Термосфера й екзосфера

Верхня частина атмосфери, над мезосферою, характеризується дуже високими температурами і тому називається термосферою. У ній розрізняються, однак, дві частини: іоносфера, що простирається від мезосфери до висот порядку тисячі кілометрів, і екзосфера, зовнішня атмосферна оболонка, що поступово переходить у земну корону.

Повітря в термосфері надзвичайно розріджене. Але і при такій малій щільності кожен кубічний сантиметр повітря на висоті 300 км ще містить біля одного мільярда (109) молекул або атомів, а на висоті 600 км - більше 10 мільйонів (107). Це на декілька порядків більше, ніж вміст газів у міжпланетному просторі.

Іоносфера, про що говорить вже сама її назва, характеризується дуже сильним ступенем іонізації повітря. Вміст іонів тут у багато разів більший, ніж у шарах, що лежать нижче, незважаючи на сильну загальну розрідженість повітря. Ці іони являють собою в основному заряджені атоми кисню, заряджені молекули окису азоту і вільні електрони. Їхнє вміст на висотах 100-400 км - порядку 1015-106 на кубічний сантиметр.

У іоносфері виділяється декілька шарів, або областей, із максимальною іонізацією, особливо на висотах 100-120 км (шар Е) і 200-400 км (шар F). Але й у проміжках між цими шарами ступінь іонізації атмосфери залишається дуже високою. Положення іоносферних шарів і концентрація іонів у них увесь час змінюються. Спорадичні скупчення електронів з особливо великою концентрацією називаються електронними хмарами.

Від ступеня іонізації залежить електропровідність атмосфери. Тому в іоносфері електропровідність повітря в загальному в 1012 разів більше, ніж біля земної поверхні. Радіохвилі зазнають в іоносфері поглинання, заломлення і відбиття. Хвилі довжиною більш 20 м узагалі не можуть пройти крізь іоносферу: вони відбиваються вже шарами з невеликою концентрацією іонів у нижній частині іоносфери (на висотах 70-80 км). Середні і короткі хвилі відбиваються іоносферними шарами, що лежать вище. Саме внаслідок відбиття від іоносфери можливий далекий зв'язок на коротких хвилях. Багаторазове відбиття від іоносфери і земної поверхні дозволяє коротким хвилям зигзагоподібно поширюватися на великі відстані, огинаючи поверхню земної кулі. Оскільки положення і концентрація іоносферних шарів безупинно змінюються, змінюються й умови поглинання, відбитки і поширення радіохвиль. Тому для надійного радіозв'язку необхідне безупинне вивчення стану іоносфери. Спостереження над поширенням радіохвиль саме є засобом для такого дослідження.

В іоносфері спостерігаються полярні сяйва і близьке до них за природою світіння нічного неба - постійна люмінісценція атмосферного повітря, а також різкі коливання магнітного поля - іоносферна магнітна буря. Колір полярного сяйва залежить від того, який газ піддається бомбардуванню корпускулярними частками. Так, наприклад, азот дає яскраво-червоний, синій і фіолетовий кольори, а кисень - зелений і рожевий.
Іонізація в іоносфері зобов'язана своїм існуванням дії ультрафіолетової радіації Сонця. Її поглинання молекулами атмосферних газів призводить до виникнення заряджених атомів і вільних електронів, про що говорилося раніше. Коливання магнітного поля в іоносфері і полярні сяйва залежать від коливань сонячної активності. З змінами сонячної активності пов'язані зміни в потоці корпускулярної радіації, що йде від Сонця в земну атмосферу.
Температура в іоносфері зростає з висотою до дуже великих значень. На висотах біля 800 км вона досягає 1000°С. Говорячи про високі температури іоносфери, мають на увазі те, що частки атмосферних газів рухаються там із дуже великими швидкостями. Однак щільність повітря в іоносфері настільки мала, що тіло, що знаходиться в іоносфері, наприклад, штучний супутник, не буде нагріватися шляхом теплообміну з повітрям. Температурний режим супутника буде залежати від безпосереднього поглинання ним сонячної радіації і від віддачі його власного випромінювання в навколишній простір. Атмосферні шари вище 800-1000 км виділяються під назвою екзосфери (зовнішньої атмосфери). Швидкості руху часток газів, особливо легких, тут дуже великі, а внаслідок надзвичайної розрідженості повітря на цих висотах частки можуть облітати Землю по еліптичних орбітах, не зустрічаючись між собою.

Окремі частки можуть при цьому мати швидкості, достатні для того, щоб перебороти силу тяжіння. Для незаряджених часток критичною швидкістю буде 11 200 м/с. Такі особливо швидкі частки можуть, рухаючись по гіперболічних траєкторіях, вилітати з атмосфери у світовий простір, зникати, розсіюватися, диссипувати. Тому екзосферу називають ще сферою розсіювання. Розсіюванню піддаються переважно атоми водню, що є пануючим газом у найбільш високих шарах екзосфери. Порівняно недавно вважали, що екзосфера, і з нею взагалі земна атмосфера, кінчається на висотах порядку 2000-3000 км. Але за допомогою спостережень з космічних ракет і супутників визначили, що водень, що зникає з екзосфери, утворює навколо Землі так звану земну корону, що простирається більш ніж до 20 000 км. Звичайно, щільність газу в земній короні мізерно мала. На кожний кубічний сантиметр тут приходиться в середньому усього біля тисячі часток. Але в міжпланетному просторі концентрація часток (переважно протонів і електронів) принаймні в десять разів менше.

За допомогою супутників і геофізичних ракет встановлено існування у верхній частині атмосфери й у навколоземному космічному просторі радіаційного пояса Землі, що починається на висоті декількох сотень кілометрів і простягається ще на десятки тисяч кілометрів від земної поверхні. Цей пояс складається з електрично заряджених часток - протонів й електронів, захоплених магнітним полем Землі, які рухаються з дуже великими швидкостями. Їхня енергія - порядку сотень тисяч електрон-вольт. Радіаційний пояс постійно втрачає частки в земній атмосфері і поповнюється потоками сонячної корпускулярної радіації.

2.24. ПОВІТРЯНІ МАСИ Й АТМОСФЕРНІ ФРОНТИ

У процесі загальної циркуляції атмосфери повітря тропосфери розчленовується на окремі повітряні маси, що більш-менш довгостроково зберігають свою індивідуальність, переміщуючись з одних областей Землі в інші. У горизонтальному напрямку повітряні маси вимірюються тисячами кілометрів.

Повітряні маси за своїми температурами і за іншими властивостями носять на собі відбиток тієї області Землі, де повітряна маса сформувалася. Переважання в даному районі і той або інший сезон визначених повітряних мас створює характерний кліматичний режим цього району.
Основними типами повітряних мас є чотири з різним зональним положенням центрів. Це маси арктичного (у південній півкулі - антарктичного), помірного (полярного), тропічного й екваторіального повітря. Для кожного з цих типів характерний свій інтервал значень температури в земної поверхні і на висотах, свої значення вологості, дальності видимості й ін. Звичайно, властивості повітряних мас, насамперед температура, безупинно змінюються при їхньому переміщенні з одних районів в інші. Відбувається трансформація повітряних мас.

Повітряні маси, що переміщаються з більш холодної земної поверхні на більш теплу (звичайно з високих широт у низькі), називають холодними масами. На своєму шляху холодна повітряна маса викликає похолодання в тих районах, у які вона приходить. Але на шляху вона сама прогрівається, притім переважно знизу, від земної поверхні. Тому в ній виникають великі вертикальні градіенти температури, розвивається конвекція з утворенням купчастих і купчасто-дощових хмар і випаданням зливових опадів.
Повітряні маси, що переміщуються на більш холодну поверхню (у більш високі широти), називаються теплими масами. Вони приносять потепління, але самі переохолоджуються знизу, від чого в їхніх нижніх шарах створюються малі вертикальні градіенти температури. Конвекція в них не розвивається, переважають шаруваті хмари і тумани. Розрізняються ще місцеві повітряні маси, що довгостроково знаходяться в однім районі. Властивості місцевих мас визначаються нагріванням або охолодженням знизу в залежності від сезону.

Суміжні повітряні маси розділені між собою порівняно вузькими перехідними зонами, сильно нахиленими до земної поверхні. Ці зони називають атмосфернимифронтами. Довжина таких зон - тисячі кілометрів, ширина - лише десятки кілометрів. По висоті фронти простежуються на декілька кілометрів, нерідко до самої стратосфери.
Фронти між повітряними масами зазначених вище основних географічних типів називають головними фронтами, на відміну від менше значних вторинних фронтів між масами того самого географічного типу. Головні фронти між арктичним і помірним повітрям звуться арктичними фронтами, між помірним і тропічним повітрям - полярними фронтами, між тропічним і екваторіальним повітрям - тропічними фронтами.

З фронтами пов'язані особливі явища погоди. Висхідні рухи повітря в зонах фронтів призводять до утворення великих хмарних систем, із яких випадають опади на великих площах. Величезні атмосферні хвилі, що виникають у повітряних масах по обидві сторони від фронту, приводять до утворення атмосферних збурень вихрового характеру - циклонів і антициклонів, що визначають режим вітру й інші особливості погоди. Особливо важливі в цьому відношенні полярні фронти.

Фронти постійно виникають і зникають (розмиваються) унаслідок визначених особливостей атмосферної циркуляції. Разом із ними формуються, змінюють властивості і, нарешті, втрачають свою індивідуальність повітряні маси.

Атмосферні фронти за типом і основними характеристиками діляться на теплі, холодні та фронти оклюзії.

Теплий фронт – це перехідна зона між теплою і холодною повітряною масою, в межах його дії відбувається поступове витіснення холодного повітря теплим. В приземному шарі атмосфери проходження теплого фронту супроводжується різким погіршенням погодних умов, випаданням опадів (облогового характеру), зниженням атмосферного тиску, деяким зниженням температури повітря перед фронтом та її наступним підвищенням за лінією фронту.

Холодний фронт – це перехідна зона між олодною і теплою повітряними масами, в межах його дії відбувається поступове витіснення теплого повітря холодним. В приземному шарі атмосфери проходження холодного фронту супроводжується складними погодними умовами, які характеризуються зливовими опадами, різкими, шквалистими поривами вітру, деяким підвищенням атмосферного тиску, зниженням температури повітря.

Фронт оклюзії має проміжні характеристики у порівнянні з теплим та холодним фронтами і характерний для високого циклону на останній стадії свого розвитку (стадії заповнення і руйнування). Зміна погоди при проходженні фронту оклюзії виражена не так різко.

3. БІБЛІОГРАФІЯ

Основна література:

1. Основи метеорології // За ред. Воронова С.П., Процента Г.Д. – В 2-х ч. – К., 2004.

2. Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорология и климатология. - 5 изд.- М.: Изд. МГУ, 2003.

3. Чемерис М.П. Метеорологія та кліматологія.-Луцьк: Вежа. - 2000.

4. Колісник П.І. Метеорологія. - К.: Вища школа,1986.

Додаткова література:

5. Кліматологія / Под ред. Дроздова О.А. и др.-Л.: Гидрометиздат,1989.

6. Дмитренко В.П. Агрометеорологія.-К.: Урожай, 1997.

7. Борисенко Е.П.Климат и деятельность человека.-М.: Наука,1982.

8. Астапенко А.Д.Вопросы о погоде. - Л.: Гидрометиздат, 1990.

9. Атлас облаков.-Л.: Гидрометиздат,1979.

10. Краткий агроклиматический справочник Украины.-Л.: Гидрометиздат,1989.

11. Психрометрические таблицы.-Л.: Гидрометиздат, 1977-2000 р.

12. Климат Украины // Под ред. Прихотько Г.Ф. - Л.: Гидрометиздат,1976.

13.Стернзат М.С. Метеорологические приборы и наблюдения.-Л.: Гидрометиздат,1978.

14. Тищенко Н.Ф.Охрана атмосферного воздуха. Расчет содержания вредных веществ и их распределения - М.: Химия, 1991.

15. Климат Луцка // Под ред. Бабиченко В.Н. - Л.: Гидрометиздат,1988.

ЗМІСТ

Ст.