Султанова_Гузель_Гизаровна2

АТМОСФЕРА
Содержание
1. Давление
2. Климат
3. Температура
Ключевые слова: Барометр, термометр, ртуть,
Погода.
АТМОСФЕРА ЗЕМЛИ
Происхождение атмосферы Земли.
Атмосфера начала образовываться вместе с формированием Земли. В процессе эволюции планеты
и по мере приближения ее параметров к современным значениям произошли принципиально
качественные изменения ее химического состава и физических свойств. Согласно эволюционной
модели, на раннем этапе Земля находилась в расплавленном состоянии и около 4,5 млрд. лет назад
сформировалась как твердое тело. Этот рубеж принимается за начало геологического
летоисчисления. С этого времени началась медленная эволюция атмосферы. Некоторые
геологические процессы, (например, излияния лавы при извержениях вулканов) сопровождались
выбросом газов из недр Земли. В их состав входили азот, аммиак, метан, водяной пар, оксид СО и
диоксид СО2 углерода. Под воздействием солнечной ультрафиолетовой радиации водяной пар
разлагался на водород и кислород, но освободившийся кислород вступал в реакцию с оксидом
углерода, образуя углекислый газ. Аммиак разлагался на азот и водород. Водород в процессе
диффузии поднимался вверх и покидал атмосферу, а более тяжелый азот не мог улетучиться и
постепенно накапливался, становясь основным компонентом, 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. С появлением примитивных растений начался
процесс фотосинтеза, сопровождавшийся выделением кислорода. Этот газ, особенно после
диффузии в верхние слои атмосферы, стал защищать ее нижние слои и поверхность Земли от
опасных для жизни ультрафиолетового и рентгеновского излучений. Согласно теоретическим
оценкам, содержание кислорода, в 25 000 раз меньшее, чем сейчас, уже могло привести к
формированию слоя озона со всего лишь вдвое меньшей, чем сейчас, концентрацией. Однако
этого уже достаточно, чтобы обеспечить весьма существенную защиту организмов от
разрушительного действия ультрафиолетовых лучей.
Вероятно, что в первичной атмосфере содержалось много углекислого газа. Он расходовался в
ходе фотосинтеза, и его концентрация должна была уменьшаться по мере эволюции мира
растений, а также из-за поглощения в ходе некоторых геологических процессов. Поскольку
парниковый эффект связан с присутствием углекислого газа в атмосфере, колебания его
концентрации являются одной из важных причин таких крупномасштабных климатических
изменений в истории Земли, как ледниковые периоды.
Присутствующий в современной атмосфере гелий большей частью является продуктом
радиоактивного распада урана, тория и радия. Эти радиоактивные элементы испускают a-частицы,
которые представляют собой ядра атомов гелия. Поскольку в ходе радиоактивного распада
электрический заряд не образуется и не исчезает, с образованием каждой a-частицы появляются по
два электрона, которые, рекомбинируя с a-частицами, образуют нейтральные атомы гелия.
Радиоактивные элементы содержатся в минералах, рассеянных в толще горных пород, поэтому
значительная часть гелия, образовавшегося в результате радиоактивного распада, сохраняется в
них, очень медленно улетучиваясь в атмосферу. Некоторое количество гелия за счет диффузии
поднимается вверх в экзосферу, но благодаря постоянному притоку от земной поверхности, объем
этого газа в атмосфере почти не меняется. На основании спектрального анализа света звезд и
изучения метеоритов можно оценить относительное содержание различных химических элементов
во Вселенной. Концентрация неона в космосе примерно в десять миллиардов раз выше, чем на
Земле, криптона – в десять миллионов раз, а ксенона – в миллион раз. Отсюда следует, что
концентрация этих инертных газов, по-видимому, изначально присутствовавших в земной
атмосфере и не пополнявшихся в процессе химических реакций, сильно снизилась, вероятно, еще
на этапе утраты Землей своей первичной атмосферы. Исключение составляет инертный газ аргон,
поскольку в форме изотопа 40Ar он и сейчас образуется в процессе радиоактивного распада
изотопа калия.
Барометрическое распределение давления.
Общий вес газов атмосферы составляет приблизительно 4,5·1015 т. Таким образом, «вес»
атмосферы, приходящийся на единицу площади, или атмосферное давление, составляет на уровне
моря примерно 11 т/м2 = 1,1 кг/см2. Давление, равное Р0 = 1033,23 г/см2 = 1013,250 мбар = 760 мм
рт. ст. = 1 атм, принимается в качестве стандартного среднего значения атмосферного давления.
Для атмосферы в состоянии гидростатического равновесия имеем: dP = –rgdh, это означает, что на
интервале высот от h до h + dh имеет место равенство между изменением атмосферного давления
dP и весом соответствующего элемента атмосферы с единичной площадью, плотностью r и
толщиной dh. В качестве соотношения между давлением Р и температурой Т используется
достаточно применимое для земной атмосферы уравнение состояния идеального газа c
плотностью r: P = r R T/m, где m – молекулярная масса, и R = 8,3 Дж/(К моль) – универсальная
газовая постоянная. Тогда d logP = – (mg/RT)dh = – bdh = – dh/H, где градиент давления в
логарифмической шкале. Обратную ему величину Н принять называть шкалой высоты атмосферы.
При интегрировании этого уравнения для изотермичой атмосферы (Т = const) или для ее части, где
такое приближение допустимо, получается барометрический закон распределения давления с
высотой: P = P0 exp(–h/H0), где отсчет высот h производится от уровня океана, где стандартное
среднее давление составляет P0. Выражение H0 = RT / mg, называется шкалой высоты, которая
характеризует протяженность атмосферы, при условии, что температура в ней всюду одинакова
(изотермичная атмосфера). Если атмосфера не изотермична, то интегрировать надо с учетом
изменения температуры с высотой, а параметр Н – некоторая локальная характеристика слоев
атмосферы, зависящая от их температуры и свойств среды.
Стандартная атмосфера.
Модель (таблица значений основных параметров), соответствующая стандартным давлению у
основания атмосферы Р0 и химическому составу, называется стандартной атмосферой. Точнее, это
условная модель атмосферы, для которой заданы средние для широты 45° 32ў 33І значения
температуры, давления, плотности, вязкости и др. характеристик воздуха на высотах от 2 км ниже
уровня моря до внешней границы земной атмосферы. Параметры средней атмосферы на всех
высотах рассчитаны по уравнению состояния идеального газа и барометрическому закону в
предположении, что на уровне моря давление равно 1013,25 гПа (760 мм рт. ст.), а температура
288,15 К (15,0° С). По характеру вертикального распределения температуры средняя атмосфера
состоит из нескольких слоев, в каждом из которых температура аппроксимирована линейной
функцией высоты. В самом нижнем из слоев – тропосфере (h Ј 11 км) температура падает на 6,5° C
каждым километром подъема. На больших высотах значение и знак вертикального градиента
температуры меняются от слоя к слою. Выше 790 км температура составляет около 1000 К и
практически не меняется с высотой.
Стандартная атмосфера является периодически уточняемым, узаконенным стандартом,
выпускаемым в виде таблиц.
Тропосфера.
Самый нижний и наиболее плотный слой атмосферы, в котором температура быстро уменьшается
с высотой, называется тропосферой. Он содержит до 80% всей массы атмосферы и простирается в
полярных и средних широтах до высот 8–10 км, а в тропиках до 16–18 км. Здесь развиваются
практически все погодообразующие процессы, происходит тепловой- и влагообмен между Землей
и ее атмосферой, образуются облака, возникают различные метеорологические явления,
возникают туманы и осадки. Эти слои земной атмосферы находятся в конвективном равновесии и,
благодаря активному перемешиванию имеют однородный химический состав, в основном, из
молекулярных азота (78%) и кислорода (21%). В тропосфере сосредоточено подавляющее
количество природных и техногенных аэрозольных и газовых загрязнителей воздуха. Динамика
нижней части тропосферы толщиной до 2 км сильно зависит от свойств подстилающей
поверхности Земли, определяющей горизонтальные и вертикальные перемещения воздуха (ветры),
обусловленные передачей тепла от более нагретой суши, через ИК-излучение земной поверхности,
которое поглощается в тропосфере, в основном, парами воды и углекислого газа (парниковый
эффект). Распределение температуры с высотой устанавливается в результате турбулентного и
конвективного перемешивания. В среднем оно соответствует падению температуры с высотой
примерно на 6,5 К/км.
Скорость ветра в приземном пограничном слое сначала быстро растет с высотой, а выше она
продолжает увеличиваться на 2–3 км/с на каждый километр. Иногда в тропосфере возникают
узкие планетарные потоки (со скоростью более 30 км/с), западные в средних широтах, а вблизи
экватора – восточные. Их называют струйными течениями.
Тропопауза.
У верхней границы тропосферы (тропопаузы) температура достигает минимального значения для
нижней атмосферы. Это переходный слой между тропосферой и расположенной над нею
стратосферой. Толщина тропопаузы от сотен метров до 1,5–2 км, а температура и высота
соответственно в пределах от 190 до 220 К и от 8 до 18 км в зависимости от географической
широты и сезона. В умеренных и высоких широтах зимой она ниже, чем летом на 1–2 км и на 8–15
К теплее. В тропиках сезонные изменения значительно меньше (высота 16–18 км, температура
180–200 К). Над струйными течениями возможны разрывы тропопаузы.
Вода в атмосфере Земли.
Важнейшей особенностью атмосферы Земли является наличие значительного количества водяных
паров и воды в капельной форме, которую легче всего наблюдать в виде облаков и облачных
структур. Степень покрытия неба облаками (в определенный момент или в среднем за некоторый
промежуток времени), выраженная в 10-балльной шкале или в процентах, называют облачностью.
Форма облаков определяется по международной классификации. В среднем, облака покрывают
около половины земного шара. Облачность – важный фактор, характеризующий погоду и климат.
Зимой и ночью облачность препятствует понижению температуры земной поверхности и
приземного слоя воздуха, летом и днем – ослабляет нагревание земной поверхности солнечными
лучами, смягчая климат внутри материков.
Облака.
Облака – скопления взвешенных в атмосфере водяных капель (водяные облака), ледяных
кристаллов (ледяные облака) или – тех и других вместе (смешанные облака). При укрупнении
капель и кристаллов они выпадают из облаков в виде осадков. Облака образуются, главным
образом, в тропосфере. Они возникают в результате конденсации водяного пара, содержащегося в
воздухе. Диаметр облачных капель порядка нескольких мкм. Содержание жидкой воды в облаках
– от долей до нескольких граммов на м3. Облака различают по высоте: Согласно международной
классификации существует 10 родов облаков: перистые, перисто-кучевые, перисто-слоистые,
высококучевые, высокослоистые, слоисто-дождевые, слоистые, слоисто-кучевые, кучеводождевые, кучевые.
В стратосфере наблюдаются также перламутровые облака, а в мезосфере – серебристые облака.
Перистые облака – прозрачные облака в виде тонких белых нитей или пелены с шелковистым
блеском, не дающие тени. Перистые облака состоят из ледяных кристаллов, образуются в верхних
слоях тропосферы при очень низких температурах. Некоторые виды перистых облаков служат
предвестниками смены погоды.
Перисто-кучевые облака – гряды или слои тонких белых облаков верхней тропосферы. Перистокучевые облака построены из мелких элементов, имеющих вид хлопьев, ряби, маленьких шариков
без теней и состоят преимущественно из ледяных кристаллов.
Перисто-слоистые облака – белесоватая полупрозрачная пелена в верхней тропосфере, обычно
волокнистая, иногда размытая, состоящая из мелких игольчатых или столбчатых ледяных
кристаллов.
Высококучевые облака – белые, серые или бело-серые облака нижних и средних слоев
тропосферы. Высококучевые облака имеют вид слоев и гряд, как бы построенных из лежащих
друг над другом пластинок, округлых масс, валов, хлопьев. Высококучевые облака образуются
при интенсивной конвективной деятельности и обычно состоят из переохлажденных капелек
воды.
Высокослоистые облака – сероватые или синеватые облака волокнистой или однородной
структуры. Высокослоистые облака наблюдаются в средней тропосфере, простираются на
несколько км в высоту и иногда на тысячи км в горизонтальном направлении. Обычно
высокослоистые облака входят в состав фронтальных облачных систем, связанных с восходящими
движениями воздушных масс.
Слоисто-дождевые облака – низкий (от 2 и выше км) аморфный слой облаков однообразно-серого
цвета, дающий начало обложному дождю или снегу. Слоисто-дождевые облака – сильно развиты
по вертикали (до нескольких км) и горизонтали (несколько тысяч км), состоят из
переохлажденных капель воды в смеси со снежинками обычно связаны с атмосферными
фронтами.
Слоистые облака – облака нижнего яруса в виде однородного слоя без определенных очертаний,
серого цвета. Высота слоистых облаков над земной поверхностью составляет 0,5–2 км. Изредка из
слоистых облаков выпадает морось.
Кучевые облака – плотные, днем ярко-белые облака со значительным вертикальным развитием (до
5 км и более). Верхние части кучевых облаков имеют вид куполов или башен с округлыми
очертаниями. Обычно кучевые облака возникают как облака конвекции в холодных воздушных
массах.
Слоисто-кучевые облака – низкие (ниже 2 км) облака в виде серых или белых не волокнистых
слоев или гряд из круглых крупных глыб. Вертикальная мощность слоисто-кучевых облаков
невелика. Изредка слоисто-кучевых облака дают небольшие осадки.
Кучево-дождевые облака – мощные и плотные облака с сильным вертикальным развитием (до
высоты 14 км), дающие обильные ливневые осадки с грозовыми явлениями, градом, шквалами.
Кучево-дождевые облака развиваются из мощных кучевых облаков, отличаясь от них верхней
частью, состоящей из кристаллов льда.
АТМОСФЕРА ЗЕМЛИ
Стратосфера.
Через тропопаузу, в среднем на высотах от 12 до 50 км, тропосфера переходит в стратосферу. В
нижней части, на протяжении около 10 км, т.е. до высот около 20 км, она изотермична
(температура около 220 К). Затем она растет с высотой, достигая максимума около 270 К на
высоте 50–55 км. Здесь находится граница между стратосферой и выше лежащей мезосферой,
называемая стратопаузой.
В стратосфере значительно меньше водяных паров. Все же иногда наблюдаются – тонкие
просвечивающие перламутровые облака, изредка возникающие в стратосфере на высоте 20–30 км.
Перламутровые облака видны на темном небе после захода и перед восходом Солнца. По форме
перламутровые облака напоминают перистые и перисто-кучевые облака.
Средняя атмосфера (мезосфера). На высоте около 50 км с пика широкого температурного
максимума начинается мезосфера. Причиной увеличения температуры в области этого максимума
является экзотермическая (т.е. сопровождающаяся выделением тепла) фотохимическая реакция
разложения озона: О3 + hv ® О2 + О. Озон возникает в результате фотохимического разложения
молекулярного кислорода О2
О2 + hv ® О + О и последующей реакции тройного столкновения атома и молекулы кислорода с
какой-нибудь третьей молекулой М.
О + О2 + М ® О3 + М
Озон жадно поглощает ультрафиолетовое излучение в области от 2000 до 3000Å, и это излучение
разогревает атмосферу. Озон, находящийся в верхней атмосфере, служит своеобразным щитом,
охраняющим нас от действия ультрафиолетового излучения Солнца. Без этого щита развитие
жизни на Земле в ее современных формах вряд ли было бы возможным.
В целом, на всем протяжении мезосферы температура атмосферы уменьшается до минимального
ее значения около 180 К на верхней границе мезосферы (называемой мезопауза, высота около 80
км). В окрестности мезопаузы, на высотах 70–90 км, может возникать очень тонкий слой ледяных
кристаллов и частиц вулканической и метеоритной пыли, наблюдаемый в виде красивого зрелища
серебристых облаков вскоре после захода Солнца.
В мезосфере большей частью сгорают попадающие на Землю мелкие твердые метеоритные
частицы, вызывающие явление метеоров
Полярные сияния.
В высоких широтах во время возмущений магнитного поля наблюдаются полярные сияния. Они
могут продолжаться несколько минут, но часто видимы в течение нескольких часов. Полярные
сияния сильно различаются по форме, цвету и интенсивности, причем все эти характеристики
иногда очень быстро меняются во времени. Спектр полярных сияний состоит из эмиссионных
линий и полос. В спектре сияний усиливаются некоторые из эмиссий ночного неба, прежде всего
зеленая и красная линии l 5577 Å и l 6300 Å кислорода. Бывает, что одна из этих линий во много
раз интенсивнее другой, и это определяет видимый цвет сияния: зеленый или красный.
Возмущения магнитного поля сопровождаются также нарушениями радиосвязи в полярных
районах. Причиной нарушения являются изменения в ионосфере, которые означают, что во время
магнитных бурь действует мощный источник ионизации. Установлено, что сильные магнитные
бури происходят при наличии вблизи центра солнечного диска больших групп пятен. Наблюдения
показали, что бури связаны не с самими пятнами, а с солнечными вспышками, которые
появляются во время развития группы пятен.
Полярные сияния – это световая гамма изменяющейся интенсивности с быстрыми движениями,
наблюдаемая в высокоширотных районах Земли. Визуальное полярное сияние содержит зеленую
5577Å) и красную (6300/6364Å) эмиссионные линии атомарного кислорода и молекулярные
полосы N2, которые возбуждаются энергичными частицами солнечного и магнитосферного
происхождения. Эти эмиссии обычно высвечиваются на высоте около 100 км и выше. Термин
оптическое полярное сияние используется для обозначения визуальных полярных сияний и их
эмиссионного спектра от инфракрасной до ультрафиолетовой области. Энергия излучения в
инфракрасной части спектра существенно превосходит энергию видимой области. При появлении
полярных сияний наблюдались эмиссии в диапазоне УНЧ (< 30 кГц), включая УНЧ-хоры и УНЧшипения. Термин радиоаврора используется для обозначения авроральной активности, создающей
неоднородности ионизации, ориентированные вдоль силовых линий поля на авроральных
высотах, которые являются причиной обратного рассеяния радиоволн.
Реальные формы полярных сияний трудно классифицировать; наиболее употребительны
следующие термины:
1. Спокойные однородные дуги или полосы. Дуга обычно простирается на ~1000 км в
направлении геомагнитной параллели (в направлении на Солнце в полярных районах) и имеет
ширину от одного до нескольких десятков километров. Полоса – это обобщение понятия дуги, она
обычно не имеет правильной дугообразной формы, а изгибается в виде буквы S или в виде
спиралей. Дуги и полосы располагаются на высотах 100–150 км.
2. Лучи полярного сияния. Этот термин относится к авроральной структуре, вытянутой вдоль
магнитных силовых линий, с протяженностью по вертикали от нескольких десятков до нескольких
сотен километров. Протяженность лучей по горизонтали невелика, от нескольких десятков метров
до нескольких километров. Обычно лучи наблюдаются в дугах или как отдельные структуры.
3. Пятна или поверхности. Это изолированные области свечения, не имеющие определенной
формы. Отдельные пятна могут быть связаны между собой.
4. Вуаль. Необычная форма полярного сияния, представляющая собой однородного свечение,
покрывающее большие участки небосвода.
По структуре полярные сияния подразделяются на однородные, половатые и лучистые.
Используются различные термины; пульсирующая дуга, пульсирующая поверхность, диффузная
поверхность, лучистая полоса, драпри и т.д. Существует классификация полярных сияний по их
цвету. По этой классификации полярные сияния типа А. Верхней части или полностью имеют
красный цвет (6300–6364 Å). Они обычно появляются на высотах 300–400 км при высокой
геомагнитной активности.
Полярные сияния типа В окрашены в нижней части в красный цвет и связанны со свечением полос
первой положительной системы N2 и первой отрицательной системы O2. Такие формы сияния
появляются во время наиболее активных фаз полярных сияний.