Разность температур между низкими и высокими широтами сглаживается благодаря явлению циркуляции атмосферы. В низких широтах атмосферные массы нагреваются и поднимаются вверх, на их место приходят более холодные с севера и с юга. Вблизи поверхности воздух движется от полюсов к экватору, а в верхней части тропосферы в обратном направлении. Кориолисова сила смещает линии тока, создавая составляющие, направленные по параллелям, и в результате образуются своеобразные циркуляционные петли с горизонтальными масштабами порядка нескольких тысяч километров. На Земле картина общей циркуляции сильно усложняется присутствием океанов, теплоемкость которых очень велика. Поднятие воздушных масс над относительно теплыми водными пространствами приводит к тому, что возникают местные движения, направленные по радиусам к некоторому центру. Под влиянием кориолисовой силы движения становятся спиральными. Образуется большая местная циркуляционная ячейка, называемая циклоном. В относительно холодных областях направления движений обратные, и в этом случае может сформироваться антициклон. Динамические процессы такого рода в общем определяют все явления смены погоды, и их исследование очень важно для ее прогноза. На высоте 20-25 км начинается увеличение температуры. Причиной этого увеличения является экзотермическая (т.е. сопровождающаяся выделением тепла) фотохимическая реакция разложения озона
О3 + hn ® O2 + О.(10.1)
Озон появляется в результате фотохимического разложения O2
O2 + hn ® O + O(10.2)
и последующей реакции тройного соударения
O + O2 + М ® O3 + М,(10.3)
где М - третья молекула. В результате реакции (10.1) озон поглощает ультрафиолетовое излучение в области от 2000 до 3000 Å, и это излучение разогревает атмосферу. Температура растет примерно до 50 км, где достигает максимума (около 270 °К). Эта сравнительно теплая область атмосферы называется мезосферой (или озоносферой). Озон, находящийся в верхней атмосфере, служит своеобразным щитом, охраняющим нас от действия ультрафиолетового излучения Солнца. Без этого щита развитие жизни на суше в ее современных формах вряд ли было бы возможно. Над мезосферой расположен температурный минимум - мезопауза. Выше температура вновь начинает расти. Причиной является поглощение ультрафиолетового излучения Солнца на высотах 150-300 км, обусловленное ионизацией атомарного кислорода O + hn ® O+ + e-. Над мезопаузой температура растет непрерывно до высоты около 400 км, где она достигает днем в эпоху максимума солнечной активности 1800 °К. В эпоху минимума солнечной активности эта предельная температура может быть меньше 1000 °К. Выше 400 км атмосфера изотермична. Область изотермии называется термосферой. В § 120 мы познакомились с понятием шкалы высот (формула 9.5) Это соотношение можно записать также в виде
(10.4)
где k - постоянная Больцмана (1.38×10-16 эрг/град) и mH = 1,67×10-24 г - масса атома водорода. Чем больше температура и легче молекулы, тем медленнее уменьшаются с высотой давление р и концентрация молекул n, т.е. число молекул в 1 см3 (они связаны простым соотношением р = nk T ). Возникает вопрос, какой молекулярный вес надо подставить в формулу (10.4) средний или индивидуальный для каждого газа (каждого компонента), находящегося в атмосфере? Если средний, то химический состав не будет изменяться с высотой; если индивидуальный для каждой составляющей, то относительное содержание легких компонентов будет увеличиваться с высотой. Легко понять, что средний вес надо брать в том случае, если газы перемешаны между собой механически. К перемешиванию приводят процессы конвекции, восходящие и нисходящие потоки газа. В обратном направлении действует процесс диффузии, который стремится установить для каждого газа свою шкалу высот. Скорость диффузии обратно пропорциональна давлению. На уровне моря она ничтожна и становится сравнимой со скоростью перемешивания только на высотах 100-120 км. Часть атмосферы, расположенная ниже 100-120 км, называется областью полного перемешивания; часть, расположенная выше, - областью диффузионного разделения. Относительный химический состав атмосферы в области полного перемешивания не меняется с высотой. В этом случае в формулу (10.4) надо подставлять средний молекулярный вес . На уровне моря средний молекулярный вес атмосферы равен 29. Средняя температура на уровне моря Т = 290 °К и ускорение силы тяжести g = 980 см/сек2. Подставляя эти величины в формулу (10.4), получим
На высоте 8 км, следовательно, давление примерно в 3 раза меньше, чем на уровне моря. Если мы поднимемся на высоту 100 км, то там давление и концентрация молекул будут примерно в миллион раз меньше, чем на уровне моря. Выше 100-120 км в области диффузионного разделения большая часть кислорода находится в атомарном состоянии, в то время как азот остается в молекулярном виде. Поэтому относительное содержание азота уменьшается с высотой. В результате на высотах 400-500 км, где концентрация в 1011-1012 раз меньше, чем на уровне моря, атмосфера состоит главным образом из кислорода. Но шкала высот для гелия в 8, а для водорода в 16 раз больше, чем для кислорода. В результате выше 700 км основными составляющими являются уже гелий и водород. На высоте 1000 км концентрация молекул составляет в среднем 3×105 см -3, т. е. в 1014 раз меньше, чем на уровне моря. Самые внешние части атмосферы, состоящие из водорода, простираются на расстояние до нескольких земных радиусов, образуя водородную геокорону. Концентрация водородных атомов в геокороне 102-103 см -3. Необходимо сказать несколько слов о методах исследования атмосферы на больших высотах. Вплоть до высот около 300 км давление с достаточной точностью определяется манометрами, установленными на ракетах. На больших высотах такие манометры использовать трудно, так как приборы и корпус ракеты выделяют больше газа, чем содержится в окружающей атмосфере. Начиная с высоты 200 км плотность атмосферы очень точно определяется по торможению искусственных спутников Земли. Этим способом плотность вычислена до высоты 1800 км. Установлено, что выше 300 км плотность атмосферы днем в несколько раз больше, чем ночью. Это объясняется тем, что днем выше температура термосферы и больше шкала высот Н. Масс-спектрометры, установленные на ракетах и спутниках, позволяют определить относительный химический состав атмосферы на больших высотах. Зная зависимость плотности от высоты, можно определить шкалу высот, а зная ее и химический состав атмосферы, найти по формуле (10.4) температуру. На высоте 500 км плотность атмосферы такова, что длина свободного пробега молекул и атомов становится приблизительно равной шкале высот Н " 100 км. Наиболее вероятная скорость атомов (см. § 104) равна Часть атомов той же массы т имеет скорость большую v*, часть - меньшую. Какая-то доля молекул улетает с критического уровня со скоростями, превышающими параболическую (11 км/сек), и покидает Землю навсегда. Это явление называется диссипацией атмосферных газов. Чем больше температура, легче молекула и чем меньше параболическая скорость, тем быстрее идет диссипация. Оценки скорости диссипации показывают, что количество кислорода в атмосфере Земли уменьшится в 3 раза через 1026 лет, а количество водорода всего лишь через 103 лет. При этом предполагается, что потери вследствие диссипации не возмещаются поступлением в атмосферу новых количеств газа. Приведенные числа показывают, что Земля теряет кислород достаточно медленно и его утечкой можно пренебречь. Водород и гелий улетучиваются, наоборот, очень быстро, и если мы находим их в атмосфере, то это означает, что их потеря непрерывно возмещается. Возмещение водорода происходит за счет диссоциации водяного пара ультрафиолетовым излучением Солнца, а гелий выделяется земной корой благодаря процессам радиоактивного распада. Ионизация О, O2 , N2 ультрафиолетовым излучением Солнца. приводит к образованию ионов и электронов в верхней атмосфере. Таким образом, термосфера представляет собой ионизованный газ - плазму, и часто ее называют ионосферой, подчеркивая тот факт, что она содержит заряженные частицы. Плотность положительных и отрицательных зарядов в каждой точке ионосферы, как и любой плазмы, одинакова. Если вследствие случайных флуктуаций возникает даже небольшой избыток зарядов одного знака, этот избыток притягивает заряды другого знака и равновесие восстанавливается. Это свойство называется квазинейтральностью плазмы. Приставка квази означает, что плазма все же ведет себя иным образом, чем газ, состоящий из нейтральных частиц. Подвижность электронов много больше, чем подвижность ионов, и они быстрее реагируют на изменение электрического и магнитного поля. Плазма преломляет, отражает и поглощает электромагнитные колебания. Концентрация электрических зарядов (электронная концентрация равна ионной) в земной атмосфере на высоте. 300 км составляет днем около 106 см -3. Плазма такой плотности отражает радиоволны длиной 20 м, а более короткие пропускает. Критическая частота (граница пропускания) зависит от электронной концентрации и равна Так как интенсивность ультрафиолетового излучения Солнца изменяется, то изменяется и n 0 . Казалось бы, ночью электронная плотность должна быть равна нулю и ионосфера должна исчезать, поскольку источник ионизации отсутствует. Действительно, нижняя часть ионосферы (слой D, на высоте около 70 км) ночью исчезает и вновь формируется утром. Однако наиболее плотная и протяженная часть ионосферы (слой F, на высоте 200-500 км) сохраняется ночью. Причина этого состоит в том, что процесс рекомбинации (соединения) ионов и электронов идет быстрее в более глубоких слоях атмосферы и медленнее в более высоких и разреженных. На рис. 151 показана зависимость электронной концентрации пе в ионосфере от высоты. Эта кривая не является гладкой, на ней имеются отдельные скачки. Уровни, на которых находятся скачки, отражают радиоволны с частотой больше n 0 . Таким образом, посылая в ионосферу радиоволны различной частоты и регистрируя их отражение, можно определить зависимость nе от высоты. На этом принципе основана работа ионосферных станций. Приборы, установленные на искусственных спутниках Земли, измеряют плотность электрических зарядов в ионосфере непосредственно.
Хотя зависимость ne от высоты является непрерывной, исторически сложилось условное деление ионосферы на "слои". О слоях D и F мы уже говорили. Между слоями D и F находится еще один слой Е (днем ne " 105 см -3). Он получается в результате ионизации О2 на высоте около 100 км. Представление о ионосферных слоях с резкими границами возникло в результате зондирования радиоволнами. Теперь мы знаем, что границы слоев - это просто небольшие неоднородности в распределении электронной плотности по высоте, вызывающие отражение радиоволн. При рекомбинации ионов и электронов (а также атомов в молекулы) часто получаются возбужденные атомы и молекулы, которые дают слабое излучение, наблюдаемое ночью (или днем с больших высот) как свечение неба. К свечению приводят также некоторые химические реакции в верхней атмосфере. Свечение ночного неба ограничивает минимальную яркость космических объектов, которые можно наблюдать с Земли. Звездная величина яркости ночного неба составляет 4m с квадратного градуса или 22m с квадратной секунды. Поскольку радиус нормального диска дрожания звезды равен около 1", нетрудно подсчитать, что звезды, на одну-две величины слабее 22m, будут "забиваться" фоном свечения ночного неба. Спектр свечения ночного неба довольно сложен. Он содержит непрерывную эмиссию, на которую накладывается большое число линий излучения. Одна из самых ярких линий - зеленая l 5577 Å, другая - красная l 6300 Å. Обе линии принадлежат атомарному кислороду и являются запрещенными. Начиная примерно с 6000 Å и до 4 мк простирается серия сильных полос излучения молекулы свободного гидроксила ОН. Днем свечение верхней атмосферы наблюдалось с ракет. Установлено, что днем оно гораздо сильнее, чем ночью. При наблюдениях с поверхности Земли яркость дневного неба примерно в 107 раз больше, чем ночного. Эта яркость обусловлена рассеянием солнечного света в нижних слоях атмосферы. Рассеяние производится молекулами газа (рэлеевское рассеяние) и аэрозолями, т.е. твердыми и жидкими частицами, размерами в несколько микрон. Они достаточно малы, чтобы долго удерживаться во взвешенном состоянии в атмосфере, но достаточно велики, чтобы сильно рассеивать солнечный свет. Когда Солнце заходит за горизонт, наступают сумерки, при которых солнечные лучи освещают атмосферу, начиная лишь с определенной высоты (см. рис. 21). Чем глубже погружение Солнца под горизонт, тем больше эта высота и тем меньше яркость неба. При погружении Солнца на 18° рассеяние солнечного света атмосферой перестает быть заметным совсем, и яркость неба определяется только излучением верхней атмосферы. Рэлеевское рассеяние резко усиливается с уменьшением длины волны, так как яркость рассеянного света пропорциональна l -4. Этим объясняется голубой цвет дневного неба. Если в нижней атмосфере много аэрозолей, небо становится белесоватым, так как их рассеивающая способность слабее зависит от длины волны.
§ 131. Магнитное поле Земли, полярные сияния и радиационные пояса. Связь солнечных и земных явлений
Магнитное поле Земли, отклоняющее стрелку компаса, сыграло в свое время большую роль в развитии мореплавания, так как компас позволял морякам ориентироваться в любую погоду. Свободно подвешенная стрелка компаса указывает, однако, не точно на север, а на северный магнитный полюс: она стремится стать параллельно силовым линиям магнитного поля. Угол между направлением стрелки компаса и истинным направлением на север называется магнитным склонением, угол между силовой линией и горизонтальной плоскостью - наклонением. Наибольшее наклонение наблюдается на магнитных полюсах Земли (90°). Положения магнитных полюсов меняются со временем. Установлено, что северный магнитный полюс дрейфует со скоростью 5-6 км в год. Магнитные силовые линии Земли в среднем близки к силовым линиям некоторого диполя, отличаясь от них местными нерегулярностями, связанными с наличием намагниченных пород в коре. Этот воображаемый диполь, поле которого ближе всего соответствует истинному, называется эквивалентным магнитным диполем. Ось эквивалентного диполя называется геомагнитной. Точки пересечения геомагнитной оси с поверхностью Земли геомагнитные полюсы - не совпадают с магнитными полюсами, так как поле эквивалентного диполя не вполне точно совпадает с полем Земли. Аналогично географическим координатам можно ввести геомагнитную широту и долготу. Система геомагнитных координат часто применяется в исследованиях различных явлений, связанных с магнитным полем Земли: полярных сияний, магнитных бурь и т.д. (см. ниже). Положение геомагнитных полюсов со временем практически не меняется. Географические координаты северного геомагнитного полюса ср = 78°,6 с.ш. и l = 70°,1 з.д. (Северная Гренландия). Напряженность ноля на геомагнитных полюсах достигает 0,63 э (эрстед), а на геомагнитном экваторе 0,31 э. Искусственные спутники Земли и космические ракеты позволили измерить магнитное поле Земли на больших расстояниях. На рис. 152 показана зависимость напряженности поля от расстояния, найденная по измерениям на советских космических ракетах. Вдали от поверхности неоднородности поля сглаживаются, и оно становится очень близким к полю эквивалентного диполя. Магнитное поле Земли испытывает вековые изменения. Скорость и характер изменения различны в различных географических точках. Большой интерес представляет в связи с этими изменениями явление палеомагнетизма. Оно состоит в том, что при охлаждении и застывании лавы (а также и в ряде других случаев, например, при отжиге кирпича, осаждении глины на дне озер) материал сохраняет слабую намагниченность, причем направление поля остается таким же, как при формировании материала. Изучая в лаборатории магнитные свойства таких образцов, можно установить картину магнитного поля в древние эпохи. Применение этого метода привело к очень интересным выводам, которые, правда, еще не являются окончательными. Например, было найдено, что магнитное поле Земли в прошлом изменяло знак. Другой вывод указывает на дрейф континентов, которые в прошлом испытывали смещения и повороты.
Происхождение магнитного поля Земли и других планет связано, по-видимому, с так называемым динамо-механизмом. Предполагается, что магнитное поле возникает благодаря гидродинамическим движениям в жидком ядре. Температура вещества в жидком ядре довольно высокая (несколько тысяч градусов), и оно имеет заметную проводимость. Если в ядре имеется какое-либо (пусть вначале очень слабое) начальное магнитное поле, то при пересечении этого поля потоком проводящего вещества возникает электрический ток. Электрический ток создает магнитное поле, которое при благоприятной геометрии течений может усилить начальное поле, а это усилит ток. Процесс усиления будет продолжаться до тех пор, пока растущие с увеличением тока потери на джоулево тепло не уравновесят притоки энергии, поступающей за счет гидродинамических движений. Магнитное поле Земли оказывает сильное влияние на электрические частицы, движущиеся в межпланетном пространстве около Земли. Эти частицы можно разбить на две группы: космические лучи, т.е. электроны, протоны и ядра тяжелых элементов приходящие с почти световыми скоростями, главным образом из других частей Галактики, и корпускулярные потоки - электрические частицы, выброшенные Солнцем. В магнитном поле электрические частицы движутся по спирали; траектория частицы как бы навивается на цилиндр, по оси которого проходит силовая линия. Радиус этого воображаемого цилиндра зависит от напряженности поля и энергии частицы. Чем больше энергия частицы, тем при данной напряженности поля радиус (он называется ларморовским) больше. Если ларморовский радиус много меньше, чем радиус Земли, частица не достигает ее поверхности. Она захватывается магнитным полем Земли Если ларморовский радиус много больше, чем радиус Земли, частица движется так, как будто бы магнитного поля нет Расчет показывает, что частицы проникают сквозь магнитное поле Земли в экваториальных районах, если их энергия больше 109 эв. Такие частицы вторгаются в атмосферу и вызывают при столкновении с ее атомами ядерные превращения, которые дают определенные количества вторичных космических лучей Эти вторичные космические лучи уже регистрируются на поверхности Земли. Для исследования космических лучей в их первоначальной форме (первичных космических лучей) аппаратуру поднимают на ракетах и искусственных спутниках Земли. Примерно 99% энергичных частиц, "пробивающих" магнитный экран Земли, являются космическими лучами галактического происхождения и лишь около 1% образуется на Солнце. В 1958 г., когда аппаратура для исследования космических лучей (счетчики Гейгера и сцинтилляционные счетчики) была впервые запущена на искусственных спутниках Земли, советские и американские исследователи столкнулись с неожиданным явлением: приборы указывали на огромную плотность энергичных частиц в ближайших окрестностях Земли. Это явление было понято не сразу и в последующие годы интенсивно исследовалось. Было установлено, что магнитное поле Земли удерживает огромное число энергичных частиц, как электронов, так и протонов. Их энергия и концентрация зависят от расстояния до Земли и геомагнитной широты. Частицы заполняют как бы огромные кольца или пояса, охватывающие Землю вокруг геомагнитного экватора. Обнаружены два основных радиационных пояса. Внутренний пояс состоит из протонов с энергией около 108эв и электронов с энергией 20-500 кэв. Он начинается на высоте 2400 и кончается на высоте 5600 км и расположен между широтами ±30. Внешний пояс радиации расположен па высотах от 12 000 до 20 000 км и состоит из протонов и электронов меньшей энергии. Понятие поясов в достаточной мере условно, их границы и размеры зависят от того, какие именно частицы и с какими энергиями принимаются в расчет при анализе измерений. На высоте 50 000-60 000 км расположен третий пояс радиации или кольцевой ток, силой до 107 а, состоящий из электронов с энергией 200 эв. Всю область околоземного пространства, заполненную заряженными частицами, движущимися в магнитное поле Земли, называют магнитосферой (рис. 153). Она отделена от межпланетного пространства магнитопаузой. Вдоль магнитопаузы частицы корпускулярных потоков ("солнечного ветра") обтекают магнитосферу.