Серебристые облака и их наблюдение

Однако ниже 300 км поглощение ультрафиолетовых лучей постепенно растет в результате ионизации сначала атомов кислорода, затем атомов и молекул азота и молекул окиси азота и, наконец, молекул кислорода. Поглощаются в основном лучи с длинами волн от 100 до 1020 А° (энергия фотона с длиной волны 1020 А° соответствует потенциалу ионизации атома кислорода — это наименьшая энергия, необходимая для отрыва от атома внешнего электрона). Уже на высотах 120–140 км эта часть солнечного спектра поглощается полностью. Зато она обеспечивает ионизацию самого мощного слоя ионосферы — слоя F, который принято подразделять на два подслоя: F₁ (130–180 км) и F₂ (180—1000 км). Максимум электронной концентрации (равной на этих высотах концентрации положительных ионов) достигается на высотах 250–300 км. Она равна там примерно 10⁶ электронов/см³.

Ниже 130 км проходят мягкие рентгеновские лучи (30—100 А°), которые ионизуют слой Е ионосферы (90—130 км). Жесткое рентгеновское излучение доходит до высот 60 км и образует самый нижний, хотя и обладающим наименьшей электронной концентрацией (10³ электронов/см³) слой D ионосферы.

Надо заметить, что мы нарисовали здесь лишь самую общую схему процессов. Ведь, кроме ионизации, непрерывно «работает» обратный процесс — рекомбинация, приводящий к уничтожению ионов и электронов, к воссоединению их в нейтральные частицы. Изучением процессов, происходящих в верхних слоях атмосферы с атомами, молекулами, ионами и электронами при их взаимодействии друг с другом и с солнечным излучением, занимается наука аэрономия[1]).

Вернемся к солнечному излучению. Потеряв на высоте 100 км полностью свой самый коротковолновый участок λ < 1020 А°), оно начинает далее испытывать поглощение лучей на бóльших длинах волн. Молекулы кислорода поглощают излучение в континууме Шумана — Рунге (1760–1220 А°) энергия которого расходуется на их диссоциацию. Ниже 80 км эта часть солнечного спектра поглощается полностью. Однако излучение в области полос Шумана — Рунге (1925–1760 А°) проходит и продолжает диссоциировать молекулы кислорода ниже 80 км. Образовавшиеся атомы кислорода могут взаимодействовать со своими молекулами и с какой-нибудь третьей частицей (обозначим ее буквой М), образуя в таких тройных столкновениях молекулы озона O₂

O₂ + O + M —> O₃ + M

Так образуется слой озона, или озоносфера. Он не может образоваться выше 80 км, поскольку вероятность тройных столкновений быстро падает с уменьшением плотности атмосферы на больших высотах. Не может озон образовываться и ниже 10 км — там нет атомов кислорода, поскольку излучение в области полос Шумана — Рунге полностью поглощается выше этого уровня.

Но озон сам является мощным поглотителем ультрафиолетовых лучей вплоть до длины волны 3100 А°. Энергия этих лучей расходуется на диссоциацию молекул озона, уравновешивая их образование в ходе тройных столкновений. Максимальная концентрация озона достигается на высотах 25–30 км. Этот уровень не совпадает с уровнем озонного максимума температуры 60–55 км. Происходит это потому, что лучи, несущие наибольшую энергию, поглощаются выше и до уровня максимальной концентрации озона не доходят. Те же лучи, которые достигают этого уровня, имеют относительно небольшую энергию и не могут нагреть молекулы озона, а через них — и других газов до достаточно высоких температур. Поэтому, как ни странно, в области максимальной концентрации озона температуры довольно низкие.

Хорошо известно значение озоносферы для защиты всего живого на Земле — растений, животных и людей — от губительного действия солнечных ультрафиолетовых лучей. Любые процессы, связанные с деятельностью человека, которые способны привести хотя бы к частичному разрушению озонного слоя, могут иметь роковые последствия для жизни на Земле.

В отличие от температуры, давление р и плотность ρ воздуха убывают с высотой монотонно, в соответствии с так называемой барометрической' формулой:

Здесь р₀, ρ₀ — давление и плотность на уровне моря, Н — высота, отсчитываемая от этого уровня, Н_* — очень важная величина, называемая шкалой высот, или высотой однородной атмосферы. Она определяет интервал высот, на котором плотность и давление уменьшаются в е раз (е = 2,718…— основание натуральных логарифмов). Как показывает теория, величина Н_* определяется формулой

Н_* = R∙T/μ∙g, (2)

где Т — температура, μ — средняя относительная молекулярная масса газа, g — ускорение силы тяжести, R — универсальная газовая постоянная. Поскольку g меняется с высотой очень медленно, можно считать, что H_* зависит только от двух переменных величин: температуры Т и средней молекулярной массы μ, а в пределах гомосферы (где μ постоянна) только от Т. На уровне моря H_* = 8 км. Нетрудно сообразить, что если бы можно было создать однородную атмосферу той же плотности, что у поверхности Земли, и с тем же общим давлением, ее высота была бы равна H_*. Для тех читателей, которые знают интегральное исчисление, дадим краткое доказательство этого.