+7(904)3314610

Атмосфера Земли

moveinfo.ru

баннер статьи

Дата:

Структура, классификация областей и химический состав атмосферы Земли.

Классификация областей атмосферы. Атмосфера — газообразная оболочка, окружающая Землю и вращающаяся с ней как единое целое [1]. Нижней границей атмосферы служит поверхность Земли.

Верхняя часть атмосферы заполнена преимущественно заряженными частицами, захваченными магнитным полем Земли и образующим так называемые радиационные пояса. При отсутствии магнитных возмущений, радиационные пояса простираются на 2—3 земных радиуса, во время особо сильных возмущений до 20 радиусов (напомним, средний радиус Земли составляет 6371,0 км). Таким образом внешняя граница земной атмосферы изменяется в зависимости от состояния магнитного поля Земли (геомагнитной активности).

Строение Земной атмосферы весьма сложно и изменчиво в пространстве и во времени. Расчетным путем определение многих характеристик затруднено. Поэтому изучение в основном ведется экспериментальными методами. Прямые методы предполагают измерение тех или иных параметров: температуры, плотности, влажности, химического состава и др. При косвенных методах изучают полярные сияния, особенности распространения электромагнитных волн, свечения ночного неба и др. Наиболее полные сведения о строении атмосферы имеются до высот 200—250 км. Для получения сведений о строении атмосферы на больших высотах требуется запуск специальных ракет, спутников.

Накопленные сведения о строении атмосферы позволяют разделить ее на ряд специфических областей, в пределах которых распределение тех или иных параметров газа подчиняется некоторым общим закономерностям. Разделение можно вести по различным признакам: по химическому составу, закону распределения температуры, условий распространения электромагнитных волн и т.д.

С точки зрения распространения радиоволн атмосферу принято разделять на следующие области: тропосферу, стратосферу, и ионосферу [1]. С точки зрения температурных градиентов атмосферу разделяют на: тропосферу, тропопаузу, стратосферу, стратопаузу и ионосферу. Ионосферу в свою очередь по температурному градиенту разделяют на: мезосферу, мезопаузу, термосферу. Дополнительно в ионосфере выделяют слой экзосферы. Ионосферу также разделяют на области связанные с максимумами электронной плотности D, E, F1 и F2.

Границы между этими областями выражены не резко и зависят от многих факторов (географического положения, времени года, времени суток, солнечной и геомагнитной активности и др.). В атмосфере, где плотность газа резко падает с высотой, смыл термина "температура" оказывается различным применительно к плотным и сильно разреженным областям. На тех высотах, где плотность газа настолько велика, что в пределах микрообъемов имеет место термодинамическое равновесие, температура является мерой средней кинетической энергии движения заряженных частиц независимо от их массы. В сильно разреженных областях, где число столкновений между частицами мало, каждый тип частиц обладает своей температурой, так как средняя скорость движения зависит от их массы (легкие частицы обладают большей кинетической энергией). В атмосфере условия термодинамического равновесия нарушаются на высотах порядка 250—300 км. Температура в пределах толщи всей атмосферы меняется на тысячи градусов.

Тропосфера снизу ограничена подстилающей поверхностью Земли, верхняя граница тропосферы, так называемая тропопауза, лежит на экватором на высоте 16—18 км, в умеренных широтах — на 10—12 км, а в полярных областях на 7—10 км. В тропосфере температура падает в среднем на 0.5—0.6 ° на каждые 100 м. Это объясняется тем, что солнечное излучение хорошо поглощается поверхностью Земли и относительно слабо — самой тропосферой. Поэтому основным источником тепловой энергии для тропосферы является подстилающая поверхность Земли, которая передает вверх аккумулированную солнечную энергию в виде инфракрасного излучения. Последняя поглощается содержащимся в атмосфере водяными парами и углекислым газом (парниковый эффект). Падение температуры с высотой прекращается на высоте тропопаузы.

Тропопауза пограничный слой между тропосферой и стратосферой расположен на высотах 7 — 18 км над уровнем моря, в зависимости от широты. Высота тропопаузы подвержена не большим сезонным изменениям. В тропопаузе падение температуры происходившее в тропосфере прекращается. Толщина тропопаузы 0,5—3 км.

Стратосфера простирается от тропопаузы до высот порядка 50-60 км. Выше стратосферы, до верхней границы атмосферы, расположена ионосфера. Тропосфера отличается от стратосферы законом распределения температуры по высоте (противоположный знак градиента). Нагревание стратосферы обусловлено способностью озона интенсивно поглощать УФ излучение Солнца на волнах λ=2300—3200 Å. В стратопаузе температура достигает максимума около 0 °C.

Стратопауза пограничный слой атмосферы между стратосферой и ионосферой (или слоем ионосферы мезосферой).

Ионосфера отличается от нижних областей атмосферы наличием значительного количества свободных электронов. Ионосфера расположена выше стратосферы (стратопаузы), до верхней границы атмосферы. С точки зрения закономерности изменения температуры в ионосфере выделяют: мезосферу, мезопаузу, термосферу. За пределами озонового слоя, в самой нижней области ионосферы, температура снова начинает падать, достигая минимума на высоте около 80 км. Начиная с 80 км, температура в ионосфере монотонно возрастает за счет поглощения ионизирующего излучения на волнах λ <1340 Å, так продолжается до высот 250—300 км, там температура оценивается тысячами градусов.

Мезосфера начинается от стратопаузы на высоте 50—60 км и простирается до 80—90 км. Температура в мезосфере понижается с увеличением высоты, примерно на 0,2—0,3 deg; каждые 100 м.

Мезопауза слой между мезосферой и термосферой, в этом слое происходит изменение знака градиента температуры от высоты. В мезопаузе находится температурный минимум атмосферы около -90 °C.

Термосфера простирается от мезопаузы до экзосферы (около 800 км). В термосфере наблюдается рост температуры до высот около 250 км, достигая 1500—2000 °C. В атмосферном слое термосферы и выше наблюдаются полярные сияния.

Химический состав атмосферы. Химический состав атмосферы до высот порядка 90 км в результате конвекционных процессов достаточно однороден [1]. Средний молекулярный вес в этой толще газа ≈28,97. Наиболее значительные неоднородности в составе атмосферы на высотах до 90 км проявляются в результате образования облаков и осадков, содержащих воду в газообразной, жидкой и твердой фазах. Водяные в атмосфере сосредоточены в ее нижней части (нижняя часть тропосферы). В тропиках над океаном количество водяного пара может достигать 4 % от общего объема, в полярных районах доли процента. Влажность резко убывает с высотой, у верней кромки тропосферы содержание водяных паров составляет около 0,05 % и менее. В стратосфере содержание водяного пара ничтожно мало, облака способные давать осадки там не образуются.

У поверхности Земли в сухом воздухе объемная доля азота (N2): 78,01 %; кислорода (O2) 20,95 % (из них озона (O3) 10-6%); аргона (Ar): 0,93; около 0,03 % углекислого газа (CO2). Около 0,01% составляют вместе: водород (H2), неон (Ne), гелий (He), криптон (Kr), ксенон (Xe), аммиак (NH3), пероксиды водорода (H2O2, H2O3…), йод (I2), изотопы радия (Ra) и радона (Rn).

На высотах 10—15 км значительно увеличивается содержание озона. На высоте 20—25 км увеличивается содержание гелия. Начиная с высот 35—40 км, появляется натрий и радикалы OH и NO. В общем содержание этих элементов очень мало и практически не влияет на молекулярный вес газа. Однако содержание озона существенно изменяет тепловой режим атмосферы на высотах 20—60 км. Это происходит благодаря сильному поглощению озоном солнечного излучения.

Значительные изменения в химическом составе атмосферы происходят с уровня высот порядка 90 км. На высоте 90—100 км происходит диссоциация кислорода по действием УФ излучения Солнца на длинах волн λ<2300Å (1Å = 10-10м). Диссоциация азота происходит на больших высотах. В результате перехода в атомарное состояние кислорода и азота понижается средний молекулярный вес воздуха. При дальнейшем подъеме возрастает диффузное разделение компонентов атмосферы в соответствии с их молекулярными весами. На высоте 1000 км и более атмосфера главным образом состоит из нейтрального и ионизированного водорода.

В атмосфере кроме газовых составляющих присутствуют во взвешенном состоянии твердые частицы пыли. Линейные размеры пылевых частиц 10-9÷ 10-4 м. Наиболее мелкие частицы образованы дымом. Присутствует две разновидности источников пыли наземные и космические. К наземным пылевым источникам можно отнести образование пыли в результате естественного выветривания, пылевые бури, смерчи, лесные пожары, пыль антропогенного происхождения (заводы, машины и др.). Основным космическим источником пыли являются метеориты. Суточный прирост массы Земли от метеорной пыли и метеоритов составляет по разным оценкам от 30 до 300 т. На сегодняшний день уже нельзя пренебрегать космическим мусором, возникающим в результате деятельности человека. Его отношение к метеоритному веществу относительно не велико, но по некоторым особенным свойствам космический мусор может оказывать существенное влияние на отдельные участки атмосферы, как при сгорании спутников в атмосфере, так и при выводе космических аппаратов на орбиту, в основном за счет сжигания топлива, то же можно сказать и о самолетах.

Число пылевых частиц в тропосфере убывает в 2—3 раза на 1 км. В высоких слоях атмосферы возможно увеличение концентрации пыли за счет метеоров.