Биогеохимические круговороты

СОСТАВ АТМОСФЕРЫ

 
В высоких слоях атмосферы состав воздуха меняется под воздействием жесткого излучения Солнца, которое приводит к распаду молекул кислорода на атомы. Атомарный кислород является основным компонентом высоких слоев атмосферы. Наконец, в наиболее удаленных от поверхности Земли слоях атмосферы главными компонентами становятся самые легкие газы - водород и гелий. Поскольку основная масса вещества сосредоточена в нижних 30 км, то изменения состава воздуха на высотах более 100 км не оказывают заметного влияния на общий состав атмосферы. 
Энергообмен. Солнце является главным источником энергии, поступающей на Землю. Находясь на расстоянии ок. 150 млн. км от Солнца, Земля получает примерно одну двухмиллиардную часть излучаемой им энергии, главным образом в видимой части спектра, которую человек называет "светом". Большая часть этой энергии поглощается атмосферой и литосферой. Земля также излучает энергию, в основном в виде длинноволновой инфракрасной радиации. Таким образом устанавливается равновесие между получаемой от Солнца энергией, нагреванием Земли и атмосферы и обратным потоком тепловой энергии, излучаемой в пространство. Механизм этого равновесия крайне сложен. Пыль и молекулы газов рассеивают свет, частично отражая его в мировое пространство. Еще большую часть приходящей радиации отражают облака. Часть энергии поглощается непосредственно молекулами газов, но в основном - горными породами, растительностью и поверхностными водами. Водяной пар и углекислый газ, присутствующие в атмосфере, пропускают видимое излучение, но поглощают инфракрасное. Тепловая энергия накапливается главным образом в нижних слоях атмосферы. Подобный эффект возникает в теплице, когда стекло пропускает свет внутрь и почва нагревается. Поскольку стекло относительно непрозрачно для инфракрасной радиации, в парнике аккумулируется тепло. Нагрев нижних слоев атмосферы за счет присутствия водяного пара и углекислого газа часто называют парниковым эффектом. Существенную роль в сохранении тепла в нижних слоях атмосферы играет облачность. Если облака рассеиваются или возрастает прозрачность воздушных масс, температура неизбежно понижается по мере того, как поверхность Земли беспрепятственно излучает тепловую энергию в окружающее пространство. Вода, находящаяся на поверхности Земли, поглощает солнечную энергию и испаряется, превращаясь в газ - водяной пар, который выносит огромное количество энергии в нижние слои атмосферы. При конденсации водяного пара и образовании при этом облаков или тумана эта энергия освобождается в виде тепла. Около половины солнечной энергии, достигающей земной поверхности, расходуется на испарение воды и поступает в нижние слои атмосферы. Таким образом, вследствие парникового эффекта и испарения воды атмосфера прогревается снизу. Этим отчасти объясняется высокая активность ее циркуляции по сравнению с циркуляцией Мирового океана, который прогревается только сверху и потому значительно стабильнее атмосферы. 
См. также МЕТЕОРОЛОГИЯ И КЛИМАТОЛОГИЯ. Помимо общего нагревания атмосферы солнечным "светом", значительное прогревание некоторых ее слоев происходит за счет ультрафиолетового и рентгеновского излучения Солнца. Строение. По сравнению с жидкостями и твердыми телами, в газообразных веществах сила притяжения между молекулами минимальна. По мере увеличения расстояния между молекулами газы способны расширяться беспредельно, если им ничто не препятствует. Нижней границей атмосферы является поверхность Земли. Строго говоря, этот барьер непроницаем, так как газообмен происходит между воздухом и водой и даже между воздухом и горными породами, но в данном случае этими факторами можно пренебречь. Поскольку атмосфера является сферической оболочкой, у нее нет боковых границ, а имеются только нижняя граница и верхняя (внешняя) граница, открытая со стороны межпланетного пространства. Через внешнюю границу происходит утечка некоторых нейтральных газов, а также поступление вещества из окружающего космического пространства. Большая часть заряженных частиц, за исключением космических лучей, обладающих высокой энергией, либо захватывается магнитосферой, либо отталкивается ею. На атмосферу действует также сила земного притяжения, которая удерживает воздушную оболочку у поверхности Земли. Атмосферные газы сжимаются под действием собственного веса. Это сжатие максимально у нижней границы атмосферы, поэтому и плотность воздуха здесь наибольшая. На любой высоте над земной поверхностью степень сжатия воздуха зависит от массы вышележащего столба воздуха, поэтому с высотой плотность воздуха уменьшается. Давление, равное массе вышележащего столба воздуха, приходящейся на единицу площади, находится в прямой зависимости от плотности и, следовательно, также понижается с высотой. Если бы атмосфера представляла собой "идеальный газ" с не зависящим от высоты постоянным составом, неизменной температурой и на нее действовала бы постоянная сила тяжести, то давление уменьшалось бы в 10 раз на каждые 20 км высоты. Реальная атмосфера незначительно отличается от идеального газа примерно до высоты 100 км, а затем давление с высотой убывает медленнее, так как изменяется состав воздуха. Небольшие изменения в описанную модель вносит и уменьшение силы тяжести по мере удаления от центра Земли, составляющее вблизи земной поверхности ок. 3% на каждые 100 км высоты. В отличие от атмосферного давления температура с высотой не понижается непрерывно. Как показано на рис. 1, она убывает приблизительно до высоты 10 км, а затем вновь начинает расти. Это происходит при поглощении ультрафиолетовой солнечной радиации кислородом. При этом образуется газ озон, молекулы которого состоят из трех атомов кислорода (О3). Он тоже поглощает ультрафиолетовое излучение, и поэтому этот слой атмосферы, называемый озоносферой, нагревается. Выше температура вновь понижается, так как там гораздо меньше молекул газа, и соответственно сокращается поглощение энергии. В еще более высоких слоях температура вновь повышается вследствие поглощения атмосферой наиболее коротковолнового ультрафиолетового и рентгеновского излучения Солнца. Под воздействием этого мощного излучения происходит ионизация атмосферы, т.е. молекула газа теряет электрон и приобретает положительный электрический заряд. Такие молекулы становятся положительно заряженными ионами. Благодаря наличию свободных электронов и ионов этот слой атмосферы приобретает свойства электропроводника. Полагают, что температура продолжает повышаться до высот, где разреженная атмосфера переходит в межпланетное пространство. На расстоянии нескольких тысяч километров от поверхности Земли, вероятно, преобладают температуры от 5000° до 10 000° С. Хотя молекулы и атомы имеют очень большие скорости движения, а следовательно, и высокую температуру, этот разреженный газ не является "горячим" в привычном смысле. Из-за мизерного количества молекул на больших высотах их суммарная тепловая энергия весьма невелика. Таким образом, атмосфера состоит из отдельных слоев (т.е. серии концентрических оболочек, или сфер), выделение которых зависит от того, какое свойство представляет наибольший интерес. На основании осредненного распределения температур метеорологи разработали схему строения идеальной "средней атмосферы" (см. рис. 1).

 
Рис. 1. ВЕРТИКАЛЬНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ в атмосфере по результатам наблюдений в Уайт-Сандсе (шт. Нью-Мексико, США) и Форт-Черчилле (Канада). Показаны температурные различия в термосфере на разных широтах.

 
Тропосфера - нижний слой атмосферы, простирающийся до первого термического минимума (т.н. тропопаузы). Верхняя граница тропосферы зависит от географической широты (в тропиках - 18-20 км, в умеренных широтах - ок. 10 км) и времени года. Национальная метеорологическая служба США провела зондирование вблизи Южного полюса и выявила сезонные изменения высоты тропопаузы. В марте тропопауза находится на высоте ок. 7,5 км. С марта до августа или сентября происходит неуклонное охлаждение тропосферы, и ее граница на короткий период в августе или сентябре поднимается приблизительно до высоты 11,5 км. Затем с сентября по декабрь она быстро понижается и достигает своего самого низкого положения - 7,5 км, где и остается до марта, испытывая колебания в пределах всего 0,5 км. Именно в тропосфере в основном формируется погода, которая определяет условия существования человека. Большая часть атмосферного водяного пара сосредоточена в тропосфере, и поэтому здесь главным образом и формируются облака, хотя некоторые из них, состоящие из ледяных кристаллов, встречаются и в более высоких слоях. Для тропосферы характерны турбулентность и мощные воздушные течения (ветры) и штормы. В верхней тропосфере существуют сильные воздушные течения строго определенного направления. Турбулентные вихри, подобные небольшим водоворотам, образуются под воздействием трения и динамического взаимодействия между медленно и быстро движущимися воздушными массами. Поскольку в этих высоких слоях облачности обычно нет, такую турбулентность называют "турбулентностью ясного неба". 
Стратосфера. Вышележащий слой атмосферы часто ошибочно описывают как слой со сравнительно постоянными температурами, где ветры дуют более или менее устойчиво и где метеорологические элементы мало меняются. Верхние слои стратосферы нагреваются при поглощении кислородом и озоном солнечного ультрафиолетового излучения. Верхняя граница стратосферы (стратопауза) проводится там, где температура несколько повышается, достигая промежуточного максимума, который нередко сопоставим с температурой приземного слоя воздуха. На основе наблюдений, проведенных с помощью самолетов и шаров-зондов, приспособленных для полетов на постоянной высоте, в стратосфере установлены турбулентные возмущения и сильные ветры, дующие в разных направлениях. Как и в тропосфере, отмечаются мощные воздушные вихри, которые особенно опасны для высокоскоростных летательных аппаратов. Сильные ветры, называемые струйными течениями, дуют в узких зонах вдоль границ умеренных широт, обращенных к полюсам. Однако эти зоны могут смещаться, исчезать и появляться вновь. Струйные течения обычно проникают в тропопаузу и проявляются в верхних слоях тропосферы, но их скорость быстро уменьшается с понижением высоты. Возможно, часть энергии, поступающей в стратосферу (главным образом затрачиваемой на образование озона), оказывает воздействие на процессы в тропосфере. Особенно активное перемешивание связано с атмосферными фронтами, где обширные потоки стратосферного воздуха были зарегистрированы существенно ниже тропопаузы, а тропосферный воздух вовлекался в нижние слои стратосферы. Значительные успехи были достигнуты в изучении вертикальной структуры нижних слоев атмосферы в связи с совершенствованием техники запуска на высоты 25-30 км радиозондов. Мезосфера, располагающаяся выше стратосферы, представляет собой оболочку, в которой до высоты 80-85 км происходит понижение температуры до минимальных показателей для атмосферы в целом. Рекордно низкие температуры до -110° С были зарегистрированы метеорологическими ракетами, запущенными с американо-канадской установки в Форт-Черчилле (Канада). Верхний предел мезосферы (мезопауза) примерно совпадает с нижней границей области активного поглощения рентгеновского и наиболее коротковолнового ультрафиолетового излучения Солнца, что сопровождается нагреванием и ионизацией газа. В полярных регионах летом в мезопаузе часто появляются облачные системы, которые занимают большую площадь, но имеют незначительное вертикальное развитие. Такие светящиеся по ночам облака часто позволяют обнаруживать крупномасштабные волнообразные движения воздуха в мезосфере. Состав этих облаков, источники влаги и ядер конденсации, динамика и связь с метеорологическими факторами пока еще недостаточно изучены. Термосфера представляет собой слой атмосферы, в котором непрерывно повышается температура. Его мощность может достигать 600 км. Давление и, следовательно, плотность газа с высотой постоянно уменьшаются. Вблизи земной поверхности в 1 м3 воздуха содержится ок. 2,5ґ1025 молекул, на высоте ок. 100 км, в нижних слоях термосферы, - приблизительно 1019, на высоте 200 км, в ионосфере, - 5*10 15 и, по расчетам, на высоте ок. 850 км - примерно 1012 молекул. В межпланетном пространстве концентрация молекул составляет 10 8-10 9 на 1 м3. На высоте ок. 100 км количество молекул невелико, и они редко сталкиваются между собой. Среднее расстояние, которое преодолевает хаотически движущаяся молекула до столкновения с другой такой же молекулой, называется ее средним свободным пробегом. Слой, в котором эта величина настолько увеличивается, что вероятностью межмолекулярных или межатомных столкновений можно пренебречь, находится на границе между термосферой и вышележащей оболочкой (экзосферой) и называется термопаузой. Термопауза отстоит от земной поверхности примерно на 650 км. При определенной температуре скорость движения молекулы зависит от ее массы: более легкие молекулы движутся быстрее тяжелых. В нижней атмосфере, где свободный пробег очень короткий, не наблюдается заметного разделения газов по их молекулярному весу, но оно выражено выше 100 км. Кроме того, под воздействием ультрафиолетового и рентгеновского излучения Солнца молекулы кислорода распадаются на атомы, масса которых составляет половину массы молекулы. Поэтому по мере удаления от поверхности Земли атомарный кислород приобретает все большее значение в составе атмосферы и на высоте ок. 200 км становится ее главным компонентом. Выше, приблизительно на расстоянии 1200 км от поверхности Земли, преобладают легкие газы - гелий и водород. Из них и состоит внешняя оболочка атмосферы. Такое разделение по весу, называемое диффузным расслоением, напоминает разделение смесей с помощью центрифуги. Экзосферой называется внешний слой атмосферы, выделяемый на основе изменений температуры и свойств нейтрального газа. Молекулы и атомы в экзосфере вращаются вокруг Земли по баллистическим орбитам под воздействием силы тяжести. Некоторые из этих орбит параболические и похожи на траектории метательных снарядов. Молекулы могут вращаться вокруг Земли и по эллиптическим орбитам, как спутники. Некоторые молекулы, в основном водорода и гелия, имеют разомкнутые траектории и уходят в космическое пространство (рис. 2).

 
Рис. 2. ОРБИТЫ атмосферных частиц в экзосфере.

 
СОЛНЕЧНО-ЗЕМНЫЕ СВЯЗИ И ИХ ВЛИЯНИЕ НА АТМОСФЕРУ 
Атмосферные приливы. Притяжение Солнца и Луны вызывает в атмосфере приливы, подобные земным и морским приливам. Но атмосферные приливы имеют существенное отличие: атмосфера сильнее всего реагирует на притяжение Солнца, тогда как земная кора и океан - на притяжение Луны. Это объясняется тем, что атмосфера нагревается Солнцем и в дополнение к гравитационному возникает мощный термальный прилив. В целом механизмы образования атмосферных и морских приливов сходны, за исключением того, что для прогноза реакции воздуха на гравитационные и термические воздействия необходимо учитывать его сжимаемость и распределение температуры. Не до конца понятно, почему полусуточные (12-часовые) солнечные приливы в атмосфере преобладают над суточными солнечными и полусуточными лунными приливами, хотя движущие силы двух последних процессов гораздо мощнее. Раньше считалось, что в атмосфере возникает резонанс, усиливающий именно колебания с 12-часовым периодом. Однако наблюдения, проведенные при помощи геофизических ракет, свидетельствуют об отсутствии температурных причин такого резонанса. При решении этой проблемы, вероятно, следует учитывать все гидродинамические и термические особенности атмосферы. У земной поверхности близ экватора, где влияние приливных колебаний максимально, оно обеспечивает изменение атмосферного давления на 0,1%. Скорость приливных ветров составляет ок. 0,3 км/ч. Благодаря сложной термической структуре атмосферы (особенно наличию минимума температуры в мезопаузе) приливные воздушные течения усиливаются, и, например, на высоте 70 км их скорость примерно в 160 раз выше, чем у земной поверхности, что имеет важные геофизические последствия. Считается, что в нижней части ионосферы (слой Е) приливные колебания перемещают ионизированный газ вертикально в магнитном поле Земли, и следовательно, здесь возникают электрические токи. Эти постоянно возникающие системы токов на поверхности Земли устанавливаются по возмущениям магнитного поля. Суточные вариации магнитного поля достаточно хорошо согласуются с расчетными величинами, что убедительно свидетельствует в пользу теории приливных механизмов "атмосферного динамо". Электрические токи, возникающие в нижней части ионосферы (слой Е), должны куда-то перемещаться, и, следовательно, цепь должна замкнуться. Аналогия с динамо-машиной становится полной, если рассматривать встречное движение как работу двигателя. Предполагается, что обратная циркуляция электрического тока осуществляется в более высоком слое ионосферы (F), и этим встречным потоком могут объясняться некоторые своеобразные черты этого слоя. Наконец, приливный эффект должен порождать также горизонтальные потоки в слое Е и, следовательно, в слое F. 
Ионосфера. Пытаясь объяснить механизм возникновения полярных сияний, ученые 19 в. предположили, что в атмосфере существует зона с электрически заряженными частицами. В 20 в. экспериментально были получены убедительные доказательства существования на высотах от 85 до 400 км слоя, отражающего радиоволны. В настоящее время известно, что его электрические свойства являются результатом ионизации атмосферного газа. Поэтому обычно этот слой называют ионосферой. Воздействие на радиоволны происходит главным образом из-за наличия в ионосфере свободных электронов, хотя механизм распространения радиоволн связан с наличием крупных ионов. Последние также представляют интерес при изучении химических свойств атмосферы, поскольку они активнее нейтральных атомов и молекул. Химические реакции, протекающие в ионосфере, играют важную роль в ее энергетическом и электрическом балансе. 
Нормальная ионосфера. Наблюдения, проведенные при помощи геофизических ракет и спутников, дали массу новой информации, свидетельствующей, что ионизация атмосферы происходит под воздействием солнечной радиации широкого спектра. Основная ее часть (более 90%) сосредоточена в видимой части спектра. Ультрафиолетовое излучение с меньшей длиной волны и большей энергией, чем у фиолетовых световых лучей, испускается водородом внутренней части атмосферы Солнца (хромосферы), а рентгеновское излучение, обладающее еще более высокой энергией, - газами внешней оболочки Солнца (короны). Нормальное (среднее) состояние ионосферы обусловлено постоянным мощным излучением. Регулярные изменения происходят в нормальной ионосфере под воздействием суточного вращения Земли и сезонных различий угла падения солнечных лучей в полдень, но происходят также непредсказуемые и резкие изменения состояния ионосферы. 
Возмущения в ионосфере. Как известно, на Солнце возникают мощные циклически повторяющиеся возмущения, которые достигают максимума каждые 11 лет. Наблюдения по программе Международного геофизического года (МГГ) совпали с периодом наиболее высокой солнечной активности за весь срок систематических метеорологических наблюдений, т.е. с начала 18 в. В периоды высокой активности яркость некоторых областей на Солнце возрастает в несколько раз, и они посылают мощные импульсы ультрафиолетового и рентгеновского излучения. Такие явления называются вспышками на Солнце. Они продолжаются от нескольких минут до одного-двух часов. Во время вспышки извергается солнечный газ (в основном протоны и электроны), и элементарные частицы устремляются в космическое пространство. Электромагнитное и корпускулярное излучение Солнца в моменты таких вспышек оказывает сильное воздействие на атмосферу Земли. Первоначальная реакция отмечается через 8 мин после вспышки, когда интенсивное ультрафиолетовое и рентгеновское излучение достигает Земли. В результате резко повышается ионизация; рентгеновские лучи проникают в атмосферу до нижней границы ионосферы; количество электронов в этих слоях возрастает настолько, что радиосигналы почти полностью поглощаются ("гаснут"). Дополнительное поглощение радиации вызывает нагрев газа, что способствует развитию ветров. Ионизированный газ является электрическим проводником, и когда он движется в магнитном поле Земли, проявляется эффект динамо-машины и возникает электрический ток. Такие токи могут в свою очередь вызывать заметные возмущения магнитного поля и проявляться в виде магнитных бурь. Эта начальная фаза занимает лишь короткое время, соответствующее продолжительности солнечной вспышки. Во время мощных вспышек на Солнце в космическое пространство устремляется поток ускоренных частиц. Когда он направлен в сторону Земли, наступает вторая фаза, оказывающая большое влияние на состояние атмосферы. Многие природные явления, среди которых наиболее известны полярные сияния, свидетельствуют о том, что значительное количество заряженных частиц достигает Земли (см. также ПОЛЯРНОЕ СИЯНИЕ). Тем не менее процессы отрыва этих частиц от Солнца, их траектории в межпланетном пространстве и механизмы взаимодействия с магнитным полем Земли и магнитосферой пока еще недостаточно изучены. Проблема усложнилась после открытия в 1958 Джеймсом Ван Алленом удерживаемых геомагнитным полем оболочек, состоящих из заряженных частиц. Эти частицы перемещаются из одного полушария в другое, вращаясь по спиралям вокруг силовых линий магнитного поля. Вблизи Земли на высоте, зависящей от формы силовых линий и от энергии частиц, располагаются "точки отражения", в которых частицы меняют направление движения на противоположное (рис. 3). Поскольку напряженность магнитного поля уменьшается с удалением от Земли, орбиты, по которым движутся эти частицы, несколько искажаются: электроны отклоняются к востоку, а протоны - к западу. Поэтому они распределяются в виде поясов вокруг земного шара.

 
Рис. 3. ПОЯСА ВАН АЛЛЕНА - два концентрических тороидальных радиационных пояса, охватывающих Землю. В них заключены высокоэнергетичные заряженные частицы, излучаемые Солнцем и захватываемые магнитным полем Земли.

 
Некоторые последствия нагрева атмосферы Солнцем. Солнечная энергия оказывает влияние на всю атмосферу. Выше уже упоминались пояса, образованные заряженными частицами в магнитном поле Земли и вращающиеся вокруг нее. Эти пояса ближе всего подходят к земной поверхности в приполярных районах (см. рис. 3), где наблюдаются полярные сияния. На рисунке 1 показано, что в районах проявления полярных сияний в Канаде температуры термосферы значительно выше, чем на Юго-Западе США. Вероятно, захваченные частицы отдают часть своей энергии в атмосферу, особенно при столкновении с молекулами газа вблизи точек отражения, и сходят со своих прежних орбит. Так происходит нагрев высоких слоев атмосферы в зоне полярных сияний. Еще одно важное открытие было сделано при изучении орбит искусственных спутников. Луиджи Яккиа, астроном из Смитсоновской астрофизической обсерватории, полагает, что небольшие отклонения этих орбит обусловлены изменениями плотности атмосферы при ее нагреве Солнцем. Он предположил существование на высоте более 200 км в ионосфере максимума концентрации электронов, который не соответствует солнечному полудню, а под воздействием силы трения запаздывает по отношению к нему примерно на два часа. В это время значения плотности атмосферы, обычные для высоты 600 км, наблюдаются на уровне ок. 950 км. Кроме того, максимум концентрации электронов испытывает нерегулярные колебания вследствие кратковременных вспышек ультрафиолетового и рентгеновского излучения Солнца. Л.Яккиа обнаружил также кратковременные колебания плотности воздуха, соответствующие вспышкам на Солнце и возмущениям магнитного поля. Эти явления объясняются вторжением частиц солнечного происхождения в атмосферу Земли и нагревом тех ее слоев, где проходят орбиты спутников. 
АТМОСФЕРНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСТВО 
В приземном слое атмосферы небольшая часть молекул подвергается ионизации под воздействием космических лучей, излучения радиоактивных горных пород и продуктов распада радия (в основном радона) в самом воздухе. В процессе ионизации атом теряет электрон и приобретает положительный заряд. Свободный электрон быстро соединяется с другим атомом, образуя отрицательно заряженный ион. Такие парные положительные и отрицательные ионы имеют молекулярные размеры. Молекулы в атмосфере стремятся группироваться вокруг этих ионов. Несколько молекул, объединившихся с ионом, образуют комплекс, называемый обычно "легким ионом". В атмосфере присутствуют также комплексы молекул, известные в метеорологии под названием ядер конденсации, вокруг которых при насыщении воздуха влагой начинается процесс конденсации. Эти ядра представляют собой частички соли и пыли, а также загрязняющих веществ, поступающих в воздух от промышленных и других источников. Легкие ионы часто присоединяются к таким ядрам, образуя "тяжелые ионы". Под воздействием электрического поля легкие и тяжелые ионы перемещаются из одних областей атмосферы в другие, перенося электрические заряды. Хотя обычно атмосфера не считается электропроводной средой, она все же обладает небольшой проводимостью. Поэтому оставленное на воздухе заряженное тело медленно утрачивает свой заряд. Проводимость атмосферы возрастает с высотой из-за увеличения интенсивности космического излучения, уменьшения потерь ионов в условиях более низкого давления (и, следовательно, при большем среднем свободном пробеге), а также из-за меньшего количества тяжелых ядер. Проводимость атмосферы достигает максимальной величины на высоте ок. 50 км, т.н. "уровне компенсации". Известно, что между поверхностью Земли и "уровнем компенсации" постоянно существует разность потенциалов в несколько сотен киловольт, т.е. постоянное электрическое поле. Выяснилось, что разность потенциалов между некоторой точкой, находящейся в воздухе на высоте нескольких метров, и поверхностью Земли очень велика - более 100 В. Атмосфера имеет положительный заряд, а земная поверхность заряжена отрицательно. Поскольку электрическое поле - область, в каждой точке которой имеется некоторое значение потенциала, можно говорить о градиенте потенциала. В ясную погоду в пределах нижних нескольких метров напряженность электрического поля атмосферы почти постоянна. Из-за различий электропроводности воздуха в приземном слое градиент потенциала подвержен суточным колебаниям, ход которых существенно меняется от места к месту. При отсутствии локальных источников загрязнения воздуха - над океанами, высоко в горах или в полярных районах - суточный ход градиента потенциала в ясную погоду одинаков. Величина градиента зависит от всемирного, или среднего гринвичского, времени (UТ) и достигает максимума в 19 ч. Э. Эплтон предположил, что этот максимум электропроводности, вероятно, совпадает с наибольшей грозовой активностью в планетарном масштабе. Разряды молний во время гроз переносят отрицательный заряд к поверхности Земли, поскольку основания наиболее активных кучево-дождевых грозовых облаков обладают значительным отрицательным зарядом. Верхние части грозовых облаков обладают положительным зарядом, который, по расчетам Хольцера и Саксона, во время гроз стекает с их вершин. Без постоянного пополнения заряд земной поверхности был бы нейтрализован за счет проводимости атмосферы. Предположение о том, что разность потенциалов между земной поверхностью и "уровнем компенсации" поддерживается благодаря грозам, подкрепляется статистическими данными. Например, максимальное число гроз отмечается в долине р. Амазонки. Чаще всего грозы бывают там в конце дня, т.е. ок. 19 ч среднего гринвичского времени, когда градиент потенциала максимален в любой точке земного шара. Более того, сезонные вариации формы кривых суточного хода градиента потенциала тоже находятся в полном соответствии с данными о глобальном распределении гроз. Некоторые исследователи утверждают, что источник электрического поля Земли, возможно, имеет внешнее происхождение, поскольку электрические поля, как полагают, существуют в ионосфере и магнитосфере. Этим обстоятельством, вероятно, объясняется возникновение очень узких удлиненных форм полярных сияний, похожих на кулисы и арки 
(см. также ПОЛЯРНОЕ СИЯНИЕ). Благодаря наличию градиента потенциала и проводимости атмосферы между "уровнем компенсации" и поверхностью Земли начинают двигаться заряженные частицы: положительно заряженные ионы - по направлению к земной поверхности, а отрицательно заряженные - вверх от нее. Сила этого тока составляет ок. 1800 А. Хотя эта величина кажется большой, необходимо помнить, что она распределяется по всей поверхности Земли. Сила тока в столбе воздуха с площадью основания 1 м2 составляет лишь 4*10 -12 А. С другой стороны, сила тока при разряде молнии может достигать нескольких ампер, хотя, конечно, такой разряд имеет малую продолжительность - от долей секунды до целой секунды или немного больше при повторных разрядах. Молния представляет большой интерес не только как своеобразное явление природы. Она дает возможность наблюдать электрический разряд в газовой среде при напряжении в несколько сотен миллионов вольт и расстоянии между электродами в несколько километров. В 1750 Б. Франклин предложил Лондонскому королевскому обществу поставить опыт с железной штангой, укрепленной на изолирующем основании и установленной на высокой башне. Он ожидал, что при приближении грозового облака к башне на верхнем конце первоначально нейтральной штанги сосредоточится заряд противоположного знака, а на нижнем - заряд того же знака, что у основания облака. Если напряженность электрического поля при разряде молнии возрастет достаточно сильно, заряд с верхнего конца штанги будет частично стекать в воздух, а штанга приобретет заряд того же знака, что и основание облака. Предложенный Франклином эксперимент не был осуществлен в Англии, однако его поставил в 1752 в Марли под Парижем французский физик Жан д'Аламбер. Он использовал вставленную в стеклянную бутылку (служившую изолятором) железную штангу длиной 12 м, но не помещал ее на башню. 10 мая его ассистент сообщил, что, когда грозовое облако находилось над штангой, при поднесении к ней заземленной проволоки возникали искры. Сам Франклин, не зная об успешном опыте, реализованном во Франции, в июне того же года провел свой знаменитый эксперимент с воздушным змеем и наблюдал электрические искры на конце привязанной к нему проволоки. На следующий год, изучая заряды, собранные со штанги, Франклин установил, что основания грозовых облаков обычно заряжены отрицательно. Более детальные исследования молний стали возможны в конце 19 в. благодаря совершенствованию методов фотографии, особенно после изобретения аппарата с вращающимися линзами, что позволило фиксировать быстро развивающиеся процессы. Такой фотоаппарат широко использовался при изучении искровых разрядов. Было установлено, что существует несколько типов молний, причем наиболее распространены линейные, плоские (внутриоблачные) и шаровые (воздушные разряды). Линейные молнии представляют собой искровой разряд между облаком и земной поверхностью, следующий по каналу с направленными вниз ответвлениями. Плоские молнии возникают внутри грозового облака и выглядят как вспышки рассеянного света. Воздушные разряды шаровых молний, начинающиеся от грозового облака, часто направлены горизонтально и не достигают земной поверхности.

 
ВСПЫШКА МОЛНИИ

 
Разряд молнии обычно состоит из трех или более повторных разрядов - импульсов, следующих по одному и тому же пути. Интервалы между последовательными импульсами очень коротки, от 1/100 до 1/10 с (этим обусловлено мерцание молнии). В целом вспышка длится около секунды или меньше. Типичный процесс развития молнии можно описать следующим образом. Сначала сверху к земной поверхности устремляется слабо светящийся разряд-лидер. Когда он ее достигнет, ярко светящийся обратный, или главный, разряд проходит от земли вверх по каналу, проложенному лидером. Разряд-лидер, как правило, движется зигзагообразно. Скорость его распространения колеблется от ста до нескольких сотен километров в секунду. На своем пути он ионизирует молекулы воздуха, создавая канал с повышенной проводимостью, по которому обратный разряд движется вверх со скоростью приблизительно в сто раз большей, чем у разряда-лидера. Размер канала определить трудно, однако диаметр разряда-лидера оценивается в 1-10 м, а обратного разряда - в несколько сантиметров. Разряды молнии создают радиопомехи, испуская радиоволны в широком диапазоне - от 30 кГц до сверхнизких частот. Наибольшее излучение радиоволн находится, вероятно, в диапазоне от 5 до 10 кГц. Такие низкочастотные радиопомехи "сосредоточены" в пространстве между нижней границей ионосферы и земной поверхностью и способны распространяться на расстояния в тысячи километров от источника. 
ИЗМЕНЕНИЯ В АТМОСФЕРЕ 
Воздействие метеоров и метеоритов. Хотя иногда метеорные дожди производят глубокое впечатление своими световыми эффектами, отдельные метеоры видны довольно редко. Гораздо многочисленнее невидимые метеоры, слишком малые, чтобы быть различимыми в момент их поглощения атмосферой. Некоторые из мельчайших метеоров, вероятно, совершенно не нагреваются, а лишь захватываются атмосферой. Эти мелкие частицы с размерами от нескольких миллиметров до десятитысячных долей миллиметра называются микрометеоритами. Количество ежесуточно поступающего в атмосферу метеорного вещества составляет от 100 до 10 000 т, причем большая часть этого вещества приходится на микрометеориты. Поскольку метеорное вещество частично сгорает в атмосфере, ее газовый состав пополняется следами различных химических элементов. Например, каменные метеоры привносят в атмосферу литий. Сгорание металлических метеоров приводит к образованию мельчайших сферических железных, железоникелевых и других капелек, которые проходят сквозь атмосферу и осаждаются на земной поверхности. Их можно обнаружить в Гренландии и Антарктиде, где почти без изменений годами сохраняются ледниковые покровы. Океанологи находят их в донных океанических отложениях. Большая часть метеорных частиц, поступивших в атмосферу, осаждается примерно в течение 30 суток. Некоторые ученые считают, что эта космическая пыль играет важную роль в формировании таких атмосферных явлений, как дождь, поскольку служит ядрами конденсации водяного пара. Поэтому предполагают, что выпадение осадков статистически связано с крупными метеорными дождями. Однако некоторые специалисты полагают, что, поскольку общее поступление метеорного вещества во много десятков раз превышает его поступление даже с крупнейшим метеорным дождем, изменением в общем количестве этого вещества, происходящим в результате одного такого дождя, можно пренебречь. Однако несомненно, что наиболее крупные микрометеориты и, конечно, видимые метеориты оставляют длинные следы ионизации в высоких слоях атмосферы, главным образом в ионосфере. Такие следы можно использовать для дальней радиосвязи, так как они отражают высокочастотные радиоволны. Энергия поступающих в атмосферу метеоров расходуется главным образом, а может быть и полностью, на ее нагревание. Это одна из второстепенных составляющих теплового баланса атмосферы. 
Углекислый газ промышленного происхождения. В каменноугольном периоде на Земле была широко распространена древесная растительность. Большая часть диоксида углерода, поглощенного в то время растениями, накопилась в залежах угля и в нефтеносных отложениях. Огромные запасы этих полезных ископаемых человек научился использовать в качестве источника энергии и сейчас быстрыми темпами возвращает углекислый газ в круговорот веществ. В ископаемом состоянии находится, вероятно, ок. 4*10 13 т углерода. За последнее столетие человечество сожгло столько ископаемого топлива, что примерно 4*10 11 т углерода вновь поступило в атмосферу. В настоящее время в атмосфере присутствует ок. 2*10 12 т углерода, а в ближайшие сто лет за счет сжигания ископаемого топлива эта цифра, возможно, удвоится. Однако не весь углерод останется в атмосфере: часть его растворится в водах океана, часть будет поглощена растениями, а часть - связана в процессе выветривания горных пород. Пока нельзя предсказать, сколько углекислого газа будет содержаться в атмосфере или какое именно воздействие он окажет на климат земного шара. Тем не менее считается, что любое увеличение его содержания вызовет потепление, хотя вовсе не обязательно, что любое потепление существенно повлияет на климат. Концентрация углекислого газа в атмосфере, по результатам измерений, заметно увеличивается, хотя и небыстрыми темпами. Климатические данные по Шпицбергену и станции Литтл-Америка на шельфовом леднике Росса в Антарктиде свидетельствуют о повышении средних годовых температур примерно за 50-летний период соответственно на 5° и 2,5° С. 
Воздействие космического излучения. При взаимодействии обладающих высокой энергией космических лучей с отдельными составляющими атмосферы образуются радиоактивные изотопы. Среди них выделяется изотоп углерода 14С, накапливающийся в растительных и животных тканях. Путем измерения радиоактивности органических веществ, которые давно не обмениваются углеродом с окружающей средой, можно определить их возраст. Радиоуглеродный метод зарекомендовал себя как наиболее надежный способ датирования ископаемых организмов и предметов материальной культуры, возраст которых не превышает 50 тыс. лет. Для датирования материалов, имеющих возраст в сотни тысяч лет, можно будет использовать другие радиоактивные изотопы с большими периодами полураспада, если будет решена принципиальная задача измерения крайне низких уровней радиоактивности 
(см. также РАДИОУГЛЕРОДНОЕ ДАТИРОВАНИЕ). 
ПРОИСХОЖДЕНИЕ АТМОСФЕРЫ ЗЕМЛИ 
Историю образования атмосферы пока не удалось восстановить абсолютно достоверно. Тем не менее выявлены некоторые вероятные изменения ее состава. Становление атмосферы началось сразу после формирования Земли. Имеются довольно веские основания полагать, что в процессе эволюции Праземли и обретения ею близких к современным размеров и массы она практически полностью утратила свою первоначальную атмосферу. Считается, что на раннем этапе Земля находилась в расплавленном состоянии и ок. 4,5 млрд. лет назад оформилась в твердое тело. Этот рубеж принимается за начало геологического летоисчисления. С этого времени происходила и медленная эволюция атмосферы. Некоторые геологические процессы, как, например, излияния лавы при извержениях вулканов, сопровождались выбросом газов из недр Земли. В их состав, вероятно, входили азот, аммиак, метан, водяной пар, оксид и диоксид углерода. Под воздействием солнечной ультрафиолетовой радиации водяной пар разлагался на водород и кислород, но освободившийся кислород вступал в реакцию с оксидом углерода с образованием углекислого газа. Аммиак разлагался на азот и водород. Водород в процессе диффузии поднимался вверх и покидал атмосферу, а более тяжелый азот не мог улетучиться и постепенно накапливался, становясь основным ее компонентом, хотя некоторая его часть связывалась в ходе химических реакций. Под воздействием ультрафиолетовых лучей и электрических разрядов смесь газов, вероятно присутствовавших в первоначальной атмосфере Земли, вступала в химические реакции, в результате которых происходило образование органических веществ, в частности аминокислот. Следовательно, жизнь могла зародиться в атмосфере, принципиально отличной от современной. С появлением примитивных растений начался процесс фотосинтеза (см. также ФОТОСИНТЕЗ), сопровождавшийся выделением свободного кислорода. Этот газ, особенно после диффузии в верхние слои атмосферы, стал защищать ее нижние слои и поверхность Земли от опасных для жизни ультрафиолетового и рентгеновского излучений. По оценкам, наличие всего 0,00004 современного объема кислорода могло привести к формированию слоя с вдвое меньшей, чем сейчас, концентрацией озона, что тем не менее обеспечивало весьма существенную защиту от ультрафиолетовых лучей. Вероятно также, что в первичной атмосфере содержалось много углекислого газа. Он расходовался в ходе фотосинтеза, и его концентрация должна была уменьшаться по мере эволюции мира растений, а также из-за поглощения в ходе некоторых геологических процессов. Поскольку парниковый эффект связан с присутствием углекислого газа в атмосфере, некоторые ученые полагают, что колебания его концентрации являются одной из важных причин таких крупномасштабных климатических изменений в истории Земли, как ледниковые периоды. Присутствующий в современной атмосфере гелий, вероятно, большей частью является продуктом радиоактивного распада урана, тория и радия. Эти радиоактивные элементы испускают альфа-частицы, которые представляют собой ядра атомов гелия. Поскольку в ходе радиоактивного распада электрический заряд не образуется и не исчезает, на каждую альфа-частицу приходится два электрона. В итоге она соединяется с ними, образуя нейтральные атомы гелия. Радиоактивные элементы содержатся в минералах, рассеянных в толще горных пород, поэтому значительная часть гелия, образовавшегося в результате радиоактивного распада, сохраняется в них, очень медленно улетучиваясь в атмосферу. Некоторое количество гелия за счет диффузии поднимается вверх в экзосферу, но благодаря постоянному притоку от земной поверхности объем этого газа в атмосфере неизменен. На основании спектрального анализа света звезд и изучения метеоритов можно оценить относительное содержание различных химических элементов во Вселенной. Концентрация неона в космосе примерно в десять миллиардов раз выше, чем на Земле, криптона - в десять миллионов раз, а ксенона - в миллион раз. Отсюда следует, что концентрация этих инертных газов, изначально присутствовавших в земной атмосфере и не пополнявшихся в процессе химических реакций, сильно снизилась, вероятно, еще на этапе утраты Землей своей первичной атмосферы. Исключение составляет инертный газ аргон, поскольку в форме изотопа 40Ar он и сейчас образуется в процессе радиоактивного распада изотопа калия. 
ОПТИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ 
Многообразие оптических явлений в атмосфере обусловлено различными причинами. К наиболее распространенным феноменам относятся молния (см. выше) и весьма живописные северное и южное полярные сияния (см. также ПОЛЯРНОЕ СИЯНИЕ). Кроме того, особенно интересны радуга, гал, паргелий (ложное солнце) и дуги, корона, нимбы и призраки Броккена, миражи, огни святого Эльма, светящиеся облака, зеленые и сумеречные лучи. Радуга - самое красивое атмосферное явление. Обычно это огромная арка, состоящая из разноцветных полос, наблюдаемая, когда Солнце освещает лишь часть небосвода, а воздух насыщен капельками воды, например во время дождя. Разноцветные дуги располагаются в последовательности спектра (красная, оранжевая, желтая, зеленая, голубая, синяя, фиолетовая), однако цвета почти никогда не бывают чистыми, поскольку полосы взаимно перекрываются. Как правило, физические характеристики радуг существенно различаются, поэтому и по внешнему виду они весьма разнообразны. Их общей чертой является то, что центр дуги всегда располагается на прямой, проведенной от Солнца к наблюдателю. Главная радуга представляет собой дугу, состоящую из наиболее ярких цветов - красного на внешней стороне и фиолетового - на внутренней. Иногда видна только одна дуга, но часто с внешней стороны основной радуги появляется побочная. Она имеет не столь яркие цвета, как первая, а красная и фиолетовая полосы в ней меняются местами: красная располагается с внутренней стороны. Образование главной радуги объясняется двойным преломлением (см. также ОПТИКА) и однократным внутренним отражением лучей солнечного света (см. рис. 5). Проникая внутрь капли воды (А), луч света преломляется и разлагается, как при прохождении сквозь призму. Затем он достигает противоположной поверхности капли (В), отражается от нее и выходит из капли наружу (С). При этом луч света прежде, чем достичь наблюдателя, преломляется вторично. Исходный белый луч разлагается на лучи разных цветов с углом расхождения 2°. При образовании побочной радуги происходит двойное преломление и двойное отражение солнечных лучей (см. рис. 6). В этом случае свет преломляется, проникая внутрь капли через ее нижнюю часть (А), и отражается от внутренней поверхности капли сначала в точке В, затем в точке С. В точке D свет преломляется, выходя из капли в сторону наблюдателя.