Строение атмосферы

Деление атмосферы по составу атмосферного воздуха. По свойствам и составу воздуха атмосферу можно разделить на два основных слоя: гомосферу, простирающуюся до высоты 90-100 км, и гетеросферу - выше 90-100 км.

Гомосфера. Воздух гомосферы однороден по составу входящих в него газов, кото­рые находятся в молекулярном состоянии. В состав сухого воздуха вблизи по­верхности Земли входят: азот (N₂), кислород (О₂), аргон (Ar), углекислый газ (СО₂), неон (Ne), гелий (Не), криптон (Кr), ксенон (Хе), водород (Н₂), озон (О₃), примеси.

Гетеросфера. В гетеросфере состав воздуха существенно меняется. С высоты при­мерно 100 км начинается гравитационное разделение газов, значительная часть которых, наряду с молекулярным, находится уже и в атомарном со­стоянии. На высоте около 200 км концентрация атомного кислорода становится срав­нимой с концентрацией азота; концентрация же молекулярного кислорода составляет лишь малую часть концентрации атомного кислорода. На высоте около 1000 км в атмосферном воздухе преобладает гелий, а в самых верхних слоях – атомарный водород.

Поскольку в пределах гетеросферы газы, входящие в состав воздуха, частично находятся в атомарном состоянии, т. е. в значительной мере диссоциированы, то в целом здесь резко возрастает количество заряженных частиц-ионов. И воздушная среда приобретает свойства, близкие к свойствам плазмы.

Деление атмосферы по вертикальному распределению температуры. Наиболее распространенной схемой строения атмосферы является де­ление ее в зависимости от распределения температуры по вертикали. Согласно этой схеме атмосфера делится на 5 основных (тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера, экзосфера) и 4 промежуточных (тропопауза, стратопауза, мезопауза, термопауза) слоя (рис.1).

Рис.1. Строение атмосферы по вертикальному распределению температуры.

1 - наибольшая высота рельефа; 2 - наибольшая глубина океана; 3 - облака нижнего яруса; 4 - облака конвекции; 5 - облака верхнего яруса; 6 - облака перламутровые; 7 - облака серебристые; 8 - полярные сияния в нижней атмосфере; 9 - полярные сияния в верхней ионосфере.

Тропосфера – самый нижний из 5 слоев атмосферы. В нем сосредото­чено около 75% массы атмосферы. Характерной особенностью тропосферы является убывание температуры с увеличением высоты (в среднем, на 0,65°С/100м).

Вследствие неравномерности нагрева земной поверхности, различия ее свойств и условий теплообмена, а также влагообмена воздух в тропосфере неоднороден. Существуют различные воздушные массы тропо­сферы, разделяемые атмосферными фронтами.

Для тропосферы характерна сложная схема воздухообмена между раз­личными географическими районами и широтами с образованием крупно­масштабных вихревых возмущений – циклонов и антициклонов, а также сво­его рода воздушных рек в ее верхней части – струйных тече­ний, в которых скорость ветра превышает 100 км/ч и в отдельных районах может достигать 700–900 км/ч.

В тропосфере сосредоточен основной запас атмосферной влаги (водя­ного пара, капель воды, ледяных кристаллов), содержащейся в облаках, дающих атмосферные осадки.

Тропопауза – переходный слой между тропосферой и стратосферой, характеризующийся прекращением свойственного тропосфере падения тем­пературы воздуха с высотой или заметным уменьшением этого падения. В слое тропопаузы температура с высотой может повышаться, не изменяться или медленно понижаться. Вы­сота тропопаузы в зависимости от сезона года и развития атмосферных про­цессов может колебаться в пределах нескольких километров; над полярными областями она в среднем находится на высотах 8–10 км, над умеренными ши­ротами – 10–12 км; а над экватором – 16–18 км.

Тропопауза является задерживающим слоем, толщиной от нескольких сот метров до нескольких километров, затрудняющим обмен воздуха между тропосферой и стратосферой. Под тропопаузой наблюдается скопление про­дуктов конденсации водяного пара, аэрозольных частиц. Она часто является верхней границей тропосферной облачности.

Среднее значение температуры воздуха на уровне тропопаузы состав­ляет –56,5 °С. Над полюсами зимой температура воздуха в среднем около –65 °С, летом примерно –45 °С; над экватором она круглый год от –70 °С до –80 °С.

Участки тропопаузы с большим наклоном ее поверхности (тангенс угла, равный 1/300 или более) отличаются значительной возмущенностью воздуха. Под такими участками тропопаузы часто находится струйное течение с максимальной скоростью ветра (ось струйного течения) на 1–1,5 км ниже тропопаузы. Иногда под струйными течениями тропопауза терпит разрыв, т. е. не прослеживается на про­тяжении нескольких десятков километров, затем появляется вновь на другой высоте.

Стратосфера располагается над тропопаузой и простирается примерно до высоты 50 км. По характеру изменения температуры с высотой страто­сферу можно разделить на две части – нижнюю и верхнюю. В нижней стра­тосфере (до высоты 20–25 км) обычно наблюдается изотермия или слабая ин­версия. С высоты 25 км начинается верхняя стратосфера, характеризующаяся повышением температуры с высотой примерно на 0,3 °С на каждые 100 м. Средняя температура на верхней границе этого слоя колеблется от -20°С до 10 °С, в отдельных случаях она достигает 20°С.

Данный слой характеризуется как слой атмосферы, температурный ре­жим которого определяется процессом лучистого теплообмена.

В стратосфере иногда наблюдаются резкие потепления, особенно от­четливо выраженные в высоких широтах. Они получили название «страто­сферные потепления». Обычно потепление происходит во второй половине января и в феврале, проявляясь сначала на высотах 40–50 км и постепен­но распространяясь вниз.

Стратосфера более стабильна и устойчива, чем тропосфера. Здесь об­лака преимущественно кристаллические. На высоте 20–30 км в стратосфере в зимнее время года при низком положении Солнца иногда можно наблюдать перламутровые облака, имеющие яркую радужную окраску. Сильная иризация этих облаков может объясняться сферической структурой облачных элементов, т. е. тем, что эти облака состоят из мелких капелек переохлажден­ной воды.

В стратосфере хорошо выражен годовой ход изменения направления ветра от западного зимой к восточному летом. Здесь также бывают струйные течения, но с меньшей скоростью ветра, чем в тропосфере.

В стратосфере отмечается достаточно высокий уровень космической радиации, особенно в полярных областях. Основным источником опасной радиации в стратосфере являются солнечные вспышки. Интенсивные солнечные вспышки создают в атмосфере вторичный источник частиц высоких энергий.

Дальность видимости определяется в основном концентрацией частичек пыли, продукты конденсации здесь почти отсутствуют. Космическая пыль видимость практически не ухудшает. Снизу пыль в стратосферу заносится вулканическими извержениями и восходящими воздушными потоками от земной поверхности. При сильных вулканических извержениях в стратосферу может поступить настолько большое количество пыли, что прозрачность может уменьшиться на 10%. Толщина пылевых облаков обычно небольшая и составляет несколько десятков или сотен метров.

Стратопауза – переходный слой между стратосферой и мезосферой. Располагается в среднем на высоте около 50 км, характеризуется прекраще­нием роста температуры с высотой, началом понижения температуры, харак­терного для мезосферы.

Мезосфера – третий слой атмосферы, располагается над стратопаузой приблизительно между 50 и 80 км. Масса мезосферы не превышает 0,3% всей массы атмосферы. Температура в мезосфере понижается с высотой в среднем на 0,35 °С на каждые 100 м высоты. Понижение температуры с высотой приводит к развитию в этом слое конвективных дви­жений, аналогичных термической турбулентности в тропосфере. Средняя температура воздуха на верхней границе слоя равна – 86,5°С, минималь­ные значения достигают –120°С. В верхней мезосфере на высотах 80–85 км наблюдаются серебристые облака, (в летнее время, когда здесь наиболее низкие температуры).

Ветры в мезосфере зимой западные, летом – восточные (до 500 – 600 км/ч).

Мезопауза – переходный слой между мезосферой и термосферой, в ко­тором начинается постепенный рост температуры с высотой. Высота расположения мезопаузы около 80 км.

Термосфера – слой атмосферы, располагающийся на высотах между 80 и 800 км. На термосферу приходится менее 0,05% всей массы атмосферы. Для этого слоя характерен рост температуры. Установлено, что кинетическая темпера­тура (температура газа, определяемая тепловым движением его молекул и доступная непосредственному измерению) в атмосфере возраста­ет от минимума на высотах 80–86 км до максимума на высоте примерно 250км, а выше остается почти неизменной. На высотах 250–300 км в годы максимума солнечной активности она колеблется в пределах 2000 – 2500К днем и 1200–1600К ночью, в годы минимальной активности – в интерва­лах 900–1100К и 500–700К соответственно. Необычно высокие значения кинетической температуры обусловлены поглощением молекулярным азотом, молекулярным и атомарным кислородом ультрафиолетового излучения Солнца. Вследствие поглощения происходят процессы ионизации и диссо­циации частиц газа. При ионизации избыток энергии реализуется в виде кинетической энергии освобождающегося электрона. В результате соударений электрона с более тяжелыми частицами совершается переход кинетической энергии в тепловую. Следствием поглощения ионизирующей радиации явля­ется повышение температуры поглощающего слоя.

Кроме этих процессов, на тепловой режим воздействуют солнечная ко­рона, корпускулярные солнечные потоки, магнитогидродинамические волны и метеорные частицы.

Для термосферы характерно наличие в ней большого количества элек­трически заряженных частиц – ионов. Поэтому термосфера, по существу, совпадает с ионосферой.

Воздушные течения круглый год западные.

Термопауза – переходный слой между термосферой и экзосферой, на­ходящейся на высоте примерно 800 км.

Экзосфера или слой рассеяния, является внешним слоем атмосферы, располагающимся выше 800 км.

Средняя температура на высоте 800–1000 км равна примерно 1500К. При максимумах солнечной активности она повышается до 2500К, а в области полярных сияний – до 3600К.

Между земной атмосферой и космическим пространством, заполнен­ным межпланетным газом, осуществляется непрерывный обмен материей. В земную атмосферу проникают космические лучи, потоки корпускулярного излучения Солнца, космическая пыль, метеоры. Из атмосферы Земли в кос­мическое пространство излучается тепловая радиация, а также уходят части­цы газов земной атмосферы.

По признаку взаимодействия атмосферы с земной поверхностью атмосферу делят на пограничный слой (слой трения) и свободную атмосферу.

Тропосферу принято делить на несколько слоев:

а) нижнюю, от земной поверхности до высоты 2 км;

б) среднюю – от 2 км до 6 км;

в) верхнюю – от 6 км до тропопаузы.

В нижнем слое атмосферы сказывается тепловое и механическое воз­действие земной поверхности. Наблюдается суточный ход метеорологиче­ских элементов. Имеет место усиление ветра с высотой и поворот его вправо.

Нижняя часть пограничного слоя, от поверхности земли до высоты 50–100 м, носит название приземного слоя. Здесь сильнее всего сказывается влияние земной поверхности, вследствие чего такие метеорологиче­ские элементы, как температура, влажность воздуха, ветер, испытывают рез­кие изменения с высотой.

Средний слой располагается над пограничным слоем (слоем трения). Особенности земной поверхности в этом слое проявляются слабее. Здесь погодные условия определяются главным образом атмосферными фронтами и вертикальными конвективными токами воздуха.

Верхний слой простирается вплоть до тропо­паузы. Возмущающее влияние поверхности Земли в нем ска­зывается еще меньше. Этот слой характеризуется сильными ветрами, наличием струйных течений. Под слоем тропопаузы происходит некоторое скопле­ние водяного пара, пыли. В верхнем слое тропосферы располагаются облака кристаллическо­го строения и вершины мощных кучево-дождевых облаков.

Деление ионосферы по наличию заряженных частиц. В области ионосферы выделяют несколько слоев. Ионосфера представляет собой природное образование разреженной слабоионизированной плазмы, находящейся в магнитном поле Земли и обладающей благодаря своей высокой электропроводности специфическими свойствами, определяющими характер распространения в ней радиоволн и различных возмущений. Только благодаря ионосфере возможен такой простой и удобный вид связи на дальние расстояния, как радиосвязь.

Ионизация – эндотермический процесс образования ионов из нейтральных атомов или молекул. Положительно заряженный ион образуется, если электрон в атоме или молекуле получает достаточную энергию для преодоления потенциального барьера, равную ионизационному потенциалу. Отрицательно заряженный ион, наоборот, образуется при захвате дополнительного электрона атомом с высвобождением энергии.

В ионосфере непрерывно протекают процессы ионизации и рекомбинации. Наблюдаемые в ионосфере концентрации ионов и электронов есть результат баланса между скоростью их образования в процессе ионизации и скоростью уничтожения за счет рекомбинации и других процессов. Источники ионизации и процессы рекомбинации разные в различных областях ионосферы.

Основным источником ионизации ионосферы днем является коротковолновое излучение Солнца с длиной волны l короче 1038 Å, однако важны также и корпускулярные потоки, галактические и солнечные космические лучи и др. Каждый тип ионизующего излучения оказывает наибольшее действие на атмосферу лишь в определенной области высот, соответствующих его проникающей способности. Так, излучение Солнца с l = 85–911 Å большую часть ионов образует в ионосфере в области 120–200 км (но действует и выше), тогда как излучение с l = 911–1038 Å вызывает ионизацию на высотах 95–115 км, т. е. в области E, а рентгеновское излучение с l короче 85 Å – в верхней части области D на высотах 85–100 км. В нижней части области D, ниже 60–70 км днем и ниже 80–90 км ночью, ионизация осуществляется так называемыми галактическими космическими лучами. Существенный вклад в ионизацию области D на высотах около 80 км вносят корпускулярные потоки (например, электроны с энергией 30–40 кэв), а также солнечное излучение первой линии серии Лаймана (La) водорода с l = 1215,7 Å.

Во время солнечных вспышек всплеск рентгеновского излучения вызывает внезапное возмущение в нижней части ионосферы. Через несколько часов после солнечных вспышек в атмосферу Земли проникают также солнечные космические лучи, которые вызывают повышенную ионизацию на высотах 50–100 км, особенно сильную в полярных шапках (вблизи магнитного полюса). В зоне полярных сияний периодически действуют потоки протонов и электронов, которые вызывают не только ионизацию, но и заметное свечение атмосферы (полярные сияния) на высотах 100–120 км, они действуют также и ниже, в области D. Во время магнитных бурь эти потоки корпускул усиливаются, а зона их действия расширяется к более низким широтам. Процессом, обратным ионизации, является процесс нейтрализации, или рекомбинации.

Установлено, что концентрация ионов и электронов в ионосфере распределена по высоте неравномерно: имеются области, или слои, где она достигает максимума. Таких слоев в ионосфере несколько; они не имеют резко выраженных границ, их положение и интенсивность регулярно изменяются в течение дня, сезона и 11-летнего солнечного цикла. Верхний слой F соответствует главному максимуму ионизации ионосферы. Ночью он поднимается до высот 300–400 км, а днем (преимущественно летом) раздваивается на слои F ₁ и F ₂ с максимумами на высотах 160–200 км и 220–320 км. На высотах 90—150 км находится область Е, а ниже 90 км область D. Слоистость ионосферы обусловлена резким изменением по высоте условий её образования.

Слой D. Область D (60–90 км) характеризуется слабой ионизацией и соответственно небольшой концентрацией заряженных частиц. Основным ионизирующим фактором этого слоя является рентгеновское излучение Солнца. Некоторую роль играют дополнительные слабые источники ионизации: метеориты, сгорающие на высотах 60–100 км, космические лучи, а во время магнитных бурь – энергичные частицы магнитосферного происхождения. Ночью ионизация в слое D резко уменьшается.

Слой Е. Область Е (90–120 км) характеризуется ростом концентрации электронов с высотой в дневное время, связанным с поглощением солнечного коротковолнового излучения. Скорость рекомбинации ионов здесь довольно велика, и даже во время солнечного затмения концентрация ионов в области Е успевает резко упасть. Определенную роль в ионосфере средних широт играют ночные источники ионизации – поглощение рассеянного геокоронного излучения Солнца, метеорная ионизация, космические лучи, а при больших магнитных бурях – и энергичные нейтральные атомы, образующиеся при процессах перезарядки заряженных частиц пояса кольцевого тока в магнитосфере с атомами геокороны. Этот последний процесс во время магнитной бури становится особенно важен для существования ночной области Е на низких широтах. Спорадически на высотах 100–110 км возникает слой ES, очень тонкий (0,5–1 км), но плотный. Особенностью этого подслоя является высокая концентрации электронов, которые оказывают значительное влияние на распространение средних и даже коротких радиоволн.

Слой F. Областью F называют сейчас всю ионосферу выше 130–140 км. Максимум ионообразования под действием солнечного коротковолнового излучения лежит на высотах 150–200 км. Однако ионы до момента рекомбинации на больших высотах живут сравнительно долго, а процессы диффузии приводят к тому, что электроны и ионы распространяются вверх и вниз от области максимума ионообразования. В результате максимальная концентрация электронов и ионов в области F наблюдается выше – на высотах 250–400 км. В дневное время, однако, мощная ионизация солнечным ультрафиолетовым излучением на этих высотах часто вызывает появление дополнительной «ступеньки» в распределении электронной концентрации, ее называют областью F ₁ (150–200 км). Она оказывает заметное влияние на распространение коротких радиоволн. Вышележащую часть cлоя F часто называют слоем F ₂. Здесь плотность заряженных частиц достигает своего максимума.

Под воздействием ионизующих излучений в ионосфере происходят сложные физико-химические процессы, которые можно подразделить на три типа: ионизацию, ионно-молекулярные реакции и рекомбинацию, – соответствующие трем стадиям жизни ионов: их образованию, превращениям и уничтожению. В разных областях ионосферы каждый из этих процессов проявляется по-своему, что приводит к различию ионного состава по высоте.

Вопросы для самопроверки

1. На какие слои делится атмосфера по составу воздуха?

2. На какие слои делится атмосфера в зависимости от изменения температуры воздуха с высотой?

3. Как изменяется температура воздуха с высотой в тропосфере и почему?

4. Как изменяется температура воздуха с высотой в стратосфере и почему?

5. Как изменяется температура воздуха с высотой в мезосфере и почему?

6. Как изменяется температура воздуха с высотой в термосфере и почему?

7. На какие слои делится атмосфера в зависимости от взаимодействия с земной поверхностью?

8. На какие слои делится ионосфера по наличию заряженных частиц в ней?

9. Какие физико-химические процессы происходят в ионосфере?

10. Какое влияние слоев ионосферы на распространение радиоволн?

11. На какие слои по условиям погоды и полетов делится тропосфера?

12. Какое влияние на процессы, протекающие в верхней тропосфере, оказывает тропопауза?

13. Какие причины приводят к изменению высоты тропопаузы?

Поиск по сайту: