Что такое атмосфера

Атмосфера - это воздушная оболочка, которая окружает Землю. Поскольку эта оболочка легко поддается сжатию, половина ее массы находится ниже уровня 5500 м. Масса атмосферы составляет меньше одной миллионной массы твердой Земли, но ее влияние чрезвычайно велико. Атмосфера поддерживает различные формы жизни на Земле и выполняет другие важные функции. 

Атмосфера действует как термический щит, который отражает или поглощает большую часть радиации, поступающей от Солнца. В ней происходит распределение получаемого тепла, и она имеет тенденцию предотвращать выделение тепла, действуя подобно зонтику днем и подобно одеялу ночью. Содержащиеся в ней молекулы газов и взвешенные частицы пыли способствуют рассеиванию солнечного света. Следовательно, атмосфера защищает Землю и живущие на ней организмы от чрезмерного ультрафиолетового облучения и от интенсивной бомбар-дировки как крупными, так и мелкими метеоритами. 

Сама атмосфера - важный геологический агент. Она является одним из главных факторов выветривания горных пород, в результате которого породы дезинтегрируются, а образовавшиеся мелкие частицы легко удаляются ветром и водой. Атмосфера вступает в химические реакции с породами, при этом образуются новые минералы. Она служит средством переноса водяных паров и твердых частиц. Часть переносимых водяных паров впоследствии выпадает на землю в виде дождя и снега. Из дождя и снега в свою очередь образуются реки и ледники, которые истирают горные породы и перемещают материал к морю. 

Важным агентом переноса пыли и песка является ветер. Кроме того, ветер — движущая сила при образовании волн и прибрежных течений, которые также дают большой геологический эффект.

Состав воздуха

Атмосфера - это, прежде всего, смесь газов и взвешенных частиц. Так, в сухом чистом воздухе около 78% объема составляет азот, 21% - кислород, 0,94% - аргон, 0,03% - углекислый газ и около 0,003% - смесь неона, гелия, криптона, ксенона, окислов азота, метана и озона. Эти соотношения остаются неизменными на десятки километров в высоту. Кроме того, в отдельных местах в атмосфере иногда присутствуют некоторые летучие органические вещества, промышленный дым, выхлопные газы, окись углерода, сернистый газ и хлор (из вулканов). Углекислый газ, кислород и некоторые соединения азота совершают круговорот: они поглощаются из атмосферы растениями и животными и затем снова поступают в воздух, воду или горные породы. Например, углерод, содержащийся в угле, сначала извлекается из атмосферы растениями. Большая часть минерального вещества, растворенного в воде или отложенного в виде известняков, прежде была захвачена с помощью углекислого газа из воздуха. Важной составной частью атмосферы является водяной пар, хотя на его долю приходится только 3% ее объема. Это количество эквивалентно слою жидкой воды толщиной примерно 0,4 см, который образовался бы, если бы пар выпал в виде дождя. Большая часть пара содержится в воздухе на высоте ниже 3 км. Количество пара в атмосфере изменяется с температурой. В холодном воздухе могут содержаться доли процента водяного пара, а в воздухе жарких тропических областей количество водяного пара может достигать 4%. 

Водяной пар увеличивает плотность воздуха, поглощает солнечную радиацию и является источником всех осадков. Высокая влажность и большое количество осадков наблюдаются в таких областях, как бассейн Амазонки, а низкая влажность и чрезвычайно малое количество осадков характерны для полярных областей, например для Антарктиды. Высокая влажность является одним из факторов, который объясняет меньшую величину суточных и сезонных колебаний температуры в тропиках по сравнению с очень сильными колебаниями температуры в пустынях. 

В свою очередь, взвешенные частицы в атмосфере представлены каплями воды и кристаллами льда в облаках и тонкой поднятой с поверхности земли пылью, частицами копоти, кристаллами соли из высохших брызг морской воды, спорами, сажи, пыльцой, бактериями,  метеоритной пылью и вулканическим пеплом. Эти частицы, которые имеют в основном микроскопический и ультрамикроскопический размер, рассеяны в атмосфере над морем и над сушей. Все частицы, в особенности кристаллики льда в облаках, способствуют отражению, поглощению и рассеиванию (диффузии) некоторой части солнечных лучей. 

Многие сами по себе безводные частицы имеют сродство с водой и абсорбируют, и удерживают ее. Они выполняют функцию ядер (центров), вокруг которых конденсируются водяные пары, тем самым образуя частицы воды или льда в облаках, а также дождь или снег.

Слои атмосфер

Атмосфера разделяется на естественные слои, определяемые температурой. В нижнем слое, или тропосфере, температура в средних широтах уменьшается приблизительно на 1°С на каждые 160 м высоты. Такая тенденция сохраняется вплоть до высоты 10-13 км, где начинается зона почти постоянной температуры, колеблющейся от — 50 до — 55°С. Эта холодная изотермическая зона (зона равных температур) представляет собой основание стратосферы. Выше стратосферы, толщина которой достигает примерно 20 км, расположены мезосфера и термосфера. Эти внешние зоны не имеют прямого отношения к геологии и в дальнейшем рассматриваться не будут. 

Тропосфера представляет собой область конвективной циркуляции. Приставка тропо- означает «поворот» или «переворот». Это относится к движению воздуха, которое обусловлено разностью температур и соответственно разницей между плотностью теплого и холодного воздуха. Конвекция перемешивает огромные массы воздуха. Разность температур над сушей и водой существует повсюду, так же как и конвекция, о чем свидетельствуют дующие с суши и моря бризы, - явление, обычное для многих побережий. 

Высота тропосферы уменьшается в зависимости от географической широты приблизительно от 18 км у экватора до 6 км вблизи полюсов. Она слегка изменяется со сменой времен года и летом обычно бывает больше, чем зимой. 

В противоположность обычному для тропосферы последовательному уменьшению температуры с увеличением высоты, иногда теплый воздух располагается выше холодного. Это явление, называемое инверсией температур, - одна из причин образования смога над промышленными городами. 

Заметная разница температур на разных гипсометрических уровнях приводит к соответствующим различиям в климате, растительности и заселенности мест, имеющих одну и ту же географическую широту, но разную высоту над уровнем моря. Вообще увеличение высоты на 1 км по своему влиянию на климат примерно соответствует изменению широты на 800 км по направлению к полюсам, что видно, например, по медленному снижению снеговой линии и верхней границы зоны древесной растительности в высоких горах по мере движения к северу. 

Пыль и водяной пар сосредоточены преимущественно в нижней части атмосферы. Количество воды кверху уменьшается, потому что с высотой понижается температура. Следовательно, выше тропосферы нет обычных облаков; большая же их часть находится в нижних слоях тропосферы. А это значит, что в высоких горах больше всего осадков выпадает в средней части склонов, а не на вершинах. Высота обычных грозовых облаков колеблется от 3 до 8 км или от 15 до 20 км в тропических областях с сильными восходящими потоками воздуха. 

Стратосфера, расположенная непосредственно над тропосферой, представляет собой область холодного чистого разреженного сухого воздуха с почти постоянной температурой у основания. В отличие от тропосферы она характеризуется постоянным равновесием между поглощаемой и излучаемой радиацией. Следовательно, в ней нет конвекции. 

В стратосфере очень мало взвешенных частиц. Иногда на высоте 20-30 км видны перламутровые, или жемчужные, облака, состоящие, вероятно, из кристалликов льда. Сквозь стратосферу непрерывно падает метеоритная пыль, а время от времени в нее выбрасывается вулканическая пыль и продукты ядерных взрывов. Очень мелкие, медленно оседающие частицы вулканической пыли в конце концов разносятся вокруг всей Земли, окрашивая в яркие цвета восходы и закаты Солнца в течение долгих месяцев после извержения. Большое количество вулканической пыли в атмосфере снижает солнечную радиацию, достигающую Земли. Предполагают, что избыток взвешенной вулканической пыли может вызвать похолодание климата на всем земном шаре и, вероятно, начало ледникового периода.

Атмосферное тепло

Почти все тепло атмосфера получает от Солнца. К другим источникам нагревания атмосферы относится тепло, поступающее из недр Земли, тепло горячих источников и выделений водяного пара и других горячих газов из Земли, но все вместе они дают лишь доли процента от общего тепла. 

Около двух пятых солнечной радиации приходится на видимый свет и около половины - на спектр тепловых лучей. Из общего излучения, испускаемого Солнцем в сторону Земли, около 31% отражается назад в космическое пространство, 18% поглощается непосредственно воздухом, особенно водяными парами и облаками, и 51% достигает поверхности Земли. Таким образом, около 69% этого излучения расходуется на нагревание атмосферы, поверхности твердой Земли и поверхности моря. 

Нагревание атмосферы происходит в значительной степени не прямо. Короткие волны солнечных лучей в диапазоне от видимого красного до ультрафиолетового света у поверхности Земли преобразуются в более длинные тепловые волны, которые затем, при излучении их с поверхности Земли, нагревают атмосферу. Нижние слои атмосферы разогреваются быстрее верхних, что объясняется указанным излучением с поверхности и тем, что они обладают большей плотностью и насыщены водяным паром. 

Лучше всего поглощают излучение в атмосфере водяной пар, углекислый газ и озон. Без них Земля, вероятно, была бы, наподобие Луны, невыносимо жаркой днем и смертельно холодной ночью, а средняя температура понизилась бы приблизительно на 22°С по сравнению с теперешней. Удержание тепла в нижней части атмосферы называется «парниковым эффектом». Некоторые люди обеспокоены тем, что поступление в воздух большого количества углекислого газа, образующегося в результате сгорания угля, нефтепродуктов и природного газа, может вызвать потепление климата на всей планете. Это может привести к ускоренному таянию льда в Антарктиде и Гренландии, повышению уровня Мирового океана и затоплению прибрежных городов. 

Эффективность солнечной радиации в процессе нагревания атмосферы изменяется в зависимости от продолжительности дня, угла падения солнечных лучей (который определяется высотой Солнца над горизонтом и временем года), облачности, влажности воздуха и высоты суши над уровнем моря. Тропические области, где Солнце стоит высоко над горизонтом в течение всего года, получают тепла гораздо больше среднего количества; полярные области получают лишь около 1/4 части тепла, достающегося тропикам. Влияние сезонных изменений продолжительности дня и высоты Солнца над горизонтом сильнее всего проявляется в средних и высоких широтах. Горные вершины, над которыми воздух более разреженный, быстро нагреваются днем и точно так же легко остывают ночью. Облачный покров не пропускает излучение сверху и одновременно удерживает тепло, поступающее снизу. Поэтому морозы обычно бывают в ясные тихие ночи. 

Выходы коренных пород поглощают, а затем излучают тепло быстрее, чем площади, покрытые почвой и растительностью или снегом и льдом. Суша, кроме того, нагревается и остывает скорее, чем море, так как горные породы поглощают и излучают тепло легче, чем вода. Удельная теплоемкость вещества горных пород (т.е. количество тепла, которое требуется для нагревания 1 г данного вещества на 1°С) составляет около 1/5 удельной теплоемкости воды. К тому же породы отражают меньше лучистой энергии, чем вода, не столь проницаемы для солнечных лучей и меньше подвержены охлаждению за счет испарения. Более того, породы не перемешиваются, как вода. Как над сушей, так и над морем температура воздуха, однако, изменяется под влиянием океанических течений и господствующих ветров. 

Согласно подсчетам, количество тепла, получаемого поверхностью Земли в северном полушарии на широте 40°, превышает 5 млн. кВт-ч на 1 акр. Насколько велико это количество энергии, начинаешь понимать тогда, когда становишься свидетелем стремительного таяния снега в теплый день, быстрого испарения влаги после дождя, силы ветра или ярости шторма; все эти процессы приводятся в действие Солнцем. 

Распределение тепла в атмосфере происходит за счет конвекции, теплопроводности и излучения. Особенно сильно тепловая конвекция проявляется в тропиках. 

Она действует в глобальном и локальном масштабах. Частью конвекционной системы Земли являются также ветры, восходящие и нисходящие воздушные потоки. Теплопроводность, т.е. передача тепла при непосредственном контакте с теплой или холодной поверхностью, имеет сравнительно небольшое значение, так как воздух - плохой проводник тепла (вспомните рамы с двойными стеклами). 

Излучением тепла во внешнее пространство поддерживается баланс тепла и энергии, получаемых от Солнца. Севернее 38°с. ш. тепла излучается больше, чем поглощается. Чтобы компенсировать эту потерю, в верхних слоях атмосферы действует постоянное теплое воздушное течение, направленное к полюсу и пересекающее 40-ю параллель. 

В некоторых районах тепловой баланс нарушается на восходе и закате Солнца, при смене времен года, в зависимости от атмосферных условий (облачности, влажности воздуха и содержания в нем пыли), характера поверхности (вода или суша, лес или луг, снеговой покров или голая земля), высоты над уровнем моря. Больше всего тепла излучается ночью, зимой и через разреженный чистый сухой воздух на больших высотах. В конечном счете для Земли в целом потери за счет излучения компенсируются поступающим теплом, так что преобладает состояние динамического равновесия. Иначе бы Земля разогрелась или остыла.

Атмосферное давление

Атмосферное давление в данной местности - это вес столба воздуха над ней. На уровне моря атмосферное давление составляет в среднем около 0,4 кг/см2 (14,7 фунта на 1 кв. дюйм); другими словами, оно достаточно для того, чтобы поднять столбик ртути в барометре до высоты 760 мм (29,92 дюйма). 

С увеличением высоты над уровнем моря атмосферное давление быстро падает. На высоте 5,5 км оно в два раза меньше давления на уровне моря. На одной и той же высоте давление меняется в ответ на изменение температуры и влажности воздуха. При нагревании воздух расширяется и становится легче; водяной пар, будучи в целом легче воздуха, также снижает давление.

Движение воздуха

Движение воздуха обусловлено перепадами давления в атмосфере. Причиной перепадов является в основном неравномерное распределение солнечной энергии. Уже при разнице в 2,5 мм рт. ст. начинается перемещение воздуха. Главные формы движения воздушных масс - это ветер и воздушные потоки. 

Ветер представляет собой движение воздуха преимущественно в горизонтальном направлении из области высокого давления в область низкого давления под действием гравитационных сил. Его скорость пропорциональна величине градиента давления, т.е. скорости изменения давления по горизонтали на заданном высотном уровне. Как и при течении воды, чем больше («круче») градиент, тем больше скорость. Сила и направление ветра могут изменяться за счет трения, турбулентности, вихревых движений, вращения Земли, центробежной силы. 

Воздушные потоки. Воздушными потоками называют в основном вертикальное перемещение воздуха. Примером могут служить конвекционный подъем теплого влажного воздуха и нисходящий поток холодного сухого воздуха. Ветры, стекающиеся со всех сторон в область низкого давления, в конце концов образуют единый восходящий воздушный поток. Поднимающийся воздух вследствие расширения охлаждается, а опускающийся благодаря сжатию нагревается. 

Результаты перемещения воздушных масс. Описанные формы движения воздуха распределяют по Земле тепло и влагу. Особую роль в распределении тепла играет водяной пар, содержащийся в воздухе. Количество тепла, необходимое для испарения воды, меняется обратно пропорционально температуре. На испарение 1 г воды при температуре 100°С требуется около 540 кал, а при температуре 0°С - около 600 кал. Следовательно, водяной пар переносит значительное количество тепла в латентном (скрытом) состоянии. Если влажный воздух затем охлаждается и водяной пар конденсируется, латентное тепло испарения выделяется. Таким образом, перемещение влажного воздуха способствует переносу тепла от места к месту и обеспечивает влагу для дождя.

Господствующие ветры. Циркуляция воздуха в атмосфере происходит по определенной схеме. Из-за хорошо выраженной разницы в температуре и давлении между экватором и полюсами действует сложная конвекционная система. Она включает 1) штилевую полосу на экваторе - зону низкого давления, которая возникла в результате чрезвычайно сильного нагревания и для которой характерны штиль или слабые ветры, восходящий поток влажного воздуха и частые грозы; 2) северо-восточные пассаты в северном полушарии и юго-восточные пассаты - в южном, дующие почти непрерывно; 3) субтропические зоны высокого давления с нисходящими потоками сухого воздуха около 30° северной и южной широты («конские широты»); 4) господствующие западные ветры в средних широтах; 5) полярные восточные холодные ветры, расходящиеся по спирали от полярных областей высокого давления, и 6) блуждающие пояса циклонических ураганов по краям поднимающихся масс холодного полярного воздуха (полярные фронты). На эти господствующие ветры и барические пояса влияет, кроме того, разница между сушей и морем, рельеф суши, смена времен года и местные факторы. Экваториальная штилевая зона, зоны пассатов и субтропические области высокого давления смещаются к северу и югу на несколько градусов по долготе в соответствии с годовым движением Солнца. Господствующие ветры оказывают большое влияние на климат. Они являются причиной выпадения сильных тропических ливней на наветренной стороне в горах и с подветренной стороны в пустынях. В средних широтах ветры приносят неустойчивую погоду. Кроме того, они вызывают образование океанических течений - дрифтового течения вдоль экватора к западу и огромных круговращений воды в Северной и Южной Атлантике и в северной и южной частях Тихого океана. 

Ветры меньшего масштаба. Кроме перемещения огромных масс воздуха в нем происходят многообразные движения меньшего масштаба. К ним относятся береговые и морские бризы, горные и долинные ветры, муссоны, ураганы и тайфуны, грозовые шквалы, торнадо, ветер чинук. Эти различные штормовые и низовые ветры иногда вызывают необычайно высокие приливы и прямо или косвенно участвуют в переносе тепла и влаги, в образовании волн, прибрежных течений, в транспортировке обломочного материала.

Влага в атмосфере

Конденсация и сублимация. Конденсация - это процесс превращения газа в жидкость, сублимация - переход газа сразу в твердое агрегатное состояние или обратный процесс, без промежуточного жидкого состояния. Причиной конденсации и сублимации водяного пара является охлаждение воздуха до точки насыщения. Температура, при которой происходит насыщение, называется точкой росы. Если точка росы выше точки замерзания, то путем конденсации образуются облака, туман или роса. При точке росы ниже точки замерзания происходит сублимация и образуются кристаллики льда в облаках или иней. Капли воды в облаках и тумане и кристаллики льда в облаках настолько мелки, что легко остаются в атмосфере во взвешенном состоянии, особенно в восходящем потоке воздуха. Как отмечалось ранее, конденсации способствуют притягивающие воду пылинки или крупинки соли, содержащиеся в атмосфере. Это явление используют с целью вызвать искусственным путем дождь или рассеять туман над аэропортами. 

Охлаждение, приводящее к конденсации или сублимации, происходит благодаря излучению тепла, соприкосновению с холодными поверхностями, перемешиванию с более холодным воздухом, расширению воздуха при его перемещении к областям пониженного давления, что может происходить как в восходящем конвекционном потоке, так и при подъеме влажного воздуха над горными хребтами. Грозовые дожди, сопровождающие вулканические извержения и большие лесные пожары, представляют собой особые случаи конденсации влаги в быстро поднимающемся воздухе. 

Атмосферные осадки. Капельки воды и кристаллики льда в некоторых облаках растут до тех пор, пока не начинают падать. Их росту способствуют столкновения в турбулентных потоках воздуха или падение сквозь облака. Одни капли остаются во взвешенном состоянии из-за восходящего движения воздуха, другие испаряются на пути вниз, а третьи выпадают на землю в виде осадков. Основные формы осадков - дождь и снег, но в отдельных местах выпадает значительное количество града, дождя со снегом, ледяной крупы (при сильном холодном ветре), росы и инея. Общее годовое количество осадков в данной местности измеряется толщи-ной слоя жидкости в дюймах или единицах метрической системы. В среднем на суше выпадает около 66 см (26 дюймов) осадков в год. На море осадков, как полагают, выпадает больше, но наблюдения здесь слишком неравноценны. Среднее количество осадков для всего земного шара оценивается приблизительно в 100 см в год. 

Осадки на Земле распределяются очень неравномерно. В шт. Ассам в Индии местами выпадает более 15 м осадков в год, в то время как в Сахаре и других пустынях - меньше 25 см. В некоторых пустынях между дождями иногда проходит несколько лет, но зато они могут быть здесь настоящими ливнями. На основной территории США количество осадков меняется от 100 см в год на Атлантической прибрежной равнине до 75 см в год и меньше на территории Великих равнин, менее 25 см в год в некоторых районах Большого Бассейна и более 250 см в год в окрестностях горы Олимпик на западе шт. Вашингтон. 

Различия в количестве осадков, выпадающих на суше на всем земном шаре, зависят от географической широты места, близости к морю, рельефа (особенно, если есть горные хребты), господствующих ветров, времени года, частоты штормов, ураганов и тайфунов. Самые обильные дожди выпадают в тропической штилевой зоне на экваторе, где вверх поднимается большое количество влажного воздуха и ливни, как правило, наблюдаются каждый день, а также на наветренных сторонах континентов и горных хребтов. В противоположность этому многие из великих пустынь расположены в субтропических зонах высокого давления, во внутренних частях континентов или с подветренной стороны гор.