атмосфера Землі

1. Реклама

Наш союзник Bikinika

АТМОСФЕРА Землі (від грецького? Τμ? Σ - пар, випаровування і σφα? ρα - куля), повітряна оболонка, що складається з ряду газів і зважених в ній частинок домішок - аерозолів. Маса атмосфера 5,157? 1015 т. Стовп повітря надає тиск на поверхню Землі: середня атмосферний тиск на рівні моря 1013,25 гПа (близько 760 мм ртутного стовпа). Середня по глобусу температура повітря біля поверхні Землі 15 ° С, при цьому температура змінюється приблизно від 57 ° С в субтропічних пустелях до -89 ° С в Антарктиді. Щільність повітря і тиск зменшуються з висотою за законом, близькому до експоненціального.

Будова атмосфери. По вертикалі атмосфера має шарувату структуру, яка визначається головним чином особливостями вертикального розподілу температури (рисунок), яке залежить від географічного положення, сезону, часу доби і так далі. Нижній шар атмосфери - тропосфера - характеризується падінням температури з висотою (приблизно на 6 ° С на 1 км), його висота від 8-10 км в полярних широтах до 16-18 км в тропіках. Завдяки швидкому зменшенням щільності повітря з висотою в тропосфері знаходиться близько 80% всієї маси атмосфери. Над тропосферою розташовується стратосфера - шар, який характеризується в загальному підвищенням температури з висотою. Перехідний шар між тропосферою і стратосферой називається тропопаузою. У нижній стратосфері до рівня близько 20 км температура мало змінюється з висотою (так звана изотермическая область) і нерідко навіть незначно зменшується. Вище температура зростає через поглинання УФ-радіації Сонця озоном, спочатку повільно, а з рівня 34-36 км - швидше. Верхня межа стратосфери - стратопауза - розташована на висоті 50-55 км, що відповідає максимуму температури (260-270 К). Шар атмосфери, розташований на висоті 55-85 км, де температура знову падає з висотою, називається мезосферою, на його верхній межі - мезопаузі - температура досягає влітку 150-160 К, а взимку 200-230 К. Над мезопауза починається термосфера - шар, характеризується швидким підвищенням температури, що досягає на висоті 250 км значень 800-1200 К. В термосфере поглинається корпускулярна і рентгенівська радіація Сонця, гальмуються і згоряють метеори, тому вона виконує функцію захисного шару Землі. Ще вище знаходиться екзосфера, звідки атмосферні гази розсіюються в світовий простір за рахунок дисипації і де відбувається поступовий перехід від атмосфери до міжпланетного простору.

Реклама

Склад атмосфери. До висоти близько 100 км атмосфера практично однорідна за хімічним складом і середня молекулярна маса повітря (близько 29) в ній постійна. Поблизу поверхні Землі атмосфера складається з азоту (близько 78,1% за обсягом) і кисню (близько 20,9%), а також містить малі кількості аргону, діоксиду вуглецю (вуглекислого газу), неону та інших постійних і змінних компонентів (дивись Повітря ).

Крім того, атмосфера містить невеликі кількості озону, оксидів азоту, аміаку, радону та ін. Відносний вміст основних складових повітря постійно в часі і однорідно в різних географічних районах. Вміст водяної пари і озону змінно в просторі і часі; незважаючи на малий вміст, їх роль в атмосферних процесах вельми істотна.

Вище 100-110 км відбувається дисоціація молекул кисню, вуглекислого газу і водяної пари, тому молекулярна маса повітря зменшується. На висоті близько 1000 км починають переважати легкі гази - гелій і водень, а ще вище атмосфера Землі поступово переходить в міжпланетний газ.

Найбільш важлива змінна компонента атмосфери - водяний пар, який надходить в атмосферу при випаровуванні з поверхні води і вологого грунту, а також шляхом транспірації рослинами. Відносний вміст водяної пари змінюється у земної поверхні від 2,6% в тропіках до 0,2% в полярних широтах. З висотою воно швидко падає, убуваючи наполовину вже на висоті 1,5-2 км. У вертикальному стовпі атмосфери в помірних широтах міститься близько 1,7 см «шару обложеної води». При конденсації водяної пари утворюються хмари, з яких випадають опади атмосферні у вигляді дощу, граду, снігу.

Важливою складовою атмосферного повітря є озон, зосереджений на 90% в стратосфері (між 10 і 50 км), близько 10% його знаходиться в тропосфері. Озон забезпечує поглинання жорсткої УФ-радіації (з довжиною хвилі менше 290 нм), і в цьому - його захисна роль для біосфери. Значення загального вмісту озону змінюються в залежності від широти і сезону в межах від 0,22 до 0,45 см (товщина шару озону при тиску р = 1 атм і температурі Т = 0 ° С). У озонові діри, які спостерігаються навесні в Антарктиці з початку 1980-х років, вміст озону може падати до 0,07 см. Воно збільшується від екватора до полюсів і має річний хід з максимумом навесні і мінімумом восени, причому амплітуда річного ходу мала в тропіках і росте до високих широт. Суттєвою змінної компонентом атмосфери є вуглекислий газ, зміст якого в атмосфері за останні 200 років виросло на 35%, що пояснюється в основному антропогенним фактором. Спостерігається його широтная і сезонна мінливість, пов'язана з фотосинтезом рослин і розчинність в морській воді (відповідно до закону Генрі, розчинність газу у воді зменшується з ростом її температури).

Важливу роль у формуванні клімату планети грає атмосферне аерозоль - зважені в повітрі тверді і рідкі частинки розміром від кількох нм до десятків мкм. розрізняються аерозолі природного і антропогенного походження. Аерозоль утворюється в процесі газофазних реакцій з продуктів життєдіяльності рослин і господарської діяльності людини, вулканічних вивержень, в результаті підйому пилу вітром з поверхні планети, особливо з її пустельних регіонів, а також утворюється з космічного пилу, що потрапляє у верхні шари атмосфери. Велика частина аерозолю зосереджена в тропосфері, аерозоль від вулканічних вивержень утворює так званий шар Юнге на висоті близько 20 км. Найбільша кількість антропогенного аерозолю потрапляє в атмосферу в результаті роботи автотранспорту і ТЕЦ, хімічних виробництв, спалювання палива і ін. Тому в деяких районах склад атмосфери помітно відрізняється від звичайного повітря, що зажадало створення спеціальної служби спостережень і контролю за рівнем забруднення атмосферного повітря.

Еволюція атмосфери. Сучасна атмосфера має, мабуть, вторинне походження: вона утворилася з газів, виділених твердою оболонкою Землі після завершення формування планети близько 4,5 млрд. Років тому. Протягом геологічної історії Землі атмосфера була дуже мінлива свого складу під впливом ряду факторів: диссипации (випаровування) газів, переважно більш легких, в космічний простір; виділення газів з літосфери в результаті вулканічної діяльності; хімічних реакцій між компонентами атмосфери і породами, що складають земну кору; фотохімічних реакцій в самій атмосфері під впливом сонячного УФ-випромінювання; акреції (захоплення) матерії міжпланетної середовища (наприклад, метеорної речовини). Розвиток атмосфери тісно пов'язане з геологічними і геохімічними процесами, а останні 3-4 мільярди років також з діяльністю біосфери. Значна частина газів, складових сучасної атмосфери (азот, вуглекислий газ, водяна пара), виникла в ході вулканічної діяльності і интрузии, виносила їх з глибин Землі. Кисень з'явився в помітних кількостях близько 2 мільярдів років тому як результат діяльності фотосинтезуючих організмів, спочатку зародилися в поверхневих водах океану.

За даними про хімічний склад карбонатних відкладень отримані оцінки кількості вуглекислого газу і кисню в атмосфері геологічного минулого. Протягом фанерозою (останні 570 мільйонів років історії Землі) кількість вуглекислого газу в атмосфері змінювалося в широких межах відповідно до рівня вулканічної активності, температурою океану і рівнем фотосинтезу. Велику частину цього часу концентрація вуглекислого газу в атмосфері була значно вище сучасної (до 10 разів). Кількість кисню в атмосфері фанерозою істотно змінювалося, причому переважала тенденція до його збільшення. В атмосфері докембрію маса вуглекислого газу була, як правило, більше, а маса кисню - менше в порівнянні з атмосферою фанерозою. Коливання кількості вуглекислого газу надавали в минулому істотний вплив на клімат, посилюючи парниковий ефект при зростанні концентрації вуглекислого газу, завдяки чому клімат протягом основної частини фанерозою був набагато тепліше в порівнянні з сучасною епохою.

Атмосфера і життя. Без атмосфери Земля була б мертвою планетою. органічна життя протікає в тісній взаємодії з атмосферою і пов'язаними з нею кліматом і погодою. Незначна по масі в порівнянні з планетою в цілому (приблизно мільйонна частина), атмосфера є неодмінною умовою для всіх форм життя. найбільше значення з атмосферних газів для життєдіяльності організмів мають кисень, азот, водяна пара, вуглекислий газ, озон. При поглинанні вуглекислого газу фотосинтезуючими рослинами створюється органічна речовина, що використовується як джерело енергії переважною більшістю живих істот, включаючи людину. Кисень необхідний для існування аеробних організмів, для яких приплив енергії забезпечується реакціями окислення органічної речовини. Азот, засвоюваний деякими мікроорганізмами (азотофіксаторів), необхідний для мінерального живлення рослин. Озон, який поглинає жорстке УФ-випромінювання Сонця, значно послаблює цю шкідливу для життя частина сонячної радіації. Конденсація водяної пари в атмосфері, утворення хмар і подальше випадання атмосферних опадів поставляють на сушу воду, без якої неможливі ніякі форми життя. Життєдіяльність організмів в гідросфері багато в чому визначається кількістю і хімічним складом атмосферних газів, розчинених у воді. Оскільки хімічний склад атмосфери істотно залежить від діяльності організмів, біосферу і атмосферу можна розглядати як частину єдиної системи, підтримку і еволюція якої (дивись Біогеохімічні цикли) мала велике значення для зміни складу атмосфери на протязі історії Землі як планети.

Радіаційний, тепловий і водний баланси атмосфери. Сонячна радіація є практично єдиним джерелом енергії для всіх фізичних процесів в атмосфері. Головна особливість радіаційного режиму атмосфери - так званий парниковий ефект: атмосфера досить добре пропускає до земної поверхні сонячну радіацію, але активно поглинає теплове довгохвильове випромінювання земної поверхні, частина якого повертається до поверхні у формі зустрічного випромінювання, компенсуючого радіаційну втрату тепла земною поверхнею (дивись Атмосферний випромінювання ). За відсутності атмосфери середня температура земної поверхні була б -18 ° С, в дійсності вона 15 ° С. Приходить сонячна радіація частково (близько 20%) поглинається в атмосферу (головним чином водяною парою, краплями води, вуглекислим газом, озоном і аерозолями), а також розсіюється (близько 7%) на частинках аерозолю і флуктуації щільності (релєєвськоє розсіювання). Сумарна радіація, досягаючи земної поверхні, частково (близько 23%) відбивається від неї. Коефіцієнт відображення визначається відбивною здатністю підстильної поверхні, так зване альбедо. В середньому альбедо Землі для інтегрального потоку сонячної радіації близько до 30%. Воно змінюється від декількох відсотків (сухий грунт і чорнозем) до 70-90% для свіжого снігу. Радіаційний теплообмін між земною поверхнею і атмосферою істотно залежить від альбедо і визначається ефективним випромінюванням поверхні Землі і поглинутим нею протівоізлученіем атмосфери. Алгебраїчна сума потоків радіації, що входять в земну атмосферу з космічного простору і йдуть з неї назад, називається радіаційним балансом.

Перетворення сонячної радіації після її поглинання атмосферою і земною поверхнею визначають теплової баланс Землі як планети. Головне джерело тепла для атмосфери - земна поверхня; теплота від неї передається не тільки у вигляді довгохвильового випромінювання, але і шляхом конвекції, а також виділяється при конденсації водяної пари. Частки цих приток теплоти рівні в середньому 20%, 7% і 23% відповідно. Сюди ж додається близько 20% теплоти за рахунок поглинання прямої сонячної радіації. Потік сонячної радіації за одиницю часу через одиничну площадку, перпендикулярну сонячним променям і розташовану поза атмосферою на середній відстані від Землі до Сонця (так звана сонячна постійна), дорівнює 1367 Вт / м2, зміни становлять 1-2 Вт / м2 в залежності від циклу сонячної активності. При планетарному альбедо близько 30% середній за часом глобальний приплив сонячної енергії до планети становить 239 Вт / м2. Оскільки Земля як планета випромінює в космос в середньому така ж кількість енергії, то, відповідно до закону Стефана - Больцмана, ефективна температура минає теплового довгохвильового випромінювання 255 К (-18 ° С). У той же час середня температура земної поверхні становить 15 ° С. Різниця в 33 ° С виникає за рахунок парникового ефекту.

Водний баланс атмосфери в цілому відповідає рівності кількості вологи, що випарувалася з поверхні Землі, кількості опадів, що випадають на земну поверхню. Атмосфера над океанами отримує більше вологи від процесів випаровування, ніж над сушею, а втрачає у вигляді опадів 90%. Надлишок водяної пари над океанами переноситься на континенти повітряними потоками. Кількість водяної пари, що переноситься в атмосферу з океанів на континенти, дорівнює обсягу стоку річок, що впадають в океани.

Рух повітря. Земля має кулясту форму, тому до її високих широт приходить набагато менше сонячної радіації, ніж до тропіків. Внаслідок цього між широтами виникають великі температурні контрасти. На розподіл температури в істотній мірі впливає також взаємне розташування океанів і континентів. Через великої маси океанічних вод і високою теплоємності води сезонні коливання температури поверхні океану значно менше, ніж суші. У зв'язку з цим в середніх і високих широтах температура повітря над океанами влітку помітно нижче, ніж над континентами, а взимку - вище.

Неоднаковий розігрів атмосфери в різних областях земної кулі викликає неоднорідне по простору розподіл атмосферного тиску. На рівні моря розподіл тиску характеризується відносно низькими значеннями поблизу екватора, збільшенням в субтропіках (пояси високого тиску) і пониженням в середніх і високих широтах. При цьому над материками внетропических широт тиск зимою зазвичай підвищений, а влітку знижений, що пов'язано з розподілом температури. Під дією градієнта тиску повітря відчуває прискорення, спрямоване від областей з високим тиском до областей з низьким, що призводить до переміщення мас повітря. на рухомі повітряні маси діють також сила обертання Землі (сила Коріоліса), сила тертя, спадна з висотою, а при криволінійних траєкторіях і відцентрова сила. Велике значення має турбулентний перемішування повітря (дивись Турбулентність в атмосфері).

З планетарним розподілом тиску пов'язана складна система повітряних течій (загальна циркуляція атмосфери). У меридіональної площині в середньому простежуються дві або три осередки меридіональної циркуляції. Поблизу екватора нагріте повітря піднімається і опускається в субтропіках, утворюючи осередок Хедлі. Там же опускається повітря зворотного осередку Феррела. У високих широтах часто простежується пряма полярна осередок. Швидкості меридіональної циркуляції близько 1 м / с або менше. Через дії сили Коріоліса в більшій частині атмосфери спостерігаються західні вітри зі швидкостями в середній тропосфері близько 15 м / с. Існують порівняно стійкі системи вітрів. До них відносяться пасати - вітри, що дмуть від поясів високого тиску в субтропіках до екватора з помітною східній складової (зі сходу на захід). Досить стійкі мусони - повітряні течії, які мають чітко виражений сезонний характер: вони дмуть з океану на материк влітку і в протилежному напрямку взимку. Особливо регулярні мусони Індійського океану. У середніх широтах рух повітряних мас має в основному західний напрямок (із заходу на схід). Це зона атмосферних фронтів, на яких виникають великі вихори - циклони і антициклони, що охоплюють багато сотень і навіть тисячі кілометрів. Циклони виникають і в тропіках; тут вони відрізняються меншими розмірами, але дуже великими швидкостями вітру, що досягає ураганної сили (33 м / с і більше), так звані тропічні циклони. В Атлантиці і на сході Тихого океану вони називаються ураганами, а на заході Тихого океану - тайфунами. У верхній тропосфері і нижній стратосфері в областях, які поділяють пряму осередок меридіональної циркуляції Хедлі і зворотний осередок Феррела, часто спостерігаються порівняно вузькі, в сотні кілометрів завширшки, струменеві течії з різко окресленими кордонами, в межах яких вітер досягає 100-150 і навіть 200 м / с.

Клімат і погода. Різниця в кількості сонячної радіації, що приходить на різних широтах до різноманітної за фізичними властивостями земної поверхні, визначає різноманіття кліматів Землі. Від екватора до тропічних широт температура повітря у земної поверхні в середньому 25-30 ° С і мало змінюється протягом року. В екваторіальному поясі зазвичай випадає багато опадів, що створює там умови надмірного зволоження. У тропічних поясах кількість опадів зменшується і в ряді областей стає дуже малим. Тут розташовуються великі пустелі Землі.

У субтропічних і середніх широтах температура повітря значно змінюється протягом року, причому різниця між температурами літа та зими особливо велика у віддалених від океанів областях континентів. Так, в деяких районах Східного Сибіру річна амплітуда температури повітря досягає 65 ° С. Умови зволоження в цих широтах дуже різноманітні, залежать в основному від режиму загальної циркуляції атмосфери і суттєво змінюються від року до року.

У полярних широтах температура залишається низькою протягом всього року, навіть при наявності її помітного сезонного ходу. Це сприяє значному поширенню льодового покриву на океанах і суші і багаторічномерзлих порід, що займають в Росії понад 65% її площі, в основному в Сибіру.

За останні десятиліття стали все більше помітні зміни глобального клімату. Температура підвищується більше в високих широтах, ніж в низьких; більше взимку, ніж влітку; більше вночі, ніж вдень. За 20 століття середньорічна температура повітря в земної поверхні в Росії зросла на 1,5-2 ° С, причому в окремих районах Сибіру спостерігається підвищення на кілька градусів. Це пов'язується з посиленням парникового ефекту внаслідок зростання концентрації малих газових домішок.

Погода визначається умовами циркуляції атмосфери і географічним положенням місцевості, вона найбільш стійка в тропіках і найбільш мінлива в середніх і високих широтах. Найбільше погода змінюється в зонах зміни повітряних мас, обумовлених проходженням атмосферних фронтів, циклонів і антициклонів, що несуть опади і посилення вітру. Дані для прогнозу погоди збираються на наземних метеостанціях, морських і повітряних судах, з метеорологічних супутників. Дивись також Метеорология.

Оптичні, акустичні та електричні явища в атмосфері. При поширенні електромагнітного випромінювання в атмосфері в результаті рефракції, поглинання і розсіяння світла повітрям і різними частинками (аерозоль, кристали льоду, краплі води) виникають різноманітні оптичні явища: веселка, вінці, гало, міраж і ін. Розсіювання світла обумовлює видиму висоту небесного зводу і блакитний колір неба. Дальність видимості предметів визначається умовами поширення світла в атмосфері (дивись Атмосферная видимість). Від прозорості атмосфери на різних довжинах хвиль залежать дальність зв'язку і можливість виявлення об'єктів приладами, в тому числі можливість астрономічних спостережень з поверхні Землі. Для досліджень оптичної неоднорідностей стратосфери і мезосфери важливу роль відіграє явище сутінків. Наприклад, фотографування сутінків з космічних апаратів дозволяє виявляти аерозольні шари. Особливості поширення електромагнітного випромінювання в атмосфері визначають точність методів дистанційного зондування її параметрів. Всі ці питання, як і багато інших, вивчає атмосферна оптика. Рефракція і розсіяння радіохвиль обумовлюють можливості радіоприйому (дивись Поширення радіохвиль).

Поширення звуку в атмосфері залежить від просторового розподілу температури і швидкості вітру (дивись Атмосферная акустика). Воно являє інтерес для зондування атмосфери дистанційними методами. Вибухи зарядів, що запускаються ракетами в верхню атмосфера, дали багату інформацію про системах вітрів і під час температури в стратосфері і мезосфері. У стійко стратифікованої атмосфері, коли температура падає з висотою повільніше адіабатичного градієнта (9,8 К / км), виникають так звані внутрішні хвилі. Ці хвилі можуть поширюватися вгору в стратосферу і навіть в мезосферу, де вони загасають, сприяючи посиленню вітру і турбулентності.

негативний заряд Землі і обумовлене ним електричне поле атмосфера разом з електрично зарядженими іоносферою і магнітосферою створюють глобальну електричний ланцюг. Важливу роль при цьому відіграє утворення хмар і грозового електрики. Небезпека грозових розрядів викликала необхідність розробки методів грозозахисту будівель, споруд, ліній електропередач та зв'язку. Особливу небезпеку це явище представляє для авіації. Грозові розряди викликають атмосферні радіоперешкоди, що отримали назву атмосфериків (дивись свистячі атмосферики). Під час різкого збільшення напруженості електричного поля спостерігаються світяться розряди, що виникають на вістрях і гострих кутах предметів, які виступають над земною поверхнею, на окремих вершинах в горах і ін. (Ельма вогні). Атмосфера завжди містить сильно змінюється в залежності від конкретних умов кількість легких і важких іонів, які визначають електричну провідність атмосфери. Головні іонізатори повітря у земної поверхні - випромінювання радіоактивних речовин, що містяться в земній корі і в атмосфері, а також космічні промені. Дивись також Атмосферний електрику.

Вплив людини на атмосферу. Протягом останніх століть відбувалося зростання концентрації парникових газів в атмосфері внаслідок господарської діяльності людини. Процентний вміст вуглекислого газу зросла з 2,8-102 двісті років тому до 3,8-102 в 2005 році, вміст метану - з 0,7-101 приблизно 300 400 років тому до 1,8-10-4 на початку 21 століття; близько 20% в приріст парникового ефекту за останнє сторіччя дали фреони, яких практично не було в атмосфері до середини 20 століття. Ці речовини визнані руйнівниками стратосферного озону, і їх виробництво заборонено Монреальським протоколом 1987 року. Зростання концентрації вуглекислого газу в атмосфері викликаний спалюванням все зростаючих кількостей вугілля, нафти, газу та інших видів вуглецевого палива, а також зведенням лісів, в результаті чого зменшується поглинання вуглекислого газу шляхом фотосинтезу. Концентрація метану збільшується зі зростанням видобутку нафти і газу (за рахунок його втрат), а також при розширенні посівів рису і збільшенні поголів'я великої рогатої худоби. Все це сприяє потеплінню клімату.

Для зміни погоди розроблені методи активного впливу на атмосферні процеси. Вони застосовуються для захисту сільськогосподарських рослин від градобою шляхом розсіювання в грозових хмарах спеціальних реагентів. Існують також методи розсіювання туманів в аеропортах, захисту рослин від заморозків, впливу на хмари з метою збільшення опадів в потрібних місцях або для розсіювання хмар в моменти масових заходів.

Вивчення атмосфери. Відомості про фізичні процеси в атмосфері отримують перш за все з метеорологічних спостережень, які проводяться глобальною мережею постійно діючих метеорологічних станцій і постів, розташованих на всіх континентах і на багатьох островах. Щоденні спостереження дають відомості про температуру і вологість повітря, атмосферний тиск і опадах, хмарності, вітрі і ін. Спостереження за сонячною радіацією і її перетвореннями проводяться на актинометричних станціях. Велике значення для вивчення атмосфери мають мережі аерологічних станцій, на яких за допомогою радіозондов виконуються метеорологічні вимірювання до висоти 30-35 км. На ряді станцій проводяться спостереження за атмосферним озоном, електричними явищами в атмосфері, хімічним складом повітря.

Дані наземних станцій доповнюються спостереженнями на океанах, де діють «суду погоди», постійно знаходяться в певних районах Світового океану, а також метеорологічними даними, одержуваними з науково-дослідних та інших судів.

Все більший обсяг відомостей про атмосферу в останні десятиліття отримують за допомогою метеорологічних супутників, на яких встановлені прилади для фотографування хмар і вимірювання потоків ультрафіолетової, інфрачервоної і мікрохвильової радіації Сонця. Супутники дозволяють отримувати відомості про вертикальних профілях температури, хмарності та її водозапасе, елементах радіаційного балансу атмосфери, про температуру поверхні океану і ін. Використовуючи вимірювання рефракції радіосигналів з системи навігаційних супутників, вдається визначати в атмосфері вертикальні профілі щільності, тиску і температури, а також вмісту вологи . За допомогою супутників стало можливим уточнити величину сонячної постійної і планетарного альбедо Землі, будувати карти радіаційного балансу системи Земля - ​​атмосфери, вимірювати вміст і мінливість малих атмосферних домішок, вирішувати багато інших завдань фізики атмосфери і моніторингу навколишнього середовища.

Літ .: Будико М. І. Клімат в минулому і майбутньому. Л., 1980; Матвєєв Л. Т. Курс загальної метеорології. Фізика атмосфери. 2-е изд. Л., 1984; Будико М. І., Ронов А. Б., Яншин А. Л. Історія атмосфери. Л., 1985; Хргіан А. Х. Фізика атмосфери. М., 1986; Атмосфера: Довідник. Л., 1991; Хромов С. П., Петросянц М. А. Метеорологія і кліматологія. 5-е изд. М., 2001..

Г. С. Голіцин, Н. А. Зайцева.