Читать интересную книгу Курс общей астрономии - неизвестен Автор

Разность температур между низкими и высокими широтами сглаживается благодаря явлению циркуляции атмосферы. В низких широтах атмосферные массы нагреваются и поднимаются вверх, на их место приходят более холодные с севера и с юга. Вблизи поверхности воздух движется от полюсов к экватору, а в верхней части тропосферы в обратном направлении. Кориолисова сила смещает линии тока, создавая составляющие, направленные по параллелям, и в результате образуются своеобразные циркуляционные петли с горизонтальными масштабами порядка нескольких тысяч километров. На Земле картина общей циркуляции сильно усложняется присутствием океанов, теплоемкость которых очень велика. Поднятие воздушных масс над относительно теплыми водными пространствами приводит к тому, что возникают местные движения, направленные по радиусам к некоторому центру. Под влиянием кориолисовой силы движения становятся спиральными. Образуется большая местная циркуляционная ячейка, называемая циклоном. В относительно холодных областях направления движений обратные, и в этом случае может сформироваться антициклон. Динамические процессы такого рода в общем определяют все явления смены погоды, и их исследование очень важно для ее прогноза. На высоте 20-25 км начинается увеличение температуры. Причиной этого увеличения является экзотермическая (т.е. сопровождающаяся выделением тепла) фотохимическая реакция разложения озона

О3 + hn ® O2 + О.(10.1)

Озон появляется в результате фотохимического разложения O2

O2 + hn ® O + O(10.2)

и последующей реакции тройного соударения

O + O2 + М ® O3 + М,(10.3)

где М - третья молекула. В результате реакции (10.1) озон поглощает ультрафиолетовое излучение в области от 2000 до 3000 Å, и это излучение разогревает атмосферу. Температура растет примерно до 50 км, где достигает максимума (около 270 °К). Эта сравнительно теплая область атмосферы называется мезосферой (или озоносферой). Озон, находящийся в верхней атмосфере, служит своеобразным щитом, охраняющим нас от действия ультрафиолетового излучения Солнца. Без этого щита развитие жизни на суше в ее современных формах вряд ли было бы возможно. Над мезосферой расположен температурный минимум - мезопауза. Выше температура вновь начинает расти. Причиной является поглощение ультрафиолетового излучения Солнца на высотах 150-300 км, обусловленное ионизацией атомарного кислорода O + hn ® O+ + e-. Над мезопаузой температура растет непрерывно до высоты около 400 км, где она достигает днем в эпоху максимума солнечной активности 1800 °К. В эпоху минимума солнечной активности эта предельная температура может быть меньше 1000 °К. Выше 400 км атмосфера изотермична. Область изотермии называется термосферой. В § 120 мы познакомились с понятием шкалы высот (формула 9.5) Это соотношение можно записать также в виде

(10.4)

где k - постоянная Больцмана (1.38×10-16 эрг/град) и mH = 1,67×10-24 г - масса атома водорода. Чем больше температура и легче молекулы, тем медленнее уменьшаются с высотой давление р и концентрация молекул n, т.е. число молекул в 1 см3 (они связаны простым соотношением р = nk T ). Возникает вопрос, какой молекулярный вес надо подставить в формулу (10.4) средний или индивидуальный для каждого газа (каждого компонента), находящегося в атмосфере? Если средний, то химический состав не будет изменяться с высотой; если индивидуальный для каждой составляющей, то относительное содержание легких компонентов будет увеличиваться с высотой. Легко понять, что средний вес надо брать в том случае, если газы перемешаны между собой механически. К перемешиванию приводят процессы конвекции, восходящие и нисходящие потоки газа. В обратном направлении действует процесс диффузии, который стремится установить для каждого газа свою шкалу высот. Скорость диффузии обратно пропорциональна давлению. На уровне моря она ничтожна и становится сравнимой со скоростью перемешивания только на высотах 100-120 км. Часть атмосферы, расположенная ниже 100-120 км, называется областью полного перемешивания; часть, расположенная выше, - областью диффузионного разделения. Относительный химический состав атмосферы в области полного перемешивания не меняется с высотой. В этом случае в формулу (10.4) надо подставлять средний молекулярный вес . На уровне моря средний молекулярный вес атмосферы равен 29. Средняя температура на уровне моря Т = 290 °К и ускорение силы тяжести g = 980 см/сек2. Подставляя эти величины в формулу (10.4), получим

На высоте 8 км, следовательно, давление примерно в 3 раза меньше, чем на уровне моря. Если мы поднимемся на высоту 100 км, то там давление и концентрация молекул будут примерно в миллион раз меньше, чем на уровне моря. Выше 100-120 км в области диффузионного разделения большая часть кислорода находится в атомарном состоянии, в то время как азот остается в молекулярном виде. Поэтому относительное содержание азота уменьшается с высотой. В результате на высотах 400-500 км, где концентрация в 1011-1012 раз меньше, чем на уровне моря, атмосфера состоит главным образом из кислорода. Но шкала высот для гелия в 8, а для водорода в 16 раз больше, чем для кислорода. В результате выше 700 км основными составляющими являются уже гелий и водород. На высоте 1000 км концентрация молекул составляет в среднем 3×105 см -3, т. е. в 1014 раз меньше, чем на уровне моря. Самые внешние части атмосферы, состоящие из водорода, простираются на расстояние до нескольких земных радиусов, образуя водородную геокорону. Концентрация водородных атомов в геокороне 102-103 см -3. Необходимо сказать несколько слов о методах исследования атмосферы на больших высотах. Вплоть до высот около 300 км давление с достаточной точностью определяется манометрами, установленными на ракетах. На больших высотах такие манометры использовать трудно, так как приборы и корпус ракеты выделяют больше газа, чем содержится в окружающей атмосфере. Начиная с высоты 200 км плотность атмосферы очень точно определяется по торможению искусственных спутников Земли. Этим способом плотность вычислена до высоты 1800 км. Установлено, что выше 300 км плотность атмосферы днем в несколько раз больше, чем ночью. Это объясняется тем, что днем выше температура термосферы и больше шкала высот Н. Масс-спектрометры, установленные на ракетах и спутниках, позволяют определить относительный химический состав атмосферы на больших высотах. Зная зависимость плотности от высоты, можно определить шкалу высот, а зная ее и химический состав атмосферы, найти по формуле (10.4) температуру. На высоте 500 км плотность атмосферы такова, что длина свободного пробега молекул и атомов становится приблизительно равной шкале высот Н " 100 км. Наиболее вероятная скорость атомов (см. § 104) равна Часть атомов той же массы т имеет скорость большую v*, часть - меньшую. Какая-то доля молекул улетает с критического уровня со скоростями, превышающими параболическую (11 км/сек), и покидает Землю навсегда. Это явление называется диссипацией атмосферных газов. Чем больше температура, легче молекула и чем меньше параболическая скорость, тем быстрее идет диссипация. Оценки скорости диссипации показывают, что количество кислорода в атмосфере Земли уменьшится в 3 раза через 1026 лет, а количество водорода всего лишь через 103 лет. При этом предполагается, что потери вследствие диссипации не возмещаются поступлением в атмосферу новых количеств газа. Приведенные числа показывают, что Земля теряет кислород достаточно медленно и его утечкой можно пренебречь. Водород и гелий улетучиваются, наоборот, очень быстро, и если мы находим их в атмосфере, то это означает, что их потеря непрерывно возмещается. Возмещение водорода происходит за счет диссоциации водяного пара ультрафиолетовым излучением Солнца, а гелий выделяется земной корой благодаря процессам радиоактивного распада. Ионизация О, O2 , N2 ультрафиолетовым излучением Солнца. приводит к образованию ионов и электронов в верхней атмосфере. Таким образом, термосфера представляет собой ионизованный газ - плазму, и часто ее называют ионосферой, подчеркивая тот факт, что она содержит заряженные частицы. Плотность положительных и отрицательных зарядов в каждой точке ионосферы, как и любой плазмы, одинакова. Если вследствие случайных флуктуаций возникает даже небольшой избыток зарядов одного знака, этот избыток притягивает заряды другого знака и равновесие восстанавливается. Это свойство называется квазинейтральностью плазмы. Приставка квази означает, что плазма все же ведет себя иным образом, чем газ, состоящий из нейтральных частиц. Подвижность электронов много больше, чем подвижность ионов, и они быстрее реагируют на изменение электрического и магнитного поля. Плазма преломляет, отражает и поглощает электромагнитные колебания. Концентрация электрических зарядов (электронная концентрация равна ионной) в земной атмосфере на высоте. 300 км составляет днем около 106 см -3. Плазма такой плотности отражает радиоволны длиной 20 м, а более короткие пропускает. Критическая частота (граница пропускания) зависит от электронной концентрации и равна Так как интенсивность ультрафиолетового излучения Солнца изменяется, то изменяется и n 0 . Казалось бы, ночью электронная плотность должна быть равна нулю и ионосфера должна исчезать, поскольку источник ионизации отсутствует. Действительно, нижняя часть ионосферы (слой D, на высоте около 70 км) ночью исчезает и вновь формируется утром. Однако наиболее плотная и протяженная часть ионосферы (слой F, на высоте 200-500 км) сохраняется ночью. Причина этого состоит в том, что процесс рекомбинации (соединения) ионов и электронов идет быстрее в более глубоких слоях атмосферы и медленнее в более высоких и разреженных. На рис. 151 показана зависимость электронной концентрации пе в ионосфере от высоты. Эта кривая не является гладкой, на ней имеются отдельные скачки. Уровни, на которых находятся скачки, отражают радиоволны с частотой больше n 0 . Таким образом, посылая в ионосферу радиоволны различной частоты и регистрируя их отражение, можно определить зависимость nе от высоты. На этом принципе основана работа ионосферных станций. Приборы, установленные на искусственных спутниках Земли, измеряют плотность электрических зарядов в ионосфере непосредственно.