональный перенос воздуха. Эта циркуляция состоит

8 ?РХНИ ? ВОСТОЧНЫЕ ВЕТРЫ


Требуется проверка викификации!
Шаблон:БСЭ2:Опущен рисунок


Статья из Большой советской энциклопедии

Эта статья подлежит модернизации и корректировке!

Если Вы заметили неточность — Вы можете исправить её с помощью ссылки редактировать (или править) на этой странице.


Требуется сведение текстов!

Эта статья фактически состоит из нескольких не связанных между собой фрагментов. Требуется исправить ее так, чтобы она была однородной! Вы можете сделать это с помощью ссылки редактировать или править.

Статью можно улучшить?
✍ Редактировать 💸 Спонсировать 🔔 Подписаться 📩 Переслать 💬 Обсудить
Позвать друзей
Вам также может быть интересно: