2) кислород – 20,95 %;
3) аргон – 0,93 %;
4) углекислый газ – 0,03 %;
5) водород, неон, гелий, метан, криптон и другие газы – около 0,1 %.
Кроме того, атмосфера содержит:
а) атмосферную воду (в виде пара, взвешенных капель и кристалликов льда);
6) аэрозольные компоненты (пыль почвенного, органического и космического происхождения, частички сажи, пепла, минеральных солей и т. д.).
Атмосфера необходима для естественного протекания большинства физических и химических процессов на поверхности Земли, а также для поддержания и развития органической жизни.
2. Солнечная радиация в тепловом балансе системы Земля – атмосфера
Электромагнитное излучение Солнца – единственный источник энергии экзогенных процессов на поверхности Земли, а также всех физических, химических и биологических изменений в атмосфере и биосфере планеты. Поверхность Земли получает тепло за счет солнечного излучения, однако до планеты доходит лишь часть (около 48 %) энергии излучения Солнца. Солнечная радиация выражается в калориях за единицу времени на единицу поверхности (Земля получает 2,4 × 1018 кал лучистой энергии в минуту).
Атмосфера прозрачна для электромагнитного излучения и частично – в радиодиапазоне. Излучение инфракрасного диапазона поглощается углекислым газом и парами воды в страто– и тропосфере; излучение ультрафиолетового диапазона поглощается озоном, азотом и кислородом; жесткое, губительное для биосферы коротковолновое (гамма-излучение и рентгеновское) излучение поглощается всей атмосферой, не доходя до поверхности планеты. В целом тепловой баланс системы Земля – атмосфера складывается из следующего (в условных единицах):
а) солнечной радиации – 100;
б) радиации, отраженной атмосферой и земной поверхностью, – 37;
в) излучения поверхности планеты, уходящего в межпланетное пространство, – 8;
г) излучения атмосферы – 55.
Теплооборот между атмосферой и поверхностью включает:
– перенос теплоты излучением (лучистый теплообмен);
– передачу теплоты за счет конвекции (перемещение нагревающегося у поверхности воздуха в верхние слои атмосферы, где он охлаждается, вновь опускаясь вниз);
– передачу теплоты за счет теплопроводности (передачу частицам атмосферы теплоты земной поверхности);
– перенос теплоты за счет фазовых переходов воды (испарения, конденсации). Следовательно, земная атмосфера получает в среднем в 3 раза больше тепла, чем непосредственно от Солнца. Атмосфера Земли почти непрозрачна для теплового излучения (за счет углекислого газа и паров воды), что обусловливает т. н. парниковый эффект, стабилизирующий температурный режим планеты.
Прямая и рассеянная радиации (прямые солнечные лучи и рассеянная в атмосфере радиация) составляют суммарную, которая в зависимости от того, поглощается она или отражается земной поверхностью, бывает:
а) поглощенной;
б) отраженной радиацией.
3. Температура воздуха и тепловые пояса
Солнечное излучение, проходя сквозь слои атмосферы, нагревает поверхность Земли. Благодаря этому температура приземного слоя воздуха выше, чем температура верхних слоев атмосферы. Температура воздуха повышается ближе к экватору, т. е. зависит от угла падения солнечных лучей (чем больше угол падения, тем сильнее нагревается земная поверхность). Здесь очевидна зависимость климата от географической широты местности.
Поскольку существует значительная разница между температурами дня и ночи, зимы и лета, используются следующие термины:
– суточная амплитуда (разность между наибольшими и наименьшими значениями температуры воздуха в течение суток);
– годовая амплитуда (разность между максимальными и минимальными показателями температуры воздуха в течение года).
Суточная амплитуда обусловлена несколькими факторами:
а) спецификой подстилающей поверхности (амплитуда суточных колебаний над Мировым океаном до –1 или –2 °C, над степями и пустынями – от 15 до – 20 °C);
б) облачностью (чем выше облачность, тем меньше амплитуда суточных колебаний температуры воздуха);
в) рельефом местности (холодный воздух опускается со склонов в низины). Амплитуда годовых колебаний температуры в основном зависит от двух доминирующих факторов:
а) географической широты местности;
б) близости океанов и морей.
Так, в экваториальной зоне над океанами годовая амплитуда не более 1–2 °C, над континентами – 5–10 °C. Амплитуда годовых колебаний возрастает в более высоких широтах, а также на одной и той же широте с удалением от океана.
В зависимости от температуры воздуха выделяют т. н. тепловые (температурные, термические) пояса, соответствующие широтным поясам Земли: