Вертикальная структура атмосферы определяется полем тяготения П., темп-рой атмосферы и её хим. составом. Давление в атмосфере убывает в е раз при изменении высоты на величину

H = RT/mg        (4)

где m - молекулярная масса газа, g - ускорение силы тяжести (см. Барометрическая формула). Величина Н наз. шкалой высоты или высотой однородной атмосферы. Она явл. функцией геометрич. высоты h, т. к. Т, m, g зависят от h.

Процессы конвекции и турбулентность приводят к перемешиванию газов атмосферы, ф-ла (4) при этом остается применимой, но m в этом случае равно среднему для всех газов значению молекулярной массы. Перемешивание газов ведёт к установлению для них единой шкалы высот. Препятствует этому диффузия, к-рая стремится установить свою шкалу высот для каждого газа. Скорость диффузии обратно пропорциональна числу молекул газа в ед. объёма (численной концентрации). В планетных атмосферах диффузия начинает преобладать над перемешиванием при концентрациях n Ј 10¹²-10¹³ см^-3 (в земной атмосфере это соответствует высоте 100-120 км). Этот уровень наз. гомопаузой. Часть атмосферы ниже гомопаузы наз. гомосферой (область перемешивания), выше - гетеросферой (область диффузионного разделения). Наличие гетеросферы приводит к тому, что гелий и водород становятся осн. компонентами на высоте неск. сот километров даже в атмосферах П. земной группы. Поэтому их самой внеш. частью явл. водородные короны. Благодаря малой молекулярной массе (m = 1) атомарного водорода, образуемая им корона простирается на многие тысячи км над Землёй. Газы внеш. слоев атмосферы способны из неё улетучиваться. Этот процесс наз. диссипацией атмосфер. В результате диссипации из атмосфер П. земной группы эффективно удаляется водород и гелий. В атмосферах П.-гигантов эти газы удерживаются благодаря сильному полю тяготения.

Температура атмосферы определяется её тепловым балансом. Самая нижняя часть атмосферы полностью или частично непрозрачна для теплового излучения поверхности П. и самой атмосферы. Солнечное излучение в видимом диапазоне обычно проникает достаточно глубоко, нагревает поверхность П. и нижние слои атмосферы, а поток собственного планетарного теплового излучения (балансирующий тепловой поток от Солнца) уходит вверх. Поэтому темп-ра в нижних слоях атмосферы уменьшается снизу-вверх. Нижняя часть атмосферы с большим по абс. величине градиентом темп-ры наз. тропосферой. Падение темп-ры прекращается на уровне, выше к-рого атмосфера становится прозрачной для теплового излучения. Этот уровень наз. тропопаузой. Над тропопаузой расположена мезосфера, или стратомезосфера, - область, где темп-ра приблизительно постоянна. Исключение составляет Земля, в атмосфере к-рой существует температурный пик (мезопик), разделяющий стратосферу и мезосферу. Мезопик обусловлен поглощением солнечной радиации озоном (2000  < λ < 3000 ).

Рис. 8. Вертикальное строение атмосфер Земли, Венеры, Марса и Юпитера. По оси абсцисс - температура Т, по оси ординат - высота h и давление р. Пунктиром показаны характерные уровни и слои атмосферы: 1 - тропосфера, 2 - тропопауза, 3 - стратосфера, 4 - мезопик (присутствует только в земной атмосфере), 5 - мезосфера, 6 - мезопауза, 7 - термосфера, 8 - термопауза, 9 - гомопауза. У Юпитера твёрдой (или жидкой) поверхности нет и за нулевой уровень принимается условно высота, на которой давление равно 1 атм. Штриховкой показаны облака в атмосферах   Венеры и Юпитера. Для Земли шкала абсцисс сверху относится к верхней части кривой Т (h), снизу - к нижней части кривой.

Коротковолновое (λ < 1300 ) УФ-излучение Солнца поглощается в высоких слоях атмосферы (примерно соответствующих по высоте гетеросфере). Поток излучения, приходящийся на эту область спектра, мал, но мала и плотность газа на рассматриваемых высотах, так что результирующий температурный эффект оказывается большим. Образуется горячая область верхней атмосферы - термосфера. В отводе теплоты участвуют молекулярная теплопроводность (вниз), турбулентная теплопроводность (вниз), излучение молекул в ИК-диапазоне (вверх). На Земле эффективны только первые два процесса, на Венере и Марсе существенную роль играет и третий (благодаря молекулам СО₂, к-рые явл. хорошими излучателями). Поэтому термосфера Земли более горячая (рис. 8), чем Венеры и Марса.

Поглощение УФ-излучения Солнца приводит к диссоциации молекул, а также ионизации молекул и атомов. Поэтому в верхней атмосфере появляются атомы и более простые молекулы - продукты диссоциации молекул, имеющихся в нижней атмосфере. В результате этого процесса в атмосферах Марса и Венеры (как и в земной атмосфере) на высотах 120-200 км осн. компонентом явл. атомарный кислород. Ионизация приводит к образованию атомных и молекулярных ионов и свободных электронов. Поэтому планетная термосфера явл. одновременно ионосферой.

Солнечный ветер, набегая на П., тормозится либо её собственным магн. полем (Земля, Меркурий, Юпитер, Сатурн), либо наведённым в результате взаимодействия с ионосферой. Собственное или наведённое магн. поле создаёт магнитосферу планет.

Рис. 9. Два режима общей циркуляции атмосферы планеты. Слева - симметричный режим общей циркуляции: а - линия тока в высоких слоях, б - поперечный разрез, показывающий меридиональную проекцию общей циркуляции. Справа - волновой режим общей циркуляции: а - линия тока на среднем и нижнем уровнях (жирная кривая) и вблизи поверхности (тонкая кривая), L - область низкого давления, Н - область высокого давления; б - поперечный разрез зонально-умеренной меридиональной циркуляции и усреднённый зональный ветер (W - западный, Е - восточный).

Общая циркуляция атмосферы. Полярные области П. получают меньше теплоты, чем экваториальные. Сглаживание темп-р между экваториальной и полярной областями происходит в результате атмосферной циркуляции. Атмосферные массы на экваторе нагреваются, поднимаются вверх, уходят в сторону полюсов и замещаются более холодными массами, приходящими из области высоких широт. Кориолисовы силы отклоняют поток от меридионального направления. Если нагрев на экваторе слабый, направление потока имеет вид, показанный на рис. 9, слева. Такой режим наз. симметричным. Если нагрев на экваторе и охлаждение на полюсах увеличиваются, то перенос теплоты возрастает. Симметричная циркуляция в состоянии переносить лишь относительно небольшой тепловой поток. При достаточно сильном нагреве и быстром вращении симметричный режим циркуляции заменяется более мощным - волновым (рис. 9, справа). Элементы обоих типов циркуляции могут сочетаться в пределах одной атмосферы, но один из них обычно преобладает. На Земле преобладает волновой режим циркуляции, на Венере доминирует, вероятно, симметричный. Сложна картина общей циркуляции на Юпитере. Полосатая структура и характер движения многих атмосферных деталей свидетельствуют о симметричном режиме. Однако в то же время имеются и мощные волновые процессы, к числу к-рых принадлежат циклоны. Большое красное пятно (рис. 10) явл., вероятно, самым большим циклоном в атмосферах П. Солнечной системы (размер  ≈40000 км Х 13000 км).

Рис. 10. Большое красное пятно (КП) Юпитера и окрестности пятна ("Вояджер-1", 1979).

Аэрозоль (частицы) в атмосферах. Имеется неск. типов аэрозольных частиц: твёрдые пылинки, поднятые с твёрдой поверхности П.; жидкие либо твёрдые частицы, возникшие в результате конденсации атмосферных газов; метеорная пыль. Последняя может быть существенна в основном в качестве ядер конденсации. Пыль, поднятая с поверхности в больших количествах, иногда на неск. месяцев делает непрозрачной атмосферу Марса (явление глобальных пылевых бурь). Облака в атмосферах Земли. Венеры, П.-гигантов явл. конденсационными. На Земле облака состоят из частиц жидкой воды или льда, на Юпитере верхний слой облаков состоит из кристаллов NH₃ (по-видимому, ниже имеются также облака из H₂O), на Сатурне - из NH₃ и, возможно, СН₄. Полностью ещё не раскрыт состав облаков Венеры. Там имеется неск. фракций разных размеров, одна из них состоит, вероятно, из водного раствора H₂SO₄, состав других неизвестен.

Происхождение и эволюция атмосфер достаточно ясны в случае Юпитера и Сатурна (атмосферы образовались вместе с П. и в дальнейшем не изменялись), для П. земной группы эти проблемы до конца не решены. Имеется неск. моделей возникновения атмосфер: постепенная дегазация П. (выделение газов в результате вулканич. процессов происходит приблизительно равномерно в течение всего времени жизни П.), катастрофич. дегазация (в период первоначальнойаккреции или вскоре после неё), захват газов непосредственно из протопланетной туманности. Не исключено, что все три процесса внесли существенный вклад в образование атмосферы, причём распределение ролей различно для разных газов и П. Напр., есть предположение, что нерадиогенные (не являющиеся продуктами радиоактивного распада) изотопы инертных газов на Венере в основном были захвачены прямо из протопланетной туманности, в то время как химически активные газы (СО₂, N₂) были ею получены в составе твёрдых частиц (адсорбированными). Для Земли прямой захват газов из протопланетной туманности сыграл меньшую роль, а для Марса - ещё меньшую.

6. Климат

На поверхности П. (или спутника), лишённой атмосферы, темп-ра Т_s определяется ур-нием локального теплового баланса. Для дневной стороны П. оно имеет вид:

asT_s⁴ = (1-A)^.E^.cosJ + F        (5)

где А - локальное альбедо, J - зенитное расстояние Солнца, a - коэфф. излучения, F - тепловой поток, обусловленный теплопроводностью (внутр. тепловой поток считается пренебрежимо малым). Для ночной стороны П. в ур-нии (5) член (1-A)^.E^.cosJ равен нулю: поверхность П. излучает теплоту, запасённую в грунте в течение дня. Атмосфера Марса достаточно разрежена, чтобы ур-ние (5) можно было применять и к этой планете. Теплопроводность планетных грунтов достаточно низка, поэтому на Меркурии, Луне, Марсе имеют место сильные суточные изменения темп-ры. В полдень на экваторе темп-ры на этих телах составляют соответственно ок. 700, 400, 280 К (ночью темп-ры снижаются до 100, 120, 200 К). Темп-ра на поверхности Марса не опускается ниже 147 К - точки конденсации СО₂.

Достаточно плотная атмосфера существенно влияет на климат П.: а) парниковый эффект увеличивает темп-ру поверхности, б) теплоёмкость атмосферы сглаживает суточные температурные колебания, в) общая циркуляция атмосферы сглаживает разность темп-р между экватором и полюсом. Напр., на Венере парниковый эффект поднял темп-ру её поверхности до 735 К (при Т_э≈230К), суточные и широтные вариации DT_s < 1К из-за огромной массы атмосферы.

Сезонные вариации темп-ры возникают при достаточно большом наклонении экватора к плоскости орбиты. Они весьма заметны на Земле и Марсе и практически отсутствуют на Венере и Юпитере.

Устойчивость и вековые изменения климата. Климатические характеристики П. зависят от многих факторов, включая астрономические (поток солнечной энергии, орбита, наклонение экватора к эклиптике) и планетофизические (состав атмосферы, альбедо облаков и поверхности). Даже небольшие изменения этих факторов могут резко повлиять на климат. Так, увеличение концентрации паров воды в атмосфере может привести к увеличению темп-ры, оно в свою очередь усилит испарение воды и т. д. Существует гипотеза, что подобное случилось на Венере. Вся вода перешла в атмосферу, диссоциировала, водород улетучился в межпланетное пространство, кислород был химически связан с породами. На Земле такого рода катастрофа, по-видимому, невозможна, т. к. у неё нет сплошного облачного покрова. Если увеличивается поступление воды в атмосферу, доля поверхности, скрытая облаками, и ср. альбедо А возрастают. Это приводит к падению темп-ры, т. е. происходит саморегуляция темп-ры. Однако стабилизация темп-ры не явл. достаточно надёжной по отношению к её понижению. Небольшие изменения её вследствие вариаций наклонения экватора явл. наиболее вероятной причиной ледниковых периодов, многократно имевших место на нашей планете.