Прежде чем ответить на вопрос о судьбе энергии, поступающей в верхнюю атмосферу, необходимо кратко остановиться на структуре земной атмосферы в целом.

Основными характеристиками атмосферы являются ее состав, давление р и температура Т, причем эти характеристики зависят от высоты z над поверхностью Земли. Так, давление р на высоте z связано с давлением р0 на уровне моря (z = 0) барометрической формулой:

 

р = р0ехр(– z/H).

 

Параметр Н= RT/Mg  играет важную роль в физике атмосферы, он имеет размерность длины и называется высотой однородной атмосферы (здесь М — средний молекулярный вес; R — газовая постоянная; g — ускорение силы тяжести).

На высотах z = 0—100 км величина Н лежит в пределах 6÷10 км. Так, на уровне моря при среднем значении температуры воздуха 288 К Н=8,4 км.

В действительности, конечно, из-за наличия силы тяжести давление и плотность атмосферы с высотой не постоянны, а уменьшаются по приведенному выше барометрическому закону, причем атмосфера простирается до больших высот (>500 км), постепенно переходя в межпланетную среду. Например, если положить H = 8,4 км, то на уровне z = Н (высота высочайших на Земле гор) давление и плотность в е = 2,71 раза меньше, чем на уровне моря. На высоте же z =100 км эти величины уменьшаются уже в е12≈147.000 раз.

Несмотря на такое значительное уменьшение давления и плотности атмосферы с высотой, оказывается, что основной состав воздуха не меняется вплоть до высот 100—110 км.

Постоянство состава атмосферы на высотах z<100÷110 км объясняется интенсивным перемешиванием здесь газа из-за наличия в нем турбулентных (вихревых) движений. Атмосфера ниже 100—110 км, где основной ее состав постоянен, называется гомосферой. В гомосфере переменным является лишь содержание паров воды, что связано с изменениями условий испарения и конденсации.

А что же происходит с составом атмосферы свыше 100 км? Здесь ситуация меняется, падение давления и уменьшение плотности газа приводят к тому, что турбулентное перемешивание уступает первенство молекулярной диффузии. Отдельные газовые компоненты атмосферы перестают «чувствовать» друг друга, ведут себя независимо, в результате состав начинает меняться с высотой. Это изменение легко проследить, пользуясь вышеприведенной барометрической формулой, которая будет описывать уже высотную зависимость парциальных давлений отдельных газовых компонент, отличающихся молекулярным весом М. Видно, что более легкие компоненты (например, N2) будут иметь большую высоту однородной атмосферы и, следовательно, более плавно убывать с высотой, т. е. атмосфера будет обогащаться легкими компонентами. Следует отметить, что на высотах z = 90—130 км происходит также интенсивная диссоциация молекул кислорода О2 ультрафиолетовым излучением Солнца в области длин волн 1350—1750Å. Диссоциация приводит к тому, что продукт диссоциации — атомарный кислород — становится важной атмосферной компонентой, причем относительное содержание атомов О из-за их малого молекулярного веса  (М=16)  существенно возрастает при z>110 км, так что уже в области z~300 км атомарный кислород «отбирает» у молекулярного азота первенство и становится главным атмосферным компонентом.

Область выше 100—110 км, где в результате совместного действия молекулярной диффузии и силы тяжести происходит изменение с высотой состава газа, называется гетеросферой, а уровень, отделяющий гетеросферу от нижележащей гомосферы, гомопаузой.

Помимо основных компонент, N2, О2, Аr, СO2, Н2О (а также атомарного кислорода), как в гомосфере, так и в гетеросфере присутствует в виде малых примесей много других компонент: как заряженных положительно или отрицательно (ионы, электроны), так и нейтральных (атомы и молекулы). Некоторые из них (такие, как NО+, NО, СО, N14N15, ОН, О3) играют, как мы увидим ниже, чрезвычайно важную роль в осуществлении энергетической связи «Солнце—тропосфера».

Кратко обсудим еще один важный атмосферный параметр — температурный профиль. Известно, что от уровня моря вверх температура вначале уменьшается. Многим хорошо знакомы слова стюардессы авиалайнера, летящего на высоте 10 км, о том, что «за бортом самолета температура воздуха –60°С» (т. е. 213 К). Уровень 10—12 км как раз соответствует минимуму температуры, и выше его она начинает возрастать, достигая максимума на высоте около 50 км. А еще выше? Выше снова падение до 180—200 К на высоте 90 км, а затем непрерывный рост и выход на постоянное по высоте значение 800—2000 К на уровне 300 км. Типичный высотный профиль температуры атмосферы представлен на рис. 4.

 

 

Области монотонного изменения температуры называются тропосферой, стратосферой, мезосферой и термосферой. Уровни же минимального или максимального значения температуры, разделяющие указанные «сферы», носят название соответственно тропопауза (r≈10—12 км), стратопауза (r≈50 км) и мезопауза (r≈90 км).

Такой весьма замысловатый немонотонный высотный профиль температуры наиболее просто можно объяснить, если рассмотреть тепловой режим атмосферы с учетом поглощения видимого и ультрафиолетового излучения Солнца поверхностью Земли и атмосферой на некоторых высотах, прохождения (переноса) инфракрасного излучения в атмосфере, а также с учетом процессов переноса тепла за счет конвекции и теплопроводности (т. е. передачи тепла от более нагретых областей к соседним, менее нагретым). Так, на высотный профиль температуры в тропосфере важное влияние оказывают перенос инфракрасного излучения в колебательно-вращательных полосах молекул СО2 и Н2О и особенно конвекция воздуха. Изменение температуры газа с высотой, обусловленное вертикальными перемещениями его, можно найти, если считать, что это перемещение протекает без теплообмена с окружающей средой (т. е. адиабатически). При таком перемещении на расстояние Δz изменение внутренней энергии единицы массы газа, равное ΔТ·Ср, компенсируется соответствующим изменением его потенциальной энергии gΔz:

 

ΔТ·Ср = – gΔz,  т. е.

 

ΔТ/Δz = – g/Ср = –10 град/км

 

Здесь Ср — удельная теплоемкость воздуха при постоянном давлении, знак «–» учитывает, что с ростом потенциальной энергии (т. е. z) внутренняя энергия газа должна уменьшаться. Величина g/Ср называется адиабатическим градиентом температуры и играет важную роль в физике атмосферы. Истинный высотный градиент в тропосфере обычно близок к адиабатическому.

Рост температуры с высотой в стратосфере и образование температурного максимума на высоте ~50 км обусловлены уже другой причиной. Дело в том, что в стратосфере имеется малая примесь — озон. Этот газ, максимум концентрации которого приходится на высоту ~25—30 км, несмотря на его малое относительное содержание, играет важную роль: он в отличие от других атмосферных компонент поглощает ультрафиолетовое излучение Солнца в диапазоне длин волн 2400—2900Å. Хорошо известно значение озона для защиты биосферы Земли. Существенной оказывается его роль и для теплового режима атмосферы. Нагрев газа, обусловленный поглощением УФ-излучения, как раз и приводит к образованию максимума температуры на высоте 50 км.

Наконец, еще одна важная для нас область — термосфера, простирающаяся выше 90 км. Здесь рост температуры с высотой объясняется наличием ряда источников тепла и в первую очередь — поглощением компонентами N2, О2 и О энергии излучения в области длин волн λ < 1026Å и О2 — в области 1000Å < λ < 1750Å. На высотах 90÷200 км поглощается и основная доля энергии корпускулярных потоков от Солнца, тех самых потоков заряженных частиц, которые определяются солнечным ветром и судьбой которых мы как раз и интересуемся. Заметим, что на высотах z>120 км из-за малой теплоемкости газа, обусловленной малой его плотностью, оказывается, что суточные вариации интенсивности ультрафиолетового излучения Солнца и изменения интенсивности как этого излучения, так и «высыпающихся» частиц в зависимости от солнечной активности обусловливают значительные колебания температуры газа при переходе от дня к ночи и при изменении активности Солнца (см. рис. 4).

Итак, термосфера оказалась своеобразным «барьером» для солнечного ветра и для солнечного ультрафиолетового излучения в области длин волн λ≤ 1026Å, 1300Å < λ < 1750Å, т, е. для корпускулярного и электромагнитного излучений Солнца, наиболее сильно зависящих от солнечной активности. Чтобы проследить за дальнейшей судьбой энергии высыпающихся частиц и поглощаемого ультрафиолетового излучения, надо рассмотреть кинетические процессы в термосфере, сопровождающие поглощение этой энергии.

 

Добавить комментарий

Plain text

  • HTML-теги не обрабатываются и показываются как обычный текст
  • Адреса страниц и электронной почты автоматически преобразуются в ссылки.
  • Строки и параграфы переносятся автоматически.
CAPTCHA
Этот вопрос задается для того, чтобы выяснить, являетесь ли Вы человеком или представляете из себя автоматическую спам-рассылку.