Соединение возрастающее содержание которого в атмосфере. Вертикальное строение атмосферы. Состав атмосферы Земли

Атмосфера начала образовываться вместе с формированием Земли. В процессе эволюции планеты и по мере приближения ее параметров к современным значениям произошли принципиально качественные изменения ее химического состава и физических свойств. Согласно эволюционной модели, на раннем этапе Земля находилась в расплавленном состоянии и около 4,5 млрд. лет назад сформировалась как твердое тело. Этот рубеж принимается за начало геологического летоисчисления. С этого времени началась медленная эволюция атмосферы. Некоторые геологические процессы, (например, излияния лавы при извержениях вулканов) сопровождались выбросом газов из недр Земли. В их состав входили азот, аммиак, метан, водяной пар, оксид СО и диоксид СО 2 углерода. Под воздействием солнечной ультрафиолетовой радиации водяной пар разлагался на водород и кислород, но освободившийся кислород вступал в реакцию с оксидом углерода, образуя углекислый газ. Аммиак разлагался на азот и водород. Водород в процессе диффузии поднимался вверх и покидал атмосферу, а более тяжелый азот не мог улетучиться и постепенно накапливался, становясь основным компонентом, хотя некоторая его часть связывалась в молекулы в результате химических реакций (см . ХИМИЯ АТМОСФЕРЫ). Под воздействием ультрафиолетовых лучей и электрических разрядов смесь газов, присутствовавших в первоначальной атмосфере Земли, вступала в химические реакции, в результате которых происходило образование органических веществ, в частности аминокислот. С появлением примитивных растений начался процесс фотосинтеза, сопровождавшийся выделением кислорода. Этот газ, особенно после диффузии в верхние слои атмосферы, стал защищать ее нижние слои и поверхность Земли от опасных для жизни ультрафиолетового и рентгеновского излучений. Согласно теоретическим оценкам, содержание кислорода, в 25 000 раз меньшее, чем сейчас, уже могло привести к формированию слоя озона со всего лишь вдвое меньшей, чем сейчас, концентрацией. Однако этого уже достаточно, чтобы обеспечить весьма существенную защиту организмов от разрушительного действия ультрафиолетовых лучей.

Вероятно, что в первичной атмосфере содержалось много углекислого газа. Он расходовался в ходе фотосинтеза, и его концентрация должна была уменьшаться по мере эволюции мира растений, а также из-за поглощения в ходе некоторых геологических процессов. Поскольку парниковый эффект связан с присутствием углекислого газа в атмосфере, колебания его концентрации являются одной из важных причин таких крупномасштабных климатических изменений в истории Земли, как ледниковые периоды .

Присутствующий в современной атмосфере гелий большей частью является продуктом радиоактивного распада урана, тория и радия. Эти радиоактивные элементы испускают a-частицы, которые представляют собой ядра атомов гелия. Поскольку в ходе радиоактивного распада электрический заряд не образуется и не исчезает, с образованием каждой a-частицы появляются по два электрона, которые, рекомбинируя с a-частицами, образуют нейтральные атомы гелия. Радиоактивные элементы содержатся в минералах, рассеянных в толще горных пород, поэтому значительная часть гелия, образовавшегося в результате радиоактивного распада, сохраняется в них, очень медленно улетучиваясь в атмосферу. Некоторое количество гелия за счет диффузии поднимается вверх в экзосферу, но благодаря постоянному притоку от земной поверхности, объем этого газа в атмосфере почти не меняется. На основании спектрального анализа света звезд и изучения метеоритов можно оценить относительное содержание различных химических элементов во Вселенной. Концентрация неона в космосе примерно в десять миллиардов раз выше, чем на Земле, криптона – в десять миллионов раз, а ксенона – в миллион раз. Отсюда следует, что концентрация этих инертных газов, по-видимому, изначально присутствовавших в земной атмосфере и не пополнявшихся в процессе химических реакций, сильно снизилась, вероятно, еще на этапе утраты Землей своей первичной атмосферы. Исключение составляет инертный газ аргон, поскольку в форме изотопа 40 Ar он и сейчас образуется в процессе радиоактивного распада изотопа калия.

Барометрическое распределение давления.

Общий вес газов атмосферы составляет приблизительно 4,5·10 15 т. Таким образом, «вес» атмосферы, приходящийся на единицу площади, или атмосферное давление, составляет на уровне моря примерно 11 т/м 2 = 1,1 кг/см 2 . Давление, равное Р 0 = 1033,23 г/см 2 = 1013,250 мбар = 760 мм рт. ст. = 1 атм, принимается в качестве стандартного среднего значения атмосферного давления. Для атмосферы в состоянии гидростатического равновесия имеем: dP = –rgdh , это означает, что на интервале высот от h до h + dh имеет место равенство между изменением атмосферного давления dP и весом соответствующего элемента атмосферы с единичной площадью, плотностью r и толщиной dh. В качестве соотношения между давлением Р и температурой Т используется достаточно применимое для земной атмосферы уравнение состояния идеального газа c плотностью r: P = r R T /m, где m – молекулярная масса, и R = 8,3 Дж/(К моль) – универсальная газовая постоянная. Тогда d logP = – (mg/RT )dh = – bdh = – dh /H, где градиент давления в логарифмической шкале. Обратную ему величину Н принять называть шкалой высоты атмосферы.

При интегрировании этого уравнения для изотермичой атмосферы (Т = const) или для ее части, где такое приближение допустимо, получается барометрический закон распределения давления с высотой: P = P 0 exp(–h /H 0), где отсчет высот h производится от уровня океана, где стандартное среднее давление составляет P 0 . Выражение H 0 = RT / mg, называется шкалой высоты, которая характеризует протяженность атмосферы, при условии, что температура в ней всюду одинакова (изотермичная атмосфера). Если атмосфера не изотермична, то интегрировать надо с учетом изменения температуры с высотой, а параметр Н – некоторая локальная характеристика слоев атмосферы, зависящая от их температуры и свойств среды.

Стандартная атмосфера.

Модель (таблица значений основных параметров), соответствующая стандартным давлению у основания атмосферы Р 0 и химическому составу, называется стандартной атмосферой. Точнее, это условная модель атмосферы, для которой заданы средние для широты 45° 32ў 33І значения температуры, давления, плотности, вязкости и др. характеристик воздуха на высотах от 2 км ниже уровня моря до внешней границы земной атмосферы. Параметры средней атмосферы на всех высотах рассчитаны по уравнению состояния идеального газа и барометрическому закону в предположении, что на уровне моря давление равно 1013,25 гПа (760 мм рт. ст.), а температура 288,15 К (15,0° С). По характеру вертикального распределения температуры средняя атмосфера состоит из нескольких слоев, в каждом из которых температура аппроксимирована линейной функцией высоты. В самом нижнем из слоев – тропосфере (h Ј 11 км) температура падает на 6,5° C каждым километром подъема. На больших высотах значение и знак вертикального градиента температуры меняются от слоя к слою. Выше 790 км температура составляет около 1000 К и практически не меняется с высотой.

Стандартная атмосфера является периодически уточняемым, узаконенным стандартом, выпускаемым в виде таблиц.

Таблица 1. Стандартная модель атмосферы земли

Таблица 1. СТАНДАРТНАЯ МОДЕЛЬ АТМОСФЕРЫ ЗЕМЛИ . В таблице приведены: h – высота от уровня моря, Р – давление, Т – температура, r – плотность, N – число молекул или атомов в единице объема, H – шкала высоты, l – длина свободного пробега. Давление и температура на высоте 80–250 км, полученные по ракетным данным, имеют более низкие значения. Значения для высот, больших чем 250 км, полученные путем экстраполяции, не очень точны.
h (км)	P (мбар)	T (°К)	r (г/см 3)	N (см –3)	H (км)	l (см)
0	1013	288	1,22· 10 –3	2,55·10 19	8,4	7,4·10 –6
1	899	281	1,11·10 –3	2,31·10 19		8,1·10 –6
2	795	275	1,01·10 –3	2,10·10 19		8,9·10 –6
3	701	268	9,1·10 –4	1,89·10 19		9,9·10 –6
4	616	262	8,2·10 –4	1,70·10 19		1,1·10 –5
5	540	255	7,4·10 –4	1,53·10 19	7,7	1,2·10 –5
6	472	249	6,6·10 –4	1,37·10 19		1,4·10 –5
8	356	236	5,2·10 -4	1,09·10 19		1,7·10 –5
10	264	223	4,1·10 –4	8,6·10 18	6,6	2,2·10 –5
15	121	214	1,93·10 –4	4,0·10 18		4,6·10 –5
20	56	214	8,9·10 –5	1,85·10 18	6,3	1,0·10 –4
30	12	225	1,9·10 –5	3,9·10 17	6,7	4,8·10 –4
40	2,9	268	3,9·10 –6	7,6·10 16	7,9	2,4·10 –3
50	0,97	276	1,15·10 –6	2,4·10 16	8,1	8,5·10 –3
60	0,28	260	3,9·10 –7	7,7·10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1,1·10 –7	2,5·10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7·10 –8	5,0·10 14	6,1	0,41
90	2,8·10 –3	210	5,0·10 –9	9·10 13	6,5	2,1
100	5,8·10 –4	230	8,8·10 –10	1,8·10 13	7,4	9
110	1,7·10 –4	260	2,1·10 –10	5,4·10 12	8,5	40
120	6·10 –5	300	5,6·10 –11	1,8·10 12	10,0	130
150	5·10 –6	450	3,2·10 –12	9·10 10	15	1,8·10 3
200	5·10 –7	700	1,6·10 –13	5·10 9	25	3·10 4
250	9·10 –8	800	3·10 –14	8·10 8	40	3·10 5
300	4·10 –8	900	8·10 –15	3·10 8	50
400	8·10 –9	1000	1·10 –15	5·10 7	60
500	2·10 –9	1000	2·10 –16	1·10 7	70
700	2·10 –10	1000	2·10 –17	1·10 6	80
1000	1·10 –11	1000	1·10 –18	1·10 5	80

Тропосфера.

Самый нижний и наиболее плотный слой атмосферы, в котором температура быстро уменьшается с высотой, называется тропосферой. Он содержит до 80% всей массы атмосферы и простирается в полярных и средних широтах до высот 8–10 км, а в тропиках до 16–18 км. Здесь развиваются практически все погодообразующие процессы, происходит тепловой- и влагообмен между Землей и ее атмосферой, образуются облака, возникают различные метеорологические явления, возникают туманы и осадки. Эти слои земной атмосферы находятся в конвективном равновесии и, благодаря активному перемешиванию имеют однородный химический состав, в основном, из молекулярных азота (78%) и кислорода (21%). В тропосфере сосредоточено подавляющее количество природных и техногенных аэрозольных и газовых загрязнителей воздуха. Динамика нижней части тропосферы толщиной до 2 км сильно зависит от свойств подстилающей поверхности Земли, определяющей горизонтальные и вертикальные перемещения воздуха (ветры), обусловленные передачей тепла от более нагретой суши, через ИК-излучение земной поверхности, которое поглощается в тропосфере, в основном, парами воды и углекислого газа (парниковый эффект). Распределение температуры с высотой устанавливается в результате турбулентного и конвективного перемешивания. В среднем оно соответствует падению температуры с высотой примерно на 6,5 К/км.

Скорость ветра в приземном пограничном слое сначала быстро растет с высотой, а выше она продолжает увеличиваться на 2–3 км/с на каждый километр. Иногда в тропосфере возникают узкие планетарные потоки (со скоростью более 30 км/с), западные в средних широтах, а вблизи экватора – восточные. Их называют струйными течениями.

Тропопауза.

У верхней границы тропосферы (тропопаузы) температура достигает минимального значения для нижней атмосферы. Это переходный слой между тропосферой и расположенной над нею стратосферой. Толщина тропопаузы от сотен метров до 1,5–2 км, а температура и высота соответственно в пределах от 190 до 220 К и от 8 до 18 км в зависимости от географической широты и сезона. В умеренных и высоких широтах зимой она ниже, чем летом на 1–2 км и на 8–15 К теплее. В тропиках сезонные изменения значительно меньше (высота 16–18 км, температура 180–200 К). Над струйными течениями возможны разрывы тропопаузы.

Вода в атмосфере Земли.

Важнейшей особенностью атмосферы Земли является наличие значительного количества водяных паров и воды в капельной форме, которую легче всего наблюдать в виде облаков и облачных структур. Степень покрытия неба облаками (в определенный момент или в среднем за некоторый промежуток времени), выраженная в 10-балльной шкале или в процентах, называют облачностью. Форма облаков определяется по международной классификации. В среднем, облака покрывают около половины земного шара. Облачность – важный фактор, характеризующий погоду и климат. Зимой и ночью облачность препятствует понижению температуры земной поверхности и приземного слоя воздуха, летом и днем – ослабляет нагревание земной поверхности солнечными лучами, смягчая климат внутри материков.

Облака.

Облака – скопления взвешенных в атмосфере водяных капель (водяные облака), ледяных кристаллов (ледяные облака) или – тех и других вместе (смешанные облака). При укрупнении капель и кристаллов они выпадают из облаков в виде осадков. Облака образуются, главным образом, в тропосфере. Они возникают в результате конденсации водяного пара, содержащегося в воздухе. Диаметр облачных капель порядка нескольких мкм. Содержание жидкой воды в облаках – от долей до нескольких граммов на м 3 . Облака различают по высоте: Согласно международной классификации существует 10 родов облаков: перистые, перисто-кучевые, перисто-слоистые, высококучевые, высокослоистые, слоисто-дождевые, слоистые, слоисто-кучевые, кучево-дождевые, кучевые.

В стратосфере наблюдаются также перламутровые облака, а в мезосфере – серебристые облака.

Перистые облака – прозрачные облака в виде тонких белых нитей или пелены с шелковистым блеском, не дающие тени. Перистые облака состоят из ледяных кристаллов, образуются в верхних слоях тропосферы при очень низких температурах. Некоторые виды перистых облаков служат предвестниками смены погоды.

Перисто-кучевые облака – гряды или слои тонких белых облаков верхней тропосферы. Перисто-кучевые облака построены из мелких элементов, имеющих вид хлопьев, ряби, маленьких шариков без теней и состоят преимущественно из ледяных кристаллов.

Перисто-слоистые облака – белесоватая полупрозрачная пелена в верхней тропосфере, обычно волокнистая, иногда размытая, состоящая из мелких игольчатых или столбчатых ледяных кристаллов.

Высококучевые облака – белые, серые или бело-серые облака нижних и средних слоев тропосферы. Высококучевые облака имеют вид слоев и гряд, как бы построенных из лежащих друг над другом пластинок, округлых масс, валов, хлопьев. Высококучевые облака образуются при интенсивной конвективной деятельности и обычно состоят из переохлажденных капелек воды.

Высокослоистые облака – сероватые или синеватые облака волокнистой или однородной структуры. Высокослоистые облака наблюдаются в средней тропосфере, простираются на несколько км в высоту и иногда на тысячи км в горизонтальном направлении. Обычно высокослоистые облака входят в состав фронтальных облачных систем, связанных с восходящими движениями воздушных масс.

Слоисто-дождевые облака – низкий (от 2 и выше км) аморфный слой облаков однообразно-серого цвета, дающий начало обложному дождю или снегу. Слоисто-дождевые облака – сильно развиты по вертикали (до нескольких км) и горизонтали (несколько тысяч км), состоят из переохлажденных капель воды в смеси со снежинками обычно связаны с атмосферными фронтами.

Слоистые облака – облака нижнего яруса в виде однородного слоя без определенных очертаний, серого цвета. Высота слоистых облаков над земной поверхностью составляет 0,5–2 км. Изредка из слоистых облаков выпадает морось.

Кучевые облака – плотные, днем ярко-белые облака со значительным вертикальным развитием (до 5 км и более). Верхние части кучевых облаков имеют вид куполов или башен с округлыми очертаниями. Обычно кучевые облака возникают как облака конвекции в холодных воздушных массах.

Слоисто-кучевые облака – низкие (ниже 2 км) облака в виде серых или белых не волокнистых слоев или гряд из круглых крупных глыб. Вертикальная мощность слоисто-кучевых облаков невелика. Изредка слоисто-кучевых облака дают небольшие осадки.

Кучево-дождевые облака – мощные и плотные облака с сильным вертикальным развитием (до высоты 14 км), дающие обильные ливневые осадки с грозовыми явлениями, градом, шквалами. Кучево-дождевые облака развиваются из мощных кучевых облаков, отличаясь от них верхней частью, состоящей из кристаллов льда.

Стратосфера.

Через тропопаузу, в среднем на высотах от 12 до 50 км, тропосфера переходит в стратосферу. В нижней части, на протяжении около 10 км, т.е. до высот около 20 км, она изотермична (температура около 220 К). Затем она растет с высотой, достигая максимума около 270 К на высоте 50–55 км. Здесь находится граница между стратосферой и выше лежащей мезосферой, называемая стратопаузой.

В стратосфере значительно меньше водяных паров. Все же иногда наблюдаются – тонкие просвечивающие перламутровые облака, изредка возникающие в стратосфере на высоте 20–30 км. Перламутровые облака видны на темном небе после захода и перед восходом Солнца. По форме перламутровые облака напоминают перистые и перисто-кучевые облака.

Средняя атмосфера (мезосфера).

На высоте около 50 км с пика широкого температурного максимума начинается мезосфера. Причиной увеличения температуры в области этого максимума является экзотермическая (т.е. сопровождающаяся выделением тепла) фотохимическая реакция разложения озона: О 3 + hv ® О 2 + О. Озон возникает в результате фотохимического разложения молекулярного кислорода О 2

О 2 + hv ® О + О и последующей реакции тройного столкновения атома и молекулы кислорода с какой-нибудь третьей молекулой М.

О + О 2 + М ® О 3 + М

Озон жадно поглощает ультрафиолетовое излучение в области от 2000 до 3000Å, и это излучение разогревает атмосферу. Озон, находящийся в верхней атмосфере, служит своеобразным щитом, охраняющим нас от действия ультрафиолетового излучения Солнца. Без этого щита развитие жизни на Земле в ее современных формах вряд ли было бы возможным.

В целом, на всем протяжении мезосферы температура атмосферы уменьшается до минимального ее значения около 180 К на верхней границе мезосферы (называемой мезопауза, высота около 80 км). В окрестности мезопаузы, на высотах 70–90 км, может возникать очень тонкий слой ледяных кристаллов и частиц вулканической и метеоритной пыли, наблюдаемый в виде красивого зрелища серебристых облаков вскоре после захода Солнца.

В мезосфере большей частью сгорают попадающие на Землю мелкие твердые метеоритные частицы, вызывающие явление метеоров.

Метеоры, метеориты и болиды.

Вспышки и другие явления в верхней атмосфере Земли вызванные вторжением в нее со скоростью от 11 км/с и выше твердых космических частиц или тел, называются метеороидами. Возникает наблюдаемый яркий метеорный след; наиболее мощные явления, часто сопровождаемые падением метеоритов, называются болидами ; появление метеоров связано с метеорными потоками.

Метеорный поток :

1) явление множественного падения метеоров в течение нескольких часов или дней из одного радианта.

2) рой метеороидов, движущихся по одной орбите вокруг Солнца.

Систематическое появление метеоров в определенной области неба и в определенные дни года, вызванное пересечением орбиты Земли с общей орбитой множества метеоритных тел, движущихся с примерно одинаковыми и одинаково направленными скоростями, из-за чего их пути на небе кажутся выходящими из одной общей точки (радианта). Называются по имени созвездия, где находится радиант.

Метеорные дожди производят глубокое впечатление своими световыми эффектами, но отдельные метеоры видны довольно редко. Гораздо многочисленнее невидимые метеоры, слишком малые, чтобы быть различимыми в момент их поглощения атмосферой. Некоторые из мельчайших метеоров, вероятно, совершенно не нагреваются, а лишь захватываются атмосферой. Эти мелкие частицы с размерами от нескольких миллиметров до десятитысячных долей миллиметра называются микрометеоритами. Количество ежесуточно поступающего в атмосферу метеорного вещества составляет от 100 до 10 000 тонн, причем большая часть этого вещества приходится на микрометеориты.

Поскольку метеорное вещество частично сгорает в атмосфере, ее газовый состав пополняется следами различных химических элементов. Например, каменные метеоры привносят в атмосферу литий. Сгорание металлических метеоров приводит к образованию мельчайших сферических железных, железоникелевых и других капелек, которые проходят сквозь атмосферу и осаждаются на земной поверхности. Их можно обнаружить в Гренландии и Антарктиде, где почти без изменений годами сохраняются ледниковые покровы. Океанологи находят их в донных океанических отложениях.

Большая часть метеорных частиц, поступивших в атмосферу, осаждается примерно в течение 30 суток. Некоторые ученые считают, что эта космическая пыль играет важную роль в формировании таких атмосферных явлений, как дождь, поскольку служит ядрами конденсации водяного пара. Поэтому предполагают, что выпадение осадков статистически связано с крупными метеорными дождями. Однако некоторые специалисты полагают, что, поскольку общее поступление метеорного вещества во много десятков раз превышает его поступление даже с крупнейшим метеорным дождем, изменением в общем количестве этого вещества, происходящим в результате одного такого дождя, можно пренебречь.

Однако несомненно, что наиболее крупные микрометеориты и видимые метеориты оставляют длинные следы ионизации в высоких слоях атмосферы, главным образом в ионосфере. Такие следы можно использовать для дальней радиосвязи, так как они отражают высокочастотные радиоволны.

Энергия поступающих в атмосферу метеоров расходуется главным образом, а может быть и полностью, на ее нагревание. Это одна из второстепенных составляющих теплового баланса атмосферы.

Метеорит – твердое тело естественного происхождения, упавшее на поверхность Земли из космоса. Обычно различают каменные, железо-каменные и железные метеориты. Последние в основном состоят из железа и никеля. Среди найденных метеоритов большинство имеют вес от нескольких граммов до нескольких килограммов. Крупнейший из найденных, – железный метеорит Гоба весит около 60 тонн и до сих пор лежит там же, где был обнаружен, в Южной Африке. Большинство метеоритов представляют собой осколки астероидов, но некоторые метеориты, возможно, попали на Землю с Луны и даже с Марса.

Болид – очень яркий метеор, иногда наблюдаемый даже днем, часто оставляющий после себя дымный след и сопровождаемый звуковыми явлениями; нередко заканчивается падением метеоритов.

Термосфера.

Выше температурного минимума мезопаузы начинается термосфера, в которой температура, сначала медленно, а потом быстро вновь начинает расти. Причиной является поглощение ультрафиолетового, излучения Солнца на высотах 150–300 км, обусловленное ионизацией атомарного кислорода: О + hv ® О + + е.

В термосфере температура непрерывно растет до высоты около 400 км, где она достигает днем в эпоху максимума солнечной активности 1800 К. В эпоху минимума эта предельная температура может быть меньше 1000 К. Выше 400 км атмосфера переходит в изотермичную экзосферу. Критический уровень (основание экзосферы) находится на высоте около 500 км.

Полярные сияния и множество орбит искусственных спутников, а так же серебристые облака – все эти явления происходят в мезосфере и термосфере.

Полярные сияния.

В высоких широтах во время возмущений магнитного поля наблюдаются полярные сияния. Они могут продолжаться несколько минут, но часто видимы в течение нескольких часов. Полярные сияния сильно различаются по форме, цвету и интенсивности, причем все эти характеристики иногда очень быстро меняются во времени. Спектр полярных сияний состоит из эмиссионных линий и полос. В спектре сияний усиливаются некоторые из эмиссий ночного неба, прежде всего зеленая и красная линии l 5577 Å и l 6300 Å кислорода. Бывает, что одна из этих линий во много раз интенсивнее другой, и это определяет видимый цвет сияния: зеленый или красный. Возмущения магнитного поля сопровождаются также нарушениями радиосвязи в полярных районах. Причиной нарушения являются изменения в ионосфере, которые означают, что во время магнитных бурь действует мощный источник ионизации. Установлено, что сильные магнитные бури происходят при наличии вблизи центра солнечного диска больших групп пятен. Наблюдения показали, что бури связаны не с самими пятнами, а с солнечными вспышками, которые появляются во время развития группы пятен.

Полярные сияния – это световая гамма изменяющейся интенсивности с быстрыми движениями, наблюдаемая в высокоширотных районах Земли. Визуальное полярное сияние содержит зеленую 5577Å) и красную (6300/6364Å) эмиссионные линии атомарного кислорода и молекулярные полосы N 2 , которые возбуждаются энергичными частицами солнечного и магнитосферного происхождения. Эти эмиссии обычно высвечиваются на высоте около 100 км и выше. Термин оптическое полярное сияние используется для обозначения визуальных полярных сияний и их эмиссионного спектра от инфракрасной до ультрафиолетовой области. Энергия излучения в инфракрасной части спектра существенно превосходит энергию видимой области. При появлении полярных сияний наблюдались эмиссии в диапазоне УНЧ (

Реальные формы полярных сияний трудно классифицировать; наиболее употребительны следующие термины:

1. Спокойные однородные дуги или полосы. Дуга обычно простирается на ~1000 км в направлении геомагнитной параллели (в направлении на Солнце в полярных районах) и имеет ширину от одного до нескольких десятков километров. Полоса – это обобщение понятия дуги, она обычно не имеет правильной дугообразной формы, а изгибается в виде буквы S или в виде спиралей. Дуги и полосы располагаются на высотах 100–150 км.

2. Лучи полярного сияния. Этот термин относится к авроральной структуре, вытянутой вдоль магнитных силовых линий, с протяженностью по вертикали от нескольких десятков до нескольких сотен километров. Протяженность лучей по горизонтали невелика, от нескольких десятков метров до нескольких километров. Обычно лучи наблюдаются в дугах или как отдельные структуры.

3. Пятна или поверхности. Это изолированные области свечения, не имеющие определенной формы. Отдельные пятна могут быть связаны между собой.

4. Вуаль. Необычная форма полярного сияния, представляющая собой однородного свечение, покрывающее большие участки небосвода.

По структуре полярные сияния подразделяются на однородные, половатые и лучистые. Используются различные термины; пульсирующая дуга, пульсирующая поверхность, диффузная поверхность, лучистая полоса, драпри и т.д. Существует классификация полярных сияний по их цвету. По этой классификации полярные сияния типа А . Верхней части или полностью имеют красный цвет (6300–6364 Å). Они обычно появляются на высотах 300–400 км при высокой геомагнитной активности.

Полярные сияния типа В окрашены в нижней части в красный цвет и связанны со свечением полос первой положительной системы N 2 и первой отрицательной системы O 2 . Такие формы сияния появляются во время наиболее активных фаз полярных сияний.

Зоны полярных сияний – это зоны максимальной частоты появления сияний в ночное время, по данным наблюдателей в фиксированной точке на поверхности Земли. Зоны располагаются на 67° северной и южной широты, а их ширина составляет около 6°. Максимум появлений полярных сияний, соответствующий данному моменту геомагнитного местного времени, происходит в овалоподобных поясах (овал полярных сияний), которые располагаются асимметрично вокруг северного и южного геомагнитных полюсов. Овал полярных сияний фиксирован в координатах широта – время, а зона полярных сияний является геометрическим местом точек полуночной области овала в координатах широта – долгота. Овальный пояс располагается приблизительно на 23° от геомагнитного полюса в ночном секторе и на 15° в дневном секторе.

Овал полярных сияний и зоны полярных сияний. Расположение овала полярных сияний зависит от геомагнитной активности. Овал становится шире при высокой геомагнитной активности. Зоны полярных сияний или границы овала полярных сияний лучше представляются значением L 6,4, чем дипольными координатами. Геомагнитные силовые линии на границе дневного сектора овала полярных сияний совпадают с магнитопаузой. Наблюдается изменение положения овала полярных сияний в зависимости от угла между геомагнитной осью и направлением Земля – Солнце. Овал полярных сияний определяется также на основе данных о высыпаниях частиц (электронов и протонов) определенных энергий. Его положение может быть независимо определено по данным о каспах на дневной стороне и в хвосте магнитосферы.

Суточная вариация частоты появления полярных сияний в зоне полярных сияний имеет максимум в геомагнитную полночь и минимум в геомагнитный полдень. На приэкваториальной стороне овала частота появления полярных сияний резко уменьшается, но форма суточных вариаций сохраняется. На приполюсной стороне овала частота появления полярных сияний уменьшается постепенно и характеризуется сложными суточными изменениями.

Интенсивность полярных сияний.

Интенсивность полярных сияний определяется измерением кажущейся поверхности яркости. Поверхность яркости I полярного сияния в определенном направлении определяется суммарной эмиссией 4рI фотон/(см 2 с). Так как эта величина не является истинной поверхностной яркостью, а представляет собой эмиссию из столба, обычно при исследовании полярных сияний используют единицу фотон/(см 2 ·столб·с). Обычная единица для измерения суммарной эмиссии – Рэлей (Рл) равный 10 6 фотон/(см 2 ·столб.·с). Более практичные единицы интенсивности полярных сияний определяется по эмиссиям отдельной линии или полосы. Например, интенсивность полярных сияний определяется международным коэффициентами яркости (МКЯ) по данным об интенсивности зеленой линии (5577 Å); 1 кРл = I МКЯ, 10 кРл = II МКЯ, 100 кРл = III МКЯ, 1000 кРл = IV МКЯ (максимальная интенсивность полярного сияния). Эта классификация не может быть использована для сияний красного цвета. Одним из открытий эпохи (1957–1958) стало установление пространственно-временного распределения полярных сияний в виде овала, смещенного относительно магнитного полюса. От простых представлений о круговой форме распределения полярных сияний относительно магнитного полюса был совершен переход к современной физике магнитосферы. Честь открытия принадлежит О.Хорошевой, а интенсивную разработку идей овала полярных сияний осуществили Г.Старков, Я.Фельдштейн, С-И.Акасофу и ряд других исследователей. Овал полярных сияний представляет собой область наиболее интенсивного воздействия солнечного ветра на верхнюю атмосферу Земли. Интенсивность полярных сияний наибольшая именно в овале, а за его динамикой ведутся непрерывные наблюдения с помощью спутников.

Устойчивые авроральные красные дуги.

Устойчивая авроральная красная дуга, иначе называемая среднеширотной красной дугой или М-дугой , представляет собой субвизуальную (ниже предела чувствительности глаза) широкую дугу, вытянутую с востока на запад на тысячи километров и опоясывающую, возможно, всю Землю. Широтная протяженность дуги 600 км. Излучение устойчивой авроральной красной дуги практически монохроматично в красных линиях l 6300 Å и l 6364 Å. Недавно сообщалось также о слабых эмиссионных линиях l 5577 Å (OI) и l 4278 Å (N + 2). Устойчивые красные дуги классифицируются как полярные сияния, но они проявляются на гораздо больших высотах. Нижняя граница располагается на высоте 300 км, верхний предел около 700 км. Интенсивность спокойной авроральной красной дуги в эмиссии l 6300 Å составляет от 1 до 10 кРл (типичная величина 6 кРл). Порог чувствительности глаза на этой длине волны около 10 кРл, так что дуги редко наблюдаются визуально. Однако, наблюдения показали, что их яркость составляет >50 кРл в 10% ночей. Обычное время жизни дуг около одних суток, и они редко появляются в последующие дни. Радиоволны от спутников или радиоисточников, пересекающих устойчивые авроральные красные дуги, подвержены мерцаниям, что указывает на существование неоднородностей электронной плотности. Теоретическое объяснение красных дуг состоит в том, что нагретые электроны области F ионосферы вызывают увеличение атомов кислорода. Спутниковые наблюдения показывают увеличение электронной температуры вдоль силовых линий геомагнитного поля, которые пересекают устойчивые авроральные красные дуги. Интенсивность этих дуг положительно коррелирует с геомагнитной активностью (бурями), а частота появления дуг – с солнечной пятнообразовательной активностью.

Изменяющееся полярное сияние.

Некоторые формы полярных сияний испытывают квазипериодические и когерентные временные вариации интенсивности. Эти полярные сияния с примерно стационарной геометрией и быстрыми периодическими вариациями, происходящими в фазе, называются изменяющимися полярными сияниями. Они классифицируются как полярные сияния формы р по данным Международного атласа полярных сияний Более детальное подразделение изменяющихся полярных сияний:

р 1 (пульсирующее полярное сияние) представляет собой свечение с однородными фазовыми вариациями яркости по всей форме полярного сияния. По определению, в идеальном пульсирующем полярном сиянии пространственная и временная части пульсации могут быть разделены, т.е. яркость I (r,t ) = I s (r )·I T (t ). В типичном полярном сиянии р 1 происходят пульсации с частотой от 0,01 до 10 Гц низкой интенсивности (1–2 кРл). Большинство полярных сияний р 1 – это пятна или дуги, пульсирующие с периодом в несколько секунд.

р 2 (пламенное полярное сияние). Этот термин обычно используется для обозначения движений, подобных языкам пламени, заполняющим небосвод, а не для описания отдельной формы. Сияния имеют форму дуг и обычно движутся вверх с высоты 100 км. Эти полярные сияния относительно редки и чаще происходят за пределами полярных сияний.

р 3 (мерцающее полярное сияние). Это полярные сияния с быстрыми, иррегулярными или регулярными вариациями яркости, создающие впечатление мерцающего пламени на небосводе. Они появляются незадолго до распада полярного сияния. Обычно наблюдаемая частота вариаций р 3 равна 10 ± 3 Гц.

Термин струящееся полярное сияние, используемый для другого класса пульсирующих полярных сияний, относится к иррегулярным вариациям яркости, быстро движущимся горизонтально в дугах и полосах полярных сияний.

Изменяющееся полярное сияние – это одно из солнечно-земных явлений, сопровождающих пульсации геомагнитного поля и аврорального рентгеновского излучения, вызванные высыпанием частиц солнечного и магнитосферного происхождения.

Свечение полярной шапки характеризуется большой интенсивностью полосы первой отрицательной системы N + 2 (л 3914 Å). Обычно эти полосы N + 2 интенсивнее зеленой линии OI l 5577 Å в пять раз, абсолютная интенсивность свечения полярной шапки составляет от 0,1 до 10 кРл (обычно 1–3 кРл). При этих сияниях, появляющихся в периоды ППШ, однородное свечение охватывает всю полярную шапку вплоть до геомагнитной широты 60° на высотах о 30 до 80 км. Оно генерируется преимущественно солнечными протонами и d-частицами с энергиями 10–100 МэВ, создающими максимум ионизации на этих высотах. Имеется и другой тип свечения в зонах полярных сияний, называемый мантийным полярным сиянием. Для этого типа аврорального свечения суточный максимум интенсивности, приходящийся на утренние часы, составляет 1–10 кРл, а минимум интенсивности в пять раз слабее. Наблюдения мантийных полярных сияний немногочисленны, их интенсивность зависит от геомагнитной и солнечной активности.

Свечение атмосферы определяется как излучение, образованное и испускаемое атмосферой планеты. Это нетепловое излучение атмосферы, за исключением эмиссии полярных сияний, молниевых разрядов и излучения метеорных следов. Этот термин используется применительно к земной атмосфере (ночное свечение, сумеречное свечение и дневное свечение). Свечение атмосферы составляет только часть имеющегося в атмосфере света. Другими источниками являются свет звезд, зодиакальный свет и дневной рассеянный свет Солнца. Временами свечение атмосферы может составлять до 40% общего количества света. Свечение атмосферы возникает в атмосферных слоях изменяющейся высоты и толщины. Спектр свечения атмосферы охватывает длины волн от 1000 Å до 22,5 мкм. Основная линия излучения в свечении атмосферы – l 5577 Å, появляющаяся на высоте 90–100 км в слое толщиной 30–40 км. Возникновение свечения обусловлено механизмом Чемпена, основанным на рекомбинации атомов кислорода. Другие эмиссионные линии – это л 6300 Å, появляющаяся в случае диссоциативной рекомбинации О + 2 и эмиссии NI l 5198/5201 Å и NI l 5890/5896 Å.

Интенсивность свечения атмосферы измеряется в Рэлеях. Яркость (в Рэлеях) равна 4 рв, где в – угловая поверхность яркость излучающего слоя в единицах 10 6 фотон/(см 2 ·стер·с). Интенсивность свечения зависит от широты (по-разному для различных эмиссий), а также меняется в течение суток с максимумом вблизи полуночи. Отмечена положительная корреляция для свечения атмосферы в эмиссии l 5577 Å с числом солнечных пятен и потоком солнечного излучения на длине волны 10,7 см. Свечение атмосферы наблюдается во время спутниковых экспериментов. Из космического пространства оно выглядит как кольцо света вокруг Земли и имеет зеленоватый цвет.

Озоносфера.

На высотах 20–25 км достигается максимальная концентрация ничтожного количества озона О 3 (до 2Ч10 –7 от содержания кислорода!), который возникает под действием солнечного ультрафиолетового излучения на высотах примерно от 10 до 50 км, защищая планету от ионизующего солнечного излучения. Несмотря на исключительно малое количество молекул озона, они предохраняют все живое на Земле от губительного действия коротковолнового (ультрафиолетового и рентгеновского) излучения Солнца. Если осадить все молекулы к основанию атмосферы, то получится слой, толщиной не более 3–4 мм! На высотах более 100 км растет доля легких газов, и на очень больших высотах преобладают гелий и водород; многие молекулы диссоциируют на отдельные атомы, которые, ионизуясь под действием жесткого излучения Солнца, образуют ионосферу. Давление и плотность воздуха в атмосфере Земли с высотой убывают. В зависимости от распределения температуры атмосферу Земли подразделяют на тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу и экзосферу.

На высоте 20–25 км располагается озонный слой . Озон образуется за счет распада молекул кислорода при поглощении ультрафиолетового излучения Солнца с длинами волн короче 0,1–0,2 мкм. Свободный кислород соединяясь с молекулами О 2 и образует озон О 3 , который жадно поглощает весь ультрафиолет короче 0,29 мкм. Молекулы озона О 3 легко разрушаются под действием коротковолнового излучения. Поэтому, несмотря на свою разреженность, озонный слой эффективно поглощает ультрафиолетовое излучение Солнца, прошедшее сквозь более высокие и прозрачные атмосферные слои. Благодаря этому живые организмы на Земле защищены от губительного воздействия ультрафиолетового света Солнца.

Ионосфера.

Излучение Солнца ионизирует атомы и молекулы атмосферы. Степень ионизации становится существенной уже на высоте 60 километров и неуклонно растет с удалением от Земли. На различных высотах в атмосфере происходят последовательно процессы диссоциации различных молекул и последующая ионизация различных атомов и ионов. В основном это молекулы кислорода О 2 , азота N 2 и их атомы. В зависимости от интенсивности этих процессов различные слои атмосферы, лежащие выше 60-ти километров, называются ионосферными слоями, а их совокупность ионосферой. Нижний слой, ионизация которого несущественна, называют нейтросферой.

Максимальная концентрация заряженных частиц в ионосфере достигается на высотах 300–400 км.

История изучения ионосферы.

Гипотеза о существовании проводящего слоя в верхней атмосфере была высказана в 1878 английским ученым Стюартом для объяснения особенностей геомагнитного поля. Затем в 1902, независимо друг от друга, Кеннеди в США и Хевисайд в Англии указали, что для объяснения распространения радиоволн на большие расстояния необходимо предположить существование в высоких слоях атмосферы областей с большой проводимостью. В 1923 академик М.В.Шулейкин, рассматривая особенности распространения радиоволн различных частот, пришел к выводу о наличии в ионосфере не менее двух отражающих слоев. Затем в 1925 английские исследователи Эпплтон и Барнет, а также Брейт и Тьюв впервые экспериментально доказали существование областей, отражающих радиоволны, и положили начало их систематическому изучению. С того времени ведется систематическое изучение свойств этих слоев, в целом называемых ионосферой, играющих существенную роль в ряде геофизических явлений, определяющих отражение и поглощение радиоволн, что очень важно для практических целей, в частности для обеспечения надежной радиосвязи.

В 1930-е были начаты систематические наблюдения состояния ионосферы. В нашей стране по инициативе М.А.Бонч-Бруевича были созданы установки для импульсного ее зондирования. Были исследованы многие общие свойства ионосферы, высоты и электронная концентрацию основных ее слоев.

На высотах 60–70 км наблюдается слой D, на высотах 100–120 км слой Е , на высотах, на высотах 180–300 км двойной слой F 1 и F 2 . Основные параметры этих слоев приведены в Таблице 4.

Таблица 4.

Таблица 4.
Область ионосферы	Высота максимума, км	T i , K	День		Ночь n e , см –3	a΄, ρм 3 с – 1
			мин n e , см –3	макс n e , см –3
D	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1,5·10 5	3·10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3·10 5	5·10 5	–	3·10 –8
F 2 (зима)	220–280	1000–2000	6·10 5	25·10 5	~10 5	2·10 –10
F 2 (лето)	250–320	1000–2000	2·10 5	8·10 5	~3·10 5	10 –10
n e – электронная концентрация, е – заряд электрона, T i – температура ионов, a΄ – κоэффициент рекомбинации (который определяет величину n e и ее изменение во времени)

Приведены средние значения, поскольку они меняются для различных широт, в зависимости от времени суток и сезонов. Подобные данные необходимы для обеспечения дальней радиосвязи. Они используются при выборе рабочих частот для различных коротковолновых линий радиосвязи. Знание их изменения в зависимости от состояния ионосферы в разное время суток и в разные сезоны исключительно важно для обеспечения надежности радиосвязи. Ионосферой называется совокупность ионизированных слоев земной атмосферы, начинающаяся с высот порядка 60 км и простирающаяся до высот в десятки тысяч км. Основной источник ионизации земной атмосферы – ультрафиолетовое и рентгеновское излучение Солнца, возникающее главным образом в солнечной хромосфере и короне. Кроме того, на степень ионизации верхней атмосферы влияют солнечные корпускулярные потоки, возникающие во время вспышек на Солнце, а также космические лучи и метеорные частицы.

Ионосферные слои

– это области в атмосфере, в которых достигаются максимальные значения концентрации свободных электронов (т.е. их числа в единице объема). Электрически заряженные свободные электроны и (в меньшей степени менее подвижные ионы), возникающие в результате ионизации атомов атмосферных газов, взаимодействуя с радиоволнами (т.е. электромагнитными колебаниями), могут изменять их направление, отражая или преломляя их, и поглощать их энергию. В результате этого при приеме далеких радиостанций могут возникать различные эффекты, например, замирания радиосвязи, усиления слышимости удаленных станций, блекауты и т.п. явления.

Методы исследования.

Классические методы изучения ионосферы с Земли сводятся к импульсному зондированию - посылки радиоимпульсов и наблюдения их отражений от различных слоев ионосферы с измерением времени запаздывания и изучением интенсивности и формы отраженных сигналов. Измеряя высоты отражения радиоимпульсов на различных частотах, определяя критические частоты различных областей (критической называется несущая частота радиоимпульса, для которой данная область ионосферы становится прозрачной), можно определять значение электронной концентрации в слоях и действующие высоты для заданных частот, выбирать оптимальные частоты для заданных радиотрасс. С развитием ракетной техники и с наступлением космической эры искусственных спутников Земли (ИСЗ) и других космических аппаратов, появилась возможность непосредственного измерения параметров околоземной космической плазмы, нижней частью которой и является ионосфера.

Измерения электронной концентрации, проводимые с борта специально запускаемых ракет и по трассам полетов ИСЗ, подтвердили и уточнили ранее полученные наземными методами данные о структуре ионосферы, распределении концентрации электронов с высотой над различными районами Земли и позволили получить значения электронной концентрации выше главного максимума – слоя F . Ранее это было невозможно сделать методами зондирования по наблюдениям отраженных коротковолновых радиоимпульсов. Обнаружено, что в некоторых районах земного шара существуют достаточно устойчивые области с пониженной электронной концентрацией, регулярные «ионосферные ветры», в ионосфере возникают своеобразные волновые процессы, переносящие местные возмущения ионосферы на тысячи километров от места их возбуждения, и многое другое. Создание особо высокочувствительных приемных устройств позволило осуществить на станциях импульсного зондирования ионосферы прием импульсных сигналов, частично отраженных от самых нижних областей ионосферы (станции частичных отражений). Использование мощных импульсных установок в метровом и дециметровом диапазонах волн с применением антенн, позволяющих осуществлять высокую концентрацию излучаемой энергии, дало возможность наблюдать сигналы, рассеянные ионосферой на различных высотах. Изучение особенностей спектров этих сигналов, не когерентно рассеянных электронами и ионами ионосферной плазмы (для этого использовались станции некогерентного рассеяния радиоволн) позволило определить концентрацию электронов и ионов, их эквивалентную температуру на различных высотах вплоть до высот в несколько тысяч километров. Оказалось, что для используемых частот ионосфера достаточно прозрачна.

Концентрация электрических зарядов (электронная концентрация равна ионной) в земной ионосфере на высоте 300 км составляет днем около 10 6 см –3 . Плазма такой плотности отражает радиоволны длиной более 20 м, а более короткие пропускает.

Типичное вертикальное распределение электронной концентрации в ионосфере для дневных и ночных условий.

Распространение радиоволн в ионосфере.

Стабильный прием дальних радиовещательных станций зависит от используемых частот, а также от времени суток, сезона и, кроме того, от солнечной активности. Солнечная активность существенно влияет на состояние ионосферы. Радиоволны, излучаемые наземной станцией, распространяются прямолинейно, как и все виды электромагнитных колебаний. Однако следует учесть, что как поверхность Земли, так и ионизированные слои ее атмосферы, служат как бы обкладками огромного конденсатора, воздействующими на них подобно действию зеркал на свет. Отражаясь от них, радиоволны могут преодолевать многие тысячи километров, огибая земной шар громадными скачками в сотни и тысячи км, отражаясь попеременно от слоя ионизированного газа и от поверхности Земли или воды.

В 20-х годах прошлого столетия считалось, что радиоволны короче 200 м вообще не пригодны для дальней связи из-за сильного поглощения. Первые эксперименты по дальнему приёму коротких волн через Атлантику между Европой и Америкой провели английский физик Оливер Хэвисайд и американский инженер-электрик Артур Кеннели. Независимо друг от друга они предположили, что где-то вокруг Земли существует ионизированный слой атмосферы, способный отражать радиоволны. Его назвали слоем Хэвисайда – Кеннели, а затем – ионосферой.

Согласно современным представлениям ионосфера состоит из отрицательно заряженных свободных электронов и положительно заряженных ионов, в основном молекулярного кислорода O + и окиси азота NO + . Ионы и электроны образуются в результате диссоциации молекул и ионизации нейтральных атомов газа солнечным рентгеновским и ультрафиолетовым излучением. Для того, чтобы ионизовать атом необходимо сообщить ему энергию ионизации, основным источником которой для ионосферы является ультрафиолетовое, рентгеновское и корпускулярное излучение Солнца.

Пока газовая оболочка Земли освещена Солнцем, в ней непрерывно образуются всё новые и новые электроны, но одновременно часть электронов, сталкиваясь с ионами, рекомбинирует, вновь образуя нейтральные частицы. После захода Солнца образование новых электронов почти прекращается, и число свободных электронов начинает убывать. Чем больше свободных электронов в ионосфере, тем лучше от неё отражаются волны высокой частоты. С уменьшением электронной концентрации прохождение радиоволн возможно только на низкочастотных диапазонах. Вот почему ночью, как правило, возможен приём дальних станций лишь в диапазонах 75, 49, 41 и 31 м. Электроны распределены в ионосфере неравномерно. На высоте от 50 до 400 км имеется несколько слоёв или областей повышенной концентрации электронов. Эти области плавно переходят одна в другую и по-разному влияют на распространение радиоволн КВ диапазона. Верхний слой ионосферы обозначают буквой F . Здесь наиболее высокая степень ионизации (доля заряженных частиц порядка 10 –4). Она расположена на высоте более 150 км над поверхностью Земли и играет основную отражательную роль при дальнем распространении радиоволн высокочастотных КВ диапазонов. В летние месяцы область F распадается на два слоя – F 1 и F 2 . Слой F1 может занимать высоты от 200 до 250 км, а слой F 2 как бы «плавает» в интервале высот 300–400 км. Обычно слой F 2 ионизирован значительно сильнее слоя F 1 . Ночью слой F 1 исчезает, а слой F 2 остается, медленно теряя до 60% степени своей ионизации. Ниже слоя F на высотах от 90 до 150 км расположен слой E , ионизация которого происходит под воздействием мягкого рентгеновского излучения Солнца. Степень ионизации слоя E ниже, чем слоя F , днем прием станций низкочастотных КВ диапазонов 31 и 25 м происходит при отражении сигналов от слоя E . Обычно это станции, расположенные на расстоянии 1000–1500 км. Ночью в слое E ионизация резко уменьшается, но и в это время она продолжает играть заметную роль в приёме сигналов станций диапазонов 41, 49 и 75 м.

Большой интерес для приема сигналов высокочастотных КВ диапазонов 16, 13 и 11 м представляют возникающие в области E прослойки (облака) сильно повышенной ионизации. Площадь этих облаков может изменяться от единиц до сотен квадратных километров. Этот слой повышенной ионизации получил название – спорадический слой E и обозначается Es . Облака Es могут перемещаться в ионосфере под воздействием ветра и достигать скорости до 250 км/час. Летом в средних широтах в дневное время происхождение радиоволн за счет облаков Es за месяц бывает 15–20 дней. В районе экватора он присутствует почти всегда, а в высоких широтах обычно появляется ночью. Иногда, в годы низкой солнечной активности, когда нет прохождения на высокочастотный КВ диапазонах, на диапазонах 16, 13 и 11 м с хорошей громкостью вдруг появляются дальние станции, сигналы которых многократно отразились от Es.

Самая нижняя область ионосферы – область D расположена на высотах между 50 и 90 км. Здесь сравнительно мало свободных электронов. От области D хорошо отражаются длинные и средние волны, а сигналы станций низкочастотный КВ диапазонов сильно поглощаются. После захода Солнца ионизация очень быстро исчезает и появляется возможность принимать дальние станции в диапазонах 41, 49 и 75 м, сигналы которых отражаются от слоев F 2 и E . Отдельные слои ионосферы играют важную роль в распространении сигналов КВ радиостанций. Воздействие на радиоволны происходит главным образом из-за наличия в ионосфере свободных электронов, хотя механизм распространения радиоволн связан с наличием крупных ионов. Последние также представляют интерес при изучении химических свойств атмосферы, поскольку они активнее нейтральных атомов и молекул. Химические реакции, протекающие в ионосфере, играют важную роль в ее энергетическом и электрическом балансе.

Нормальная ионосфера. Наблюдения, проведенные при помощи геофизических ракет и спутников, дали массу новой информации, свидетельствующей, что ионизация атмосферы происходит под воздействием солнечной радиации широкого спектра. Основная ее часть (более 90%) сосредоточена в видимой части спектра. Ультрафиолетовое излучение с меньшей длиной волны и большей энергией, чем у фиолетовых световых лучей, испускается водородом внутренней части атмосферы Солнца (хромосферы), а рентгеновское излучение, обладающее еще более высокой энергией, – газами внешней оболочки Солнца (короны).

Нормальное (среднее) состояние ионосферы обусловлено постоянным мощным излучением. Регулярные изменения происходят в нормальной ионосфере под воздействием суточного вращения Земли и сезонных различий угла падения солнечных лучей в полдень, но происходят также непредсказуемые и резкие изменения состояния ионосферы.

Возмущения в ионосфере.

Как известно, на Солнце возникают мощные циклически повторяющиеся проявления активности, которые достигают максимума каждые 11 лет. Наблюдения по программе Международного геофизического года (МГГ) совпали с периодом наиболее высокой солнечной активности за весь срок систематических метеорологических наблюдений, т.е. с начала 18 века. В периоды высокой активности яркость некоторых областей на Солнце возрастает в несколько раз, и резко увеличивается мощность ультрафиолетового и рентгеновского излучения. Такие явления называются вспышками на Солнце. Они продолжаются от нескольких минут до одного-двух часов. Во время вспышки извергается солнечная плазма (в основном протоны и электроны), и элементарные частицы устремляются в космическое пространство. Электромагнитное и корпускулярное излучение Солнца в моменты таких вспышек оказывает сильное воздействие на атмосферу Земли.

Первоначальная реакция отмечается через 8 минут после вспышки, когда интенсивное ультрафиолетовое и рентгеновское излучение достигает Земли. В результате резко повышается ионизация; рентгеновские лучи проникают в атмосферу до нижней границы ионосферы; количество электронов в этих слоях возрастает настолько, что радиосигналы почти полностью поглощаются («гаснут»). Дополнительное поглощение радиации вызывает нагрев газа, что способствует развитию ветров. Ионизированный газ является электрическим проводником, и когда он движется в магнитном поле Земли, проявляется эффект динамо-машины и возникает электрический ток. Такие токи могут в свою очередь вызывать заметные возмущения магнитного поля и проявляться в виде магнитных бурь.

Структура и динамика верхней атмосферы существенно определяется неравновесными в термодинамическом смысле процессами, связанными с ионизацией и диссоциацией солнечным излучением, химическими процессами, возбуждением молекул и атомов, их дезактивацией, соударением и другими элементарными процессами. При этом степень неравновесности возрастает с высотой по мере уменьшения плотности. Вплоть до высот 500–1000 км, а часто и выше, степень неравновесности для многих характеристик верхней атмосферы достаточно мала, что позволяет использовать для ее описания классическую и гидромагнитную гидродинамику с учетом химических реакций.

Экзосфера – внешний слой атмосферы Земли, начинающийся с высот в несколько сотен км, из которого легкие, быстро движущиеся атомы водорода могут ускользать в космическое пространство.

Эдвард Кононович

Литература:

Пудовкин М.И. Основы физики Солнца . СПб, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomy today . Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Материалы в Интернете: http://ciencia.nasa.gov/



Атмосфера Земли

Атмосфе́ра (от. др.-греч. ἀτμός - пар и σφαῖρα - шар) - газовая оболочка (геосфера ), окружающая планету Земля . Внутренняя её поверхность покрывает гидросферу и частично кору , внешняя граничит с околоземной частью космического пространства.

Совокупность разделов физики и химии, изучающих атмосферу, принято называть физикой атмосферы . Атмосфера определяет погоду на поверхности Земли, изучением погоды занимается метеорология , а длительными вариациями климата - климатология .

Строение атмосферы

Строение атмосферы

Тропосфера

Её верхняя граница находится на высоте 8-10 км в полярных, 10-12 км в умеренных и 16-18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом. Нижний, основной слой атмосферы. Содержит более 80 % всей массы атмосферного воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция , возникают облака , развиваются циклоны и антициклоны . Температура убывает с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м

За «нормальные условия» у поверхности Земли приняты: плотность 1,2 кг/м3, барометрическое давление 101,35 кПа, температура плюс 20 °C и относительная влажность 50 %. Эти условные показатели имеют чисто инженерное значение.

Стратосфера

Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11-25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25-40 км от −56,5 до 0,8 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии ). Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (почти 0° С), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой .

Стратопауза

Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °C).

Мезосфера

Атмосфера Земли

Мезосфера начинается на высоте 50 км и простирается до 80-90 км. Температура с высотой понижается со средним вертикальным градиентом (0,25-0,3)°/100 м. Основным энергетическим процессом является лучистый теплообмен. Сложные фотохимические процессы с участием свободных радикалов , колебательно возбуждённых молекул и т. д. обусловливают свечение атмосферы.

Мезопауза

Переходный слой между мезосферой и термосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около -90 °C).

Линия Кармана

Высота над уровнем моря, которая условно принимается в качестве границы между атмосферой Земли и космосом.

Термосфера

Основная статья : Термосфера

Верхний предел - около 800 км. Температура растёт до высот 200-300 км, где достигает значений порядка 1500 К, после чего остаётся почти постоянной до больших высот. Под действием ультрафиолетовой и рентгеновской солнечной радиации и космического излучения происходит ионизация воздуха («полярные сияния ») - основные области ионосферы лежат внутри термосферы. На высотах свыше 300 км преобладает атомарный кислород.

Атмосферные слои до высоты 120 км

Экзосфера (сфера рассеяния)

Экзосфера - зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 700 км. Газ в экзосфере сильно разрежен, и отсюда идёт утечка его частиц в межпланетное пространство (диссипация ).

До высоты 100 км атмосфера представляет собой гомогенную хорошо перемешанную смесь газов. В более высоких слоях распределение газов по высоте зависит от их молекулярных масс, концентрация более тяжёлых газов убывает быстрее по мере удаления от поверхности Земли. Вследствие уменьшения плотности газов температура понижается от 0 °C в стратосфере до −110 °C в мезосфере. Однако кинетическая энергия отдельных частиц на высотах 200-250 км соответствует температуре ~1500 °C. Выше 200 км наблюдаются значительные флуктуации температуры и плотности газов во времени и пространстве.

На высоте около 2000-3000 км экзосфера постепенно переходит в так называемый ближнекосмический вакуум , который заполнен сильно разреженными частицами межпланетного газа, главным образом атомами водорода. Но этот газ представляет собой лишь часть межпланетного вещества. Другую часть составляют пылевидные час­тицы кометного и метеорного происхождения. Кроме чрезвычайно разреженных пылевидных частиц, в это пространство проникает электромагнитная и корпускулярная радиация солнечного и галактического происхождения.

На долю тропосферы приходится около 80 % массы атмосферы, на долю стратосферы - около 20 %; масса мезосферы - не более 0,3 %, термосферы - менее 0,05 % от общей массы атмосферы. На основании электрических свойств в атмосфере выделяют нейтросферу и ионосферу. В настоящее время считают, что атмосфера простирается до высоты 2000-3000 км.

В зависимости от состава газа в атмосфере выделяют гомосферу и гетеросферу . Гетеросфера - это область, где гравитация оказывает влияние на разделение газов, так как их перемешивание на такой высоте незначительно. Отсюда следует переменный состав гетеросферы. Ниже её лежит хорошо перемешанная, однородная по составу часть атмосферы, называемая гомосфера . Граница между этими слоями называется турбопаузой , она лежит на высоте около 120 км.

Физические свойства

Толщина атмосферы - примерно 2000 - 3000 км от поверхности Земли. Суммарная масса воздуха - (5,1-5,3)×10 18 кг. Молярная масса чистого сухого воздуха составляет 28,966. Давление при 0 °C на уровне моря 101,325 кПа ; критическая температура ?140,7 °C; критическое давление 3,7 МПа; C p 1,0048×10 3 Дж/(кг·К)(при 0 °C), C v 0,7159×10 3 Дж/(кг·К) (при 0 °C). Растворимость воздуха в воде при 0 °C - 0,036 %, при 25 °C - 0,22 %.

Физиологические и другие свойства атмосферы

Уже на высоте 5 км над уровнем моря у нетренированного человека появляется кислородное голодание и без адаптации работоспособность человека значительно снижается. Здесь кончается физиологическая зона атмосферы. Дыхание человека становится невозможным на высоте 15 км, хотя примерно до 115 км атмосфера содержит кислород.

Атмосфера снабжает нас необходимым для дыхания кислородом. Однако вследствие падения общего давления атмосферы по мере подъёма на высоту соответственно снижается и парциальное давление кислорода.

В лёгких человека постоянно содержится около 3 л альвеолярного воздуха. Парциальное давление кислорода в альвеолярном воздухе при нормальном атмосферном давлении составляет 110 мм рт. ст., давление углекислого газа - 40 мм рт. ст., а паров воды - 47 мм рт. ст. С увеличением высоты давление кислорода падает, а суммарное давление паров воды и углекислоты в лёгких остаётся почти постоянным - около 87 мм рт. ст. Поступление кислорода в лёгкие полностью прекратится, когда давление окружающего воздуха станет равным этой величине.

На высоте около 19-20 км давление атмосферы снижается до 47 мм рт. ст. Поэтому на данной высоте начинается кипение воды и межтканевой жидкости в организме человека. Вне герметической кабины на этих высотах смерть наступает почти мгновенно. Таким образом, с точки зрения физиологии человека, «космос» начинается уже на высоте 15-19 км.

Плотные слои воздуха - тропосфера и стратосфера - защищают нас от поражающего действия радиации. При достаточном разрежении воздуха, на высотах более 36 км, интенсивное действие на организм оказывает ионизирующая радиация - первичные космические лучи; на высотах более 40 км действует опасная для человека ультрафиолетовая часть солнечного спектра.

По мере подъёма на всё большую высоту над поверхностью Земли, постепенно ослабляются, а затем и полностью исчезают, такие привычные для нас явления, наблюдаемые в нижних слоях атмосферы, как распространение звука, возникновение аэродинамической подъёмной силы и сопротивления, передача тепла конвекцией и др.

В разреженных слоях воздуха распространение звука оказывается невозможным. До высот 60-90 км ещё возможно использование сопротивления и подъёмной силы воздуха для управляемого аэродинамического полёта. Но начиная с высот 100-130 км знакомые каждому лётчику понятия числа М и звукового барьера теряют свой смысл, там проходит условная Линия Кармана за которой начинается сфера чисто баллистического полёта, управлять которым можно, лишь используя реактивные силы.

На высотах выше 100 км атмосфера лишена и другого замечательного свойства - способности поглощать, проводить и передавать тепловую энергию путём конвекции (т. е. с помощью перемешивания воздуха). Это значит, что различные элементы оборудования, аппаратуры орбитальной космической станции не смогут охлаждаться снаружи так, как это делается обычно на самолёте, - с помощью воздушных струй и воздушных радиаторов. На такой высоте, как и вообще в космосе, единственным способом передачи тепла является тепловое излучение .

Состав атмосферы

Состав сухого воздуха

Атмосфера Земли состоит в основном из газов и различных примесей (пыль, капли воды, кристаллы льда, морские соли, продукты горения).

Концентрация газов, составляющих атмосферу, практически постоянна, за исключением воды (H 2 O) и углекислого газа (CO 2).

Состав сухого воздуха
Азот
Кислород
Аргон
Вода
Углекислый газ
Неон
Гелий
Метан
Криптон
Водород
Ксенон
Закись азота

Кроме указанных в таблице газов, в атмосфере содержатся SO 2 , NH 3 , СО, озон , углеводороды , HCl , HF , пары Hg , I 2 , а также NO и многие другие газы в незначительных количествах. В тропосфере постоянно находится большое количество взвешенных твёрдых и жидких частиц (аэрозоль ).

История образования атмосферы

Согласно наиболее распространённой теории, атмосфера Земли во времени пребывала в четырёх различных составах. Первоначально она состояла из лёгких газов (водорода и гелия ), захваченных из межпланетного пространства. Это так называемая первичная атмосфера (около четырех миллиардов лет назад). На следующем этапе активная вулканическая деятельность привела к насыщению атмосферы и другими газами, кроме водорода (углекислым газом, аммиаком , водяным паром ). Так образовалась вторичная атмосфера (около трех миллиардов лет до наших дней). Эта атмосфера была восстановительной. Далее процесс образования атмосферы определялся следующими факторами:

утечка легких газов (водорода и гелия) в межпланетное пространство ;

химические реакции, происходящие в атмосфере под влиянием ультрафиолетового излучения, грозовых разрядов и некоторых других факторов.

Постепенно эти факторы привели к образованию третичной атмосферы , характеризующейся гораздо меньшим содержанием водорода и гораздо большим - азота и углекислого газа (образованы в результате химических реакций из аммиака и углеводородов).

Азот

Образование большого количества N 2 обусловлено окислением аммиачно-водородной атмосферы молекулярным О 2 , который стал поступать с поверхности планеты в результате фотосинтеза, начиная с 3 млрд лет назад. Также N 2 выделяется в атмосферу в результате денитрификации нитратов и др. азотсодержащих соединений. Азот окисляется озоном до NO в верхних слоях атмосферы.

Азот N 2 вступает в реакции лишь в специфических условиях (например, при разряде молнии). Окисление молекулярного азота озоном при электрических разрядах используется в промышленном изготовлении азотных удобрений. Окислять его с малыми энергозатратами и переводить в биологически активную форму могут цианобактерии (сине-зеленые водоросли) и клубеньковые бактерии, формирующие ризобиальный симбиоз с бобовыми растениями, т. н. сидератами.

Кислород

Состав атмосферы начал радикально меняться с появлением на Земле живых организмов , в результате фотосинтеза , сопровождающегося выделением кислорода и поглощением углекислого газа. Первоначально кислород расходовался на окисление восстановленных соединений - аммиака, углеводородов, закисной формы железа , содержавшейся в океанах и др. По окончании данного этапа содержание кислорода в атмосфере стало расти. Постепенно образовалась современная атмосфера, обладающая окислительными свойствами. Поскольку это вызвало серьезные и резкие изменения многих процессов, протекающих в атмосфере , литосфере и биосфере , это событие получило название Кислородная катастрофа .

В течение фанерозоя состав атмосферы и содержание кислорода претерпевали изменения. Они коррелировали прежде всего со скоростью отложения органических осадочных пород. Так, в периоды угленакопления содержание кислорода в атмосфере, видимо, заметно превышало современный уровень.

Углекислый газ

Содержание в атмосфере СО 2 зависит от вулканической деятельности и химических процессов в земных оболочках, но более всего - от интенсивности биосинтеза и разложения органики в биосфере Земли . Практически вся текущая биомасса планеты (около 2,4×10 12 тонн ) образуется за счет углекислоты, азота и водяного пара, содержащихся в атмосферном воздухе. Захороненная в океане , в болотах и в лесах органика превращается в уголь , нефть и природный газ . (см.Геохимический цикл углерода )

Благородные газы

Источник инертных газов - аргона , гелия и криптона - вулканические извержения и распад радиоактивных элементов. Земля в целом и атмосфера в частности обеднены инертными газами по сравнению с космосом. Считается, что причина этого заключена в непрерывной утечке газов в межпланетное пространство.

Загрязнение атмосферы

В последнее время на эволюцию атмосферы стал оказывать влияние человек . Результатом его деятельности стал постоянный значительный рост содержания в атмосфере углекислого газа из-за сжигания углеводородного топлива, накопленного в предыдущие геологические эпохи. Громадные количества СО 2 потребляются при фотосинтезе и поглощаются мировым океаном. Этот газ поступает в атмосферу благодаря разложению карбонатных горных пород и органических веществ растительного и животного происхождения, а также вследствие вулканизма и производственной деятельности человека. За последние 100 лет содержание СО 2 в атмосфере возросло на 10 %, причём основная часть (360 млрд тонн) поступила в результате сжигания топлива. Если темпы роста сжигания топлива сохранятся, то в ближайшие 50 - 60 лет количество СО 2 в атмосфере удвоится и может привести к глобальным изменениям климата .

Сжигание топлива - основной источник и загрязняющих газов (СО , NO , SO 2 ). Диоксид серы окисляется кислородом воздуха до SO 3 в верхних слоях атмосферы, который в свою очередь взаимодействует с парами воды и аммиака, а образующиеся при этом серная кислота (Н 2 SO 4 ) и сульфат аммония ((NH 4 ) 2 SO 4 ) возвращаются на поверхность Земли в виде т. н. кислотных дождей. Использование двигателей внутреннего сгорания приводит к значительному загрязнению атмосферы оксидами азота, углеводородами и соединениями свинца (тетраэтилсвинец Pb(CH 3 CH 2 ) 4 ) ).

Аэрозольное загрязнение атмосферы обусловлено как естественными причинами (извержение вулканов, пыльные бури, унос капель морской воды и пыльцы растений и др.), так и хозяйственной деятельностью человека (добыча руд и строительных материалов, сжигание топлива, изготовление цемента и т. п.). Интенсивный широкомасштабный вынос твёрдых частиц в атмосферу - одна из возможных причин изменений климата планеты.

Атмосфера простирается вверх на много сотен километров. Верхняя ее граница, на высоте около 2000-3000 км, в известной мере условна, так как газы, ее составляющие, постепенно разрежаясь, переходят в мировое пространство. С высотой меняются химический состав атмосферы, давление, плотность, температура и другие ее физические свойства. Как говорилось ранее, химический состав воздуха до высоты 100 км существенно не меняется. Несколько выше атмосфера также состоит главным образом из азота и кислорода. Но на высотах 100-110 км, под действием ультрафиолетовой радиации солнца, молекулы кислорода расщепляются на атомы и появляется атомарный кислород. Выше 110-120км кислород почти весь становится атомарным. Предполагается, что выше 400-500 км газы, составляющие атмосферу, также находятся в атомарном состоянии.

Давление и плотность воздуха с высотой быстро уменьшаются. Хотя атмосфера простирается вверх на сотни километров, основная масса ее размещается в довольно тонком слое, прилегающем к поверхности земли в самых нижних ее частях. Так, в слое между уровнем моря и высотами 5-6 км сосредоточена половина массы атмосферы, в слое 0-16 км -90%, а в слое 0-30 км - 99%. Такое же быстрое уменьшение массы воздуха происходит выше 30 км. Если вес 1 м 3 воздуха у поверхности земли равен 1033 г, то на высоте 20 км он равен 43 г, а на высоте 40 км лишь 4 г.

На высоте 300-400 км и выше воздух настолько разрежен, что в течение суток плотность его изменяется во много раз. Исследования показали, что это изменение плотности связано с положением Солнца. Наибольшая плотность воздуха около полудня, наименьшая - ночью. Объясняется это отчасти тем, что верхние слои атмосферы реагируют на изменение электромагнитного излучения Солнца.

Изменение температуры воздуха с высотой происходит также неодинаково. По характеру изменения температуры с высотой атмосфера делится на несколько сфер, между которыми располагаются переходные слои, так называемые паузы, где температура с высотой мало изменяется.

Здесь приведены наименования и главные характеристики сфер и переходных слоев.

Приведем основные данные о физических свойствах этих сфер.

Тропосфера. Физические свойства тропосферы в значительной степени определяются влиянием земной поверхности, которая является ее нижней границей. Наибольшая высота тропосферы наблюдается в экваториальной и тропической зонах. Здесь она достигает 16-18 км и сравнительно мало подвергается суточным и сезонным изменениям. Над приполюсными и смежными областями верхняя граница тропосферы лежит в среднем на уровне 8- 10 км. В средних широтах она колеблется от 6-8 до 14-16 км.

Вертикальная мощность тропосферы значительно зависит от характера атмосферных процессов. Нередко в течение суток верхняя граница тропосферы над данным пунктом или районом опускается или поднимается на несколько километров. Это связано главным образом с изменениями температуры воздуха.

В тропосфере сосредоточено более 4 / 5 массы земной атмосферы и почти весь содержащийся в ней водяной пар. Кроме того, от поверхности земли до верхней границы тропосферы температура понижается в среднем на 0,6° на каждые 100 м, или 6° на 1 км поднятия. Это объясняется тем, что воздух в тропосфере нагревается и охлаждается преимущественно от поверхности земли.

В соответствии с притоком солнечной энергии температура понижается от экватора к полюсам. Так, средняя температура воздуха у поверхности земли на экваторе достигает +26°, над полярными областями зимой -34°, -36°, а летом около 0°. Таким образом, разность температур экватор - полюс зимой составляет 60°, а летом лишь 26°. Правда, такие низкие температуры в Арктике зимой наблюдаются только вблизи поверхности земли вследствие охлаждения воздуха над ледяными просторами.

Зимой в Центральной Антарктиде температура воздуха на поверхности ледяного щита еще ниже. На станции Восток в августе 1960 г. зарегистрирована самая низкая температура на земном шаре -88,3°, а наиболее часто в Центральной Антарктиде она бывает равна -45°, -50°.

С высоты разность температур экватор - полюс уменьшается. Например на высоте 5 км на экваторе температура достигает - 2°, -4°, а на этой же высоте в Центральной Арктике -37°, -39° зимой и -19°, -20° летом; следовательно, разность температуры зимой равна 35-36°, а летом 16-17°. В южном полушарии эти разности несколько больше.

Энергию атмосферной циркуляции можно определить контрактами температуры экватор-полюс. Так как зимой величина контрастов температуры больше, то атмосферные процессы протекают более интенсивно, чем летом. Этим же объясняется тот факт, что преобладающие западные ветры зимой в тропосфере имеют большие скорости, чем летом. При этом скорость ветра, как правило, с высотой возрастает, доходя до максимума на верхней границе тропосферы. Горизонтальный перенос сопровождается вертикальными перемещениями воздуха и турбулентным (неупорядоченным) движением. Вследствие подъема и опускания больших объемов воздуха образуются и рассеиваются облака, возникают и прекращаются осадки. Переходным слоем между тропосферой и вышележащей сферой является тропопауза. Выше нее лежит стратосфера.

Стратосфера простирается от высот 8-17 до 50-55 км. Она была открыта в начале нашего века. По физическим свойствам стратосфера резко отличается от тропосферы уже тем, что температура воздуха здесь, как правило, повышается в среднем на 1 - 2° на километр поднятия и на верхней границе, на высоте 50-55 км, становится даже положительной. Повышение температуры в этой сфере вызвано наличием здесь озона (О 3), который образуется под влиянием ультрафиолетовой радиации Солнца. Слой озона занимает почти всю стратосферу. Стратосфера очень бедна водяным паром. Здесь не происходит бурных процессов облакообразования и не выпадают осадки.

Еще совсем недавно предполагали, что стратосфера является сравнительно спокойной средой, где не происходит перемешивания воздуха, как в тропосфере. Поэтому считали, что газы в стратосфере разделены по слоям, в соответствии со своими удельными весами. Отсюда и название стратосферы («стратус» - слоистый). Полагали также, что температура в стратосфере формируется под действием лучистого равновесия, т. е. при равенстве поглощенной и отраженной солнечной радиации.

Новые данные, полученные с помощью радиозондов и метеорологических ракет, показали, что в стратосфере, как и в верхней тропосфере, осуществляется интенсивная циркуляция воздуха с большими изменениями температуры и ветра. Здесь, как и в тропосфере, воздух испытывает значительные вертикальные перемещения, турбулентные движения при сильных горизонтальных воздушных течениях. Все это - результат неоднородного распределения температуры.

Переходным слоем между стратосферой и вышележащей сферой является стратопауза. Однако, прежде чем перейти к характеристике более высоких слоев атмосферы, ознакомимся с так называемой озоносферой, границы которой приблизительно соответствуют границам стратосферы.

Озон в атмосфере. Озон играет большую роль в создании режима температуры и воздушных течений в стратосфере. Озон (О 3) ощущается нами после грозы при вдыхании чистого воздуха с приятным привкусом. Однако здесь речь пойдет не об этом озоне, образующемся после грозы, а об озоне, содержащемся в слое 10-60 км с максимумом на высоте 22-25 км. Озон образуется под действием ультрафиолетовых лучей Солнца и, хотя общее количество его незначительно, играет важную роль в атмосфере. Озон обладает способностью поглощать ультрафиолетовую радиацию Солнца и тем самым предохраняет животный и растительный мир от ее губительного действия. Даже та ничтожная доля ультрафиолетовых лучей, которая достигает поверхности земли, сильно обжигает тело, когда человек чрезмерно увлекается приемом солнечных ванн.

Количество озона неодинаково над различными частями Земли. Озона больше в высоких широтах, меньше в средних и низких широтах и изменяется это количество в зависимости от смены сезонов года. Весной озона больше, осенью меньше. Кроме того, происходят непериодические его колебания в зависимости от горизонтальной и вертикальной циркуляции атмосферы. Многие атмосферные процессы тесно связаны с содержанием озона, так как он оказывает непосредственное влияние на поле температуры.

Зимой, в условиях полярной ночи, в высоких широтах в слое озона происходит излучение и охлаждение воздуха. В результате в стратосфере высоких широт (в Арктике и Антарктике) зимой формируется область холода, стратосферный циклонический вихрь с большими горизонтальными градиентами температуры и давления, обусловливающий западные ветры над средними широтами земного шара.

Летом, в условиях полярного дня, в высоких широтах в слое озона происходит поглощение солнечного тепла и прогревание воздуха. В результате повышения температуры в стратосфере высоких широт формируется область тепла и стратосферный антициклонический вихрь. Поэтому над средними широтами земного шара выше 20 км летом в стратосфере преобладают восточные ветры.

Мезосфера. Наблюдениями с помощью метеорологических ракет и другими способами установлено, что общее повышение температуры, наблюдающееся в стратосфере, заканчивается на высотах 50-55 км. Выше этого слоя температура вновь понижается и у верхней границы мезосферы (около 80 км) достигает -75°, -90°. Далее вновь происходит повышение температуры с высотой.

Интересно отметить, что характерное для мезосферы понижение температуры с высотой происходит неодинаково на различных широтах и в течение года. В низких широтах падение температуры происходит более медленно, чем в высоких: средний для мезосферы вертикальный градиент температуры равен соответственно 0,23° - 0,31° на 100 м или 2,3°-3,1° на 1 км. Летом он значительно больше, чем зимой. Как показали новейшие исследования в высоких широтах, температура на верхней границе мезосферы летом на несколько десятков градусов ниже, чем зимой. В верхней мезосфере на высоте около 80 км в слое мезопаузы понижение температуры с высотой прекращается и начинается ее повышение. Здесь под инверсионным слоем в сумерки или перед восходом солнца при ясной погоде наблюдаются блестящие тонкие облака, освещенные солнцем, находящимся за горизонтом. На темном фоне неба они светятся серебристо-синим светом. Поэтому эти облака названы серебристыми.

Природа серебристых облаков еще недостаточно изучена. Долгое время полагали, что они состоят из вулканической пыли. Однако отсутствие оптических явлений, свойственных настоящим вулканическим облакам, привело к отказу от этой гипотезы. Затем было высказано предположение, что серебристые облака состоят из космической пыли. В последние годы предложена гипотеза, согласно которой эти облака состоят из ледяных кристаллов, подобно обычным перистым облакам. Уровень расположения серебристых облаков определяется задерживающим слоем в связи с инверсией температуры при переходе из мезосферы в термосферу на высоте около 80 км. Так как в подынверсионном слое температура достигает -80° и ниже, то здесь создаются наиболее благоприятные условия для конденсации водяного пара, который попадает сюда из стратосферы в результате вертикального движения или путем турбулентной диффузии. Серебристые облака обычно наблюдаются в летний период, иногда в очень большом количестве и в течение нескольких месяцев.

Наблюдениями за серебристыми облаками установлено, что летом на их уровне ветры обладают большой изменчивостью. Скорости ветра колеблются в больших пределах: от 50-100 до нескольких сотен километров в час.

Температура на высотах. Наглядное представление о характере распределения температуры с высотой, между поверхностью земли и высотами 90-100 км, зимой и летом в северном полушарии дает рисунок 5. Поверхности, разделяющие сферы, здесь изображены жирными штриховыми линиями. В самом низу хорошо выделяется тропосфера с характерным понижением температуры с высотой. Выше тропопаузы, в стратосфере, наоборот, температура с высотой в общем повышается и на высотах 50-55 км достигает + 10°, -10°. Обратим внимание на важную деталь. Зимой в стратосфере высоких широт температура выше тропопаузы понижается от -60 до -75° и лишь выше 30 км вновь возрастает до -15°. Летом, начиная от тропопаузы, температура с высотой повышается и на 50 км достигает + 10°. Выше стратопаузы вновь начинается понижение температуры с высотой, и на уровне 80 км она не превышает -70°, -90°.

Из рисунка 5 следует, что в слое 10-40 км температура воздуха зимой и летом в высоких широтах резко различна. Зимой, в условиях полярной ночи, температура здесь достигает -60°, -75°, а летом минимум -45° находится вблизи тропопаузы. Выше тропопаузы температура возрастает и на высотах 30-35 км составляет лишь -30°, -20°, что вызвано прогреванием воздуха в слое озона в условиях полярного дня. Из рисунка следует также, что даже в одном сезоне и на одном и том же уровне температура неодинакова. Разность их между различными широтами превышает 20-30°. При этом неоднородность особенно значительна в слое низких температур (18-30 км) и в слое максимальных температур (50-60 км) в стратосфере, а также в слое низких температур в верхней мезосфере (75-85 км).

Средние величины температуры, приведенные на рисунке 5, получены по данным наблюдений в северном полушарий, однако, судя по имеющимся сведениям, они могут быть отнесены и к южному полушарию. Некоторые различия имеются главным образом в высоких широтах. Над Антарктидой зимой температура воздуха в тропосфере и нижней стратосфере заметно ниже, чем над Центральной Арктикой.

Ветры на высотах. Сезонным распределением температуры обусловлена довольно сложная система воздушных течений в стратосфере и мезосфере.

На рисунке 6 представлен вертикальный разрез поля ветра в атмосфере между поверхностью земли и высотой 90 км зимой и летом над северным полушарием. Изолиниями изображены средние скорости преобладающего ветра (в м/сек). Из рисунка следует, что режим ветра зимой и летом в стратосфере резко различен. Зимой как в тропосфере, так и в стратосфере преобладают западные ветры с максимальными скоростями, равными около

100 м/сек на высоте 60-65 км. Летом западные ветры преобладают лишь до высот 18-20 км. Выше они становятся восточными, с максимальными скоростями до 70 м/сек на высоте 55-60 км.

Летом выше мезосферы ветры становятся западными, а зимой - восточными.

Термосфера. Выше мезосферы расположена термосфера, для которой характерно повышение температуры с высотой. По полученным данным, преимущественно с помощью ракет, установлено, что в термосфере уже на уровне 150 км температура воздуха достигает 220-240°, а на уровне 200 км более 500°. Выше температура продолжает повышаться и на уровне 500-600 км превышает 1500°. На основе данных, полученных при запусках искусственных спутников Земли, найдено, что в верхней термосфере температура достигает около 2000° и в течение суток значительно колеблется. Возникает вопрос, чем объяснить такую высокую температуру в высоких слоях атмосферы. Напомним, что температура газа - это мера средней скорости движения молекул. В нижней, наиболее плотной части атмосферы молекулы газов, составляющих воздух, при движении часто сталкиваются между собой и мгновенно передают друг другу кинетическую энергию. Поэтому кинетическая энергия в плотной среде в среднем одна и та же. В высоких слоях, где плотность воздуха очень мала, столкновения между молекулами, находящимися на больших расстояниях, происходят реже. При поглощении энергии скорость молекул в промежутке между столкновениями сильно изменяется; к тому же молекулы более легких газов движутся с большей скоростью, чем молекулы тяжелых газов. Вследствие этого температура газов может быть различной.

В разреженных газах сравнительно немного молекул весьма малых размеров (легких газов). Если они движутся с большими скоростями, то и температура в данном объеме воздуха будет велика. В термосфере в каждом кубическом сантиметре воздуха содержатся десятки и сотни тысяч молекул различных газов, в то время как у поверхности земли их около сотни миллионов миллиардов. Поэтому чрезмерно высокие значения температуры в высоких слоях атмосферы, показывая скорость перемещения молекул в этой весьма неплотной среде, не могут вызвать даже небольшого нагревания находящегося здесь тела. Подобно тому, как человек не чувствует высокой температуры при ослепительном освещении электрических ламп, хотя нити накала в разреженной среде мгновенно раскаляются до нескольких тысяч градусов.

В нижней термосфере и мезосфере сгорает, не долетая до поверхности земли, основная часть метеорных потоков.

Имеющиеся сведения о слоях атмосферы выше 60-80 км еще недостаточны для окончательных выводов о строении, режиме и процессах, развивающихся в них. Однако известно, что в верхней мезосфере и нижней термосфере режим температуры создается в результате превращения молекулярного кислорода (О 2) в атомарный (О), которое происходит под действием ультрафиолетовой солнечной радиации. В термосфере на режим температуры большое влияние оказывает корпускулярная, рентгеновская и. ультрафиолетовая радиация Солнца. Здесь даже в течение суток происходят резкие изменения температуры и ветра.

Ионизация атмосферы. Наиболее интересной особенностью атмосферы выше 60-80 км является ее ионизация, т. е. процесс образования огромного количества электрически заряженных частиц - ионов. Так как ионизация газов является характерной для нижней термосферы, то ее называют также и ионосферой.

Газы в ионосфере находятся большей частью в атомарном состоянии. Под действием ультрафиолетового и корпускулярного излучений Солнца, обладающих большой энергией, происходит процесс отщепления электронов от нейтральных атомов и молекул воздуха. Такие атомы и молекулы, потерявшие один или несколько электронов, становятся положительно заряженными, а свободный электрон может присоединиться снова к нейтральному атому или молекуле и наделить их своим отрицательным зарядом. Такие положительно и отрицательно заряженные атомы и молекулы называются ионами, а газы - ионизированными, т. е. получившими электрический заряд. При большей концентрации ионов газы становятся электропроводными.

Процесс ионизации наиболее интенсивно происходит в мощных слоях, ограниченных высотами 60-80 и 220-400 км. В этих слоях существуют оптимальные условия для ионизации. Здесь плотность воздуха заметно больше, чем в верхней атмосфере, а поступление ультрафиолетовой и корпускулярной радиации Солнца достаточно для процесса ионизации.

Открытие ионосферы является одним из важных и блестящих достижений науки. Ведь отличительной особенностью ионосферы является ее влияние на распространение радиоволн. В ионизированных слоях радиоволны отражаются, и поэтому становится возможной дальняя радиосвязь. Заряженные атомы-ионы отражают короткие радиоволны, и они вновь возвращаются на земную поверхность, но уже в значительном отдалении от места радиопередачи. Очевидно, этот путь короткие радиоволны совершают несколько раз, и таким образом обеспечивается дальняя радиосвязь. Если бы не ионосфера, то для передач сигналов радиостанций на большие расстояния было бы необходимо строить дорогостоящие радиорелейные линии.

Однако известно, что иногда радиосвязь на коротких волнах нарушается. Это происходит в результате хромосферных вспышек на Солнце, благодаря которым резко усиливается ультрафиолетовое излучение Солнца, приводящее к сильным возмущениям ионосферы и магнитного поля Земли - магнитным бурям. При магнитных бурях нарушается радиосвязь, так как движение заряженных частиц зависит от магнитного поля. Во время магнитных бурь ионосфера хуже отражает радиоволны или пропускает их в космос. Главным образом с изменением солнечной активности, сопровождающейся усилением ультрафиолетового излучения, увеличивается электронная плотность ионосферы и поглощение радиоволн в дневные часы, приводящее к нарушению работы радиосвязи на коротких волнах.

Согласно новым исследованиям в мощном ионизированном слое имеются зоны, где концентрация свободных электронов достигает несколько большей концентрации, чем в соседних слоях. Известны четыре такие зоны, которые располагаются на высотах около 60-80, 100-120, 180-200 и 300-400 км и обозначаются буквами D , E , F 1 и F 2 . При усиливающемся излучении Солнца заряженные частицы (корпускулы) под влиянием магнитного поля Земли отклоняются в сторону высоких широт. Войдя в атмосферу, корпускулы усиливают ионизацию газов настолько, что начинается их свечение. Так возникают полярные сияния - в виде красивых многокрасочных дуг, загорающихся в ночном небе преимущественно в высоких широтах Земли. Полярные сияния сопровождаются сильными магнитными бурями. В таких случаях полярные сияния становятся видимыми в средних широтах, а в редких случаях даже в тропической зоне. Так, например, интенсивное сияние, наблюдавшееся 21 - 22 января 1957 г., было видно почти во всех южных районах нашей страны.

С помощью фотографирования полярных сияний из двух пунктов, находящихся на расстоянии нескольких десятков километров, с большой точностью определяется высота сияния. Обычно полярные сияния располагаются на высоте около 100 км, нередко они обнаруживаются на высоте нескольких сотен километров, а иногда на уровне около 1000 км. Хотя природа полярных сияний выяснена, однако остается еще много нерешенных вопросов, связанных с этим явлением. До сих пор неизвестны причины многообразия форм полярных сияний.

По данным третьего советского спутника, между высотами 200 и 1000 км днем преобладают положительные ионы расщепленного молекулярного кислорода, т. е. атомарного кислорода (О). Советские ученые исследуют ионосферу с помощью искусственных спутников серии «Космос». Американские ученые изучают ионосферу также с помощью спутников.

Поверхность, разделяющая термосферу от экзосферы, испытывает колебания в зависимости от изменения солнечной активности и других факторов. По вертикали эти колебания достигают 100-200 км и более.

Экзосфера (сфера рассеяния) - самая верхняя часть атмосферы, расположена выше 800 км. Она мало изучена. По данным наблюдений и теоретических расчетов температура в экзосфере с высотой возрастает предположительно до 2000°. В отличие от нижней ионосферы, в экзосфере газы настолько разрежены, что частицы их, двигаясь с огромными скоростями, почти не встречаются друг с другом.

Еще сравнительно недавно предполагали, что условная граница атмосферы находится на высоте около 1000 км. Однако на основе торможения искусственных спутников Земли установлено, что на высотах 700-800 км в 1 см 3 содержится до 160 тыс. положительных ионов атомного кислорода и азота. Это дает основание предполагать, что заряженные слои атмосферы простираются в космос на значительно большее расстояние.

При высоких температурах на условной границе атмосферы скорости частиц газов достигают приблизительно 12 км/сек. При данных скоростях газы постепенно уходят из области действия земного притяжения в межпланетное пространство. Это происходит в течение длительного времени. Например, частицы водорода и гелия удаляются в межпланетное пространство в течение нескольких лет.

В исследовании высоких слоев атмосферы богатые данные получены как со спутников серии «Космос» и «Электрон», так и геофизических ракет и космических станций «Марс-1», «Луна-4» и др. Ценными оказались и непосредственные наблюдения космонавтов. Так, по фотографиям, сделанным в космосе В. Николаевой-Терешковой, было установлено, что на высоте 19 км от Земли существует пылевой слой. Это подтвердилось и данными, полученными экипажем космического корабля «Восход». По-видимому, существует тесная связь между пылевым слоем и так называемыми перламутровыми облаками, иногда наблюдаемыми на высотах около 20-30 км.

Из атмосферы в космическое пространство. Прежние предположения, что за пределами атмосферы Земли, в межпланетном

пространстве, газы очень разрежены и концентрация частиц не превышает нескольких единиц в 1 см 3 , не оправдались. Исследования показали, что околоземное пространство заполнено заряженными частицами. На этой основе была выдвинута гипотеза о существовании зон вокруг Земли с заметно повышенным содержанием заряженных частиц, т. е. поясов радиации - внутреннего и внешнего. Новые данные помогли внести уточнения. Оказалось, что между внутренним и внешним поясами радиации также имеются заряженные частицы. Число их меняется в зависимости от геомагнитной и солнечной активности. Таким образом, по новому предположению вместо поясов радиации существуют зоны радиации без четко выраженных границ. Границы радиационных зон изменяются в зависимости от солнечной активности. При ее усилении, т. е. когда на Солнце появляются пятна и струи газа, выбрасывающиеся на сотни тысяч километров, возрастает поток космических частиц, которые и питают радиационные зоны Земли.

Радиационные зоны опасны для людей, совершающих полеты на космических кораблях. Поэтому перед полетом в космос определяется состояние и положение радиационных зон, а орбита космического корабля выбирается с таким расчетом, чтобы она проходила вне областей повышенной радиации. Однако высокие слои атмосферы, как и близкое к Земле космическое пространство, еще мало исследованы.

В исследовании высоких слоев атмосферы и околоземного пространства используются богатые данные, получаемые со спутников серии «Космос» и космических станций.

Высокие слои атмосферы менее всего изучены. Однако современные методы ее исследования позволяют надеяться, что в ближайшие годы человек будет знать многие детали строения атмосферы, на дне которой он живет.

В заключение приведем схематический вертикальный разрез атмосферы (рис. 7). Здесь по вертикали отложены высоты в километрах и давление воздуха в миллиметрах, а по горизонтали - температура. Сплошной кривой изображено изменение температуры воздуха с высотой. На соответствующих высотах отмечены и главнейшие явления, наблюдающиеся в атмосфере, а также максимальные высоты, достигнутые радиозондами и другими средствами зондирования атмосферы.

— Источник—

Погосян, Х.П. Атмосфера Земли/ Х.П. Погосян [и д.р.]. – М.: Просвещение, 1970.- 318 с.

Post Views: 410

Атмосфера представляет собой внешнюю оболочку небесных тел. На разных планетах она отличается по составу, химическим и физическим свойствам. Каковы основные свойства атмосферы Земли? Из чего она состоит? Как и когда возникла? Узнаем об этом далее.

Образование атмосферы

Атмосфера - это смесь газов, которые окутывают планету снаружи и удерживаются за счет её гравитационных сил. В момент образования наша планета ещё не имела газовой оболочки. Она сформировалась несколько позже и успела неоднократно поменяться. До конца неизвестно, каковы основные свойства атмосферы были тогда.

Ученые предполагают, что самая первая атмосфера была подхвачена из солнечной туманности и состояла из гелия и водорода. Высокие температуры планеты и воздействие солнечного ветра быстро разрушили эту оболочку.

Следующая атмосфера образовалась благодаря вулканам, которые высвободили газы из Она была тонкой и состояла из парниковых газов (метана, углекислого газа, аммиака), водяного пара и кислот.

Два миллиарда лет назад состояние атмосферы начало трансформироваться в теперешнее. Участие в этом принимали внешние процессы (выветривание, активность Солнца) на планете и первые бактерии и водоросли, за счет выделения ими кислорода.

Состав и свойства атмосферы

Газовая оболочка нашей планеты не имеет четкого края. Её внешний контур размыт и постепенно переходит в космическое пространство, сливаясь с ним в однородную массу. Внутренний край оболочки соприкасается с земной корой и гидросферой Земли.

То, каковы основные свойства атмосферы, во многом определяется её составом. В большинстве своем он представлен газами. Основная доля приходится на азот (75,5 %) и кислород (23,1 %). Кроме них атмосферный воздух состоит из аргона, углекислого газа, водорода, метана, гелия, ксенона и т. д.

Концентрация веществ практически не изменяется. Непостоянные значения характерны для воды и определяется количеством растительности. Вода содержится в виде водяного пара. Её количество варьируется в зависимости от географических широт и составляет до 2,5 %. В атмосфере также присутствуют продукты горения, морская соль, примеси пыли, лед в виде мелких кристаллов.

Физические свойства атмосферы

Главные свойства атмосферы - давление, влажность, температура и плотность. В каждом из слоев атмосферы их значения отличаются. Воздух оболочки Земли - это множество молекул различных веществ. Силы притяжения удерживают их в пределах планеты, стягивая ближе к её поверхности.

Внизу молекул больше всего, поэтому плотность и давление там больше. С высотой они уменьшаются, а в космическом пространстве становятся практически незаметными. В нижних слоях атмосферы давление уменьшается на 1 мм рт. ст. через каждые 10 метров.

В отличие от поверхности планеты, атмосфера не нагревается Солнцем. Поэтому чем ближе к Земле, тем температура больше. На каждые сто метров она снижается примерно на 0,6 градуса. В верхней части тропосферы она достигает -56 градусов.

На параметры воздуха сильно влияет содержание в нем воды, то есть влажность. Общая масса воздуха планеты составляет (5,1-5,3)·10 18 кг, где доля водяного пара - 1,27·10 16 кг. Так как свойства атмосферы на разных участках отличаются, выведены стандартные значения, которые приняты за «нормальные условия» на поверхности Земли:

Строение газовой оболочки Земли

Характер газовой оболочки изменяется с высотой. В зависимости от того, каковы основные свойства атмосферы, её разделяют на несколько слоев:

• тропосфера;
• стратосфера;
• мезосфера;
• термосфера;
• экзосфера.

Главным параметром для разграничения является температура. Между слоями выделяют пограничные области, названные паузами, в которых фиксируется постоянный показатель температуры.

Тропосфера - самый низкий слой. Его граница проходит на высоте от 8 до 18 километров, в зависимости от широты. Выше всего она на линии экватора. Примерно 80 % массы воздуха атмосферы приходится именно на тропосферу.

Внешний слой атмосферы представлен экзосферой. Её нижняя граница и толщина зависят от активности Солнца. На Земле экзосфера начинается на высоте от 500 до 1000 километров и доходит до ста тысяч километров. Внизу она насыщена кислородом и азотом, вверху - водородом и другими легкими газами.

Роль атмосферы

Атмосфера - это воздух, которым мы дышим. Без него человек не проживет и пяти минут. Он насыщает все клетки растений и животных, способствуя обмену энергиями между организмом и внешней средой.

Атмосфера является фильтром планеты. Проходя через неё, солнечная радиация рассеивается. Это уменьшает её интенсивность и вред, который она может нанести в концентрированном виде. Оболочка играет роль щита Земли, в верхних слоях которого сгорают многие метеориты и кометы, не долетая до поверхности планеты.

Температура, плотность, влажность и давление атмосферы формируют климат и погодные условия. Атмосфера участвует в распределении тепла на планете. Без неё температура колебалась бы в пределах двухсот градусов.

Оболочка Земли участвует в круговороте веществ, является средой обитания части живых существ, способствует передаче звуков. Её отсутствие сделало бы невозможным существование жизни на планете.

На уровне моря 1013,25 гПа (около 760 мм ртутного столба). Средняя по глобусу температура воздуха у поверхности Земли 15°С, при этом температура изменяется примерно от 57°С в субтропических пустынях до -89°С в Антарктиде. Плотность воздуха и давление убывают с высотой по закону, близкому к экспоненциальному.

Строение атмосферы . По вертикали атмосфера имеет слоистую структуру, определяемую главным образом особенностями вертикального распределения температуры (рисунок), которое зависит от географического положения, сезона, времени суток и так далее. Нижний слой атмосферы - тропосфера - характеризуется падением температуры с высотой (примерно на 6°С на 1 км), его высота от 8-10 км в полярных широтах до 16-18 км в тропиках. Благодаря быстрому убыванию плотности воздуха с высотой в тропосфере находится около 80% всей массы атмосферы. Над тропосферой располагается стратосфера - слой, который характеризуется в общем повышением температуры с высотой. Переходный слой между тропосферой и стратосферой называется тропопаузой. В нижней стратосфере до уровня около 20 км температура мало меняется с высотой (так называемая изотермическая область) и нередко даже незначительно уменьшается. Выше температура возрастает из-за поглощения УФ-радиации Солнца озоном, вначале медленно, а с уровня 34-36 км - быстрее. Верхняя граница стратосферы - стратопауза - расположена на высоте 50-55 км, соответствующей максимуму температуры (260-270 К). Слой атмосферы, расположенный на высоте 55-85 км, где температура снова падает с высотой, называется мезосферой, на его верхней границе - мезопаузе - температура достигает летом 150-160 К, а зимой 200-230 К. Над мезопаузой начинается термосфера - слой, характеризующийся быстрым повышением температуры, достигающей на высоте 250 км значений 800-1200 К. В термосфере поглощается корпускулярная и рентгеновская радиация Солнца, тормозятся и сгорают метеоры, поэтому она выполняет функцию защитного слоя Земли. Ещё выше находится экзосфера, откуда атмосферные газы рассеиваются в мировое пространство за счёт диссипации и где происходит постепенный переход от атмосферы к межпланетному пространству.

Состав атмосферы . До высоты около 100 км атмосфера практически однородна по химическому составу и средняя молекулярная масса воздуха (около 29) в ней постоянна. Вблизи поверхности Земли атмосфера состоит из азота (около 78,1% по объёму) и кислорода (около 20,9%), а также содержит малые количества аргона, диоксида углерода (углекислого газа), неона и других постоянных и переменных компонентов (смотри Воздух).

Кроме того, атмосфера содержит небольшие количества озона, оксидов азота, аммиака, радона и др. Относительное содержание основных составляющих воздуха постоянно во времени и однородно в разных географических районах. Содержание водяного пара и озона переменно в пространстве и времени; несмотря на малое содержание, их роль в атмосферных процессах весьма существенна.

Выше 100-110 км происходит диссоциация молекул кислорода, углекислого газа и водяного пара, поэтому молекулярная масса воздуха уменьшается. На высоте около 1000 км начинают преобладать лёгкие газы - гелий и водород, а ещё выше атмосфера Земли постепенно переходит в межпланетный газ.

Наиболее важная переменная компонента атмосферы - водяной пар, который поступает в атмосферу при испарении с поверхности воды и влажной почвы, а также путём транспирации растениями. Относительное содержание водяного пара меняется у земной поверхности от 2,6% в тропиках до 0,2% в полярных широтах. С высотой оно быстро падает, убывая наполовину уже на высоте 1,5-2 км. В вертикальном столбе атмосферы в умеренных широтах содержится около 1,7 см «слоя осаждённой воды». При конденсации водяного пара образуются облака, из которых выпадают осадки атмосферные в виде дождя, града, снега.

Важной составляющей атмосферного воздуха является озон, сосредоточенный на 90% в стратосфере (между 10 и 50 км), около 10% его находится в тропосфере. Озон обеспечивает поглощение жёсткой УФ-радиации (с длиной волны менее 290 нм), и в этом - его защитная роль для биосферы. Значения общего содержания озона меняются в зависимости от широты и сезона в пределах от 0,22 до 0,45 см (толщина слоя озона при давлении р= 1 атм и температуре Т = 0°С). В озоновых дырах, наблюдаемых весной в Антарктике с начала 1980-х годов, содержание озона может падать до 0,07 см. Оно увеличивается от экватора к полюсам и имеет годовой ход с максимумом весной и минимумом осенью, причём амплитуда годового хода мала в тропиках и растёт к высоким широтам. Существенной переменной компонентой атмосферы является углекислый газ, содержание которого в атмосфере за последние 200 лет выросло на 35%, что объясняется в основном антропогенным фактором. Наблюдается его широтная и сезонная изменчивость, связанная с фотосинтезом растений и растворимостью в морской воде (согласно закону Генри, растворимость газа в воде уменьшается с ростом её температуры).

Важную роль в формировании климата планеты играет атмосферный аэрозоль - взвешенные в воздухе твёрдые и жидкие частицы размером от нескольких нм до десятков мкм. Различаются аэрозоли естественного и антропогенного происхождения. Аэрозоль образуется в процессе газофазных реакций из продуктов жизнедеятельности растений и хозяйственной деятельности человека, вулканических извержений, в результате подъёма пыли ветром с поверхности планеты, особенно с её пустынных регионов, а также образуется из космической пыли, попадающей в верхние слои атмосферы. Большая часть аэрозоля сосредоточена в тропосфере, аэрозоль от вулканических извержений образует так называемый слой Юнге на высоте около 20 км. Наибольшее количество антропогенного аэрозоля попадает в атмосферу в результате работы автотранспорта и ТЭЦ, химических производств, сжигания топлива и др. Поэтому в некоторых районах состав атмосферы заметно отличается от обычного воздуха, что потребовало создания специальной службы наблюдений и контроля за уровнем загрязнения атмосферного воздуха.

Эволюция атмосферы . Современная атмосфера имеет, по-видимому, вторичное происхождение: она образовалась из газов, выделенных твёрдой оболочкой Земли после завершения формирования планеты около 4,5 млрд. лет назад. В течение геологической истории Земли атмосфера претерпевала значительные изменения своего состава под влиянием ряда факторов: диссипации (улетучивания) газов, преимущественно более лёгких, в космическое пространство; выделения газов из литосферы в результате вулканической деятельности; химических реакций между компонентами атмосферы и породами, слагающими земную кору; фотохимических реакций в самой атмосфере под влиянием солнечного УФ-излучения; аккреции (захвата) материи межпланетной среды (например, метеорного вещества). Развитие атмосферы тесно связано с геологическими и геохимическими процессами, а последние 3-4 миллиарда лет также с деятельностью биосферы. Значительная часть газов, составляющих современной атмосферы (азот, углекислый газ, водяной пар), возникла в ходе вулканической деятельности и интрузии, выносившей их из глубин Земли. Кислород появился в заметных количествах около 2 миллиардов лет тому назад как результат деятельности фотосинтезирующих организмов, первоначально зародившихся в поверхностных водах океана.

По данным о химическом составе карбонатных отложений получены оценки количества углекислого газа и кислорода в атмосфере геологического прошлого. На протяжении фанерозоя (последние 570 миллионов лет истории Земли) количество углекислого газа в атмосфере изменялось в широких пределах в соответствии с уровнем вулканической активности, температурой океана и уровнем фотосинтеза. Большую часть этого времени концентрация углекислого газа в атмосфере была значительно выше современной (до 10 раз). Количество кислорода в атмосфере фанерозоя существенно изменялось, причём преобладала тенденция к его увеличению. В атмосфере докембрия масса углекислого газа была, как правило, больше, а масса кислорода - меньше по сравнению с атмосферой фанерозоя. Колебания количества углекислого газа оказывали в прошлом существенное влияние на климат, усиливая парниковый эффект при росте концентрации углекислого газа, благодаря чему климат на протяжении основной части фанерозоя был гораздо теплее по сравнению с современной эпохой.

Атмосфера и жизнь . Без атмосферы Земля была бы мёртвой планетой. Органическая жизнь протекает в тесном взаимодействии с атмосферой и связанными с ней климатом и погодой. Незначительная по массе по сравнению с планетой в целом (примерно миллионная часть), атмосфера является непременным условием для всех форм жизни. Наибольшее значение из атмосферных газов для жизнедеятельности организмов имеют кислород, азот, водяной пар, углекислый газ, озон. При поглощении углекислого газа фотосинтезирующими растениями создаётся органическое вещество, используемое как источник энергии подавляющим большинством живых существ, включая человека. Кислород необходим для существования аэробных организмов, для которых приток энергии обеспечивается реакциями окисления органического вещества. Азот, усваиваемый некоторыми микроорганизмами (азотофиксаторами), необходим для минерального питания растений. Озон, поглощающий жёсткое УФ-излучение Солнца, значительно ослабляет эту вредную для жизни часть солнечной радиации. Конденсация водяного пара в атмосфере, образование облаков и последующее выпадение атмосферных осадков поставляют на сушу воду, без которой невозможны никакие формы жизни. Жизнедеятельность организмов в гидросфере во многом определяется количеством и химическим составом атмосферных газов, растворённых в воде. Поскольку химический состав атмосферы существенно зависит от деятельности организмов, биосферу и атмосферу можно рассматривать как часть единой системы, поддержание и эволюция которой (смотри Биогеохимические циклы) имела большое значение для изменения состава атмосферы на протяжении истории Земли как планеты.

Радиационный, тепловой и водный балансы атмосферы . Солнечная радиация является практически единственным источником энергии для всех физических процессов в атмосфере. Главная особенность радиационного режима атмосферы - так называемый парниковый эффект: атмосфера достаточно хорошо пропускает к земной поверхности солнечную радиацию, но активно поглощает тепловое длинноволновое излучение земной поверхности, часть которого возвращается к поверхности в форме встречного излучения, компенсирующего радиационную потерю тепла земной поверхностью (смотри Атмосферное излучение). В отсутствие атмосферы средняя температура земной поверхности была бы -18°С, в действительности она 15°С. Приходящая солнечная радиация частично (около 20%) поглощается в атмосферу (главным образом водяным паром, каплями воды, углекислым газом, озоном и аэрозолями), а также рассеивается (около 7%) на частицах аэрозоля и флуктуациях плотности (рэлеевское рассеяние). Суммарная радиация, достигая земной поверхности, частично (около 23%) отражается от неё. Коэффициент отражения определяется отражательной способностью подстилающей поверхности, так называемое альбедо. В среднем альбедо Земли для интегрального потока солнечной радиации близко к 30%. Оно меняется от нескольких процентов (сухая почва и чернозём) до 70-90% для свежевыпавшего снега. Радиационный теплообмен между земной поверхностью и атмосферой существенно зависит от альбедо и определяется эффективным излучением поверхности Земли и поглощённым ею противоизлучением атмосферы. Алгебраическая сумма потоков радиации, входящих в земную атмосферу из космического пространства и уходящих из неё обратно, называется радиационным балансом.

Преобразования солнечной радиации после её поглощения атмосферой и земной поверхностью определяют тепловой баланс Земли как планеты. Главный источник тепла для атмосферы - земная поверхность; теплота от неё передаётся не только в виде длинноволнового излучения, но и путём конвекции, а также выделяется при конденсации водяного пара. Доли этих притоков теплоты равны в среднем 20%, 7% и 23% соответственно. Сюда же добавляется около 20% теплоты за счёт поглощения прямой солнечной радиации. Поток солнечной радиации за единицу времени через единичную площадку, перпендикулярную солнечным лучам и расположенную вне атмосферы на среднем расстоянии от Земли до Солнца (так называемая солнечная постоянная), равен 1367 Вт/м 2 , изменения составляют 1-2 Вт/м 2 в зависимости от цикла солнечной активности. При планетарном альбедо около 30% средний по времени глобальный приток солнечной энергии к планете составляет 239 Вт/м 2 . Поскольку Земля как планета испускает в космос в среднем такое же количество энергии, то, согласно закону Стефана - Больцмана, эффективная температура уходящего теплового длинноволнового излучения 255 К (-18°С). В то же время средняя температура земной поверхности составляет 15°С. Разница в 33°С возникает за счёт парникового эффекта.

Водный баланс атмосферы в целом соответствует равенству количества влаги, испарившейся с поверхности Земли, количеству осадков, выпадающих на земную поверхность. Атмосфера над океанами получает больше влаги от процессов испарения, чем над сушей, а теряет в виде осадков 90%. Избыток водяного пара над океанами переносится на континенты воздушными потоками. Количество водяного пара, переносимого в атмосферу с океанов на континенты, равно объёму стока рек, впадающих в океаны.

Движение воздуха . Земля имеет шарообразную форму, поэтому к её высоким широтам приходит гораздо меньше солнечной радиации, чем к тропикам. Вследствие этого между широтами возникают большие температурные контрасты. На распределение температуры в существенной мере влияет также взаимное расположение океанов и континентов. Из-за большой массы океанических вод и высокой теплоёмкости воды сезонные колебания температуры поверхности океана значительно меньше, чем суши. В связи с этим в средних и высоких широтах температура воздуха над океанами летом заметно ниже, чем над континентами, а зимой - выше.

Неодинаковый разогрев атмосферы в разных областях земного шара вызывает неоднородное по пространству распределение атмосферного давления. На уровне моря распределение давления характеризуется относительно низкими значениями вблизи экватора, увеличением в субтропиках (пояса высокого давления) и понижением в средних и высоких широтах. При этом над материками внетропических широт давление зимой обычно повышено, а летом понижено, что связано с распределением температуры. Под действием градиента давления воздух испытывает ускорение, направленное от областей с высоким давлением к областям с низким, что приводит к перемещению масс воздуха. На движущиеся воздушные массы действуют также отклоняющая сила вращения Земли (сила Кориолиса), сила трения, убывающая с высотой, а при криволинейных траекториях и центробежная сила. Большое значение имеет турбулентное перемешивание воздуха (смотри Турбулентность в атмосфере).

С планетарным распределением давления связана сложная система воздушных течений (общая циркуляция атмосферы). В меридиональной плоскости в среднем прослеживаются две или три ячейки меридиональной циркуляции. Вблизи экватора нагретый воздух поднимается и опускается в субтропиках, образуя ячейку Хэдли. Там же опускается воздух обратной ячейки Феррела. В высоких широтах часто прослеживается прямая полярная ячейка. Скорости меридиональной циркуляции порядка 1 м/с или меньше. Из-за действия силы Кориолиса в большей части атмосферы наблюдаются западные ветры со скоростями в средней тропосфере около 15 м/с. Существуют сравнительно устойчивые системы ветров. К ним относятся пассаты - ветры, дующие от поясов высокого давления в субтропиках к экватору с заметной восточной составляющей (с востока на запад). Достаточно устойчивы муссоны — воздушные течения, имеющие чётко выраженный сезонный характер: они дуют с океана на материк летом и в противоположном направлении зимой. Особенно регулярны муссоны Индийского океана. В средних широтах движение воздушных масс имеет в основном западное направление (с запада на восток). Это зона атмосферных фронтов, на которых возникают крупные вихри - циклоны и антициклоны, охватывающие многие сотни и даже тысячи километров. Циклоны возникают и в тропиках; здесь они отличаются меньшими размерами, но очень большими скоростями ветра, достигающего ураганной силы (33 м/с и более), так называемые тропические циклоны. В Атлантике и на востоке Тихого океана они называются ураганами, а на западе Тихого океана - тайфунами. В верхней тропосфере и нижней стратосфере в областях, разделяющих прямую ячейку меридиональной циркуляции Хэдли и обратную ячейку Феррела, часто наблюдаются сравнительно узкие, в сотни километров шириной, струйные течения с резко очерченными границами, в пределах которых ветер достигает 100-150 и даже 200 м/с.

Климат и погода . Различие в количестве солнечной радиации, приходящей на разных широтах к разнообразной по физическим свойствам земной поверхности, определяет многообразие климатов Земли. От экватора до тропических широт температура воздуха у земной поверхности в среднем 25-30°С и мало меняется в течение года. В экваториальном поясе обычно выпадает много осадков, что создаёт там условия избыточного увлажнения. В тропических поясах количество осадков уменьшается и в ряде областей становится очень малым. Здесь располагаются обширные пустыни Земли.

В субтропических и средних широтах температура воздуха значительно меняется в течение года, причём разница между температурами лета и зимы особенно велика в удалённых от океанов областях континентов. Так, в некоторых районах Восточной Сибири годовая амплитуда температуры воздуха достигает 65°С. Условия увлажнения в этих широтах весьма разнообразны, зависят в основном от режима общей циркуляции атмосферы и существенно меняются от года к году.

В полярных широтах температура остаётся низкой в течение всего года, даже при наличии её заметного сезонного хода. Это способствует широкому распространению ледового покрова на океанах и суше и многолетнемёрзлых пород, занимающих в России свыше 65% её площади, в основном в Сибири.

За последние десятилетия стали всё более заметны изменения глобального климата. Температура повышается больше в высоких широтах, чем в низких; больше зимой, чем летом; больше ночью, чем днём. За 20 век среднегодовая температура воздуха у земной поверхности в России выросла на 1,5-2°С, причём в отдельных районах Сибири наблюдается повышение на несколько градусов. Это связывается с усилением парникового эффекта вследствие роста концентрации малых газовых примесей.

Погода определяется условиями циркуляции атмосферы и географическим положением местности, она наиболее устойчива в тропиках и наиболее изменчива в средних и высоких широтах. Более всего погода меняется в зонах смены воздушных масс, обусловленных прохождением атмосферных фронтов, циклонов и антициклонов, несущих осадки и усиление ветра. Данные для прогноза погоды собираются на наземных метеостанциях, морских и воздушных судах, с метеорологических спутников. Смотри также Метеорология.

Оптические, акустические и электрические явления в атмосфере . При распространении электромагнитного излучения в атмосфере в результате рефракции, поглощения и рассеяния света воздухом и различными частицами (аэрозоль, кристаллы льда, капли воды) возникают разнообразные оптические явления: радуга, венцы, гало, мираж и др. Рассеяние света обусловливает видимую высоту небесного свода и голубой цвет неба. Дальность видимости предметов определяется условиями распространения света в атмосфере (смотри Атмосферная видимость). От прозрачности атмосферы на различных длинах волн зависят дальность связи и возможность обнаружения объектов приборами, в том числе возможность астрономических наблюдений с поверхности Земли. Для исследований оптической неоднородностей стратосферы и мезосферы важную роль играет явление сумерек. Например, фотографирование сумерек с космических аппаратов позволяет обнаруживать аэрозольные слои. Особенности распространения электромагнитного излучения в атмосфере определяют точность методов дистанционного зондирования её параметров. Все эти вопросы, как и многие другие, изучает атмосферная оптика. Рефракция и рассеяние радиоволн обусловливают возможности радиоприёма (смотри Распространение радиоволн).

Распространение звука в атмосфере зависит от пространственного распределения температуры и скорости ветра (смотри Атмосферная акустика). Оно представляет интерес для зондирования атмосферы дистанционными методами. Взрывы зарядов, запускаемых ракетами в верхнюю атмосфера, дали богатую информацию о системах ветров и ходе температуры в стратосфере и мезосфере. В устойчиво стратифицированной атмосфере, когда температура падает с высотой медленнее адиабатического градиента (9,8 К/км), возникают так называемые внутренние волны. Эти волны могут распространяться вверх в стратосферу и даже в мезосферу, где они затухают, способствуя усилению ветра и турбулентности.

Отрицательный заряд Земли и обусловленное им электрическое поле атмосфера вместе с электрически заряженными ионосферой и магнитосферой создают глобальную электрическую цепь. Важную роль при этом играет образование облаков и грозового электричества. Опасность грозовых разрядов вызвала необходимость разработки методов грозозащиты зданий, сооружений, линий электропередач и связи. Особую опасность это явление представляет для авиации. Грозовые разряды вызывают атмосферные радиопомехи, получившие название атмосфериков (смотри Свистящие атмосферики). Во время резкого увеличения напряжённости электрического поля наблюдаются светящиеся разряды, возникающие на остриях и острых углах предметов, выступающих над земной поверхностью, на отдельных вершинах в горах и др. (Эльма огни). Атмосфера всегда содержит сильно меняющееся в зависимости от конкретных условий количество лёгких и тяжёлых ионов, которые определяют электрическую проводимость атмосферы. Главные ионизаторы воздуха у земной поверхности - излучение радиоактивных веществ, содержащихся в земной коре и в атмосфере, а также космические лучи. Смотри также Атмосферное электричество.

Влияние человека на атмосферу. В течение последних столетий происходил рост концентрации парниковых газов в атмосфере вследствие хозяйственной деятельности человека. Процентное содержание углекислого газа возросло с 2,8-10 2 двести лет назад до 3,8-10 2 в 2005 году, содержание метана - с 0,7-10 1 примерно 300- 400 лет назад до 1,8-10 -4 в начале 21 века; около 20% в прирост парникового эффекта за последнее столетие дали фреоны, которых практически не было в атмосфере до середины 20 века. Эти вещества признаны разрушителями стратосферного озона, и их производство запрещено Монреальским протоколом 1987 года. Рост концентрации углекислого газа в атмосфере вызван сжиганием всё возрастающих количеств угля, нефти, газа и других видов углеродного топлива, а также сведением лесов, в результате чего уменьшается поглощение углекислого газа путём фотосинтеза. Концентрация метана увеличивается с ростом добычи нефти и газа (за счёт его потерь), а также при расширении посевов риса и увеличении поголовья крупного рогатого скота. Всё это способствует потеплению климата.

Для изменения погоды разработаны методы активного воздействия на атмосферные процессы. Они применяются для защиты сельскохозяйственных растений от градобития путём рассеивания в грозовых облаках специальных реагентов. Существуют также методы рассеяния туманов в аэропортах, защиты растений от заморозков, воздействия на облака с целью увеличения осадков в нужных местах или для рассеяния облаков в моменты массовых мероприятий.

Изучение атмосферы . Сведения о физических процессах в атмосфере получают прежде всего из метеорологических наблюдений, которые проводятся глобальной сетью постоянно действующих метеорологических станций и постов, расположенных на всех континентах и на многих островах. Ежедневные наблюдения дают сведения о температуре и влажности воздуха, атмосферном давлении и осадках, облачности, ветре и др. Наблюдения за солнечной радиацией и её преобразованиями проводятся на актинометрических станциях. Большое значение для изучения атмосферы имеют сети аэрологических станций, на которых при помощи радиозондов выполняются метеорологические измерения до высоты 30-35 км. На ряде станций проводятся наблюдения за атмосферным озоном, электрическими явлениями в атмосфере, химическим составом воздуха.

Данные наземных станций дополняются наблюдениями на океанах, где действуют «суда погоды», постоянно находящиеся в определённых районах Мирового океана, а также метеорологическими сведениями, получаемыми с научно-исследовательских и других судов.

Всё больший объём сведений об атмосфере в последние десятилетия получают с помощью метеорологических спутников, на которых установлены приборы для фотографирования облаков и измерения потоков ультрафиолетовой, инфракрасной и микроволновой радиации Солнца. Спутники позволяют получать сведения о вертикальных профилях температуры, облачности и её водозапасе, элементах радиационного баланса атмосферы, о температуре поверхности океана и др. Используя измерения рефракции радиосигналов с системы навигационных спутников, удаётся определять в атмосфере вертикальные профили плотности, давления и температуры, а также влагосодержания. С помощью спутников стало возможным уточнить величину солнечной постоянной и планетарного альбедо Земли, строить карты радиационного баланса системы Земля - атмосферы, измерять содержание и изменчивость малых атмосферных примесей, решать многие другие задачи физики атмосферы и мониторинга окружающей среды.

Лит.: Будыко М. И. Климат в прошлом и будущем. Л., 1980; Матвеев Л. Т. Курс общей метеорологии. Физика атмосферы. 2-е изд. Л., 1984; Будыко М. И., Ронов А. Б., Яншин А. Л. История атмосферы. Л., 1985; Хргиан А. Х. Физика атмосферы. М., 1986; Атмосфера: Справочник. Л., 1991; Хромов С. П., Петросянц М. А. Метеорология и климатология. 5-е изд. М., 2001.

Г. С. Голицын, Н. А. Зайцева.