Поможем в ✍️ написании учебной работы

Имя

Поможем с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой

Выберите тип работыЧасть дипломаДипломная работаКурсовая работаКонтрольная работаРешение задачРефератНаучно - исследовательская работаОтчет по практикеОтветы на билетыТест/экзамен onlineМонографияЭссеДокладКомпьютерный набор текстаКомпьютерный чертежРецензияПереводРепетиторБизнес-планКонспектыПроверка качестваЭкзамен на сайтеАспирантский рефератМагистерская работаНаучная статьяНаучный трудТехническая редакция текстаЧертеж от рукиДиаграммы, таблицыПрезентация к защитеТезисный планРечь к дипломуДоработка заказа клиентаОтзыв на дипломПубликация статьи в ВАКПубликация статьи в ScopusДипломная работа MBAПовышение оригинальностиКопирайтингДругое

Нажимая кнопку "Продолжить", я принимаю политику конфиденциальности

Тема 1. Воздух и атмосфера.

Состав сухого воздуха у земной поверхности

Атмосфера состоит из смеси газов, называемой воздухом, в которой находятся во взвешенном состоянии жидкие и твер­дые частички. Общая масса последних незначительна в сравне­нии со всей массой атмосферы.

Атмосферный воздух у земной поверхности, как правило, яв­ляется влажным. Это значит, что в его состав, вместе с другими газами, входит водяной пар, т.е. вода в газообразном состоянии. Содержание водяного пара в воздухе меняется в значи­тельных пределах, в отличие от других составных частей воз­духа: у земной поверхности оно колеблется между сотыми до­лями процента и несколькими процентами. Это объясняется тем, что при существующих в атмосфере условиях водяной пар мо­жет переходить в жидкое и твердое состояние и, наоборот, мо­жет поступать в атмосферу заново вследствие испарения с зем­ной поверхности.

Воздух без водяного пара называют сухим воздухом. У зем­ной поверхности сухой воздух на 99% состоит из азота (78% по объему или 76% по массе) и кислорода (21% по объ­ему или 23% по массе). Оба эти газа входят в состав воздуха у земной поверхности в виде двухатомных молекул (N₂ и О₂). 

 

Рис. 1. Состав атмосферного воздуха

 

Оставшийся 1 % приходится почти целиком на аргон (Аr). Всего 0,08% остается на углекислый газ (СО₂). Многочислен­ные другие газы входят в состав воздуха в тысячных, миллион­ных и еще меньших долях процента.

Это криптон, ксенон, неон, гелий, водород, озон, йод, радон, метан, аммиак, перекись водорода, закись азота и др.

Все перечисленные выше газы всегда сохраняют газообраз­ное состояние при наблюдающихся в атмосфере температурах и давлениях не только у земной поверхности, но и в высоких слоях.

Процентный состав сухого воздуха у земной поверхности очень постоянен и практически одинаков повсюду. Существенно меняться может только содержание углекислого газа. В воздухе промышленных центров может возрастать в несколько раз — до 0,1—0,2%. Совер­шенно незначительно меняется процентное содержание азота и кислорода.

 

Строение атмосферы

Основным признаком, определяющим подразделение атмосферы на отдельные слои, является изменение ее температуры с высотой. Характер этого изменения во многом зависит от состава атмосферы.

Рассмотрим схему строения земной атмосферы. Атмосфера состоит из нескольких концентрических слоев, отличающихся один от другого по температурным и иным усло­виям.

 

 

Рис. 2. Строение атмосферы

 

Тропосфера

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.

 

                

       Рис. 2. Строение атмосферы

 

Нижняя часть атмосферы, до высоты 10-15 км , в кото­рой сосредоточено 4/5 всей массы атмосферного воздуха, носит название тропосферы.

Для нее характерно, что температура здесь с высотой падает в среднем на 0,6°/100 м (в отдельных случаях распределение температуры по вертикали варьирует в широких пределах). 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 тропосфере содержится почти весь во­дяной пар атмосферы и возникают почти все облака. Сильно развита здесь и турбулентность, особенно вблизи земной по­верхности, а также в так называемых струйных течениях в верх­ней части тропосферы.

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.

Высота, до которой простирается тропосфера, над каждым местом Земли меняется изо дня в день. Кроме того, даже в среднем она различна под разными широтами и в разные се­зоны года.

Давление воздуха на верхней границе тропосферы соответ­ственно ее высоте в 5—8 раз меньше, чем у земной поверхности. Следовательно, основная масса атмосферного воздуха нахо­дится именно в тропосфере. Процессы, происходящие в тропо­сфере, имеют непосредственное и решающее значение для по­годы и климата у земной поверхности.

Самый нижний, тонкий слой тропосферы, в несколько мет­ров (или десятков метров) высотой, непосредственно примыкаю­щий к земной поверхности, носит название приземного слоя. Вследствие близости к земной поверхности физические про­цессы в этом слое отличаются известным своеобразием. Здесь особенно резко выражены изменения температуры в течение суток: в этом слое температура особенно сильно падает с высо­той днем и часто растет с высотой ночью.

Слой от земной поверхности до высоты порядка 1000 м носит название слоя трения. В этом слое скорость ветра ослаблена в сравнении с вышележащими слоями; ослаблена тем больше, чем ближе к земной поверхности.

 

Стратосфера

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 толщиной 1—2 км называется тропопаузой.

Температура на верхней границе тропосферы характерна и для ниж­ней стратосферы.

Нижняя стратосфера более или менее изотермична. Но, на­чиная с высоты около 25 км , температура в стратосфере быстро растет с высотой, достигая на высоте около 50 км мак­симальных, притом положительных значений (от +10 до +30°). Вследствие возрастания температуры с высотой турбулентность в стратосфере мала.

Водяного пара в стратосфере ничтожно мало. Однако на вы­сотах 20—25 км наблюдаются иногда в высоких широтах очень тонкие, так называемые перламутровые облака. Днем они не видны, а ночью кажутся светящимися, так как освещаются солнцем, находящимся под горизонтом. Эти облака состоят из переохлажденных водяных капелек.

Стратосфера характеризуется еще тем, что преимущественно в ней содержится атмосферный озон. С этой точки зрения она может быть названа озоносферой. Рост температуры с высотой в стратосфере объясняется именно поглощением солнечной радиации озоном.

Мезосфера

Над стратосферой лежит слой мезосферы, примерно до 80 км . Здесь температура с вы­сотой падает до нескольких де­сятков градусов ниже нуля. Вследствие быстрого падения температуры с высо­той в мезосфере сильно развита турбулентность. На высотах, близких к верхней границе ме­зосферы (75—90 км), наблю­даются еще особого рода об­лака, также освещаемые солн­цем в ночные часы, так назы­ваемые серебристые. Наиболее вероятно, что они состоят из ледяных кристаллов.

На верхней границе мезо­сферы давление воздуха раз в 200 меньше, чем у земной поверхности. Таким образом, в тропо­сфере, стратосфере и мезосфере вместе, до высоты 80 км, за­ключается больше чем 99,5% всей массы атмосферы. На выше­лежащие слои приходится ничтожное количество воздуха.

Мезосферу от стратосферы отделяет узкая область стратопаузы, примерно соответствующей высоте озонного максимума.

 

Термосфера

Верхняя часть атмосферы, над мезосферой, характери­зуется очень высокими температурами и потому носит название термосферы. В ней различаются, однако, две части: ионосфера, простирающаяся от мезосферы до высот порядка тысячи кило­метров, и лежащая над нею внешняя часть — экзосфера, пере­ходящая в земную корону.

 

Воздух в ионосфере чрезвычайно разрежен.

Ионосфера, как говорит само название, характеризуется очень сильной степенью ионизации воздуха. Ионы представляют собой в основном за­ряженные атомы кислорода, заряженные молекулы окиси азота и свободные электроны.

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.

В ионосфере выделяется несколько слоев, или областей, с максимальной ионизацией, в особенности на высотах 100— 120 км (слой Е) и 200—400 км. Но и в промежутках между этими слоями степень ионизации атмосферы остается очень высокой. Положение ионосферных слоев и концентрация ионов в них все время меняются. Спорадические скопления электронов с особенно большой концентрацией носят название электронных облаков.

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.

В ионосфере наблюдаются полярные сияния и близкое к ним по природе свечение ночного неба — постоянная люминесцен­ция атмосферного воздуха, а также резкие колебания магнит­ного поля — ионосферные магнитные бури.

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).

Говоря о высоких температурах ионосферы, имеют в виду то, что частицы атмосферных газов движутся там с очень большими скоростями. Однако плотность воздуха в ионосфере так мала, что тело, находящееся в ионосфере, например летящий спутник, не будет нагреваться путем теплообмена с воздухом. Темпера­турный режим спутника будет зависеть от непосредственного поглощения им солнечной радиации и от отдачи его собствен­ного излучения в окружающее пространство.

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.

 

Атмосферные слои выше 800—1000 км выделяются под названием экзосферы (внешней атмосферы). Скорости движе­ния частиц газов, особенно легких, здесь очень велики, а вслед­ствие чрезвычайной разреженности воздуха на этих высотах частицы могут облетать Землю по эллиптическим орбитам, не сталкиваясь между собою. Отдельные частицы могут при этом иметь скорости, достаточные для того, чтобы преодолеть силу тяжести. Для незаряженных частиц критической скоростью бу­дет 11,2 км/сек. Такие особенно быстрые частицы могут, дви­гаясь по гиперболическим траекториям, вылетать из атмосферы в мировое пространство, «ускользать», рассеиваться. Поэтому экзосферу называют еще сферой рассеяния.

Ускользанию подвергаются преимущественно атомы водо­рода, который является господствующим газом в наиболее вы­соких слоях экзосферы.

 

Протоносфера

Недавно предполагалось, что экзосфера, и с нею вообще земная атмосфера, кончается на высотах порядка 2000—3000 км. Исследования последних лет показали, что ионосфера простирается до высот в тысячи и десятки тысяч километров. Поэтому понятие границы атмосферы весьма условно.

Протоносфера — оболочка, состоящая из ядер атомов водорода — протонов. Из наблюдений с помощью ракет и спутников создалось представление, что водород, ускользающий из экзосферы, обра­зует вокруг Земли так называемую земную корону, простираю­щуюся более чем до 20 000 км . Конечно, плотность газа в зем­ной короне ничтожно мала.

 

Радиационный пояс Земли

Установлено существование в верхней части атмосферы и в околоземном кос­мическом пространстве радиационного пояса Земли, начинаю­щегося на высоте нескольких сотен километров и простираю­щегося на десятки тысяч километров от земной поверхности. Этот пояс состоит из электрически заряженных частиц — прото­нов и электронов, захваченных магнитным полем Земли и дви­жущихся с очень большими скоростями.

 

Магнитосфера Земли

Систему частиц, захваченных магнитным полем нашей планеты и движущихся вдоль его силовых линий, принято называть магнитосферой Земли.

Свойства атмосферы

Уравнение состояния газов

Основными характеристиками физического состояния газа являются его давление, температура и плотность. Эти три характеристики не независимы одна от другой. Газы сжимаемы; поэтому плотность их меняется в широких пределах в зависимости от давления и, кроме того, зависит от темпера­туры.

Связь между давлением, температурой и плотностью для идеальных газов дается уравнением состояния газов, известным из физики:

 

ρ = р /RT,

                                                            

где р – давление, Т – температура по абсолютной шкале (К), R – газовая постоянная, зависящая от природы газа.

Уравнение состояния газов с достаточным приближением применимо и к сухому воздуху, и к водяному пару, и к влаж­ному воздуху. В каждом случае будет своя величина газовой постоянной R . Для влажного воздуха R меняется в зависимости от упругости водяного пара, содержащегося в воздухе.

Остановимся на указанных основных характеристиках состо­яния применительно к воздуху.

 

Атмосферное давление

Всякий газ производит давление на ограничивающие его стенки, т. е. действует на эти стенки с какой-то силой давления, направленной перпендикулярно (нормально) к стенке. Число­вую величину этой силы давления, отнесенную к единице пло­щади, и называют давлением. Давление газа объясняется дви­жениями его молекул. При возрастании температуры и при сохранении объема газа скорости молекулярных движений увеличиваются и, следовательно, давление растет.

Если мысленно выделить какой-то объем внутри атмосферы, то воздух в этом объеме испытывает давление извне на во­ображаемые стенки, ограничивающие данный объем, со стороны окружающего воздуха. Со своей стороны воздух изнутри объ­ема оказывает такое же давление на окружающий воздух.

Выделенный объем может быть сколь угодно малым и в пределе сводится к точке. Таким образом, в каждой точке атмо­сферы имеется определенная величина атмосферного давления, или давления воздуха.

С высотой атмосферное давление быстро убывает.

В настоящее время в метеорологии давление выражают в абсолютных единицах — миллибарах (мб). Один миллибар есть давление, которое сила в 1000 дин производит на площадь в один квадратный сантиметр. Среднее атмосферное давление на уровне моря —760 мм рт. ст. — близко к 1013 мб, а 750 мм рт. ст. эквивалентны 1000 мб. Таким образом, для перехода от величины давления в миллиметрах ртутного столба к величине в миллибарах нужно давление в миллиметрах ртутного столба умножить на 4/3; для обратного перехода нужно ввести множи­тель 3/4.

 

Температура воздуха

Воздух, как и всякое тело, всегда имеет температуру, от­личную от абсолютного нуля. Температура воздуха в каждой точке атмосферы непрерывно меняется; в разных местах Земли в одно и то же время она также различна.

Температура воздуха, а также почвы и воды в большин­стве стран выражается в градусах международной температур­ной шкалы, или шкалы Цельсия (°С), общепринятой в физиче­ских измерениях. Нуль этой шкалы приходится на температуру, при которой тает лед, а +100° — на температуру кипения воды (то и другое при давлении 760 мм рт. ст., близком к фактически существующим на уровне моря условиям). Однако во многих странах употребительна шкала Фаренгейта (F). В этой шкале интервал между точками таяния льда и кипения воды разделен на 180°, причем точке таяния льда приписано значение +32°. Таким образом, величина одного градуса Фарен­гейта равна 5/9°С, а нуль шкалы Фаренгейта приходится на -17,8° С. Нуль шкалы Цельсия соответствует +32° F, a +100°C = +212°F.

Кроме того, в теоретической метеорологии применяется абсолютная шкала температуры (шкала Кельвина, К). Нуль этой шкалы отвечает полному прекращению теплового движе­ния молекул, т. е. самой низкой возможной температуре.

Один кельвин равен 1/273.16 расстояния от абсолютного нуля до тройной точки воды (состояния, при котором лёд, вода и водяной пар находятся в равновесии).

По шкале Цельсия это будет -273,18±0,03°. Но на практике за абсолютный нуль принимается - 273° С. Величина градуса абсолютной шкалы равна величине градуса шкалы Цельсия. Поэтому нуль шкалы Цельсия соответствует 273°

Плотность воздуха

Плотность воздуха непосредственно не измеряется: она вычисляется с помощью уравнения состояния газов. Применяя уравнение состояния газов к сухому воздуху, сле­дует ввести числовое значение газовой постоянной для сухого воздуха R_d , равное 2,87*10⁶, если плотность ρ в г/см³ и давление р в дин/см². Тогда уравнение со­стояния Менделеева—Клапейрона ρ = р / R_d T  даст плотность сухого воздуха.

Найдем теперь выражение для плотности влажного воздуха с температурой Т, давлением р и упругостью водяного пара е. Можно представлять влажный воздух как смесь сухого воздуха и водяного пара. Из общего давления воздуха р на долю сухого воздуха приходится давление р — e . Следовательно, для этой части смеси, для сухого воздуха, уравнение состояния напишется так:

 

 

Для водяного пара, находящегося в смеси, уравнение состоя­ния напишется

 

 

где множитель 0,623 представляет собой отношение плотностей водяного пара и сухого воздуха. Так как общая плотность влаж­ного воздуха ρ' равна сумме плотностей сухого воздуха и водяного пара ρ _d + ρ _w, то уравнение состояния для влажного воздуха окончательно напишется так:

 

Это и будет выражение для плотности влажного воздуха. Не забудем, что R_d здесь — газовая постоянная для сухого воздуха.

Вследствие малости отношения е/р можно с достаточной точностью приближенно написать, что

 

тогда уравнение состояния для влажного воздуха примет вид

 

 

Назовем функцию от температуры, давления и упругости пара Т( 1+0,377∙e / p) виртуальной температурой T_v . Тогда можно написать

 

 

т. е. плотность влажного воздуха выражается уравнением со­стояния для сухого воздуха, но только с заменой истинной тем­пературы на виртуальную. Отсюда можно сказать, что виртуаль­ная температура - это температура T_v , которую должен был бы иметь сухой воздух, чтобы его плот­ность равнялась плотности данного влажного воздуха с темпе­ратурой Т, давлением р и упругостью пара е. Виртуальная температура всегда несколько выше истинной температуры влажного воздуха.

Из уравнения видно, что влажный воздух несколько менее плотен, чем сухой воздух при тех же значениях давления и температуры. Это объясняется тем, что водяной пар менее плотен, чем сухой воздух. Если взять какой-то объем сухого воздуха и заменить часть молекул постоянных газов более лег­кими молекулами водяного пара в том же количестве и с теми же скоростями движения так, что температура и давление от этого не изменятся, плотность полученного влажного воздуха будет несколько меньше, чем плотность сухого воздуха. В этом и состоит смысл данного уравнения.

Плотность воздуха в каждом месте непрерывно меняется во времени. Кроме того, она сильно меняется с высотой, потому что с высотой меняются также атмосферное давление и темпе­ратура воздуха. Давление с высотой всегда уменьшается, а вме­сте с ним убывает и плотность. Температура с высотой по боль­шей части понижается, по крайней мере в нижних 10—15 км атмосферы. Но падение температуры влечет за собой повышение плотности. В результате совместного влияния изменения давле­ния и температуры плотность с высотой, как правило, понижа­ется, но не так сильно, как давление.

Если бы плотность воздуха не менялась с высотой, а оста­валась на всех уровнях такой же, как у земной поверхности, то для высоты атмосферы получилась бы величина около 8000 м. В самом деле, приземная плотность сухого воздуха при давле­нии 760 мм и температуре 0° равна 1293 г/м³; столб воздуха с этой плотностью должен был бы иметь высоту, очень близкую к 8000 м , чтобы производить такое же давление, какое произво­дит столб ртути в 760 мм высотой (1033 г/см³). Указанная высота (8000 м) называется высотой однородной атмосферы. В действительности плотность воздуха с высотой убывает, и по­тому истинная высота атмосферы равняется многим тысячам километров.

 

Барическая ступень

Быстрые подсчеты, связанные с изменением давления с высотой, можно делать с помощью так называемой бариче­ской ступени. Напишем основное уравнение статики так:

 

Выражение dz / dp называется барической ступенью (или баро­метрической ступенью).

Барическая ступень — величина, обрат­ная вертикальному барическому градиенту –dp / dz, составляю­щая, очевидно, прирост высоты, при котором атмосферное давление падает на единицу. Из формулы видно, что барическая ступень обратно пропорциональна величине самого дав­ления и прямо пропорциональна температуре воздуха. Чем больше высота и чем, следовательно, ниже давление, тем больше барическая ступень. При одном и том же давлении барическая ступень больше при бо­лее высокой температуре, чем при более низкой.

Подставляя в формулу числовые значения для g и R , можно найти величину бариче­ской ступени для разных р и Т. За единицу давления принимаем миллибар. Тогда барическая сту­пень измеряется приростом вы­соты, на котором давление падает на 1 мб. При температуре 0° и давлении 1000 мб барическая ступень равна 8 м/мб. Стало быть, у земной поверхности нуж­но подняться примерно на 8 м , чтобы давление упало на 1 мб. С приростом температуры бариче­ская ступень растет на 0,4% на каждый градус.

Зная величину барической ступени для разных р и Т, можно легко производить те расчеты, для которых применяются баро­метрические формулы, если толь­ко разность высот не очень ве­лика.

Допустим, что в теплом воздухе и в холодном воздухе давление внизу одинаково. Однако в теплом воздухе, где бари­ческая ступень больше, давление падает с высотой медленнее, чем в холодном воздухе. Поэтому на высотах давление в теплом и холодном воздухе уже становится неодинаковым: в теплом воздухе оно будет выше, чем в холодном (Рис. 4). Иными словами, теплые области в атмосфере являются в высоких слоях областями высокого давления, а холодные области — областями низкого давления.

Рис. 4. Убывание атмосферного давления с высотой в зависимости от

       температуры воздушного столба

 

Вертикальных движениях

В атмосфере расширение воздуха и связанное с ним падение давления и температуры происходят в наибольшей степени при восходящем движении воздуха. Такой подъем воздуха может происходить разными способами: в виде восходящих токов конвекции; над поверхностью фронта — при движении обширных слоев воздушной массы вверх по пологому клину другой, более холодной воздушной массы; при подъеме воздуха по горному склону. Аналогичным образом сжатие воздуха, сопровождаю­щееся повышением давления и температуры, происходит при опускании, при нисходящем движении воздуха.

Отсюда важный вывод: восходящий воздух адиабатически охлаждается, нисхо­дящий воздух адиабатически нагревается.

Нетрудно подсчитать, на сколько метров должен подняться или опуститься воздух, чтобы температура в нем понизилась или повысилась на один градус.

Вер­тикально движущийся воздух мало отличается по абсолютной температуре от окружающего воздуха. В связи с этим, получим для изменения температуры в вертикально движущемся воздухе на единицу изменения высоты

Значком i здесь указано, что температура относится к инди­видуальной вертикально движущейся массе воздуха. Знак минус перед правой частью показывает, что при адиа­батическом подъеме воздуха температура его падает, а при адиабатическом опускании возрастает. Величина Ag / c_p  равна 0,98°/100 м.

Итак, при адиабатическом подъеме сухого или ненасыщенного воздуха температура на каждые 100 м подъема падает почти точно на один градус, а при адиабатическом опускании на 100 м температура растет на ту же величину.

Эта величина 1°/100 м называется сухоадиабатическим градиентом Г _d . Еще раз напомним, что речь идет об изменении температуры с высотой в вертикально движущейся индивидуальной частице воздуха. Не следует смешивать термин «градиент» в этом значении с вертикальным градиентом темпе­ратуры в атмосферном столбе, о котором пойдет речь ниже.

Адиабатная диаграмма

Построим график для изменения температуры при адиабатическом процессе в вертикально движущемся воздухе, откладывая по оси абсцисс температуру, а по оси ординат высоту. Кривая, графически представляющая это изменение температуры, называется адиабатой.

Выше мы нашли, что при сухоадиабатическом процессе изменение температуры на единицу изменения высоты есть величина постоянная, равная почти точно 1°/100 м. Поэтому если температура и высота отложены по осям в линейной шкале, то сухие адиабаты должны представляться прямыми линиями. Но изменение температуры при влажноадиабатическом процессе есть величина переменная. Поэтому кривые, представляющие влажноадиабатическое изменение в осях координат темпера­тура — высота, влажные адиабаты, являются именно кривыми, а не прямыми линиями. Они наклонены к оси абсцисс меньше, чем сухие адиабаты. Но в высоких слоях, где влажноадиабатический градиент приближается по величине к сухоадиабатическому, наклон влажных адиабат приближается к наклону сухих адиабат. Поэтому на графике влажные адиабаты будут иметь выпуклость вверх (рис. 5).

 

Рис. 5. Адиабатная диаграмма (сплошные линии с большим углом наклона — сухие адиабаты, с меньшим углом наклона — влажные адиабаты, прерывистые линии — изолинии удельной влажности для состояния насыщения).

 

Аналогичным образом можно построить адиабаты в осях координат температура — давление, поскольку температура при адиабатических процессах меняется в зависимости от изменения давления.

Адиабатной диаграммой называют график, на который нанесены семейства сухих и влажных адиабат для различных значений температуры и высоты (или давления).

С помощью адиабатной диаграммы можно графически определить изменение состояния при адиабатических процессах. Например, зная температуру Т₀ и давление р₀ в начальный момент, найдем на диаграмме соответствующую точку. Если затем воздух меняет свое состояние по сухоадиабатическому закону, пока не достигнет давления р, следуем по сухой адиабате, проходящей через начальную точку, до тех пор, пока она (адиабата) не пересечется с ординатой р. Тогда сразу же определим по диаграмме, каково будет значение температуры воздуха при давлении р. Если при каком-то давлении р воздух стал насыщенным, нужно дальше прослеживать его состояние по влажной адиабате, проходящей через точку, соответствующую давлению р.

 

Потенциальная температура

Пусть на какой-то высоте в атмосфере имеется воздух с давлением р и температурой Т. Если бы этот воздух сухоадиабатически опустился на уровень, где существует стандартное давление р₀, то температура его тоже изменилась бы по уравне­нию Пуассона. Новая температура была бы

 

 

Назовем эту температуру, которую воздух получил бы при стандартном давлении (1000 мб), его потенциальной темпера­турой. Фактическую температуру воздуха, в отличие от потен­циальной, будем называть молекулярной температурой. Оче­видно, что потенциальная температура равна молекулярной тем­пературе при стандартном давлении.

Потенциальную температуру можно с достаточным прибли­жением определить, если известно, на какой высоте воздух на­ходится. Пусть, например, эта высота равна 3000 м . Допустим, что на уровне моря давление стандартное, т. е. равно 1000 мб (в среднем оно близко к этой величине). Тогда потенциальная температура воздуха, т. е. температура, с которой он пришел бы на уровень моря, равна его начальной температуре плюс 30°, так как на каждые 100 м спуска температура воздуха должна возрастать на один градус.

Таким образом, приближенно

Θ = T + z , где z — число градусов, равное числу гектометров вы­соты.

С помощью потенциальной температуры можно сравнивать тепловое состояние масс воздуха, находящихся на разных вы­сотах над уровнем моря, т. е. при разных давлениях. Вычисляя потенциальную температуру этих масс, мы как бы опускаем их на один уровень.

Ветер и турбулентность

В зависимости от распределения атмосферного давления воздух постоянно перемещается в горизонтальном направлении. Это горизонтальное перемещение воздуха называется ветром. Скорость и направление ветра все время меняются.

К горизонтальному переносу воздуха присоединяются и вер­тикальные составляющие. Они обычно малы по сравнению с го­ризонтальным переносом, порядка сантиметров или десятых до­лей сантиметра в секунду. Только в особых условиях, при так называемой конвекции, в небольших участках атмо­сферы вертикальные составляющие скорости движения воздуха могут достигать нескольких метров в секунду.

Ветер всегда обладает турбулентностью. Это значит, что отдельные количества воздуха в потоке ветра перемещаются не по параллельным путям. В воздухе возникают многочисленные беспорядочно движущиеся вихри и струи разных размеров. От­дельные количества воздуха, увлекаемые этими вихрями и стру­ями, так называемые элементы турбулентности, движутся по всем направлениям, в том числе и перпендикулярно к общему или среднему направлению ветра и даже против него. Эти эле­менты турбулентности — не молекулы, а крупные объемы воз­духа, линейные размеры которых измеряются сантиметрами, метрами, десятками метров. Таким образом, на общий перенос воздуха в определенном направлении и с определенной ско­ростью налагается система хаотических, беспорядочных движе­ний отдельных элементов турбулентности по сложным перепле­тающимся траекториям.

Турбулентность возникает вследствие различия скоростей ветра в смежных слоях воздуха. Особенно велика она в нижних слоях атмосферы, где скорость ветра быстро растет с высо­той. Но в развитии турбулентности принимает участие и так на­зываемая архимедова, или гидростатическая, сила. Отдельные количества воздуха поднимаются вверх, если их температура выше, а, стало быть, плотность меньше, чем температура и плот­ность окружающего воздуха. Напротив, количества воздуха бо­лее холодные и плотные, чем окружающий воздух, опускаются вниз.

Такое перемешивание воздуха за счет различий плотности происходит тем интенсивнее, чем быстрее падает температура с высотой, т. е. чем больше вертикальный градиент температуры. Поэтому можно условно говорить о динамической турбу­лентности, возникающей независимо от температурных условий, и о термической турбулентности (или конвекции), определяемой температурными условиями. Однако в действительности турбу­лентность всегда имеет комплексную природу, и правильнее го­ворить о большей или меньшей роли термического фактора в ее возникновении и развитии.

Турбулентность с преобладанием термических причин при определенных условиях более или менее резко меняет свой «масштаб»: превращается в упорядоченную конвекцию. Вместо мелких хаотически движущихся турбулентных вихрей, в ней начинают преобладать мощные восходящие движения воздуха типа струй или токов, со скоростями порядка нескольких метров в секунду, иногда свыше 20 м/сек. Такие мощные восходящие токи воздуха называют термиками. Ими широко пользуются планеристы. Наряду с ними наблюдаются и нисходящие движе­ния, менее интенсивные, но захватывающие большие площади.

Воздушные массы и фронты

В процессе общей циркуляции атмосферы воздух тропосферы расчленяется на отдельные воздуш­ные массы, которые более или менее длительно сохраняют свою индивидуальность, перемещаясь из одних областей Земли в дру­гие. В горизонтальном направлении воздушные массы измеря­ются тысячами километров.

Воздушные массы по своим температурам и по другим свой­ствам (влажность, содержание пыли) носят на себе отпечаток своего очага, т. е. той области Земли, где воздушная масса сформировалась как целое под воздействием однородной зем­ной поверхности. Потом, перемещаясь в другие области Земли, воздушные массы переносят в эти области и свой режим погоды. Преобладание в данном районе в тот или иной сезон воздуш­ных масс определенного типа или типов создает характерный климатический режим этого района.

Основными типами воздушных масс являются четыре типа с различным зональным положением очагов:

- массы аркти­ческого (в южном полушарии — антарктического) воздуха,

- полярного (или умеренного) воздуха,

- тропического воздуха,

- экваториального воздуха.

Для каждого из этих типов характерен свой интервал значений тем­пературы у земной поверхности и на высотах, свои значения влажности, дальности видимости и пр.

Конечно, свойства воздушных масс, прежде всего темпера­тура, непрерывно меняются при их перемещении из одних райо­нов в другие. Происходит трансформация воздушных масс.

Воздушные массы, перемещающиеся с более холодной земной поверхности на более теплую (обычно из высоких ши­рот в низкие), называют холодными массами. На своем пути холодная воздушная масса вызывает похолодание в тех райо­нах, в которые она приходит. Но в пути она сама прогревается, притом преимущественно снизу, от земной поверхности. Поэтому в ней возникают большие вертикальные градиенты тем­пературы и развивается конвекция с образованием кучевых и кучево-дождевых облаков и с выпадением ливневых осадков.

Воздушные массы, перемещающиеся на более холодную по­верхность (в более высокие широты), называются теплыми мас­сами. Они приносят потепление, но сами охлаждаются снизу, отчего в их нижних слоях создаются малые вертикальные гра­диенты температуры. Конвекция в них не развивается, преобла­дают слоистые облака и туманы.

Различают еще местные воздушные массы, длительно нахо­дящиеся в одном районе. Свойства местных масс определяются нагреванием или охлаждением снизу в зависимости от сезона.

Смежные воздушные массы разделены между собой сравни­тельно узкими переходными зонами, сильно наклоненными к земной поверхности. Эти зоны носят название фронтов. Длина таких зон — тысячи километров, ширина — лишь десятки кило­метров. Вверх фронты прослеживаются на несколько километ­ров, нередко до самой стратосферы.

Фронты между воздушными массами указанных выше основ­ных географических типов называют главными фронтами, в от­личие от менее значительных вторичных фронтов между мас­сами одного и того же географического типа.

Главные фронты между арктическим и полярным воздухом носят название арк­тических фронтов, между полярным и тропическим воздухом — полярных фронтов, между тропическим и экваториальным воз­духом — тропических фронтов.

С фронтами связаны особые явления погоды. Восходящие движения воздуха в зонах фронтов приводят к образованию обширных облачных систем, из которых выпадают осадки на больших площадях. Огромные атмосферные волны, возникаю­щие в воздушных массах по обе стороны от фронта, приводят к образованию атмосферных возмущений вихревого характера — циклонов и антициклонов, определяющих режим ветра и другие особенности погоды. Особенно важны в этом отношении поляр­ные фронты. Обо всем этом будет подробнее говориться в по­следующих главах.

Фронты постоянно возникают вновь и исчезают (размыва­ются) вследствие определенных особенностей атмосферной цир­куляции. Вместе с ними формируются, меняют свойства и, на­конец, теряют свою индивидуальность воздушные массы.

 

Тема 1. Воздух и атмосфера.

Состав сухого воздуха у земной поверхности

Атмосфера состоит из смеси газов, называемой воздухом, в которой находятся во взвешенном состоянии жидкие и твер­дые частички. Общая масса последних незначительна в сравне­нии со всей массой атмосферы.

Атмосферный воздух у земной поверхности, как правило, яв­ляется влажным. Это значит, что в его состав, вместе с другими газами, входит водяной пар, т.е. вода в газообразном состоянии. Содержание водяного пара в воздухе меняется в значи­тельных пределах, в отличие от других составных частей воз­духа: у земной поверхности оно колеблется между сотыми до­лями процента и несколькими процентами. Это объясняется тем, что при существующих в атмосфере условиях водяной пар мо­жет переходить в жидкое и твердое состояние и, наоборот, мо­жет поступать в атмосферу заново вследствие испарения с зем­ной поверхности.

Воздух без водяного пара называют сухим воздухом. У зем­ной поверхности сухой воздух на 99% состоит из азота (78% по объему или 76% по массе) и кислорода (21% по объ­ему или 23% по массе). Оба эти газа входят в состав воздуха у земной поверхности в виде двухатомных молекул (N₂ и О₂). 

 

Рис. 1. Состав атмосферного воздуха

 

Оставшийся 1 % приходится почти целиком на аргон (Аr). Всего 0,08% остается на углекислый газ (СО₂). Многочислен­ные другие газы входят в состав воздуха в тысячных, миллион­ных и еще меньших долях процента.

Это криптон, ксенон, неон, гелий, водород, озон, йод, радон, метан, аммиак, перекись водорода, закись азота и др.

Все перечисленные выше газы всегда сохраняют газообраз­ное состояние при наблюдающихся в атмосфере температурах и давлениях не только у земной поверхности, но и в высоких слоях.

Процентный состав сухого воздуха у земной поверхности очень постоянен и практически одинаков повсюду. Существенно меняться может только содержание углекислого газа. В воздухе промышленных центров может возрастать в несколько раз — до 0,1—0,2%. Совер­шенно незначительно меняется процентное содержание азота и кислорода.

 

Строение атмосферы

Основным признаком, определяющим подразделение атмосферы на отдельные слои, является изменение ее температуры с высотой. Характер этого изменения во многом зависит от состава атмосферы.

Рассмотрим схему строения земной атмосферы. Атмосфера состоит из нескольких концентрических слоев, отличающихся один от другого по температурным и иным усло­виям.

 

 

Рис. 2. Строение атмосферы

 

Тропосфера

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.

 

                

       Рис. 2. Строение атмосферы

 

Нижняя часть атмосферы, до высоты 10-15 км , в кото­рой сосредоточено 4/5 всей массы атмосферного воздуха, носит название тропосферы.

Для нее характерно, что температура здесь с высотой падает в среднем на 0,6°/100 м (в отдельных случаях распределение температуры по вертикали варьирует в широких пределах). 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 тропосфере содержится почти весь во­дяной пар атмосферы и возникают почти все облака. Сильно развита здесь и турбулентность, особенно вблизи земной по­верхности, а также в так называемых струйных течениях в верх­ней части тропосферы.

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.

Высота, до которой простирается тропосфера, над каждым местом Земли меняется изо дня в день. Кроме того, даже в среднем она различна под разными широтами и в разные се­зоны года.

Давление воздуха на верхней границе тропосферы соответ­ственно ее высоте в 5—8 раз меньше, чем у земной поверхности. Следовательно, основная масса атмосферного воздуха нахо­дится именно в тропосфере. Процессы, происходящие в тропо­сфере, имеют непосредственное и решающее значение для по­годы и климата у земной поверхности.

Самый нижний, тонкий слой тропосферы, в несколько мет­ров (или десятков метров) высотой, непосредственно примыкаю­щий к земной поверхности, носит название приземного слоя. Вследствие близости к земной поверхности физические про­цессы в этом слое отличаются известным своеобразием. Здесь особенно резко выражены изменения температуры в течение суток: в этом слое температура особенно сильно падает с высо­той днем и часто растет с высотой ночью.

Слой от земной поверхности до высоты порядка 1000 м носит название слоя трения. В этом слое скорость ветра ослаблена в сравнении с вышележащими слоями; ослаблена тем больше, чем ближе к земной поверхности.

 

Стратосфера

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 толщиной 1—2 км называется тропопаузой.

Температура на верхней границе тропосферы характерна и для ниж­ней стратосферы.

Нижняя стратосфера более или менее изотермична. Но, на­чиная с высоты около 25 км , температура в стратосфере быстро растет с высотой, достигая на высоте около 50 км мак­симальных, притом положительных значений (от +10 до +30°). Вследствие возрастания температуры с высотой турбулентность в стратосфере мала.

Водяного пара в стратосфере ничтожно мало. Однако на вы­сотах 20—25 км наблюдаются иногда в высоких широтах очень тонкие, так называемые перламутровые облака. Днем они не видны, а ночью кажутся светящимися, так как освещаются солнцем, находящимся под горизонтом. Эти облака состоят из переохлажденных водяных капелек.

Стратосфера характеризуется еще тем, что преимущественно в ней содержится атмосферный озон. С этой точки зрения она может быть названа озоносферой. Рост температуры с высотой в стратосфере объясняется именно поглощением солнечной радиации озоном.

Мезосфера

Над стратосферой лежит слой мезосферы, примерно до 80 км . Здесь температура с вы­сотой падает до нескольких де­сятков градусов ниже нуля. Вследствие быстрого падения температуры с высо­той в мезосфере сильно развита турбулентность. На высотах, близких к верхней границе ме­зосферы (75—90 км), наблю­даются еще особого рода об­лака, также освещаемые солн­цем в ночные часы, так назы­ваемые серебристые. Наиболее вероятно, что они состоят из ледяных кристаллов.

На верхней границе мезо­сферы давление воздуха раз в 200 меньше, чем у земной поверхности. Таким образом, в тропо­сфере, стратосфере и мезосфере вместе, до высоты 80 км, за­ключается больше чем 99,5% всей массы атмосферы. На выше­лежащие слои приходится ничтожное количество воздуха.

Мезосферу от стратосферы отделяет узкая область стратопаузы, примерно соответствующей высоте озонного максимума.

 

Термосфера

Верхняя часть атмосферы, над мезосферой, характери­зуется очень высокими температурами и потому носит название термосферы. В ней различаются, однако, две части: ионосфера, простирающаяся от мезосферы до высот порядка тысячи кило­метров, и лежащая над нею внешняя часть — экзосфера, пере­ходящая в земную корону.

 

Воздух в ионосфере чрезвычайно разрежен.

Ионосфера, как говорит само название, характеризуется очень сильной степенью ионизации воздуха. Ионы представляют собой в основном за­ряженные атомы кислорода, заряженные молекулы окиси азота и свободные электроны.

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.

В ионосфере выделяется несколько слоев, или областей, с максимальной ионизацией, в особенности на высотах 100— 120 км (слой Е) и 200—400 км. Но и в промежутках между этими слоями степень ионизации атмосферы остается очень высокой. Положение ионосферных слоев и концентрация ионов в них все время меняются. Спорадические скопления электронов с особенно большой концентрацией носят название электронных облаков.

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.

В ионосфере наблюдаются полярные сияния и близкое к ним по природе свечение ночного неба — постоянная люминесцен­ция атмосферного воздуха, а также резкие колебания магнит­ного поля — ионосферные магнитные бури.

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).

Говоря о высоких температурах ионосферы, имеют в виду то, что частицы атмосферных газов движутся там с очень большими скоростями. Однако плотность воздуха в ионосфере так мала, что тело, находящееся в ионосфере, например летящий спутник, не будет нагреваться путем теплообмена с воздухом. Темпера­турный режим спутника будет зависеть от непосредственного поглощения им солнечной радиации и от отдачи его собствен­ного излучения в окружающее пространство.

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.

 

Атмосферные слои выше 800—1000 км выделяются под названием экзосферы (внешней атмосферы). Скорости движе­ния частиц газов, особенно легких, здесь очень велики, а вслед­ствие чрезвычайной разреженности воздуха на этих высотах частицы могут облетать Землю по эллиптическим орбитам, не сталкиваясь между собою. Отдельные частицы могут при этом иметь скорости, достаточные для того, чтобы преодолеть силу тяжести. Для незаряженных частиц критической скоростью бу­дет 11,2 км/сек. Такие особенно быстрые частицы могут, дви­гаясь по гиперболическим траекториям, вылетать из атмосферы в мировое пространство, «ускользать», рассеиваться. Поэтому экзосферу называют еще сферой рассеяния.

Ускользанию подвергаются преимущественно атомы водо­рода, который является господствующим газом в наиболее вы­соких слоях экзосферы.

 

Протоносфера

Недавно предполагалось, что экзосфера, и с нею вообще земная атмосфера, кончается на высотах порядка 2000—3000 км. Исследования последних лет показали, что ионосфера простирается до высот в тысячи и десятки тысяч километров. Поэтому понятие границы атмосферы весьма условно.

Протоносфера — оболочка, состоящая из ядер атомов водорода — протонов. Из наблюдений с помощью ракет и спутников создалось представление, что водород, ускользающий из экзосферы, обра­зует вокруг Земли так называемую земную корону, простираю­щуюся более чем до 20 000 км . Конечно, плотность газа в зем­ной короне ничтожно мала.

 

Радиационный пояс Земли

Установлено существование в верхней части атмосферы и в околоземном кос­мическом пространстве радиационного пояса Земли, начинаю­щегося на высоте нескольких сотен километров и простираю­щегося на десятки тысяч километров от земной поверхности. Этот пояс состоит из электрически заряженных частиц — прото­нов и электронов, захваченных магнитным полем Земли и дви­жущихся с очень большими скоростями.

 

Магнитосфера Земли

Систему частиц, захваченных магнитным полем нашей планеты и движущихся вдоль его силовых линий, принято называть магнитосферой Земли.

Свойства атмосферы