Атмосфера Землі (від греч.(грецький) atmos — пара і sphaira — куля), газова оболонка, що оточує Землю. А. прийнято рахувати ту область довкола Землі, в якій газове середовище обертається разом із Землею як єдине ціле. Маса А. складає біля 5,15-10 ¹⁵ т. А. забезпечує можливість життя на Землі і робить великий вплив на різні сторони життя людства.

  Походження і роль А. Сучасна земна А. має, мабуть, вторинне походження і утворилася з газів, виділених твердою оболонкою Землі (літосферою) після сформірованія планети. Протягом геологічної історії Землі А. зазнала значну еволюцію під впливом ряду чинників: дисипації (випаровування) атмосферних газів в космічний простір; виділення газів з літосфери в результаті вулканічної діяльності; дисоціації (розщеплювання) молекул під впливом сонячного ультрафіолетового випромінювання; хімічних реакцій між компонентамі А. і породами, що складають земну кору; аккрециі (захвату) міжпланетного середовища (наприклад, метеорної речовини). Розвиток А. було тісно пов'язано з геологічними і геохімічними процесами, а також з діяльністю живих організмів. Атмосферні гази, у свою чергу, робили великий вплив на еволюцію літосфери. Наприклад, величезна кількість вуглекислоти, що поступила в А. з літосфери, було потім закумульовано в карбонатних породах. Атмосферний кисень і що поступає з А. вода з'явилися найважливішими чинниками, які впливали на гірські породи. Впродовж всієї історії Землі А. грала велику роль в процесі вивітрювання. У цьому процесі брали участь атмосферні осідання, які утворювали річки, що змінювали земну поверхню. Не менше значення мала діяльність вітру, що переносив дрібні фракції гірських порід на великі відстані. Істотно впливали на руйнування гірських порід вагання температури і інші атмосферні чинники. Поряд з цим А. захищає поверхню Землі від руйнівної дії падаючих метеоритів, велика частина яких згорає при входженні в щільні шари А.

  Діяльність живих організмів, що зробила сильний вплив на розвиток А. сама в дуже великій мірі залежить від атмосферних умов. А. затримує велику частину ультрафіолетового випромінювання Сонця, яке згубне діє на багато організмів. Атмосферний кисень використовується в процесі дихання тваринами і рослинами, атмосферна вуглекислота — в процесі живлення рослин. Кліматичні чинники, особливо термічний режим і режим зволоження, впливають на стан здоров'я і на діяльність людини. Особливо сильно залежить від кліматичних умов сільське господарство. У свою чергу, діяльність людини надає весь зростаючий вплив на склад А. і на кліматичний режим.

  Будову А. Многочисленниє спостереження показують, що А. має чітко виражену шарувату будову (см. мал.(малюнок) ). Основні межі шаруватої структури А. визначаються в першу чергу особливостями вертикального розподілу температури. У самій нижній частині А. — тропосфері, де спостерігається інтенсивне турбулентне перемішування (див. Турбулентність в атмосфері і гідросфері), температура убуває із збільшенням висоти, причому зменшення температури по вертикалі складає в середньому 6° на 1 км. Висота тропосфери змінюється від 8—10 км. в полярних широтах до 16—18 км. в екватора. У зв'язку з тим, що щільність повітря швидко убуває з висотою, в тропосфері зосереджено близько 80% всієї маси А. Над тропосферою розташований перехідний шар — тропопауза з температурою 190—220 K, вище за яку починається стратосфера . В нижній частині стратосфери зменшення температури з висотою припиняється, і температура залишається приблизно постійною до висоти 25 км. — т.з. ізотермічна область (нижня стратосфера); вище температура починає зростати — область інверсії (верхня стратосфера). Температура досягає максимуму ~ 270 K на рівні стратопаузи, розташованої на висоті близько 55 км. Шар А., що знаходиться на висотах від 55 до 80 км., де знов відбувається пониження температури з висотою, отримав назву мезосфери. Над нею знаходиться перехідний шар — мезопауза, вище за яку розташовується термосфера, де температура, збільшуючись з висотою, досягає дуже великих значень (св. 1000 K). Ще вище (на висотах ~ 1000 км. і більш) знаходиться екзосфера, звідки атмосферні гази розсіваються в світовий простір за рахунок дисипації і де відбувається поступовий перехід від А. до міжпланетного простору. Зазвичай всі шари А., тропосфери, що знаходяться вище, називаються верхніми, хоча інколи до нижніх шарів А. відносять також стратосферу або її нижня частина.

  Всі структурні параметри А. (температура, тиск, щільність) володіють значною просторово-часовою мінливістю (широтною, річною, сезонною, добовою і ін.). Тому дані мал. відображають лише середній стан А.

  Шарувата структура А. має і багато інших всіляких проявів. Неоднорідний по висоті хімічний склад А. Еслі на висотах до 90 км., де існує інтенсивне перемішування А., відносний склад постійних компонент А. залишається практично незмінним (вся ця товща А. отримала назву гомосфери), то вище 90 км. — в гетеросфері — під впливом дисоціації молекул атмосферних газів ультрафіолетовим випромінюванням Сонця відбувається сильна зміна хімічного складу А. з висотою. Типові межі цієї частини А. — шари озону і власне свічення атмосфери . Складна шарувата структура характерна для атмосферного аерозоля — зважених в А. твердих часток земного і космічного походження. Найчастіше зустрічаються аерозольні шари під тропопаузою і на висоті близько 20 км. Шаруватим є вертикальний розподіл електронів і іонів в А., що виражається в існуванні D-, Е- і f-шарів іоносфера .

  Склад А. На відміну від А. Юпітера, Сатурну, що складаються головним чином з водню і гелію, і А. Марса і Венери, основного компонента яких — вуглекислий газ, земна А. полягає переважно з азоту і кисню. А. Землі містить також аргон, вуглекислий газ, неон і інші постійні в змінні компоненти. Відносна об'ємна концентрація постійних газів, а також зведення про середні концентрації ряду змінних компонентів (вуглекислий газ, метан, закис азоту і деякі інші), що відносяться лише до нижніх шарів А., приведені в таблиці.

  Хімічний склад сухого атмосферного повітря в земної поверхні

  Найбільш важлива змінна складова частина А. — водяна пара. Просторово-часова мінливість його концентрації вагається в широких межах — в земної поверхні від 3% в тропіках до 2 10 ^-5 % в Антарктиді. Основна маса водяної пари зосереджена в тропосфері, оскільки його концентрація швидко убуває з висотою. Середній вміст водяної пари у вертикальному стовпі А. у помірних широтах — близько 1,6—1,7 см   «шару обложеної води» (таку товщину матиме шар сконденсованої водяної пари). Зведення відносно вмісту водяної пари в стратосфері суперечливі. Передбачалося, наприклад, що в діапазоні висот від 20 до 30 км. питома вологість сильно збільшується з висотою. Проте подальші виміри вказують на велику сухість стратосфери. Мабуть, питома вологість в стратосфері мало залежить від висоти і складає 2—4 міліграм/кг.

  Мінливість вмісту водяної пари в тропосфері визначається взаємодією процесів випару, конденсації і горизонтального перенесення. В результаті конденсації водяної пари утворюються хмари і випадають осідання атмосферні у вигляді дощу, граду і снігу. Процеси фазових переходів води протікають переважно в тропосфері. Саме тому хмари в стратосфері (на висотах 20—30 км. ) і мезосфері (поблизу мезопаузи), що отримали назву перламутрових і сріблястих, спостерігаються порівняно рідко, тоді як тропосферні хмари зазвичай закривають близько 50% всієї земної поверхні.

  Вплив на атмосферні процеси, особливо на тепловий режим стратосфери, надає озон. Він в основному зосереджений в стратосфері, де викликає поглинання ультрафіолетової сонячної радіації, що є головним чинником нагрівання повітря в стратосфері. Середні місячні значення загального вмісту озону змінюються залежно від широти і пори року в межах 0,23—0,52 см (така товщина шару озону при наземному тиску і температурі). Спостерігається збільшення вмісту озону від екватора до полюса і річний хід з мінімумом восени і максимумом навесні.

  Істотна змінна компонента А. — вуглекислий газ, мінливість вмісту якого пов'язана з життєдіяльністю рослин (процесами фотосинтезу ) , індустріальними забрудненнями і розчинністю в морській воді (газообміном між океаном і А.). Зазвичай зміни вмісту вуглекислого газу невеликі, але інколи можуть досягати помітних значень. Останні десятиліття спостерігається зростання вмісту вуглекислого газу, обумовлене індустріальним забрудненням, що може мати вплив на клімат унаслідок створюваного вуглекислим газом парникового ефекту . Передбачається, що в середньому концентрація вуглекислого газу залишається незмінної у всій товщі гомосфери. Вище за 100 км. починається його дисоціація під впливом ультрафіолетової сонячної радіації з довжинами хвиль коротше 1690 .

  Одна з найбільш оптично активних компонент — атмосферна аерозоль — зважені в повітрі частки розміром від декількох нм до декількох десятків мкм, що утворюються при конденсації водяної пари і потрапляють в А. із земної поверхні в результаті індустріальних забруднень, вулканічних вивержень, а також з космосу. Аерозоль спостерігається як в тропосфері, так і у верхніх шарах А. Концентрация аерозоля швидко убуває з висотою, але на цей хід накладаються багаточисельні вторинні максимуми, пов'язані з існуванням аерозольних шарів.

  Верхні шари атмосфери. Вище за 20—30 км. молекули А. в результаті дисоціації в тій або іншій мірі розпадаються на атоми і в А. з'являються вільні атоми і нові складніші молекули. Декілька вище стають істотними іонізаційні процеси.

  Найбільш нестійка область гетеросфери, де процеси іонізації і дисоціації породжують багаточисельні фотохімічні реакції, що визначають зміну складу повітря з висотою. Тут відбувається також і гравітаційне розділення газів, що виражається в поступовому збагаченні А. легшими газами у міру збільшення висоти. За даними ракетних вимірів, гравітаційне розділення нейтральних газів — аргону і азоту — спостерігається вище за 105—110 км. Основні компоненти А. у шарі 100—210 км. — молекулярний азот, молекулярний кисень і атомарний кисень (концентрація останнього на рівні 210 км. досягає 77 ± 20% від концентрації молекулярного азоту).

  Верхня частина термосфери складається головним чином з атомарного кисню і азоту. На висоті 500 км. молекулярний кисень практично відсутній, але молекулярний азот, відносна концентрація якого сильно зменшується, все ще домінує над атомарним.

  В термосфере важливу роль грають приливні рухи (див. Приливи і відливи ) , гравітаційні хвилі, фотохімічні процеси, збільшення довжини вільного пробігу часток, а також інші чинники. Результати спостережень гальмування супутників на висотах 200—700 км. привели до виводу про наявність взаємозв'язку між щільністю, температурою і сонячною активністю, з якою пов'язано існування добового, піврічного і річного ходу структурних параметрів. Можливо, що добові варіації в значній мірі обумовлені атмосферними приливами. У періоди сонячних спалахів температура на висоті 200 км. в низьких широтах може досягати 1700—1900°c.

  Вище за 600 км. переважаючою компонентой стає гелій, а ще вище, на висотах 2—20 тис. км., тягнеться воднева корона Землі. На цих висотах Земля оточена оболонкою із заряджених часток, температура яких досягає декількох десятків тисяч градусів. Тут розташовується внутрішній і зовнішній радіаційні пояси Землі . Внутрішній пояс, заповнений головним чином протонами з енергією в сотні Мев, обмежений висотами 500—1600 км. на широтах від екватора до 35—40°. Зовнішній пояс складається з електронів з енергіями порядка сотні кев. За зовнішнім поясом існує «самий зовнішній пояс», в якому концентрація і потоки електронів значно вищі. Вторгнення сонячного корпускулярного випромінювання ( сонячного вітру ) у верхні шари А. породжує полярні сяяння . Під впливом цього бомбардування верхньої А. електронами і протонами сонячної корони збуджується також власне свічення атмосфери, яке раніше називалося свіченням нічного піднебіння. При взаємодії сонячного вітру з магнітним полем Землі створюється зона назв, що отримала.(назва) магнітосфери Землі, куди не проникають потоки сонячною плазми .

  Для верхніх шарів А. характерне існування сильних вітрів, швидкість яких досягає 100—200 м/сек. Швидкість і напрям вітру в межах тропосфери, мезосфери і нижньої термосфери володіють великою просторово-часовою мінливістю. Хоча маса верхніх шарів А. незначна в порівнянні з масою нижніх шарів і енергія атмосферних процесів у високих шарах порівняно невелика, мабуть, існує деякий вплив високих шарів А. на погоду і клімат в тропосфері.

  Радіаційний, тепловий і водний баланси А. Практічеськи єдиним джерелом енергії для всіх фізичних процесів, що розвиваються в А., є сонячна радіація. Головна особливість радіаційного режиму А. — т.з. парниковий ефект: А. слабо поглинає короткохвильову сонячну радіацію (велика її частина досягає земної поверхні), але затримує довгохвильове (цілком інфрачервоне) теплове випромінювання земної поверхні, що значно зменшує тепловіддачу Землі в космічний простір і підвищує її температуру.

  що Приходить в А. сонячна радіація частково поглинається в А. головним чином водяним парою, вуглекислим газом, озоном і аерозолями і розсівається на частках аерозоля і на флуктуаціях щільності А. Вследствіє розсіяння променистої енергії Сонця в А. спостерігається не лише пряма сонячна, але і розсіяна радіація, в сукупності вони складають сумарну радіацію. Досягаючи земної поверхні, сумарна радіація частково відбивається від неї. Величина відбитої радіації визначається відбивною здатністю підстилаючої поверхні, т.з. альбедо . За рахунок поглиненої радіації земна поверхня нагрівається і стає джерелом власного довгохвильового випромінювання, направленого к А. У свою чергу, А. також випромінює довгохвильову радіацію, направлену до земної поверхні (т.з. протівоїзлученіє А.) верб світовий простір (т.з. вирушаюче випромінювання). Раціональний теплообмін між земною поверхнею і А. визначається ефективним випромінюванням — різницею між власним випромінюванням поверхні Землі і поглиненим нею протівоїзлученієм А. Разность між короткохвильовою радіацією, поглиненою земною поверхнею, і ефективним випромінюванням називається радіаційним балансом .

  Перетворення енергії сонячної радіації після її поглинання на земній поверхні і в А. складають тепловий баланс Землі. Головне джерело тепла для А. — земна поверхня, що поглинає основну долю сонячної радіації. Оскільки поглинання сонячної радіації в А. менше втрати тепла з А. у світовий простір довгохвильовим випромінюванням, то радіаційна витрата тепла заповнюється припливом тепла к А. від земної поверхні у формі турбулентного теплообміну і приходом тепла в результаті конденсації водяної пари в А. Так як підсумкова величина конденсації у всій А. дорівнює кількості випадних опадів, а також величині випару із земної поверхні, прихід конденсаційного тепла в А. чисельно дорівнює витраті тепла на випар на поверхні Землі (див. також Водний баланс ) .

  Деяка частина енергії сонячної радіації витрачається на підтримку загальної циркуляції А. і на інші атмосферні процеси проте ця частина незначна в порівнянні з основними складовими теплового балансу.

  Рух повітря. Унаслідок великої рухливості атмосферного повітря на всіх висотах А. спостерігаються вітри. Рухи повітря залежать від багатьох чинників, з яких головний, — нерівномірність нагріву А. у різних районах земної кулі.

  Особливо великі контрасти температури в поверхні Землі існують між екватором і полюсами із-за відмінності приходу сонячної енергії на різних широтах. Поряд з цим на розподіл температури впливає розташування континентів і океанів. Із-за високої теплоємності і теплопровідності океанічних вод океани значно ослабляють коливання температури, які виникають в результаті змін приходу сонячній радіації протягом року. У зв'язку з цим в помірних і високих широтах температура повітря над океанами влітку помітно нижче, ніж над континентами, а взимку — вище.

  Нерівномірність нагрівання А. сприяє розвитку системи великомасштабних повітряних течій — т.з. загальною циркуляції атмосфери, яка створює горизонт, перенесення тепла в А., внаслідок чого відмінності в нагріванні атмосферного повітря в окремих районах помітно згладжуються. Поряд з цим загальна циркуляція здійснює вологооборот в А., в ході якого водяна пара переноситься з океанів на сушу і відбувається зволоження континентів. Рух повітря в системі загальної циркуляції тісно пов'язаний з розподілом атмосферного тиску і залежить також від обертання Землі (див. Коріоліса сила ) . На рівні моря розподіл тиску характеризується його пониженням в екватора, збільшенням в субтропіках (пояси високого тиску) і пониженням в помірних і високих широтах. При цьому над материками позатропічних широт тиск зимою зазвичай підвищений, а влітку знижено.

  З планетарним розподілом тиску пов'язана складна система повітряних течій, деякі з них порівняно стійкі, а інші постійно змінюються в просторі і в часі. До стійких повітряних течій відносяться пасати, які направлені від субтропічних широт обох півкуль до екватора. Порівняно стійкі також мусони — повітряні течії, що виникають між океаном і материком і мають сезонний характер. У помірних широтах переважає повітряний перебіг західних напрями (із З. на Ст). Ці течії включають крупні вихори — циклони і антициклони, що зазвичай тягнуться на сотні і тисячі км. Циклони спостерігаються і в тропічних широтах, де вони відрізняються меншими розмірами, але особливо великими швидкостями вітру, що часто досягають сили урагану (т.з. тропічні циклони). У верхній тропосфері і нижній стратосфері зустрічаються порівняно вузькі (у сотні км. шириною) струминний перебіг, обкреслені кордони, що мають різко, в межах яких вітер досягає величезних швидкостей, — до 100—150 м/сек. Спостереження показують, що особливості атмосферні циркуляції в нижній частині стратосфери визначаються процесами в тропосфері.

  У верхній половині стратосфери, де спостерігається зростання температури з висотою, швидкість вітру зростає з висотою, причому влітку домінують вітри східних напрямів, а взимку — західних. Циркуляція тут визначається стратосферним джерелом тепла, існування якого пов'язане з інтенсивним поглинанням озоном ультрафіолетової сонячної радіації.

  В нижній частині мезосфери в помірних широтах швидкість зимового західного перенесення зростає до максимальних значень — близько 80 м/сек, а літнього східного перенесення — до 60 м/сек на рівні порядку 70 км. Дослідження останніх років ясно показали, що особливості поля температури в мезосфері не можна пояснити лише впливом радіаційних чинників. Головне значення мають динамічні чинники (зокрема, розігрівання або охолоджування при опусканні або підйомі повітря), а також можливі джерела тепло, що виникає в результаті фотохімічних реакцій (наприклад, рекомбінації атомарного кисню).

  Над холодним шаром мезопаузи (у термосфере) температура повітря починає швидко зростати з висотою. У багатьох відношеннях ця область А. подібна до нижньої половини стратосфери. Ймовірно, циркуляція в нижній частині термосфери визначається процесами в мезосфері, а динаміка верхніх шарів термосфери обумовлена поглинанням тут сонячної радіації. Проте досліджувати атмосферного руху на цих висотах важко унаслідок їх значної складності. Великого значення набувають в термосфере приливні рухи (головним чином сонячні півдобові і добові приливи), під впливом яких швидкість вітру на висотах більше 80 км. може досягати 100—120 м/сек. Характерна межа атмосферних приливів — їх сильна мінливість залежно від широти, пори року, висоти над рівнем морить і часу доби. У термосфере спостерігаються також значні зміни швидкості вітру з висотою (головним чином поблизу рівня 100 км. ) , приписувані впливу гравітаційних хвиль. Розташована в діапазоні висот 100—110 км. т.з. турбопауза різко відокремлює область, що знаходиться вище, від зони інтенсивного турбулентного перемішування.

  Поряд з повітряним перебігом великих масштабів, в нижніх шарах А. спостерігаються багаточисельні місцеві циркуляції повітря (бриз, бору, гірничо-долинні вітри і др.; див.(дивися) Вітри місцеві ) . У всіх повітряних течіях зазвичай наголошуються пульсації вітру відповідні переміщенню повітряних вихорів середніх і малих розмірів. Такі пульсації пов'язані з турбулентністю А., яка істотно впливає на багато атмосферних процесів.

  Клімат і погода. Відмінності в кількості сонячної радіації, що приходить на різні широти земної поверхні, і складність її будови, включаючи розподіл океанів, континентів і найбільших гірських систем, визначають різноманітність клімату Землі (див. Клімат ) .

  Клімат тропічних широт характеризується високими температурами повітря в земної поверхні (в середньому 25—30°c), які мало міняються протягом року. У екваторіальному поясі зазвичай випадає велика кількість опадів, що створює там умови надлишкового зволоження. У тропіках, за межами екваторіального поясу, кількість опадів зменшується і у ряді областей субтропічного поясу високого тиску стає дуже малим. Тут розташовані обширні пустелі Землі.

  В субтропіках і помірних широтах температура повітря значно міняється в річному ході, причому різниця між температурою зими і літа особливо велика у віддалених від океанів районах континентів. Так, наприклад, в деяких областях Східного Сибіру температура найбільш холодного місяця на 65 °С нижче за температуру найбільш теплого. Умови зволоження у вказаних широтах дуже всілякі і в основному залежать від режиму загальної циркуляції А.

  В полярних широтах, за наявності помітних сезонних змін температури, вона залишається низькою протягом всього року, що сприяє широкому поширенню крижаного покриву на суші і океанах.

  На фоні порівняльний стійкого клімату відбувається постійна зміна погоди, визначуваною в основному загальною циркуляцією А. Погода найбільш стійка у тропічних країнах і найбільш мінлива в приполярних областях, зокрема на С. Атлантічеського і Тихого океанів, де проходят дороги багатьох циклонів. Аналіз причин зміни погоди лежить в основі методів прогнозу погоди, що спираються на побудову щоденних синоптичних карт, до аналізу яких застосовуються загальні фізичні закономірності атмосферних процесів і різні статистичні прийоми. Усе більш широкого поширення набувають чисельні методи прогнозу, засновані на вирішенні гідродинамічних і термодинамічних рівнянь, що описують рух А.

  Активні дії на атмосферні процеси. Велике наукове і практичне значення має проблема активних дій на атмосферні процеси з метою зміни погоди і клімату. Роботи в цьому напрямі вперше (у 50-х рр.) початі в Радянському Союзі, вже привели до створення методів дії на деякі атмосферні процеси. Так, зокрема, розсіяння в хмарах деяких реагентів змінює розвиток грозових хмар і запобігає випаданню граду, який приносить великі збитки сільському господарству. Розроблені методи розсіяння туманів, захисту рослин від заморозків, ведуться експериментальні роботи по дії на хмари для збільшення кількості опадів. Більшість вживаних зараз методів дії на атмосферні процеси засновано на можливостях управління нестійкими процесами, динаміка яких може бути змінена при витратах порівняно невеликих кількостей енергії і реагентів.

  Поряд з активними діями, помітні зміни в метеорологічних умовах досягаються такими меліоративними заходами, як зрошування, полезахисне лісорозведення, осушення заболочених районів. Ці зміни проте, в основному обмежуються нижнім (приземним) шаром повітря.

  Окрім направлених дій на погоду і клімат, ряд аспектів діяльності людини надає певний вплив на кліматичні умови. Так, зокрема, останніми роками значно посилилося забруднення А. пилом і різними газами, промисловими підприємствами, що викидаються. У зв'язку з цим в багатьох країнах проводять роботи по контролю за забрудненням повітря і по обмеженню викидів в А. забруднюючих речовин. Швидке зростання енергетики приводить до додаткового нагрівання А., яке доки помітно лише в крупних промислових центрах, але в порівняно близькому майбутньому може привести до змін клімату на великих територіях. Можна думати, що найближчим часом значно посилиться контроль людини над атмосферними процесами для зміни їх в сприятливому напрямі і запобігання наслідкам, шкідливим для господарської діяльності.

  Оптичні, акустичні і електричні явища в А. Распространеніє електромагнітного випромінювання в А. пов'язано з виникненням різних явищ, обумовлених поглинанням і розсіянням світла і рефракцією (викривленням траєкторії світлового променя). Добре відомі явища веселки і вінців, що виникають в результаті розсіяння сонячного світла на краплях води. Гало і вінці спостерігаються при розсіянні сонячної радіації кристалами льоду. Розсіянням світла обумовлені видимі сплюснутость небесного зведення і блакитний колір піднебіння. Явище рефракції світла приводить до утворення міражів . Оптична нестабільність А. — важливий чинник, що обмежує можливість астрономічних спостережень. Умови поширення світла в А. визначають видимість предметів. Прозорість А. на різних довжинах хвиль визначає дальність поширення випромінювання лазерів, що важливе з точки зору вживання лазерів для зв'язку. Ослабіння А. інфрачервоного випромінювання впливає на функціонування різних пристроїв і приладів інфрачервоної техніки. Для досліджень оптичних неоднородностей стратосфери і мезосфери важливе значення має явище сутінків. Наприклад, фотографування сутінків з космічних кораблів дозволяє виявляти аерозольні шари. Всі ці питання, а також багато інших вивчає атмосферна оптика . Рефракція і розсіяння радіохвиль обумовлюють можливості радіоприйому (див. Поширення радіохвиль ) .

  що Вивчається в атмосферній акустиці поширення звуку в А., залежне від просторового розподілу температури і швидкості вітру, представляє інтерес для розробки непрямих методів зондування верхніх шарів А. Так, наприклад, спостереження зон чутності звуку при мистецтв, вибуху дозволили вперше виявити збільшення температури з висотою в стратосфері. Вживання ракетного акустичного методу дало можливість отримати багату інформацію про вітри в стратосфері і мезосфері.

  Фундаментальна проблема в дослідженнях атмосферної електрики — наявність негативного зоря та Землі і обумовленого їм електричного поля А. Важная роль в цій проблемі належить утворенню хмар і грозової електрики. Виникнення грозових розрядів спричиняє за собою поява блискавок. Часте виникнення грозових розрядів викликало необхідність розробки методів грозозащити будівель, споруд, ліній електропередач і зв'язку. Особливу небезпеку це явище представляє для авіації. Грозові розряди викликають атмосферні радіоперешкоди, що отримали назву атмосферіков . В періоди різкого збільшення напруженості електричного поля спостерігаються розряди, що світяться, виникають на вістрях і гострих кутах предметів, промовцях над земною поверхнею, на окремих вершинах в горах і тому подібне ( Ельма вогні ) . Під впливом процесів іонізації різного походження А. завжди іонізована і містить кількості легких і важких іонів, які обумовлюють, що сильно змінюються залежно від конкретних умов електрична провідність А. Главнимі іонізаторами земної поверхні є випромінювання радіоактивних речовин, що містяться в земній корі, в А., а також космічні промені. У верхніх шарах А. іонізація обумовлена ультрафіолетовою, корпускулярною і рентгенівською сонячною радіацією. Саме ці чинники в основному визначають структуру іоносфери, режим якої залежить від умов сонячної активності.

  Вивчення А. Хотя вивчення А. почалося ще в античний час, наука про А. — метеорологія — склалася лише в 19 ст До складу метеорології входить ряд дисциплін, які розрізняються по вживаних в них методах досліджень і по об'єктах, що вивчаються. Сюди відносяться: фізика атмосфери, хімія атмосфери, кліматологія, синоптична метеорологія, динамічна метеорологія і ін. Вплив атмосферних чинників на біологічні процеси вивчається біометеорологією що включає з.-х.(сільськогосподарський) метеорологію і біометеорологію людини. Класифікація цих дисциплін остаточно не встановилася і знаходиться у стадії розвитку.

  Для спостереження за А. на земній поверхні створена обширна мережа метеорологічних станцій і постів, обладнаних стандартними метеорологічними приладами і аерологічними приладами, у важкодоступних районах встановлюються автоматичні метеорологічні станції. Важливе значення в системі наземних метеорологічних спостережень придбала радіолокація, що дозволяє виявляти і досліджувати хмари і осідання, турбулентні і конвективні утворення в А., вимірювати швидкість і напрям вітру на висотах (див. Радіолокація