Атмосферы Земли и планет

Многочисленные примеры самоорганизации в турбулентных природных средах мы находим в планетных атмосферах.

Атмосфера планеты земного типа представляет собой газовую оболочку, ограниченную снизу твердой подстилающей поверхностью, а для газовожидкой планеты-гиганта — это, как уже отмечалось, просто верхний газовый слой. Атмосферы плавно переходят в околопланетное космическое пространство. Примыкающие к поверхности области нижней атмосферы относятся к сфере интересов метеорологии, в то время как области верхней атмосферы, подверженные непосредственному воздействию солнечного коротковолнового электромагнитного и корпускулярного излучения — к сфере планетной аэрономии (Маров, Колесниченко, 1987). В переходных областях средней атмосферы происходят интенсивные процессы тепломассообмена, оказывающие существенное влияние на формирование климата и атмосферную эволюцию.

Основные свойства

Свойства планетных атмосфер сильно отличаются друг от друга даже при относительно небольших расстояниях в пределах Солнечной системы, занимаемых планетами земной группы. Меркурий, подобно Луне, практически лишен атмосферы — плотность его газовой оболочки у поверхности не превышает 10~17 г/см3, хотя при взаимодействии плазмы солнечного ветра с магнитосферой и экзосферой Меркурия возникает ряд интересных динамических эффектов. Вторичные атмосферы Венеры и Марса, различающиеся между собой по плотности почти на четыре порядка, имеют окислительный характер и состоят в основном из углекислого газа, с относительно небольшими фракциями азота и ничтожными содержаниями кислорода и воды, в отличие от первичных восстановительных атмосфер планет-гигантов, состоящих из водорода, гелия и водородсодержащих соединений, наиболее типичными из которых являются аммиак и метан. Подробный обзор свойств атмосфер планет и их спутников, рассматриваемых с точки зрения проблем происхождения и эволюции, можно найти, например, в работах (Atreya и др., 1989; Del Genio, 1997; Samuelson, 1997; West, 1999).

Помимо химического состава, атмосферы планет-гигантов отличает от планет земного типа целый ряд особенностей структуры и динамики. Их тропосферы обладают большой протяженностью (~ 120—200 км), а тепловая структура в целом соответствует адиабатическому температурному градиенту. Прямое зондирование атмосферы Юпитера в диапазоне давлений 0,4—22 бар было осуществлено в декабре 1995 г. при помощи спускаемого аппарата «Галилей». Подробное изложение результатов содержится в целевых обзорах и тематических выпусках журналов (см. Galileo Probe Team, 1996; Galileo Orbiter Team, 1996; JGR, 1998, special issues; Icarus, 1998, special issue). Измерения показали, что отношение Не/Н = 0,24 близко к солнечному, в то время как содержания более тяжелых элементов — углерода (в форме СН4), азота (в форме NH3) и серы (в форме H2S) примерно втрое превышают солнечные значения, что заставляет думать о связи зоны формирования Юпитера с более далекими холодными областями. Другой неожиданностью стала высокая сухость атмосферы и, следовательно, ее обеднение кислородом, хотя этот вывод, скорее всего, не представляет планету в целом, а справедлив лишь для локальной области спуска, известной как 5-мк пятно, где из-за разрыва в облаках происходит тепловая эмиссия с более глубоких уровней атмосферы. Видимо, с этим связана и определенная аномалия в формировании трехслойной структуры облаков, состоящих, согласно модельным расчетам (West и др., 1986; Atreya, 1989), из аммиака, гидросульфида аммония и воды. Вопреки ожидаемой в этом диапазоне температур конденсации NH3, H2S и Н20, обнаружены были только кристаллы NH4SH. В то же время не были найдены кристаллы аммиака, придающие белый цвет зонам. При малых относительных содержаниях соединений, образующих облака, фазовые переходы по существу не оказывают влияния на температурный профиль, отвечающий сухой адиабате. Заметим, что температура возрастает от 135 К на верхней границе облаков до 900 К в термосфере; в условиях слабого потока солнечного коротковолнового излучения на орбите Юпитера это, вероятнее всего, связано с диссипацией энергии внутренних гравитационных волн, распространяющихся из глубинных слоев, и нагревом за счет энергичных частиц, высыпающихся из мощной магнитосферы планеты.

По содержанию СН4 и NH3 можно судить о том, в каких формах находились углерод и азот в протопланетном диске. Из условия термохимического равновесия, отвечающего обратимым реакциям СН4 + Н20?±СО + ЗН, и 2NH3 N2 + ЗН2, следует, что при низких температурах эти реакции идут в направлении образования СН4 и NH,, а при высоких —в направлении образования СО и Nr Это условие, однако, далеко не всегда выполняется, примером чего служит атмосфера Титана, в которой доминирует азот при относительно небольшом содержании метана. Возможно, конкурентными приведенным термохимическим реакциям оказались реакции фотолиза NH,, содержавшегося в протовеществе диска и изначально вошедшего в состав газовой оболочки Титана. Что касается областей расположения планет земной группы, то, очевидно, образование СО и N2 сопровождалось реакцией СО + Н20 -» С02 + Н2, что объясняет, наряду с дегазацией из недр, углекислый состав их атмосфер. По существующим представлениям, аномальный с этой точки зрения состав атмосферы Земли с обилием кислорода и азота обязан своим происхождением возникновению биосферы. Подчеркнем, что химический и изотопный состав атмосферы во многом отражают характер эволюции самой планеты и, в частности, историю воды. Наиболее показательным здесь является отношение HD0/H20, которое в 120 раз превышает земное на Венере и в 6 раз на Марсе (см., например, Pollack и др., 1980). Обогащение атмосферы дейтерием является следствием потери воды и позволяет получить оценки ее первоначальных запасов и степени дегазации недр. В свою очередь, вода служила основным фактором, определившим ключевые черты эволюции планеты и ее атмосферы в первую очередь тепловой режим и атмосферную динамику, с которыми непосредственно связаны процессы формирования погоды и климата.

С точки зрения энергообмена твердый (жидкий) подстилающий и газовый слои представляют собой единую термодинамическую систему, энергетический баланс которой обусловливается либо приходящей солнечной радиацией, либо преимущественно внутренней энергией недр, которая на Юпитере, Сатурне и Нептуне примерно вдвое превышает величину инсоляции. Природа этого источника, очевидно, связана с выделением гравитационной энергии за счет продолжающегося сжатия этих планет, в соответствие с теоремой о вири- але для системы, обладающей гравитационным потенциалом и находящейся в гидростатическом равновесии.

Поглощаемая атмосферой планеты энергия, преобразуемая во внутреннюю и кинетическую энергию газовой среды, частично излучается в космос в виде ИК-радиации, обеспечивая в конечном итоге энергетический баланс. Тепло- и массоперенос происходит на фоне глобальной с масштабами L>H (H = p/pg — высота однородной атмосферы), мезомасштабной L ~ Н и локальной L атмосферной динамики. Она ответственна за многообразие происходящих в атмосфере метеорологических процессов, при этом роль молекулярных процессов переноса ничтожна. Существенными составляющими регулярного тепло- и массопереноса служат адвекция, определяемая планетарной циркуляцией, и конвекция. Последняя обусловлена тем, что, поскольку на вращающихся планетах земной группы температура на некотором данном уровне давления систематически изменяется в зависимости от широты ср, баротропная атмосфера становится бароклинной, в которой, вследствие нелинейной эволюции гидродинамической неустойчивости Рэлея—Тейлора, возникает турбулентность. Сильные возмущения в течениях среды проявляются также в виде циклонических ветров, сопровождаемых турбулентным тепло- и массопереносом (Chamberlain, Hunten, 1987).

У всех планетных атмосфер наблюдается широкий спектр движений, от микромасштабов до планетарной циркуляции, за счет чего компенсируется неравномерность нагрева солнечным излучением. В атмосферных движениях число Рейнольдса Яе обычно превышает критическое значение Кесг, и поэтому течение является турбулентным. Турбулизация атмосферных течений возникает либо из-за их существенной деформации потока при обтекании неровностей подстилающей поверхности, либо при потере гидродинамической устойчивости крупномасштабным течением под воздействием повышенных значений скорости ветра и градиентов температуры. В свободной атмосфере основной причиной возникновения турбулентности является конвективная неустойчивость в тропосфере и потеря устойчивости внутренних гравитационно-сдвиговых волн в средней атмосфере. Разрушение этих волн может вызываться «первичной» или «вторичной» неустойчивостью. «Первичная» неустойчивость (неустойчивость Кельвина—Гельмгольца) развивается в сдвиговом слое между течениями с различными скоростями, если для большей части слоя справедливо условие Яе< 11есг. При «вторичной» неустойчивости поток в среднем устойчив, а неустойчивые участки локализуются вблизи гребней волн. Такой вид неустойчивости характерен в основном для слоев с сильно искривленными вертикальными профилями температуры и скорости ветра.

Дополнительные проблемы, касающиеся устойчивости и энергообмена, возникают при обращении к верхней атмосфере планеты. Здесь проявляются такие специфические особенности, как многокомпонентность и химическая активность атмосферных газов, и потому решающую роль начинают играть агрономические процессы (см. Маров, Колесниченко, 1987). Характер турбулентности в течении однокомпонентной жидкости и в реагирующем многокомпонентном потоке существенно различается. В частности, появление локальных неоднородностей в распределении плотности, температуры и состава атмосферной смеси газов, обусловленных процессами фотолиза и сопровождающими их химическими реакциями, приводят к дополнительной турбу- лизации течения. Возникающие градиенты плотности среды (которая в этом случае является переменной) порождают дополнительную завихренность путем взаимодействия с градиентами (или флуктуациями) поля давления. Это связано с появлением источникового члена р~1 (др~]/дг) х (др/дг) (равного нулю в баротропных средах) в известном уравнении Фридмана для завихренности

где ?2а = о) + 2?2 — вихрь абсолютной скорости движения, со = (д/дг) х и — вектор завихренности, ?2 — вектор угловой скорости вращения планеты; Г- — сумма ускорений силы вязкости и внешних массовых сил (см., например, Монин, Яглом, 1992). В случае когда массовая плотность р постоянна, все динамические эффекты, потенциально зависящие от этого члена «завихренности», отсутствуют. Таким образом, существование локальных неоднородностей (градиентов) массовой плотности составляет важнейшее свойство многокомпонентных реагирующих течений, которое обычно не рассматривается классическими моделями турбулентности однокомпонентной жидкости. Другим усложняющим обстоятельством в проблеме моделирования многокомпонентной турбулентности являются локальные источники энергии, связанные с химическими реакциями. Локальное тепловыделение в газовых потоках ускоряет расширение среды и может индуцировать неустойчивость Релея—Тейлора в стратифицированных в поле силы тяжести течениях при наличии архимедовой силы плавучести, реализуя тем самым обратную связь с гидродинамикой. Все эти проблемы подробно рассматриваются в монографиях авторов (Маров, Колесниченко, 1987; Колесниченко, Маров, 1998; Marov, Kolesnichenko, 2001).

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ ОРИГИНАЛ   След >