Атмосфера поглощает не только коротковолновое излучение небесных светил, но и не пропускает к нам значительную часть космического радиоизлучения. Радиоволны длиной больше 30-15 м отражаются ионосферой, а короче 3 см - поглощаются водяным паром. Кроме того, атмосфера значительно ослабляет, а также преобразует поток частиц высокой энергии, идущий к нам из космоса (так называемые космические лучи). Таким образом, земная атмосфера — это своеобразный экран, защищающий поверхность Земли от непосредственного воздействия космоса.

Поглощая и рассеивая свет небесных светил, атмосфера уменьшает их блеск, причем поглощение возрастает при увеличении толщи воздуха, проходимой лучами. Толща увеличивается при возрастании зенитного расстояния 2 (в первом приближении пропорционально вес г). Поэтому при сравнении блеска небесных светил, находящихся на разных зенитных расстояниях, надо учи­тывать различие в поглощении света (см. табл. 55). Поглощение В совершенно чистой атмосфере составляет в зените 0m,21 в ви­зуальных лучах и 0m,44 — в фотографических.

Атмосфера вызывает также преломление лучей — рефракцию, которая влияет на положение светила на небе и заметным образом искажает форму Солнца и Луны у горизонта.

Свойства земной атмосферы до высоты в 40 км изучены со стратостатов и самопишущих метеорологических приборов, поднимаемых шарами-зондами; разнообразные метеопрпборы и спектральные аппараты поднимались до высот почти в 500 км специальными метеорологическими и геофизическими ракетами; наконец, в самые последние годы исключительно богатая информация о состоянии верхних слоев атмосферы получается с искусственных спутников Земли и космических ракет. Кроме того, высокие слои атмосферы исследуются разными косвенными мето­дами (наблюдения метеоров, метеорных следов, серебристых облаков, полярных сияний, изучение свечения ночного неба, су­меречных явлений, лунных затмений), а также с помощью радио (изучение ионизованных областей, преломляющих и отражающих радиоволны).

В основном земная атмосфера состоит из азота и кислорода. В табл. II дано процентное содержание химических элементов,

Таблица II Состав земной атмосферы

составляющих атмосферу Земли. Вследствие перемешивания воз­духа конвективными токами и ветрами состав атмосферы почти не меняется до высоты в 100—150 км. Выше обнаруживается из­менение состава атмосферы: количество тяжелых инертных газов резко падает, а молекулярные азот и кислород заменяются ато­марными. До высот 300—350 км преобладает атомарный кислород, а выше — атомарный азот.

Атмосферу Земли условно делят на четыре слоя: тропосферу^ стратосферу, ионосферу и экзосферу. Тропосфера начинается от поверхности земли или моря; верхняя ее граница в средних шпротах находится на высоте 9—10 км зимой и 10—12 км летом, а в экваториальной зоне поднимается до 15—17 км. Тропосфера характеризуется постепенным убыванием температуры с высотой. В ней содержится около 80% массы всей атмосферы, почти вся вода и пыль, взвешенные в атмосфере. Граница между тропосферой и стратосферой называется тропопаузой. Стратосфера распро­страняется от высоты 12—15 км до 80—85 км, где находится стра-топауза, выше которой располагается ионосфера.

Как показывает само название, в этой последней, помимо нейтральных молекул, находятся и ионизованные атомы. Ионизацию производит коротковолновое излучение Солнца и потоки заряженных частиц (корпускул), летящих от Солнца. Электрические свойства ионосферы, высота и степень ее ионизации зависят от времени суток, времени года и от фазы солнечной активности, Ионосфера имеет громадное значение для радиосвязи на боль­ших расстояниях, которая осуществляется на длинных, средних и коротких радиоволнах , многократно отражающихся (точнее, преломляющихся) от ионизованных слоев ионосферы и от поверхности Земли.

Представления о строении ионосферы значительно изменились после запуска искусственных спутников Земли. До этого предполагалось, что в ионосфере имеются четыре основных иони­зованных слоя: слой D (на высоте 80 км), слой E (100—105 км), слой F1, (200 км) и слой F2, (300— 350 км). Однако подозревали, что эти слои имеют клочковатое строение и состоят из отдельных ионизо­ванных облаков. В настоящее время приходится признать, что такого четкого деления на слои (стратификации) в ионосфере нет: от 60км до, по крайней мере, 473 км имеется сплошной массив иони­зованного газа с отдельными флуктуациями (неоднородностями) концентрации ионизованных частиц.

Было обнаружено изменение плотности верхних слоев ат­мосферы и колебания их температуры в зависимости от изменения солнечной активности, а также в зависимости от времени года (так, например, летом в дневные часы плотность на высоте 200 км в 20 раз больше, чем зимой ночью).

Область выше 400 км называется экзосферой.

Самые высокие полярные сияния наблюдались на высотах 700—1000 и даже 1200 км. Свечение ночного неба обнаруживается на высотах до 2000 км. Вероятно, верхняя граница земной атмосферы лежит около 3000—4000 км.

Данные, полученные в последнее время с помощью искусствен­ных спутников Земли, а также советских космических ракет, доказали, что земной шар окружен двумя «поясами радиации» - областями резкого увеличения концентрации заряженных частиц высокой энергии. Концентрация оказалась наибольшей вблизи магнитного экватора Земли (как известно не совпадающего с географическим) и убывает к магнитным полюсам, а также зависит от высоты над земной поверхностью. В первой, близкой к Земле области концентрация заряженных частиц (по-видимому, протонов с энергиями до сотен миллионов электрон-вольт) достигает максимума на высоте порядка 1000 км. Границы второй области, созданной, вероятно, электронами с энергией в несколько десятков тысяч электрон-вольт, простираются до высот в 50—60 тыс. км.

На каждый квадратный сантиметр земной поверхности на уровне моря воздух давит с силой в 1,0332 кг (так называемое давление в одну атмосферу). Общая масса атмосферы Земли составляет около одной миллионной доли массы Земли.

Распределение в атмосфере температуры (определяемой тепловыми скоростями движений частиц воздуха) характеризуется любопытными неправильностями — температурными инверсиями: в тропосфере температура уменьшается приблизительно на 6°C каждым километром высоты; от тропопаузы до высоты 30 км температура приблизительно постоянна и равна — 56° С; от 30 до 55 км температура постепенно повышается до 4-100° С; к вы­соте 80 км она вновь падает до +30° С и затем постепенно повышается, достигая нескольких сотен градусов на высоте 200—300 км. Однако плотность воздуха на этих высотах столь мала, что температура тела, попавшего туда, будет определяться способностью тела поглощать энергию солнечных лучей (и излучать, ее в окружающее пространство), а не температурой окружаю­щег )