Основные характеристики современной атмосферы
Напомним вначале основные характеристики земной атмосферы: масса атмосферы равна примерно 5,15×1021 г, среднее давление воздуха на уровне моря р0 равняется одной физической атмосфере, или 1,0132 бар = 1013,2 мбар (760 мм ртутного столба), а плотность р0 & 1,27×10-3 г/см3. С высотой давление и плотность воздуха быстро уменьшаются по экспоненциальному закону (рис. 123):
где g = 981 см/с2 — ускорение силы тяжести; μ — средний молекулярный вес атмосферных газов (для Земли при р = р0; μ = 28,97); R = 1,987 кал/градмоль = 8,314×107 эрг/град-моль — газовая постоянная; Т — абсолютная температура в градусах Кельвина; h — высота над уровнем моря, см. Соответственно уменьшается с высотой и плотность воздуха.
Азотно-кислородный состав земной атмосферы уникален для планет Солнечной системы. Сухой воздух содержит 75,51 % (по массе) азота, 23,15 — кислорода, 1,28 — аргона, 0,046 — углекислого газа, 0,00125 — неона и около 0,0007 % остальных газов. Важной активной компонентой атмосферы является водяной пар (и вода в каплях облаков). Содержание водяного пара и воды в атмосфере достигает (0,12-0,13)×1020 г, что в пересчёте на слой конденсированной воды составляет 2,5 см (25 мм), или в среднем 2,5 г/см2 земной поверхности. Если учесть среднегодовое испарение и выпадение осадков, приблизительно равное 780 мм водяного столба, то легко определить, что водяной пар в атмосфере обновляется примерно 30 раз в году, или каждые 12 дней. В верхних слоях атмосферы под влиянием ультрафиолетового излучения Солнца возникает озон, состоящий из трёхатомных молекул кислорода. Несмотря на малые количества озона в атмосфере O3 ≈ 3,1×1015 г (кислорода в атмосфере O2 = 1,192×1021 г), этот газ спасает жизнь на поверхности Земли от пагубного воздействия на неё жёсткого излучения Солнца.
По распределению температуры в атмосфере Земли (см. рис. 2) можно выделить три характерных слоя. Нижний и наиболее плотный слой земной атмосферы — её тропосфера простирается до высот порядка 8-10 км в высоких широтах и до 16-18 км в экваториальном поясе (в среднем до 12 км), содержит около 80 % массы всей атмосферы и характеризуется почти линейным распределением температуры. Средний слой уже существенно разреженной атмосферы включает в себя стратосферу и мезосферу и характеризуется крупным максимумом температуры, достигающим 270 К на высотах около 50 км. Этот температурный максимум связан с поглощением озоном ультрафиолетового излучения Солнца. Ещё выше расположена термосфера, в которой температура увеличивается с высотой до 1 000 К и более, а на высотах, превышающих 1 000 км, термосфера постепенно переходит в экзосферу и далее в открытый космос. Между тропосферой и стратосферой, мезосферой и термосферой существуют переходные слои, соответственно тропопауза, с температурами около 190-220 К и мезопауза с температурами, близкими к 180-190 К.
Распределение температуры в тропосфере Земли принципиально отличается от её распределения в стратосфере, мезосфере и термосфере. В тропосфере это распределение почти линейное, тогда как в верхней атмосфере оно резко нелинейное с характерным максимумом на высотах около 50 км и ростом температуры выше 90 км. Максимум температуры на высотах около 50 км связан с поглощением ультрафиолетового излучения Солнца озоном, повышение температуры выше 90 км связано с ионизацией разреженного воздуха жёстким излучением Солнца. Таким образом, в стратосфере и мезосфере температура в основном определяется радиационным механизмом передачи тепла, тогда как распределение температуры в тропосфере определяется другими процессами, главным из которых является конвективный вынос тепла из этого нижнего и плотного слоя атмосферы в стратосферу, где далее оно теряется в космосе уже радиационным путём.
Рисунок 123. Зависимость давления от высоты
(рассчитано по распределению температуры с высотой)
Формула 53. Экспоненциальный закон атмосферы
где g = 981 см/с2 — ускорение силы тяжести; μ — средний молекулярный вес атмосферных газов (для Земли при р = р0; μ = 28,97); R = 1,987 кал/градмоль = 8,314×107 эрг/град-моль — газовая постоянная; Т — абсолютная температура в градусах Кельвина; h — высота над уровнем моря, см. Соответственно уменьшается с высотой и плотность воздуха.
Азотно-кислородный состав земной атмосферы уникален для планет Солнечной системы. Сухой воздух содержит 75,51 % (по массе) азота, 23,15 — кислорода, 1,28 — аргона, 0,046 — углекислого газа, 0,00125 — неона и около 0,0007 % остальных газов. Важной активной компонентой атмосферы является водяной пар (и вода в каплях облаков). Содержание водяного пара и воды в атмосфере достигает (0,12-0,13)×1020 г, что в пересчёте на слой конденсированной воды составляет 2,5 см (25 мм), или в среднем 2,5 г/см2 земной поверхности. Если учесть среднегодовое испарение и выпадение осадков, приблизительно равное 780 мм водяного столба, то легко определить, что водяной пар в атмосфере обновляется примерно 30 раз в году, или каждые 12 дней. В верхних слоях атмосферы под влиянием ультрафиолетового излучения Солнца возникает озон, состоящий из трёхатомных молекул кислорода. Несмотря на малые количества озона в атмосфере O3 ≈ 3,1×1015 г (кислорода в атмосфере O2 = 1,192×1021 г), этот газ спасает жизнь на поверхности Земли от пагубного воздействия на неё жёсткого излучения Солнца.
По распределению температуры в атмосфере Земли (см. рис. 2) можно выделить три характерных слоя. Нижний и наиболее плотный слой земной атмосферы — её тропосфера простирается до высот порядка 8-10 км в высоких широтах и до 16-18 км в экваториальном поясе (в среднем до 12 км), содержит около 80 % массы всей атмосферы и характеризуется почти линейным распределением температуры. Средний слой уже существенно разреженной атмосферы включает в себя стратосферу и мезосферу и характеризуется крупным максимумом температуры, достигающим 270 К на высотах около 50 км. Этот температурный максимум связан с поглощением озоном ультрафиолетового излучения Солнца. Ещё выше расположена термосфера, в которой температура увеличивается с высотой до 1 000 К и более, а на высотах, превышающих 1 000 км, термосфера постепенно переходит в экзосферу и далее в открытый космос. Между тропосферой и стратосферой, мезосферой и термосферой существуют переходные слои, соответственно тропопауза, с температурами около 190-220 К и мезопауза с температурами, близкими к 180-190 К.
Рисунок 2. Распределение температуры в атмосфере Земли
Распределение температуры в тропосфере Земли принципиально отличается от её распределения в стратосфере, мезосфере и термосфере. В тропосфере это распределение почти линейное, тогда как в верхней атмосфере оно резко нелинейное с характерным максимумом на высотах около 50 км и ростом температуры выше 90 км. Максимум температуры на высотах около 50 км связан с поглощением ультрафиолетового излучения Солнца озоном, повышение температуры выше 90 км связано с ионизацией разреженного воздуха жёстким излучением Солнца. Таким образом, в стратосфере и мезосфере температура в основном определяется радиационным механизмом передачи тепла, тогда как распределение температуры в тропосфере определяется другими процессами, главным из которых является конвективный вынос тепла из этого нижнего и плотного слоя атмосферы в стратосферу, где далее оно теряется в космосе уже радиационным путём.