БСЭ БСЭ - Большая Советская Энциклопедия (АТ)

Верхняя часть термосферы состоит главным образом из атомарного кислорода и азота. На высоте 500 км молекулярный кислород практически отсутствует, но молекулярный азот, относительная концентрация которого сильно уменьшается, всё ещё доминирует над атомарным.

В термосфере важную роль играют приливные движения (см. Приливы и отливы ) , гравитационные волны, фотохимические процессы, увеличение длины свободного пробега частиц, а также другие факторы. Результаты наблюдений торможения спутников на высотах 200—700 км привели к выводу о наличии взаимосвязи между плотностью, температурой и солнечной активностью, с которой связано существование суточного, полугодового и годового хода структурных параметров. Возможно, что суточные вариации в значительной степени обусловлены атмосферными приливами. В периоды солнечных вспышек температура на высоте 200 км в низких широтах может достигать 1700—1900°C.

Выше 600 км преобладающей компонентой становится гелий, а ещё выше, на высотах 2—20 тыс. км, простирается водородная корона Земли. На этих высотах Земля окружена оболочкой из заряженных частиц, температура которых достигает нескольких десятков тысяч градусов. Здесь располагаются внутренний и внешний радиационные пояса Земли. Внутренний пояс, заполненный главным образом протонами с энергией в сотни Мэв, ограничен высотами 500—1600 км на широтах от экватора до 35—40°. Внешний пояс состоит из электронов с энергиями порядка сотен кэв. За внешним поясом существует «самый внешний пояс», в котором концентрация и потоки электронов значительно выше. Вторжение солнечного корпускулярного излучения ( солнечного ветра ) в верхние слои А. порождает полярные сияния. Под влиянием этой бомбардировки верхней А. электронами и протонами солнечной короны возбуждается также собственное свечение атмосферы, которое раньше называлось свечением ночного неба. При взаимодействии солнечного ветра с магнитным полем Земли создаётся зона, получившая назв. магнитосферы Земли, куда не проникают потоки солнечной плазмы.

Для верхних слоев А. характерно существование сильных ветров, скорость которых достигает 100—200 м/сек. Скорость и направление ветра в пределах тропосферы, мезосферы и нижней термосферы обладают большой пространственно-временной изменчивостью. Хотя масса верхних слоев А. незначительна по сравнению с массой нижних слоев и энергия атмосферных процессов в высоких слоях сравнительно невелика, по-видимому, существует некоторое влияние высоких слоев А. на погоду и климат в тропосфере.

Радиационный, тепловой и водный балансы А. Практически единственным источником энергии для всех физических процессов, развивающихся в А., является солнечная радиация. Главная особенность радиационного режима А. — т. н. парниковый эффект: А. слабо поглощает коротковолновую солнечную радиацию (большая её часть достигает земной поверхности), но задерживает длинноволновое (целиком инфракрасное) тепловое излучение земной поверхности, что значительно уменьшает теплоотдачу Земли в космическое пространство и повышает её температуру.

Приходящая в А. солнечная радиация частично поглощается в А. главным образом водяным паром, углекислым газом, озоном и аэрозолями и рассеивается на частицах аэрозоля и на флуктуациях плотности А. Вследствие рассеяния лучистой энергии Солнца в А. наблюдается не только прямая солнечная, но и рассеянная радиация, в совокупности они составляют суммарную радиацию. Достигая земной поверхности, суммарная радиация частично отражается от неё. Величина отражённой радиации определяется отражательной способностью подстилающей поверхности, т. н. альбедо. За счёт поглощённой радиации земная поверхность нагревается и становится источником собственного длинноволнового излучения, направленного к А. В свою очередь, А. также излучает длинноволновую радиацию, направленную к земной поверхности (т. н. противоизлучение А.) ив мировое пространство (т. н. уходящее излучение). Рациональный теплообмен между земной поверхностью и А. определяется эффективным излучением — разностью между собственным излучением поверхности Земли и поглощённым ею противоизлучением А. Разность между коротковолновой радиацией, поглощённой земной поверхностью, и эффективным излучением называется радиационным балансом.

Преобразования энергии солнечной радиации после её поглощения на земной поверхности и в А. составляют тепловой баланс Земли. Главный источник тепла для А. — земная поверхность, поглощающая основную долю солнечной радиации. Поскольку поглощение солнечной радиации в А. меньше потери тепла из А. в мировое пространство длинноволновым излучением, то радиационный расход тепла восполняется притоком тепла к А. от земной поверхности в форме турбулентного теплообмена и приходом тепла в результате конденсации водяного пара в А. Так как итоговая величина конденсации во всей А. равна количеству выпадающих осадков, а также величине испарения с земной поверхности, приход конденсационного тепла в А. численно равен затрате тепла на испарение на поверхности Земли (см. также Водный баланс ) .

Некоторая часть энергии солнечной радиации затрачивается на поддержание общей циркуляции А. и на другие атмосферные процессы, однако эта часть незначительна по сравнению с основными составляющими теплового баланса.

Движение воздуха. Вследствие большой подвижности атмосферного воздуха на всех высотах А. наблюдаются ветры. Движения воздуха зависят от многих факторов, из которых главный — неравномерность нагрева А. в разных районах земного шара.

Особенно большие контрасты температуры у поверхности Земли существуют между экватором и полюсами из-за различия прихода солнечной энергии на разных широтах. Наряду с этим на распределение температуры влияет расположение континентов и океанов. Из-за высоких теплоёмкости и теплопроводности океанических вод океаны значительно ослабляют колебания температуры, которые возникают в результате изменений прихода солнечной радиации в течение года. В связи с этим в умеренных и высоких широтах температура воздуха над океанами летом заметно ниже, чем над континентами, а зимой — выше.

Неравномерность нагревания А. способствует развитию системы крупномасштабных воздушных течений — т. н. общей циркуляции атмосферы, которая создаёт горизонт, перенос тепла в А., в результате чего различия в нагревании атмосферного воздуха в отдельных районах заметно сглаживаются. Наряду с этим общая циркуляция осуществляет влагооборот в А., в ходе которого водяной пар переносится с океанов на сушу и происходит увлажнение континентов. Движение воздуха в системе общей циркуляции тесно связано с распределением атмосферного давления и зависит также от вращения Земли (см. Кориолиса сила ) . На уровне моря распределение давления характеризуется его понижением у экватора, увеличением в субтропиках (пояса высокого давления) и понижением в умеренных и высоких широтах. При этом над материками внетропических широт давление зимой обычно повышено, а летом понижено.