Атмосфера Земли
Масса земной атмосферы равна примерно 5,15×1021 г. Среднее давление воздуха на уровне моря равняется ро = 1,0132 бар = 1013,2 мб (760 мм ртутного столба), а плотность р = 1,27×10-3 г/см3. С высотой давление и плотность воздуха быстро уменьшаются по экспоненциальному закону.
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)х1020 г, что в пересчёте на слой конденсированной воды составляет 2,5 см (25 мм), или в среднем 2,5 г/см 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 год 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.
В атмосфере и её облачном покрове поглощается около 18% солнечного излучения. Кроме того, её активные компоненты: водяной пар, углекислота и озон — одновременно поглощают инфракрасное (тепловое) излучение земной поверхности, нагретой Солнцем. В результате в атмосфере возникает парниковый эффект и воздух прогревается, а благодаря конвективному перемешиванию воздушных масс в нижнем слое атмосферы — в её тропосфере — устанавливается распределение температуры, близкое к адиабатическому. В тропосфере сконцентрировано около 80% атмосферного воздуха, её толщина меняется от 8-10 км в приполярных районах, до 17-18 км у экватора и в среднем близка к 10-12 км. Среднее значение адиабатического градиента температуры влажной тропосферы приблизительно равно 6,5 К/км (для сухого воздуха — 9,8 К/км). В противоположность конвективному выносу тепла из тропосферы, основным механизмом переноса тепла в вышележащих слоях атмосферы (в стратосфере, мезосфере и термосфере) является радиационный (лучистый) перенос энергии.
Поэтому, распределение температуры в верхних слоях атмосферы становится более сложным (рис. 2). В результате радиационно-конвективного баланса атмосферы средняя температура на поверхности Земли равна 288 К, или +15 °С, хотя её колебания в разных климатических зонах могут достигать 150 °С. Радиационная же температура Земли, т.е. температура, под которой Земля видна из космоса, равна 255 К, или −18 °С.
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)х1020 г, что в пересчёте на слой конденсированной воды составляет 2,5 см (25 мм), или в среднем 2,5 г/см 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 год 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.
В атмосфере и её облачном покрове поглощается около 18% солнечного излучения. Кроме того, её активные компоненты: водяной пар, углекислота и озон — одновременно поглощают инфракрасное (тепловое) излучение земной поверхности, нагретой Солнцем. В результате в атмосфере возникает парниковый эффект и воздух прогревается, а благодаря конвективному перемешиванию воздушных масс в нижнем слое атмосферы — в её тропосфере — устанавливается распределение температуры, близкое к адиабатическому. В тропосфере сконцентрировано около 80% атмосферного воздуха, её толщина меняется от 8-10 км в приполярных районах, до 17-18 км у экватора и в среднем близка к 10-12 км. Среднее значение адиабатического градиента температуры влажной тропосферы приблизительно равно 6,5 К/км (для сухого воздуха — 9,8 К/км). В противоположность конвективному выносу тепла из тропосферы, основным механизмом переноса тепла в вышележащих слоях атмосферы (в стратосфере, мезосфере и термосфере) является радиационный (лучистый) перенос энергии.
Поэтому, распределение температуры в верхних слоях атмосферы становится более сложным (рис. 2). В результате радиационно-конвективного баланса атмосферы средняя температура на поверхности Земли равна 288 К, или +15 °С, хотя её колебания в разных климатических зонах могут достигать 150 °С. Радиационная же температура Земли, т.е. температура, под которой Земля видна из космоса, равна 255 К, или −18 °С.
Рисунок 2. Распределение температуры в атмосфере Земли