5. Атмосферы планет
Химический состав. В табл. 2 представлены данные о хим. составе атмосфер Венеры, Земли, Марса и Юпитера. На Венере и Марсе осн. компонентами атмосферы явл. СО2 и N2, на Земле О2 и N2. Причины этого различия следующие: 1) на Земле имеется много жидкой воды, к-рая растворяет СО2 и переводит его в осадочные породы, 2) растительный покров Земли перерабатывает СО2 в О2. Наиболее резко от земной атмосферы отличаются атмосферы Юпитера и др. П.-гигантов, к-рые состоят гл. обр. из водорода и гелия. Из спутников П. только Титан имеет плотную атмосферу (её осн. составляющая - азот).
Табл. 2.-Химический состав атмосфер Венеры, Земли, Марса и Юпитера |
|||||
Газ |
Объемное содержание, % |
||||
Венера |
Земля |
Марс |
Юпитер |
||
Водород, H2 |
< 10-3 |
<5.10-5 |
- |
86 |
|
Кислород O2 |
< 10-3 |
21 |
0,1 |
- |
|
Озон O3 |
(?) |
10-6 - 10-5 |
10-5 |
- |
|
Азот N2 |
3,5 |
78,1 |
2,5 |
- |
|
Сера S2 |
≈2.10-5 |
нет |
нет |
- |
|
Двуокись углерода CO2 |
96,5 |
3.10-2 |
95 |
- |
|
Водяной парH2O |
≈0,2 |
≈0,1 |
0 - 0,2 |
* |
|
Окись углерода CO |
3.10-3 |
10-4 |
0,08 |
- |
|
Метан CH4 |
< 10-4 |
1,8.10-4 |
4.10-4 |
0,04 |
|
Аммиак NH3 |
< 2.10-4 |
< 10-5 |
< 10-5 |
0,06 |
|
Двуокись серы SO2 |
1,5.10-2 |
10-4 |
<10-6 |
- |
|
Хлористый водород HCl |
4.10-5 |
< 10-5 |
<10-5 |
- |
|
Фтористый водород HF |
5.10-7 |
< 10-7 |
< 10-7 |
- |
|
Ацетилен C2H2 |
< 10-6 |
< 10-5 |
< 5.10-4 |
2.10-6 |
|
Этан C2H6 |
< 10-6 |
< 10-5 |
< 4.10-4 |
10-4 |
|
Фосфин PH3 |
- |
< 10-5 |
- |
* |
|
Инертные газы: |
|
|
|
|
|
|
He |
10-2 |
5.10-4 |
- |
14 |
|
Ne |
1,3.10-3 |
1,8.10-3 |
- |
- |
|
Ar |
1,5.10-2 |
0,9 |
1,5 |
- |
|
Kr |
6,5.10-5 |
1,1.10-4 |
3.10-3 |
- |
|
Xe |
- |
8,7.10-6 |
8.10-6 |
- |
Средняя молекулярная масса |
43,5 |
28,8 |
43,5 |
2,3 |
|
* Имеется качественное отождествление. |
Вертикальная структура атмосферы определяется полем тяготения П., темп-рой атмосферы и её хим. составом. Давление в атмосфере убывает в е раз при изменении высоты на величину
H = RT/mg (4)
где m - молекулярная масса газа, g - ускорение силы тяжести (см. Барометрическая формула). Величина Н наз. шкалой высоты или высотой однородной атмосферы. Она явл. функцией геометрич. высоты h, т. к. Т, m, g зависят от h.
Процессы конвекции и турбулентность приводят к перемешиванию газов атмосферы, ф-ла (4) при этом остается применимой, но m в этом случае равно среднему для всех газов значению молекулярной массы. Перемешивание газов ведёт к установлению для них единой шкалы высот. Препятствует этому диффузия, к-рая стремится установить свою шкалу высот для каждого газа. Скорость диффузии обратно пропорциональна числу молекул газа в ед. объёма (численной концентрации). В планетных атмосферах диффузия начинает преобладать над перемешиванием при концентрациях n Ј 1012-1013 см-3 (в земной атмосфере это соответствует высоте 100-120 км). Этот уровень наз. гомопаузой. Часть атмосферы ниже гомопаузы наз. гомосферой (область перемешивания), выше - гетеросферой (область диффузионного разделения). Наличие гетеросферы приводит к тому, что гелий и водород становятся осн. компонентами на высоте неск. сот километров даже в атмосферах П. земной группы. Поэтому их самой внеш. частью явл. водородные короны. Благодаря малой молекулярной массе (m = 1) атомарного водорода, образуемая им корона простирается на многие тысячи км над Землёй. Газы внеш. слоев атмосферы способны из неё улетучиваться. Этот процесс наз. диссипацией атмосфер. В результате диссипации из атмосфер П. земной группы эффективно удаляется водород и гелий. В атмосферах П.-гигантов эти газы удерживаются благодаря сильному полю тяготения.
Температура атмосферы определяется её тепловым балансом. Самая нижняя часть атмосферы полностью или частично непрозрачна для теплового излучения поверхности П. и самой атмосферы. Солнечное излучение в видимом диапазоне обычно проникает достаточно глубоко, нагревает поверхность П. и нижние слои атмосферы, а поток собственного планетарного теплового излучения (балансирующий тепловой поток от Солнца) уходит вверх. Поэтому темп-ра в нижних слоях атмосферы уменьшается снизу вверх. Нижняя часть атмосферы с большим по абс. величине градиентом темп-ры наз. тропосферой. Падение темп-ры прекращается на уровне, выше к-рого атмосфера становится прозрачной для теплового излучения. Этот уровень наз. тропопаузой. Над тропопаузой расположена мезосфера, или стратомезосфера, - область, где темп-ра приблизительно постоянна. Исключение составляет Земля, в атмосфере к-рой существует температурный пик (мезопик), разделяющий стратосферу и мезосферу. Мезопик обусловлен поглощением солнечной радиации озоном (2000 < λ < 3000 ).
|
Рис. 8. Вертикальное строение атмосфер Земли, Венеры, Марса и Юпитера. По оси абсцисс - температура Т, по оси ординат - высота h и давление р. Пунктиром показаны характерные уровни и слои атмосферы: 1 - тропосфера, 2 - тропопауза, 3 - стратосфера, 4 - мезопик (присутствует только в земной атмосфере), 5 - мезосфера, 6 - мезопауза, 7 - термосфера, 8 - термопауза, 9 - гомопауза. У Юпитера твёрдой (или жидкой) поверхности нет и за нулевой уровень принимается условно высота, на которой давление равно 1 атм. Штриховкой показаны облака в атмосферах Венеры и Юпитера. Для Земли шкала абсцисс сверху относится к верхней части кривой Т (h), снизу - к нижней части кривой. |
Поглощение УФ-излучения Солнца приводит к диссоциации молекул, а также ионизации молекул и атомов. Поэтому в верхней атмосфере появляются атомы и более простые молекулы - продукты диссоциации молекул, имеющихся в нижней атмосфере. В результате этого процесса в атмосферах Марса и Венеры (как и в земной атмосфере) на высотах 120-200 км осн. компонентом явл. атомарный кислород. Ионизация приводит к образованию атомных и молекулярных ионов и свободных электронов. Поэтому планетная термосфера явл. одновременно ионосферой.
Солнечный ветер, набегая на П., тормозится либо её собственным магн. полем (Земля, Меркурий, Юпитер, Сатурн), либо наведённым в результате взаимодействия с ионосферой. Собственное или наведённое магн. поле создаёт магнитосферу планет.
|
Рис. 9. Два режима общей циркуляции атмосферы планеты. Слева - симметричный режим общей циркуляции: а - линия тока в высоких слоях, б - поперечный разрез, показывающий меридиональную проекцию общей циркуляции. Справа - волновой режим общей циркуляции: а - линия тока на среднем и нижнем уровнях (жирная кривая) и вблизи поверхности (тонкая кривая), L - область низкого давления, Н - область высокого давления; б - поперечный разрез зонально-умеренной меридиональной циркуляции и усреднённый зональный ветер (W - западный, Е - восточный). |
|
Рис. 10. Большое красное пятно (КП) Юпитера и окрестности пятна ("Вояджер-1", 1979). |
Происхождение и эволюция атмосфер достаточно ясны в случае Юпитера и Сатурна (атмосферы образовались вместе с П. и в дальнейшем не изменялись), для П. земной группы эти проблемы до конца не решены. Имеется неск. моделей возникновения атмосфер: постепенная дегазация П. (выделение газов в результате вулканич. процессов происходит приблизительно равномерно в течение всего времени жизни П.), катастрофич. дегазация (в период первоначальной аккреции или вскоре после неё), захват газов непосредственно из протопланетной туманности. Не исключено, что все три процесса внесли существенный вклад в образование атмосферы, причём распределение ролей различно для разных газов и П. Напр., есть предположение, что нерадиогенные (не являющиеся продуктами радиоактивного распада) изотопы инертных газов на Венере в основном были захвачены прямо из протопланетной туманности, в то время как химически активные газы (СО2, N2) были ею получены в составе твёрдых частиц (адсорбированными). Для Земли прямой захват газов из протопланетной туманности сыграл меньшую роль, а для Марса - ещё меньшую.