Андреев И.А

МБУ лицей №57
РЕФЕРАТ
Характеристика среды зондирующих исследований – состояние
атмосферы на разных высотах: состав, плотность и температура.
Характеристика парникового эффекта. Механизмы превращения
лучевой энергии Солнца в тепловую энергию атмосферы Венеры.
Составил: ученик 8Б класса
Андреев Илья Андреевич
Самарская область, г. Тольятти
2015 год
Содержание
1. Характеристика среды зондирующих исследований –
состояние атмосферы на разных высотах: состав, плотность и
температура.
2. Характеристика парникового эффекта.
3. Механизмы превращения лучевой энергии Солнца в тепловую
энергию атмосферы Венеры.
Характеристика среды зондирующих исследований –
состояние атмосферы на разных высотах: состав, плотность и
температура.
Деятельность человека во все времена его существования всегда было
связано с проблемами загрязнения окружающей среды. Одним из основных и
наиболее
опасных
видов
загрязнения
является
загрязнение
воздуха
атмосферы. Без необходимого воздействия на эту проблему, человечество
может столкнуться с ужасающими последствиями, которые в свою очередь
нанесут огромный ущерб населению планеты.
Правительства почти всех мировых держав, понимая эту опасность
приняли участие в создании законопроектов о снижении выбросов
загрязняющих веществ в атмосферу (Венская конвенция об охране озонового
слоя 1985 года, Монреальский протокол 1987 года по веществам,
разрушающим озоновый слой, с внесенными в него поправками, Рамочная
конвенция Организации Объединенных Наций 1992 года об изменении
климата и др.). Но возник другой вопрос, заключающийся в контроле
концентраций этих веществ в воздухе. Исторически этот контроль
осуществлялся с помощью химических методов и путем быстрого забора
проб для дальнейшего лабораторного анализа. В последнее время было
создано множество автоматических систем, на основе этих методов, которые
удовлетворяют многим требованиям контроля. Однако минус такого способа
в его локальности действия и трудоемкости. Например, для определения
температуры или состава атмосферы выше земной поверхности необходимо
поместить ваш прибор на самолет, шар-пилот, метеорологическую или
геофизическую ракету, искусственный спутник Земли. Вследствие этого
были созданы технологии на основе лазерного зондирования которые
позволили дистанционно и что самое важное пространственно определять
степень загрязнения.
Зондирование атмосферы – это определение вертикального или
горизонтального распределения температуры, влажности, давления, ветра и
других физических параметров атмосферы.
Наибольшее значение имеет вертикальное зондирование атмосферы.
Методов
вертикального
зондирования
атмосферы
существует
много:
зондирование с помощью радиозондов, оптическое - лучом лазера,
акустическое (звуком), радиолокационное, ракетное и др. При акустическом
зондировании атмосферы определяется распределение температуры и ветра
по измерениям времени и направления прихода звуковых волн от взрывов
небольших гранат, сбрасываемых с ракеты. Наиболее распространен метод
вертикального
зондирования
атмосферы
с
помощью
радиозондов
-
миниатюрных метеостанций, поднимаемых до высоты 30-40 км резиновыми
или полиэтиленовыми шарами, наполненными водородом или гелием.
Температура
измеряется
термисторами
(реже
биметаллическими
деформационными термометрами), давление - мембранными манометрами,
влажность - пленочными или электрохимическими гигрометрами. Радиозонд
непрерывно передает по радио результаты измерений, регистрируемые в
пункте выпуска. Скорость и направление ветра в слое, через который
поднимается радиозонд, определяются с помощью радиолокаторов, ведущих
непрерывное определение пространственных координат прибора. Выпуски
радиозондов производятся ежедневно несколько раз в сутки в строго
определенное время. Результаты зондирования атмосферы, проводимого
более чем в 800 пунктах радиозондирования в разных географических
районах, являются основными исходными материалами для составления
прогноза погоды. Для научно-исследовательских целей наряду с массовыми
радиозондами
периодически
измеряющие
состав
поднимаются
атмосферы,
специальные
радиационные
радиозонды,
потоки
и
т.д.
На больших высотах (до 100 км и выше) зондирование атмосферы
проводится метеорологическими ракетами, в головной части которых
помещаются приборы, опускающиеся на парашюте после достижения
максимальной высоты. Измеряются плотность, температура, ветер, а при
научно-исследовательских пусках - также и состав воздуха, интенсивность и
спектр солнечной радиации и т.д. Часть измерений производится при
подъеме ракеты, а часть - при спуске приборов на парашюте. Результаты
измерений передаются по радио и обрабатываются на электронных
вычислительных машинах. Температура определяется электротермометрами
или по данным о плотности воздуха; на высотах, больших 80 - 90 км, она
может
вычисляться
по
скорости диффузии
искусственных
облаков,
выпускаемых с ракеты. Для измерения ветра пользуются радиолокационным
прослеживанием либо дрейфа головной части ракеты при ее опускании на
парашюте, либо облаков из искусственных отражателей. Поскольку станции
радиозондового и ракетного зондирования атмосферы дают лишь 20%
метеорологической
информации,
необходимой
для
прогноза
погоды,
оставляя почти неосвещенными обширные океанические, приполярные и
горные районы, важнейшую роль играет зондирование атмосферы с
помощью метеорологических искусственных спутников Земли, дающих
возможность сбора метеорологической информации над всеми районами
земного шара. Ветер в свободной атмосфере определяют, анализируя данные
о виде облаков и их дрейфе, получаемые с помощью фотографий, сделанных
со спутников в дневном или инфракрасном свете. Вертикальный профиль
температуры можно рассчитать по результатам измерений спектрального
распределения уходящего теплового излучения системы Земля - атмосфера,
поскольку его интенсивность зависит от температуры вполне определенным
образом. Измерения ведутся на узких участках спектра, соответствующих
полосам поглощения газов, чьи вертикальные распределения в атмосфере
стабильны и хорошо изучены. Для этого пользуются полосами поглощения
002 (4,3 и 15 мкм) и 02(5 мм). Вертикальные профили водяного пара, озона и
др. переменных частей газового состава атмосферы при известном
распределении температуры могут: быть рассчитаны по данным измерений
уходящего
излучения
в
полосах
поглощения
этих
газов.
Разрабатываются методы Зондирование атмосферы с помощью
лазеров, а также радиоволн различной длины. Горизонтальное Зондирование
атмосферы проводится эпизодически в научно-исследовательских целях или
для разведки погоды. Приборы поднимаются на автоматических аэростатах,
дрейфующих длительное время на заданных высотах и автоматически
передающих по радио результаты измерений. Горизонтальное Зондирование
атмосферы производится также на самолетах, оборудованных бортовой
самопишущей аппаратурой; во время полета иногда производится также
аэрофотосъемка облаков.
Атмосфера земли в основном состоит из азота и кислорода. Эти
молекулы составляют 99% общего содержания молекул сухого воздуха.
Заметную часть остатка (около 1%) составляют молекулы аргона. Кроме
всего этого, в атмосфере в малых количествах присутствуют углекислый газ,
озон, метан, закись азота, водород, гелий, неон, криптон и ксенон. Многие
другие газы попадают в атмосферу как загрязнение воздуха в промышленных
районах. Они присутствуют в едва заметных концентрациях и их содержание
подвержено
сильным
временным
и
пространственным
вариациям.
Обычно атмосферу Земли делят на некоторые слои, каждый из которых
характеризуется своим видом температурного профиля (рисунок 1)
Рис.
1
1.
тропосфера,
-
Температурный
2
-
стратосфера,
профиль
3
-
мезосфера,
атмосферы:
4
термосфера
Для лидарного зондирования необходимо рассматривать первые два
нижних
слоя
атмосферы:
тропосферу
и
стратосферу.
Обычный состав тропосферы выглядит следующим образом: азот и кислород
составляют 99 % газового состава, далее аргон (порядка 1%), углекислый газ
(0,03 %). Содержание водяного пара в тропосфере сильно изменчиво и
варьируется от 1% до 3 %. Также в этом слое содержатся множество малых
составляющих, таких как, аэрозоли и частицы, окислы углерода, соединения
серы, углеводороды, озон. Из этого списка целесообразно уделить внимание
аэрозолям и частицам.
Аэрозоль - твердые или жидкие мельчайшие частицы веществ,
взвешенные в воздухе. Наиболее заметным эффектом, который они
оказывают на тропосферу, является их вклад в снижение видимости. Кроме
того, они являются центрами прохождения химических реакций для
загрязняющих газов, изменяют осадки, выступая в роли ядер конденсации, а
также способствуют попаданию загрязнений в легкие, глаза и другие
чувствительные
органы
человека.
Естественные источники аэрозолей и частиц включают вулканическую,
минеральную пыль, частицы дыма лесных и торфяных пожаров, капли
облаков и туманов. Человек также вносит немалый вклад в концентрацию
этих частиц: частиц сажи, пепла, цемента, других отходов производства,
частицы ядохимикатов, используемых в сельском хозяйстве и другие - их
концентрации напрямую зависят от деятельности человека. Размер аэрозолей
в тропосфере разнообразен, но в условиях устойчивого состояния, их радиус
обычно лежит обычно в пределах 0,01 - 20 мкм. Их концентрация быстро
убывает в приземистом слое толщиной в 1 км, выше этого слоя она сильно
колеблется.
В стратосфере аэрозоли и частицы распределены по всему объему.
Максимумы концентраций расположены в области высот 20 км, и
называются 20-километровым аэрозольным слоем или слоем Юнге. Главное
значение содержания аэрозолей в стратосфере заключается в их возможном
влиянии на перенос излучения в атмосфере с последующим влиянием на
общий радиационный баланс Земли.
Характеристика парникового эффекта
—
повышение температуры нижних
слоёв атмосферы планеты по сравнению с эффективной температурой, то
есть температурой теплового излучения планеты, наблюдаемого из космоса.
Идея о механизме парникового эффекта была впервые изложена в 1827
году Жозефом Фурье в статье «Записка о температурах земного шара и
других планет», в которой он рассматривал различные механизмы
формирования климата Земли, при этом он рассматривал как факторы,
влияющие на общий тепловой баланс Земли (нагрев солнечным излучением,
охлаждение за счёт лучеиспускания, внутреннее тепло Земли), так и
факторы, влияющие на теплоперенос и температуры климатических поясов
(теплопроводность, атмосферная и океаническая циркуляция).
При рассмотрении влияния атмосферы на радиационный баланс Фурье
проанализировал опыт Ф. де Соссюра с зачернённым изнутри сосудом,
накрытым стеклом. Де Соссюр измерял разность температур внутри и
снаружи такого сосуда, выставленного на прямой солнечный свет. Фурье
объяснил повышение температуры внутри такого «мини-парника» по
сравнению
с
внешней
температурой
действием
двух
факторов:
блокированием конвективного теплопереноса (стекло предотвращает отток
нагретого воздуха изнутри и приток прохладного снаружи) и различной
прозрачностью стекла в видимом и инфракрасном диапазоне.
Именно последний фактор и получил в позднейшей литературе
название парникового эффекта — поглощая видимый свет, поверхность
нагревается и испускает тепловые (инфракрасные) лучи; поскольку стекло
прозрачно для видимого света и почти непрозрачно для теплового излучения,
то накопление тепла ведёт к такому росту температуры, при котором
количество проходящих через стекло тепловых лучей достаточно для
установления теплового равновесия.
Фурье постулировал, что оптические свойства атмосферы Земли
аналогичны оптическим свойствам стекла, то есть её прозрачность в
инфракрасном диапазоне ниже, чем прозрачность в диапазоне оптическом,
однако количественные данные по поглощению атмосферы в инфракрасном
диапазоне долгое время являлись предметом дискуссий.
В
1896
году Сванте
Аррениус,
шведский
физико-химик,
для
количественного определения поглощении атмосферой Земли теплового
излучения
проанализировал
данные Сэмюэла
Лэнгли о болометрической светимости Луны в инфракрасном диапазоне[3].
Аррениус сравнил данные, полученные Лэнгли при разных высотах Луны
над горизонтом (то есть при различных величинах пути излучения Луны
через атмосферу), с расчетным спектром её теплового излучения и рассчитал
как коэффициенты поглощения инфракрасного излучения водяным паром и
углекислым газом в атмосфере, так и изменения температуры Земли при
вариациях концентрации углекислого газа. Аррениус также выдвинул
гипотезу, что снижение концентрации в атмосфере углекислого газа может
являться одной из причин возникновения ледниковых периодов.
Суммарная энергия солнечного излучения, поглощаемого в единицу
времени планетой радиусом
и сферическим альбедо
равна:
,
где
— солнечная постоянная, и
— расстояние до Солнца.
В соответствии с законом Стефана — Больцмана равновесное тепловое
излучение
планеты
поверхности
с радиусом
,
то
есть
площадью
излучающей
:
,
где
— эффективная температура планеты.
Количественно величина парникового эффекта
разница
планеты
между
и
средней
приповерхностной
её эффективной
температурой
определяется как
температурой
.
атмосферы
Парниковый
эффект
существенен для планет с плотными атмосферами, содержащими газы,
поглощающие
излучение
в инфракрасной области
спектра,
и
пропорционален плотности атмосферы. Следствием парникового эффекта
является
также
сглаживание
температурных
между полярнымии экваториальными зонами
контрастов
как
планеты,
так
и
между
обусловлен
их
различной
дневными и ночными температурами.
Парниковый
эффект
атмосфер
прозрачностью в видимом и дальнем инфракрасном диапазонах. На диапазон
длин волн 400—1500 нм в видимом свете и ближнем инфракрасном
диапазоне приходится 75 % энергии солнечного излучения, большинство
газов не поглощают излучение в этом диапазоне; рэлеевское рассеяние в
газах
и
рассеяние
на
атмосферных
аэрозолях
не
препятствуют
проникновению излучения этих длин волн в глубины атмосфер и
достижению
поверхности
планет.
Солнечный
свет
поглощается
поверхностью планеты и её атмосферой (особенно излучение в ближней УФи ИК-областях) и разогревает их. Нагретая поверхность планеты и атмосфера
излучают в дальнем инфракрасном диапазоне: так, в случае Земли при
равном 300 K, 75 % теплового излучения приходится на диапазон 7,8—
28 мкм, для Венеры при
равном 700 K — 3,3—12 мкм.
Атмосфера, содержащая многоатомные газы (двухатомные газы
диатермичны — прозрачны для теплового излучения), поглощающие в этой
области спектра (т. н. парниковые газы — H2O, CO2, CH4 и пр.), существенно
непрозрачна для такого излучения, направленного от её поверхности в
космическое
пространство,
то
есть
имеет
в ИК-
диапазоне большую оптическую толщину. Вследствие такой непрозрачности
атмосфера становится хорошим теплоизолятором, что, в свою очередь,
приводит к тому, что пере излучение поглощённой солнечной энергии в
космическое
пространство
происходит
в
верхних
холодных
слоях
атмосферы. В результате эффективная температура Земли как излучателя
оказывается более низкой, чем температура её поверхности.
Степень
влияния
парникового
эффекта
на
приповерхностные
температуры планет (при оптической толщине атмосферы < 1) зависит
от оптической
их парциального
плотности парниковых
давления у
парниковый эффект
поверхности
газов
и,
планеты.
соответственно,
Таким
образом,
наиболее выражен у планет с плотной атмосферой,
составляя у Венеры ~500 K.
Вместе с тем следует отметить, что величина парникового эффекта
зависит от количества парниковых газов в атмосферах и, соответственно,
зависит от химической эволюции и изменений состава планетарных
атмосфер.
Рисунок 2. Климатические индикаторы за последние 0,5 млн лет:
изменение уровня океана (синий), концентрация 18O в морской воде,
концентрация CO2 в антарктическом льду. Деление временной шкалы — 20
000 лет. Пики уровня моря, концентрации CO2 и минимумы 18O совпадают с
межледниковыми температурными максимумами.
По степени влияния на климат парникового эффекта Земля занимает
промежуточное положение между Венерой и Марсом: у Венеры повышение
температуры приповерхностной атмосферы в ~13 раз выше, чем у Земли, в
случае Марса — в ~5 раз ниже; эти различия являются следствием различных
плотностей и составов атмосфер этих планет.
При неизменности солнечной постоянной и, соответственно, потока
солнечной радиации, среднегодовые приповерхностные температуры и
климат, определяются тепловым балансом Земли. Для теплового баланса
выполняются условия равенства величин поглощения коротковолновой
радиации и излучения длинноволновой радиации в системе Земля—
атмосфера. В свою очередь, доля поглощенной коротковолновой солнечной
радиации определяется общим (поверхность и атмосфера) альбедо Земли. На
величину
потока
длинноволновой
радиации,
уходящей
в
космос,
существенное влияние оказывает парниковый эффект, в свою очередь,
зависящий от состава и температуры земной атмосферы.
Основными парниковыми газами, в порядке их оцениваемого
воздействия на тепловой баланс Земли, являются водяной пар, углекислый
газ, метан и озон.
Основные парниковые газы атмосферы
Земли
Фор
Газ
Водяной пар
Диоксид
(%)
H2O
CO2
углерода
Метан
CH4
Озон
O3
Главный
Вклад
мула
вклад
36 —
72 %
9—
26 %
4—9%
3—7%
в
парниковый
эффект
земной атмосферы вносит водяной пар или влажность воздуха тропосферы,
влияние других газов гораздо менее существенно по причине их малой
концентрации.
Вместе с тем концентрация водяного пара в тропосфере существенно
зависит
от
приповерхностной
температуры:
увеличение
суммарной
концентрации «парниковых» газов в атмосфере должно привести к усилению
влажности и парникового эффекта, вызванного водяным паром, который в
свою очередь приведет к увеличению приповерхностной температуры.
При
понижении
приповерхностной
температуры
концентрация
водяных паров падает, что ведет к уменьшению парникового эффекта, и,
одновременно с этим при снижении температуры в приполярных районах
формируется снежно-ледяной покров, ведущий к повышению альбедо и,
совместно, с уменьшением парникового эффектом, вызывающим понижение
средней приповерхностной температуры.
Таким образом, климат на Земле может переходить в стадии
потепления и похолодания в зависимости от изменения альбедо системы
Земля — атмосфера и парникового эффекта.
Климатические циклы коррелируют с концентрацией углекислого газа
в атмосфере: в течение среднего и позднего плейстоцена, предшествующих
современному времени, концентрация атмосферного углекислого газа
снижалась во время длительных ледниковых периодов и резко повышалась
во время кратких межледниковий.
В течение последних десятилетий наблюдается рост концентрации
углекислого газа в атмосфере.
Механизмы превращения лучевой энергии Солнца в
тепловую энергию атмосферы Венеры
Атмосфера Венеры намного плотнее и горячее атмосферы Земли:
температура у поверхности составляет 740 К (467 °С) при давлении около
93 бар.
Атмосфера Венеры
содержит
непрозрачные
облака
из серной
кислоты, что делает невозможным проведение оптических наблюдений
поверхности. Вследствие этого топографическая информация о поверхности
получается
благодаря
радиолокационным
исследованиям.
Основными
газами, составляющими атмосферу, являются двуокись углерода и азот.
Другие
химические
соединения
присутствуют
только
в
следовых
количествах.
ком быстром вращении имеют скорость до 100 м/с (~360 км/ч),
что превышает скорость вращения точек на экваторе планеты в 60 раз. Для
сравнения, на Земле самые сильные ветра имеют от 10 % до 20 % скорости
вращения точек на экваторе. С другой стороны, скорость ветра снижается по
мере уменьшения высоты, достигая 10 км/ч у поверхности. Недалеко от
полюсов существуют антициклонические структуры, называемые полярными
вихрями. Каждый вихрь имеет двойной глаз и характерный S-образный
рисунок облаков.
В
отличие
от
её ионосфера отделяет
Земли,
Венера
не
атмосферу
имеет магнитного
поля,
и
от космического
пространства и солнечного ветра. Ионизированный слой не пропускает
солнечное магнитное поле, придавая Венере особое магнитное окружение.
Оно рассматривается как индуцированная магнитосфера Венеры. Лёгкие
газы, в том числе водяной пар, постоянно сдуваются солнечным ветром через
индуцированный хвост магнитосферы. Предполагается, что атмосфера
Венеры около 4 миллиардов лет назад была больше похожа на земную с
жидкой водой на поверхности. Необратимый парниковый эффект, возможно,
был вызван испарением поверхностной воды и последующим повышением
уровней других парниковых газов.
Несмотря на экстремальные условия на поверхности планеты,
атмосферное давление и
температура на высоте 50—65 км имеют
практически такие же значения, как и на поверхности Земли, что делает
верхние слои атмосферы Венеры наиболее похожими на земные в Солнечной
системе (причем даже большими, чем на поверхности Марса). Из-за сходства
давления и температуры, а также того факта, что воздух для дыхания
(21 % кислорода, 78 % азота) на Венере является поднимающимся газом (так
же, как гелий является поднимающимся газом на Земле), верхние слои
атмосферы были предложены учёными в качестве подходящего места для
исследования и колонизации.
Атмосфера Венеры состоит в основном из углекислого газа, а также
небольшого количества азота и других рассеянных элементов. Количество
азота по сравнению с количеством углекислого газа относительно невелико,
но поскольку атмосфера Венеры значительно плотнее, чем атмосфера Земли,
то общее содержание азота на Венере примерно в четыре раза больше, чем на
Земле (при этом содержание азота в земной атмосфере составляет 78 %, а в
венерианской — 3,5 %).
Атмосфера
соединений,
в
Венеры
том
в
числе
небольших
количествах
на
водорода: хлороводород (HCl)
основе
содержит
ряд
и фтороводород (HF). Также присутствуют угарный газ, водяной пар и
молекулярный кислород. Водород — относительно редкий газ в атмосфере
Венеры. Большое количество водорода, предположительно, было рассеяно в
космосе, а остальная часть связана, в основном, в соединениях серной
кислоты и сероводорода.
Потеря
значительного
количества
водорода
доказывается очень высоким отношением дейтерия к водороду, измеренным
в атмосфере Венеры. Соотношение примерно равно 0,025, что значительно
выше, чем земное значение 0,00016. Кроме того, в верхних слоях атмосферы
Венеры соотношение дейтерия к водороду составляет 1,5, что выше, чем в
основном объёме атмосферы.
Рисунок 3.
Выполнен Михаилом Ломоносовым в его работе по
открытию атмосферы Венеры в 1761 году.
Атмосфера Венеры разделена на несколько слоёв. Наиболее плотная
часть атмосферы — тропосфера, начинается на поверхности планеты и
простирается вплоть до 65 км. Ветры у раскалённой поверхности слабые,
однако в верхней части тропосферы температура и давление уменьшаются до
земных значений, и скорость ветра возрастает до 100 м/с.
Атмосферное давление на поверхности Венеры в 92 раза выше, чем на
Земле, и сравнимо с давлением, создаваемым слоем воды на глубине 910
метров. Из-за такого высокого давления углекислый газ фактически является
уже не газом, а сверхкритическим флюидом. Атмосфера Венеры имеет массу
4,8·1020 кг, что в 93 раза превышает массу всей атмосферы Земли, а
плотность воздуха у поверхности составляет 67 кг/м3, то есть 6,5 % от
плотности жидкой воды на Земле.
Большое
количество CO2 в
атмосфере
вместе
с
парами
воды
и сернистым газом создаёт сильный парниковый эффект, что в свою очередь
делает Венеру самой горячей планетой в Солнечной системе с температурой
у поверхности 740К (467 °С) при том, что она расположена дальше
от Солнца и получает лишь 25 % солнечной энергии по сравнению
с Меркурием[11]. Средняя температура у поверхности выше температуры
плавления свинца 600 К (327 °C), олова 505 К (232 °C) и цинка 693 K
(420 °C). Вследствие плотной тропосферы разница температур между
дневной и ночной сторонами незначительна, хотя медленное ретроградное
вращение планеты приводит к тому, что одни сутки на Венере длятся 116,8
земных суток.
Тропосфера Венеры содержит 99 % всей атмосферы планеты по массе.
90 % атмосферы Венеры находится в пределах 28 км от поверхности. На
высоте 50 км атмосферное давление примерно равно давлению на
поверхности Земли. На ночной стороне Венеры облака можно обнаружить
даже в 80 км над поверхностью.
Циркуляция
в
тропосфере
Венеры
является
следствием
так
называемого циклострофического приближения. Скорость его воздушных
потоков
приблизительно
определяется
балансом барического
градиента и центробежных сил в почти правильном зональном воздушном
течении.
Для
сравнения,
циркуляция
в
земной
атмосфере
определяется геострофическим балансом. Скорость ветров на Венере может
быть непосредственно измерена только в верхних слоях тропосферы
(тропопаузе) между 60 и 70 км, что соответствует верхнему слою облаков.
Движение облаков, как правило, наблюдается в ультрафиолетовой части
спектра, где контраст между облаками является самым высоким. На снимках
в ультрафиолетовом диапазоне АМС «Маринер-10» были обнаружены три Vобразные неоднородности атмосферы, равномерно расположенные вдоль
экватора. Линейная скорость ветров на этой высоте составляет около 100 ±
10 м/с ниже 50° широты, и они являются ретроградными, то есть дуют в
направлении, обратном вращению планеты. Ветры быстро ослабевают при
перемещении в сторону высоких широт и, в итоге, полностью исчезают на
полюсах. Такие сильные ветра около верхней границы облаков вызывают
явление, известное как супервращение атмосферы. Другими словами, эти
мощные ветра делают круг вокруг планеты быстрее, чем вращается сама
планета. Супервращение на Венере является дифференциальным, то есть
экваториальная тропосфера вращается медленнее, чем тропосфера средних
широт. У ветров также есть сильный вертикальный градиент: их скорость по
мере снижения уменьшается со скоростью 3 м/с на км. Ветра вблизи
поверхности Венеры намного медленнее, чем на Земле, и имеют скорость
всего несколько километров в час (как правило, менее 2 м/с — в среднем от
0,3 до 1,0 м/с). Однако из-за высокой плотности атмосферы у поверхности
этого вполне достаточно для переноса пыли и мелких камней по всей
поверхности, подобно медленному течению воды.
Меридиональный (север-юг) компонент атмосферной циркуляции.
Меридиональная циркуляция значительно слабее, чем зональная, которая
переносит тепло между дневной и ночной сторонами планеты
Предполагается, что все ветра на Венере, в конечном счёте,
обусловлены конвекцией. Горячий воздух поднимается в экваториальной
зоне, где наблюдается наибольший нагрев Солнцем, и направляется к
полюсам. Такое явление называется ячейкой Хадли. Однако меридиональные
(север-юг) движения воздуха гораздо медленнее, чем зональные ветра.
Граница ячейки Хадли на Венере находится около широт ± 60°. Здесь воздух
начинает спускаться и возвращается к экватору у поверхности. Такая
гипотеза движения воздуха подкрепляется распространением угарного газа,
который также сосредоточен в районе широт ± 60°. В диапазоне широт 60—
70° существуют холодные полярные воротники. Они характеризуются
температурой на 30—40 К ниже, чем верхние слои тропосферы в соседних
широтах. Более низкая температура, вероятно, вызвана подъёмом воздуха в
них и адиабатическим охлаждением. Такая интерпретация подтверждается
более плотными и более высокими облаками в этих областях. Облака
находятся на высоте 70—72 км, что на 5 км выше, чем на полюсах и меньших
широтах. Между холодными воротниками и высокоскоростными струями
средних широт, в которых скорость ветра достигает 140 м/с, может
существовать связь. Такие струи являются естественным следствием
циркуляции Хадли и должны существовать на Венере между широтами 55—
60°.
В холодных полярных воротниках находятся нерегулярные структуры,
известные
как полярные
вихри.
Они
представляют
из
себя
гигантские ураганы, аналогичные земным штормам, но в четыре раза больше.
Каждый вихрь имеет два «глаза» — центра вращения, которые связаны
отчетливой S-образной структурой облаков. Такие структуры с двойным
глазом также называют полярными диполями. Вихри вращаются с периодом
около 3 дней в направлении общего супервращения атмосферы. Вблизи их
внешних границ линейная скорость ветра достигает 35—50 м/с и
уменьшается до нуля в центрах. Температура в верхних облаках полярных
вихрей гораздо выше, чем в близлежащих полярных воротниках, и достигает
250 К (−23 °С). Общепринятое объяснение полярных вихрей состоит в том,
что они являются антициклонами с даунвеллингом в центре и апвеллингом в
холодных полярных воротниках. Этот тип циркуляции напоминает зимние
полярные антициклоны на Земле, особенно над Антарктидой. Наблюдения
показывают, что антициклонная циркуляция, наблюдаемая вблизи полюсов,
может проникнуть на высоту 50 км, то есть до основания облаков. Полярная
верхняя тропосфера и мезосфера являются
чрезвычайно
динамичными —
большие яркие облака могут появляться и исчезать в течение нескольких
часов. Один такой случай наблюдался зондом «Венера-экспресс» в период
между 9 и 13 января 2007 года, когда южная полярная область стала более
яркой на 30 %. Это событие, вероятно, было вызвано выбросом сернистого
газа в мезосферу, который затем сконденсировался, образуя яркую дымку.
Мезосфера Венеры находится в интервале между 65 и 120 км. Далее
начинается термосфера,
достигающая
верхней
границы
атмосферы
(экзосферы) на высоте 220—350 км.
Мезосфера Венеры может быть разделена на два уровня: нижний (62—
73 км) и верхний (73—95) км[13]. В первом слое температура почти постоянна
и составляет 230К (−43 °С). Этот уровень совпадает с верхним слоем
облаков. На втором уровне температура начинает понижаться, опускаясь до
165 К (−108 °C) на высоте 95 км. Это самое холодное место на дневной
стороне атмосферы Венеры. Далее начинается мезопауза, которая является
границей между мезосферой и термосферой и находится между 95 и 120 км.
На дневной стороне мезопаузы температура возрастает до 300—400 К (27—
127 °C) — значений, преобладающих в термосфере. В противоположность
этому, ночная сторона термосферы является самым холодным местом на
Венере с температурой 100К (−173 °C). Её иногда называют криосферой.
Циркуляции в верхней мезосфере и термосфере Венеры полностью
отличаются от циркуляций в нижних слоях атмосферы. На высотах 90—
150 км воздух Венеры перемещается с дневной на ночную сторону планеты,
с апвеллингом над освещенным полушарием и даунвеллингом над тёмной
стороной.
Даунвеллинг
над
ночной
полусферой
вызывает
адиабатический нагрев воздуха, который формирует теплый слой на ночной
стороне мезосферы на высотах 90—120 км с температурой около 230 К (−43
°С), что гораздо выше, чем средняя температура, зафиксированная на ночной
части термосферы — 100 К (−173 °C). Воздух с дневной стороны также несёт
атомы кислорода, которые после рекомбинации образуют возбужденные
молекулы в долгоживущем синглетном состоянии (1Δg), которые затем
возвращаются в исходное состояние и испускают инфракрасное излучение на
длине волны 1,27 мкм. Это излучение на высотах 90—100 км часто
наблюдается с Земли и космических кораблей. Ночная сторона верхней
мезосферы и термосферы Венеры является также источником не-ЛТР
(нелокального термодинамического
равновесия)
выбросов
молекул
СО2 и NO, которые ответственны за низкую температуру ночной стороны
термосферы.
Венера имеет вытянутую ионосферу, расположенную на высоте 120—
300 км
и
почти
совпадающую
с
термосферой.
Высокие
уровни ионизации сохраняются только на дневной стороне планеты. На
ночной
стороне
концентрация электронов
практически
равна
нулю.
Ионосфера Венеры состоит из трёх слоев: 120—130 км, 140—160 км и 200—
250 км. Также может быть дополнительный слой в районе 180 км.
Максимальная плотность электронов (число электронов в единице объёма)
3·1011 м−3 достигается во втором слое вблизи подсолнечной точки. Верхняя
граница ионосферы — ионопауза — расположена на высоте 220—375 км.
Основные ионы в первом и втором слое — это O2+ ионы, в то время как
третий слой состоит из O+ ионов. Согласно наблюдениям, ионосферная
плазма находится в движении, а солнечная фотоионизация на дневной
стороне и рекомбинация ионов на ночной являются процессами, главным
образом, ответственными за ускорение плазмы до наблюдаемых скоростей.
Плазменный поток, видимо, достаточен для поддержания наблюдаемого
уровня концентрации ионов на ночной стороне.
Венера не имеет магнитного поля. Причина его отсутствия не ясна, но,
вероятно,
связана
с
медленным
вращением
планеты
или
отсутствием конвекции в мантии. Венера имеет только индуцированную
магнитосферу, образованную ионизированными частицами солнечного ветра.
Этот процесс можно представить в виде силовых линий, обтекающих
препятствие — в данном случае Венеру. Индуцированная магнитосфера
Венеры
имеет
ударную
волну,
магнитослой, магнитопаузу и
хвост
магнитосферы с токовым слоем.
В подсолнечной точке ударная волна находится на высоте 1900 км
(0,3Rv, где Rv — радиус Венеры). Это расстояние измерялось в 2007 году
вблизи минимума солнечной активности. Вблизи максимума солнечной
активности
она
может
быть
в
несколько
раз
ближе
к
планете. Магнитопауза расположена на высоте 300 км. Верхняя граница
ионосферы (ионопауза) находится вблизи 250 км. Между магнитопаузой и
ионопаузой
существует
магнитный
барьер —
локальное
усиление
магнитного поля, что не позволяет солнечной плазме проникать глубоко в
атмосферу
Венеры,
по
крайней
мере,
вблизи
минимума солнечной
активности. Значение магнитного поля в барьере достигает 40 нТл. Хвост
магнитосферы тянется на расстоянии до десяти радиусов планеты. Это
наиболее активная часть венерианской магнитосферы — здесь присутствуют
события повторного соединения и ускорения частиц. Энергия электронов и
ионов
в
хвосте
магнитосферы
составляет
около
100 эВ и
1000 эВ соответственно.
В связи с отсутствием собственного магнитного поля, солнечный
ветер проникает
глубоко
существенным потерям
посредством
хвоста
в
планетарную
атмосферы.
экзосферу,
Потери
магнитосферы.
В
что
происходят
настоящее
в
время
ведет
к
основном
основными
типами ионов, которые уходят из атмосферы, являются O+, H+ и He+.
Отношение ионов водорода к кислороду составляет около 2 (то есть
почти стехиометрическое), то есть указывает на непрекращающуюся потерю
воды.
Толщина облачного покрова такова, что лишь незначительная часть
солнечного света достигает поверхности, и уровень освещенности составляет
всего 1000—3000 люкс во время нахождения Солнца в зените. Для сравнения
на Земле в пасмурный день освещение составляет 1000 люкс, а в ясный
солнечный день (в тени) 10—25 тыс. люкс. Поэтому на Венере солнечная
энергия практически не может использоваться зондами. Влажность у
поверхности составляет менее 0,1 %. Из-за высокой плотности облаков и их
высокой отражающей способности суммарное количество солнечной
энергии, получаемой планетой, меньше, чем у Земли.
Серная
кислота производится
посредством фотохимического воздействия
в
верхней
Солнца
атмосфере
на углекислый
газ, сернистый газ и пары воды. Фотоны ультрафиолетового света с длиной
волны меньше 169 нм могут фотодиссоциировать углекислый газ в угарный
газ и
атомарный
кислород.
Атомарный
кислород
весьма
реакционноспособен, и когда он вступает в реакцию с сернистым газом,
микрокомпонентом атмосферы Венеры, продуктом реакции является серный
газ, который может в свою очередь соединяться с парами воды, другим
микрокомпонентом
атмосферы
Венеры.
В
результате
этих
реакций
образуется серная кислота:
CO2 → CO + O
SO2 + O → SO3
SO3 + H2O → H2SO4
6 июня 1761 года во время транзита Венеры по диску Солнца русский
учёный Михаил
Ломоносов обратил
внимание
на
то,
что
при
соприкосновении Венеры с диском Солнца вокруг планеты возникло
«тонкое, как волос, сияние». При схождении Венеры с солнечного диска
наблюдался светлый ореол - "пупырь" - вокруг части планеты, находящейся
вне Солнца. М. В. Ломоносов дал правильное научное объяснение этому
явлению, считая его результатом рефракции солнечных лучей в атмосфере
Венеры.
В 1940 году Руперт Вильдт подсчитал, что количество CO2 в атмосфере
Венеры привело бы к повышению температуры поверхности выше точки
кипения воды. Это предположение было подтверждено зондом «Маринер-2»,
который осуществил радиометрические измерения температуры в 1962 году.
А в 1967 году советский аппарат «Венера-4» подтвердил, что атмосфера
состоит в основном из углекислого газа.
Верхние слои атмосферы Венеры могут быть изучены с Земли в тех
редких
случаях,
когда
планета
пересекает
Солнце
и
известных
как прохождение Венеры по диску Солнца, или солнечный транзит.
Последнее явление такого рода произошло в 2012 году. Используя
количественную
астрономическую спектроскопию,
учёные
смогли
проанализировать солнечный свет, прошедший через атмосферу планеты с
целью обнаружения химических веществ, содержащихся в ней. Метод
анализа света для получения информации об атмосфере планеты впервые дал
результаты только в 2001 году, и это была первая возможность получения
убедительных результатов таким способом с начала наблюдения солнечных
транзитов. Солнечный транзит в 2004 году позволил астрономам собрать
большое количество данных, полезных не только в определении состава
верхней атмосферы Венеры, но и в усовершенствовании методов,
используемых в поиске экзопланет. Атмосфера, состоящая в основном из
углекислого газа, поглощает ближнее инфракрасное излучение, что делает её
доступной для наблюдения. Во время транзита 2004 года поглощения в
атмосфере
показали
свойства
газов
на
этой
высоте. Доплеровское
смещение газов также позволило измерить характеристики ветров[51].
Прохождение Венеры по диску Солнца чрезвычайно редкое событие, и
последний транзит планеты помимо 2012 года был в 2004 и 1882 годах, а
следующий транзит будет только через 105 лет.
В рамках Федеральной Космической программы Россия планирует
после 2024 года запустить к Венере аппарат «Венера-Д», в число задач
которого будет входить и изучение атмосферы. В частности планируется
провести следующие исследования, определяющие:
профили температуры, давления, тепловых потоков, скорости
ветра;
строение, состав и микрофизические параметры облаков;
химический состав атмосферы, включая инертные газы, а также
изотопный состав;
строение ионосферы, экзосферы, магнитосферы;
скорость потерь составляющих атмосферы.