Навигация
Атмосфера Земли
1. Строение атмосферы
Наша планета окружена обширной атмосферой. В соответствии с температурой составом и физическими свойствами атмосферы можно разделить на разные слои. Тропосфера - это область, лежащая между поверхностью Земли и высотой в 11 км. Это довольно толстый и густой слой, содержащий большую часть водяных паров, находящихся в воздухе. В ней имеют место почти все атмосферные явления, которые непосредственно интересуют жителей Земли. В тропосфере находятся облака, атмосферные осадки и т. д. Слой отделяющий тропосферу от следующего атмосферного слоя - стратосферы, называется тропопауза. Это область весьма низких температур.
Состав стратосферы такой же, как и тропосферы, но в ней возникает и концентрируется озон. Ионосфера, то есть ионизированный слой воздуха, образуется как в тропосфере, так и в более низких слоях. Она отражает высоко частотные радиоволны (например, короткие волны).
Основными газами, входящими в состав нижних слоев атмосферы являются азот (примерно 78,08%), кислород (около 20,9%) и аргон (около 0,93%). Других газов в атмосфере Земли очень мало, например углекислого газа около 0,03%. Атмосферное давление на уровне поверхности океана составляет при нормальных условиях приблизительно 0,1 МПа. Полагают, что земная атмосфера сильно изменилась в процессе эволюции: обогатилась кислородом и приобрела современный состав в результате длительного взаимодействия с горными породами и при участии биосферы, т. е. растительных и животных организмов. Доказательством того, что такие изменения действительно произошли, служат, например, залежи каменного угля и мощные пласты отложений карбонатов в осадочных породах, они содержат громадное количество углерода, который раньше входил в состав земной атмосферы в виде углекислого газа и окиси углерода. Ученые считают, что древняя атмосфера произошла из газообразных продуктов вулканических извержений; о ее составе судят по химическому анализу образцов газа, "замурованных" в полостях древних горных пород. В исследованных образцах, возраст которых приблизительно 3,5 млрд. лет содержится приблизительно 60% углекислого газа, а остальные 40% - соединения серы, аммиак, хлористый и фтористый водород. В небольшом количестве найдены азот и инертные газы. Весь кислород был химически связанным. Одной из важнейших задач современной науки о Земле является изучение эволюции атмосферы, поверхности и наружных слоев Земли, а так же внутреннее строение ее недр.
Основным признаком, определяющим подразделение атмосферы на отдельные слои, является изменение ее температуры с высотой. Характер этого изменения во многом зависит от состава атмосферы.
Нижний слой атмосферы Земли (тропосфера) имеет следующий химический состав (по объему, в процентах):
азот - 78.09, кислород - 20.95, аргон - 0.93, углекислый газ - 0.03. На долю остальных газов приходятся уже тысячные и десятитысячные доли процента. Такой состав атмосфера имеет почти до высоты 90 км.
Кроме постоянных компонентов, перечисленных выше, атмосфера содержит переменные компоненты: озон и водяной пар. Эти компоненты оказывают большое влияние на тепловой режим Земли и ее атмосферы.
Рассмотрим схему строения земной атмосферы. Известно, что в ее нижнем слое, именуемом тропосферой (от греческого тропэ - поворот), температура быстро падает с высотой: на 6-7 градусов на километр высоты (зимой несколько меньше). Это происходит потому, что нижние, (приземные) слои атмосферы получают тепло от земной поверхности, излучающей его в диапазоне инфракрасных лучей и передающей тепло также за счет конвекции и теплопроводности. В тропосфере образуются облака, осадки, дуют ветры, образуются самые различные метеорологические явления.
В зависимости от строения атомов и молекул различных газов они способны поглощать в той или иной степени излучение в различных диапазонах длин волн. Так, молекула водяного пара (Н20) интенсивно поглощает инфракрасные лучи во всем диапазоне, за исключением "окна" на длинах волн 8-13 мкм. Напротив, озон, трехатомный кислород, поглощает ультрафиолетовые лучи короче 0,36 мкм. На уровне от 11 до 17 км падение температуры с высотой прекращается и начинается стратосфера - сравнительно спокойная область атмосферы с почти постоянной температурой до высоты 34-36 км и ростом температуры до уровня 50 км. Этот рост происходит за счет поглощения солнечных ультрафиолетовых лучей слоем озона, о котором подробнее будет сказано ниже. Пограничная область между тропосферой и стратосферой называется тропопаузой.
Схема строения земной атмосферы:
1 - тропосферные облака нижнего яруса
2 - перистые облака
3 - перламутровые облака
4 - серебристые облака
5 - метеоры
6 - болид
7 - полярные сияния
8 - метеорологическая ракета
9 - геофизическая ракета
Выше стратосферы, примерно от уровня озонного пика температуры и до 80-85 км простирается мезосфера - область нового падения температуры с высотой. Мезосферу от стратосферы отделяет узкая область стратопаузы, примерно соответствующей высоте озонного максимума.
Еще выше температура вновь начинает расти. Сюда еще доходит ультрафиолетовое излучение Солнца на длинах волн короче 0,2 мкм, а в этой области спектра находятся полосы поглощения Шумана-Рунге молекулы кислорода (длины волн 1925-1760 А; 1 А (ангстрем) = 10-3 мкм). Еще дальше в сторону коротких длин волн расположена сплошная область поглощения, называемая континуумом Шумана-Рунге (длины волн 1760-1350 А). Поглощение лучей этих длин волн молекулярным кислородом приводит к нагреванию нижней термосферы - так принято называть область роста температуры выше 85 км.
Но поглощение солнечных ультрафиолетовых лучей приводит и к другому процессу - к диссоциации молекул кислорода на атомы. Этот процесс начинается от высоты 80 км и заканчивается на высотах 120-130 км. Выше весь кислород оказывается диссоциированным, т. е. состоящим из атомов.
С главным компонентом земной атмосферы - азотом - положение сложнее. Вероятность (или, как принято говорить, эффективное сечение) диссоциации за счет прямого поглощения солнечных лучей у молекулы азота крайне мала. Диссоциация азота возможна лишь в результате более сложных реакций, например, диссоциативной рекомбинации молекулярных ионов азота. Иначе говоря, сперва происходит ионизация молекулы азота, а потом молекулярный ион рекомбинирует с электроном, распадаясь при этом на два атома азота. Есть еще ряд реакций с участием иона молекулы окиси азота NO в результате которых образуется атомарный азот. Но для осуществления первой из этих реакций - фотоионизации молекулы азота - необходимо излучение с длиной волны менее 1270 А. Поэтому диссоциация азота начинается выше, чем диссоциация кислорода, а именно, начиная с 300 км, причем концентрация атомов азота начинает превышать концентрацию молекул только на высоте 400 км.
Что же обусловливает продолжающийся рост температуры с высотой в верхней термосфере (выше 150 км). В основном - опять таки ультрафиолетовое излучение Солнца. В верхних слоях атмосферы происходит ионизация атомов и молекул, образуются слои заряженных частиц, известные под общим названием ионосфера. Но солнечные лучи, ионизуя атомы и молекулы воздуха, сообщают им дополнительную энергию, переходящую в скорости беспорядочных движений, что и проявляется в увеличении температуры до 2000 градусов на высоте около 1000 км. Заряженные частицы путем столкновений передают энергию нейтральным частицам.
Выше 100 км начинается диффузионное разделение газов, поскольку перемешивание на этих высотах уже не играет той роли, как на более низких уровнях. Химический состав атмосферы начинает меняться с высотой. Эта область переменного состава атмосферы называется гетеросферой, тогда как область постоянного состава (ниже 100 км) называется гомосферой.
Если до высоты 180 км главным компонентом атмосферы продолжают оставаться молекулы азота, то в интервале высот 180-600 км их место занимают атомы кислорода. Между 600 и 1500 км главным компонентом является гелий, еще выше - атомарный водород. Нужно, однако, помнить, что границы эти условны и зависят от времени суток, а также от уровня солнечной активности.
Рассмотрим теперь строение атмосферы с несколько иной точки зрения, а именно с точки зрения ее взаимодействия с солнечными лучами. Хотя об этом уже не раз говорилось, мы совершим здесь как бы путешествие вместе с солнечным лучом в направлении сверху вниз. Это позволит привести все сказанное о взаимодействии излучения Солнца с атомами и молекулами атмосферы в стройную систему.
Солнечные лучи вступают на границу земной атмосферы как бы широким фронтом - на всех длинах волн. Сначала происходит ионизация атомов водорода (преобладающих, как мы видели, выше 1500 км), затем атомов гелия и кислорода. Но из-за разреженности атмосферы на больших высотах поглощение солнечного излучения выше 300 км практически незаметно.
Однако ниже 300 км поглощение ультрафиолетовых лучей постепенно растет в результате ионизации сначала атомов кислорода, затем атомов и молекул азота и молекул окиси азота и, наконец, молекул кислорода. Поглощаются в основном лучи с длинами волн от 100 до 1020 А (энергия фотона с длиной волны 1020 А соответствует потенциалу ионизации атома кислорода - это наименьшая энергия, необходимая для отрыва от атома внешнего электрона). Уже на высотах 120-140 км эта часть солнечного спектра поглощается полностью. Зато она обеспечивает ионизацию самого мощного слоя ионосферы - слоя F, который принято подразделять на два подслоя: F (130-180 км) и Fg (180-1000 км). Максимум электронной концентрации (равной на этих высотах концентрации положительных ионов) достигается на высотах 250-300 км.
Ниже 130 км проходят мягкие рентгеновские лучи (30-100 А), которые ионизуют слой Е ионосферы (90-130 км). Жесткое рентгеновское излучение доходит до высот 60 км и образует самый нижний, хотя и обладающий наименьшей электронной концентрацией (103 электронов/см3) слой D ионосферы.
Надо заметить, что мы нарисовали здесь лишь самую общую схему процессов. Ведь, кроме ионизации, непрерывно, "работает" обратный процесс - рекомбинация, приводящий к уничтожению ионов и электронов, к воссоединению их в нейтральные частицы. Изучением процессов, происходящих в верхних слоях атмосферы с атомами, молекулами, ионами и электронами при их взаимодействии друг с другом и с солнечным излучением, занимается наука аэрономия.
Вернемся к солнечному излучению. Потеряв на высоте 100 км полностью свой самый коротковолновый участок (1020 А), оно начинает далее испытывать поглощение лучей на больших длинах волн. Молекулы кислорода поглощают излучение в континууме Шумана-Рунге (1760 - 1220 А), энергия которого расходуется на их диссоциацию. Ниже 80 км эта часть солнечного спектра поглощается полностью. Однако излучение в области полос Шумана-Рунге (1925 - 1760 А) проходит и продолжает диссоциировать молекулы кислорода ниже 80 км. Число столкновений быстро падает с уменьшением плотности атмосферы на больших высотах. Не может озон образовываться и ниже 10 км - там нет атомов кислорода, поскольку излучение в области полос Шумана - Рунге полностью поглощается выше этого уровня.
Но озон сам является мощным поглотителем ультрафиолетовых лучей вплоть до длины волны 3100 A. Энергия этих лучей расходуется на диссоциацию молекул озона, уравновешивая их образование в ходе тройных столкновений. Максимальная концентрация озона достигается на высотах 25-30 км. Этот уровень не совпадает с уровнем озонного максимума температуры 50-55 км. Происходит это потому, что лучи, несущие наибольшую энергию, поглощаются выше и до уровня максимальной концентрации озона не доходят. Те же лучи, которые достигают этого уровня, имеют относительно небольшую энергию и не могут нагреть молекулы озона, а через них - и других газов до достаточно высоких температур. Поэтому, как ни странно, в области максимальной концентрации озона температуры довольно низкие.
Хорошо известно значение озоносферы для защиты всего живого на Земле - растений, животных и людей - от губительного действия солнечных ультрафиолетовых лучей. Любые процессы, связанные с деятельностью человека, которые способны привести хотя бы к частичному разрушению озонного слоя, могут иметь роковые последствия для жизни на Земле.
Образование обычных (тропосферных) облаков происходит, как правило, на высотах от 0,5 до 6 км (слоистые, дождевые, кучевые). На больших высотах плавают высоко-кучевые и высоко-слоистые облака. Однако выше 7,5 км облака почти целиком состоят из ледяных кристаллов: это перистые облака, высота которых может доходить до 15-17 км.
Еще выше, на уровне 25-30 км, наблюдаются так называемые перламутровые облака - явление гораздо более редкое, чем серебристые облака.
На высотах от 120 до 70 км происходит испарение и плавление входящих в атмосферу метеорных тел - наблюдаются метеоры, свечение которых в основном определяется излучением атомов и ионов метеорных паров. На уровнях 80-100 км наблюдается некоторое относительное изобилие метеорных атомов и ионов: здесь они образуются, после чего смешиваются в ходе диффузии с атомами и молекулами воздуха.
При полете метеора за ним формируется ионно-электронный след, отражающий метровые радиоволны. Весь этот комплекс явлений принято называть метеорными явлениями.
Еще выше расположена область полярных сияний. Обычно разные формы полярных сияний располагаются на высотах от 100 до 1000 км, хотя иногда нижние границы дуг полярных сияний спускаются до 80 км. Как показывает спектральный анализ, основной вклад в свечение полярных сияний вносит излучение атомарного кислорода (особенно в зеленой линии 5577 А), атомарного азота, их ионов, молекул азота и кислорода и их ионов, а также водорода, гелия, натрия. Возбуждение свечения всех этих частиц происходит за счет их соударений с быстрыми заряженными частицами, летящими от Солнца (солнечный ветер). Это - протоны, электроны и ионы различных элементов, а также нейтральные атомы. Но основную роль в возбуждении свечения полярных сияний играют протоны и электроны. Поскольку эти частицы - заряженные, их траектории отклоняются магнитным полем Земли в сторону геомагнитных полюсов, поэтому сияния наблюдаются преимущественно в полярных районах.
Кроме полярных сияний, наблюдается еще общее свечение ночного неба, вызванное как возбуждением за счет столкновений, так и флуоресценцией газов атмосферы в результате фотовозбуждения (это свечение наблюдается вскоре после захода Солнца).
Что считать границей атмосферы? Исследования последних лет показали, что ионосфера простирается до высот в тысячи и десятки тысяч километров. Поэтому понятие границы атмосферы весьма условно. Часто принимают высоту этой границы в 2000 км. То, что выше, называют протоносферой - оболочкой, состоящей из ядер атомов водорода - протонов. За пределами атмосферы находятся радиационные пояса Земли. Систему частиц, захваченных магнитным полем нашей планеты и движущихся вдоль его силовых линий, принято называть магнитосферой Земли.
Строение атмосферы
| Название слоя | Высота верхней границы | Характеристика слоя |
| Тропосфера | 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 |
| Тропопауза | — | Переходной слой между тропосферой и стратосферой; толщина колеблется от нескольких сотен метров до 1-2 км. Зимой тропопауза ниже, чем летом; кроме того, высота тропопаузы колеблется при прохождении циклонов и антициклонов. Средняя температура над полюсом зимой около -65 °С, летом около -45 °С; над экватором весь год около -70 °С и ниже |
| Стратосфера | 50-55 км | Температура с ростом высоты возрастает до уровня 0 °С. Малая турбулентность, ничтожное содержание водяного пара, повышенное по сравнению с ниже- и вышележащими слоями содержание озона (максимальная концентрация озона на высотах 20-25 км) |
| Стратопауза | — | Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °С) |
| Мезосфера | 80—85км | 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 | — | Переходной слой между мезосферой и термосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около -90 °С) |
| Термосфера | Ок. 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 — основные области ионосферы лежат внутри термосферы. На высотах свыше 300 км преобладает атомарный кислород |
| Экзосфера (сфера рассеяния) | — | Внешний слой атмосферы, из которого, быстро движущиеся лёгкие атомы водорода могут вылетать (ускользать) в космическое пространство. Температура достигает уровня более 3000 К. На больших расстояниях от Земли (2 - 3 тыс. км и более) нейтральную экзосферу образуют почти исключительно атомы водорода, на более низких высотах заметную долю составляют атомы гелия, а ещё ниже — также и атомы кислорода |
Похожие работы
... возмущений в пространстве и времени. Следует изучить вопросы, связанные с моделированием воздействия удара метеороидов и балистических волн о поверхность Земли. 3. Тунгусское космическое тело. 30 июня 1908 г. произошло столкновение с атмосферой Земли космического тела, нижняя часть траектории которого проходила над Вост. Сибирью. Траектория закончилась над географической точкой с долготой 101 ...
... , хотя некоторая его часть связывалась в молекулы в результате химических реакций. 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. Из-за отсутствия значительных количеств кислорода, а, ...
... . Значительная часть аэрозолей образуется в атмосфере при взаимодействии твердых и жидких частиц между собой или с водяным паром. Средний размер аэрозольных частиц составляет 11-51мкм. В атмосферу Земли ежегодно поступает около 11 куб.км. 0пылевидныхчастиц искусственного происхождения. Большое количество пылевых частиц образуется также в ходе производственной деятельности людей. Сведения о ...
... от атмосфер других планет: в ней низкое содержание углекислого газа, высоко содержание молекулярного кислорода и относительно велико содержание паров воды. Две причины создают выделенность атмосферы Земли: вода океанов и морей хорошо поглощает углекислый газ, а биосфера насыщает атмосферу молекулярным кислородом, образующимся в процессе растительного фотосинтеза. Расчёты показывают, что если ...
0 комментариев