орода. Уже на высоте 120–130 км количества атомного и молекулярного кислорода сравниваются. На высотах 160–180 км концентрация атомов кислорода достигает даже концентрации молекулярного азота и, затем, до высот 600–700 км, атомный кислород является основной составляющей атмосферы.
Еще выше начинают преобладать атомы более легких элементов — вначале гелия, а затем водорода.
На уровне турбопаузы атомов гелия очень мало: всего один на десять тысяч окружающих его молекул. Но с ростом высоты относительная его концентрация увеличивается. Выше 600 км он становится основной составляющей атмосферы. Наконец, на высотах 1500–2000 км количество атомов гелия, уменьшаясь, сравнивается с количеством атомов водорода. Выше этого уровня преобладают атомы водорода. Водород, самый легкий химический элемент, остается доминирующим до самого верхнего предела атмосферы, где экзосфера переходит в межпланетный газ, который, кстати, также состоит из водорода.
Молекулы кислорода под действием солнечного ультрафиолетового излучения диссоциируют на атомы, которые затем объединяются с молекулами кислорода, образуя молекулы озона. Эта реакция обратима — озон диссоциирует под действием солнечного излучения и при соударениях с атомами кислорода.
Основная масса озона сосредоточена на высотах примерно 25 км. Над высокими широтами увеличение количества озона начинается на высоте 8–9 км, тогда как над низкими — на высоте 18 км. Плотность озона на определенной высоте достигает максимума, а выше этого уровня уменьшается. Высотные профили озона отличаются в низких и высоких широтах. Тот уровень, где количество озона начинает увеличиваться, назван озонопаузой.
Наличие слоя озона в стратосфере является причиной очень своеобразного изменения с высотой температуры атмосферы.
Как видно из рис. 53, от поверхности Земли до высоты 12–13 км температура уменьшается. От 12 до 20 км температура практически не меняется с высотой. Это так называемый изотермический слой. От 20 до 47 км температура с высотой увеличивается. Если в тропосфере, где температура с ростом высоты уменьшалась, перепад температуры был положительным, то на высотах 20–47 км он отрицательный. Выше 47 км (до 51 км) температура снова остается неизменной. Это второй изотермический слой. Вся область от 12 до 51 км заканчивается стратопаузой. Температура в стратопаузе составляет примерно 10–20оС.
Суммарная масса тропосферного и стратосферного воздуха составляет 99 % воздуха всей земной атмосферы. Оставшийся 1 % воздуха приходится на всю атмосферу выше 51 км.
Выше стратосферы, до высоты 86 км, располагается еще одна промежуточная сфера. Она названа мезосферой («мезос» — промежуточный). Здесь, на высоте 86–90 км, температура с ростом высоты снова уменьшается (как и в тропосфере) до 75–90оС.
Над мезопаузой высотный профиль температуры снова ломается. Начиная с этого уровня температура увеличивается с высотой (как и в стратосфере). Эта часть атмосферы названа термосферой. Здесь температура достигает многих сотен градусов. Выше термосферы имеется еще одна сфера — экзосфера («экзо» — внешняя), названная так потому, что находящиеся там частицы могут иметь скорости, превышающие первую космическую (11,2 км/с). При таких скоростях частицы преодолевают силу земного притяжения и уносятся за пределы земной атмосферы.
Как видно, высотный профиль температуры газа весьма сложный: на одних участках она с ростом высоты увеличивается, на других — уменьшается, а на третьих остается неизменной. Чем обусловлена такая сложность? Все, конечно, зависит от теплового баланса в данном слое атмосферы, то есть от того, сколько энергии атмосфера получает извне и сколько ее она отдает. В приземном слое воздух получает тепловую энергию от Земли, и так поддерживается его температура. Но чем выше, тем этой энергии меньше. Поэтому с ростом высоты температура воздуха должна падать. Так должно быть вплоть до высоты, на которой появляется другой, свой, атмосферный источник тепла. Такой источник действительно появляется в стратосфере. Он существует благодаря наличию в стратосфере озонного слоя. Озон поглощает солнечное излучение и преобразует его в тепло. Поэтому-то температура воздуха перестает уменьшаться с высотой. Она даже начинает увеличиваться с ростом высоты. Но поскольку этот источник тепла ограничен по высоте мощностью озонного слоя, то выше него температура атмосферного газа закономерно уменьшается.
В атмосфере на больших высотах имеется еще один источник тепла. Он связан с солнечными излучением и процессами в той части атмосферы, ионизованной солнечным излучением. Здесь располагается ионосфера. Наличие ионосферного источника тепла приводит к тому, что выше 100 км температура быстро растет и на 300–350 км достигает нескольких сот градусов. Данную область атмосферы назвали термосферой, то есть сферой тепла. Здесь температура зависит от уровня солнечной активности. Она меняется приблизительно от 750 до 1200о при изменении солнечной активности. В высоких широтах (в зоне полярных сияний), где от Солнца приходит большая часть энергии, переносимой заряженными частицами, температура термосферы в отдельные наиболее активные периоды может достигать 10–15 тысяч градусов.
Таким образом, высотный профиль температуры атмосферного газа отражает тот факт, что имеются три источника нагрева атмосферного газа. Один из них — это нагретая Земля. Второй связан со стратосферным слоем озона. Третий находится выше 90-100 км и связан с процессами в ионосфере под действием солнечного излучения.
Высотные профили температуры зависят от всех факторов, которые оказывают влияние на атмосферные процессы. Это главным образом связано с изменениями той солнечной энергии, которая проникает на разные уровни атмосферы и к самой ее поверхности. Ясно, что интенсивность и характеристики этого излучения зависят от времени суток, сезона, солнечной активности. Они зависят и от широты данной точки.
Часть солнечного излучения поглощается атомами и молекулами атмосферного газа. Другая часть отражается атмосферным газом обратно в космическое пространство. К земной поверхности проникает только излучение с определенными длинами волн. Те участки спектра, в которых атмосфера пропускает солнечное излучение к Земле, называют окнами прозрачности атмосферы.
Для того, чтобы проанализировать, какая часть солнечного излучения проникает на разные уровни атмосферы, надо уяснить, что собой представляет солнечное излучение.
СОЛНЕЧНОЕ ИЗЛУЧЕНИЕ
Солнце излучает электромагнитные волны с самыми различными длинами — от гамма-лучей до радиоволн. Невооруженным глазом можно видеть только очень малый участок спектра солнечного излучения — от 400 до 750 нм. Соответствующие приборы позволяют расширить этот участок спектра и проводить с поверхности Земли измерения интенсивности солнечного излучения от 290 до 3000 нм. В этот диапазон входит ультрафиолетовое и инфракрасное излучение Солнца.
Специальными радиоприемниками можно регистрировать излучаемые Солнцем радиоволны с длинами волн от 1 см до 40 м. Солнечное излучение на других длинах волн, вне пределов этих двух участков, с поверхности Земли не регистрируется. Этому мешает земная атмосфера. Если же регистрирующую аппаратуру поднять на ракетах выше тех уровней в атмосфере, где солнечное излучение данной длины волны поглощается, то интенсивность его может быть измерена. Впервые такая возможность появилась во время второй мировой войны. Для этих целей были использованы соответствующие ракеты, поднявшие в верхнюю атмосферу спектрографы и фотоэлектрические детекторы.
Для того, чтобы выяснить, до каких глубин в атмосферу проникает солнечное излучение определенной длины волны, надо знать состав атмосферы, то есть количество атомов или молекул, которые могут поглотить это излучение на каждой высоте. Кроме того, надо знать коэффициенты поглощения солнечного излучения атмосферой, то есть эффективность этого поглощения. Таким путем были определены высоты проникновения солнечного излучения. Поглощение излучения с длинами волн больше 210 нм обязано озону. Несмотря на то, что суммарное количество озона очень незначительно, он уменьшает солнечное излучение с длиной волны 250 нм в 1040 раз. Поэтому спектр солнечного излучения при его измерении с поверхности Земли обрывается на волне 290 нм.
В верхней атмосфере, где плотность газа невелика, молекулы кислорода и азота поглощают энергию коротковолновой (ультрафиолетовой) области солнечного излучения. Часть поглощаемой энергии расходуется на увеличение кинетической энергии частиц, или, другими словами, на нагрев атмосферы. До уровня 80 км доходит сверху очень малая часть ультрафиолетового излучения Солнца. Здесь его поглощение незначительно, а потому мал и обусловленный им нагрев атмосферы. Температура ее имеет здесь минимальное значение.
Но еще ниже длинноволновую часть ультрафиолетового излучения (до длины волны 300 нм) поглощает озон. Это вызывает сильный нагрев атмосферного газа, несмотря на малое количество озона. Эффективность нагрева велика потому, что плотность потока солнечного излучения в этом интервале длин волн больше, чем в коротковолновой части ультрафиолетового диапазона. Кроме того, излучение в этом интервале слабо поглощается в вышележащих областях атмосферы. Максимум нагрева атмосферы за счет поглощения озоном солнечного излучения приходится на высоту около 50 км.
Чем ближе к поверхности Земли, тем меньше становится ультрафиолетового излучения, которое могло бы быть поглощено озоном. Оно уже поглотилось ранее. Поэтому эффективность нагрева атмосферы уменьшается. Этому же способствует и рост плотности воздуха с уменьшением высоты: чем плотнее воздух, тем его труднее нагреть. Поэтому температура ниже 50 км с уменьшением высоты уменьшается (но только до определенного уровня — тропопаузы).
Видимый свет в земной атмосфере поглощается очень незначительно. В диапазоне ближнего инфракрасного излучения его поглощают углекислый газ и водяной пар. Это поглощение особенно эффективно в нижней области тропосферы, где водяного пара больше, нежели в любой другой части атмосферы.