Строение и основные параметры атмосферы Земли

Атмосфера Земли представляет собой газообразную оболочку, кото­рая состоит из нескольких слоев. Нижний слой толщиной 10–12 км назы­вается тропосферой, над ней до высоты 40 км простирается страто­сфера, от 40 до 80 км – мезосфера, а далее — термосфера, которая со­стоит из ионосферы (80 < h < 500 км) и экзосферы (h > 500 км)/ Экзосфера постепенно переходит в околоземное космическое про­странство.

Слой озона, называемый озонным экраном и расположенный на вы­соте 25–30 км, поглощает значительную часть губительного для всего жи­вого ультрафиолетового излучения Солнца. Слои атмосферы выше 40 км интенсивно поглощают космические лучи, а еще более высокие слои ат­мосферы на h > 100 км экранируют Землю от рентгеновских лучей. Мете­орные потоки сгорают в атмосфере Земли на высотах 70–100 км.

Основными параметрами воздуха являются плотность, давление и температура. Газовая постоянная R =287,1(Дж/кг·град) и показатель адиабаты К = 1,4 воздуха зависят от химического состава атмосферы и до высоты Н = 90 км практически остаются неизменными. Выше под действием ультрафиолетового и корпуску­лярною излучения Солнца газ становится сильно ионизированным. Кроме ионизированных атомов и молекул в верхних слоях атмосферы содержатся свободные электроны. Это оказывает сильное влияние на температурный режим атмосферы, представленный на рис. 1.1.

С увеличением высоты на тропосферном участке (Н < 11 км) температура падает по политропическому закону:

,

где: Т, р — температура и давление на текущей высоте, Т ₀ — температура воздуха на уровне моря, р ₀ — давление на уровне моря; n — показатель политропы.

Рис. 1.1. Изменение температуры воздуха с высотой

С высоты 11 км температура воздуха остается почти неизменной и равной Т = 217 ° К Затем с высоты 30 км наблюдается повышение темпера­туры до максимума, расположенного на высоте 50 км. Это повышение объясняется повышенным содержанием озона на этих высотах, который интенсивно поглощает ультрафиолетовое излучение Солнца. Далее начи­нается новое понижение температуры и на высоте 80–100 км она снова до­стигает минимума. Затем идет неизменное возрастание температуры, 4–10 связано с бомбардировкой самых верхних слоев атмосферы космическими частицами и, естественно, с прямой солнечной радиацией. На высотах h = 250–300 км температура, а точнее, температурный молекулярно-кинетический эквивалент составляет величину Т = 1000ј2000 ° К. Однако вследствие необычайной разреженности среды передача энергии от газа любому телу оказывается ничтожной. В результате баланс между тепловой энергией, полученной от газа и потерянной телом через радиацию, устана­вливается при низкой температуре. Поэтому большее значе­ние приобретает подвод тепла солнечной радиацией и от работающих бортовых систем. Именно эти два источника берутся в расчет при анализе температурного режима космических аппаратов.

Законы измeнeния параметров атмосферы с высотой устанавливают­ся по результатам наблюдений, полученных при помощи шаров-зондов, географических ракет и орбитальных аппаратов. Необходимые для аэро­динамических и баллистических расчетов параметры атмосферы задаются таблицей стандартной атмосферы. В этой таблице содержатся значения плотности, давления, температуры с интервалом 20 км у Земли и с увели­ченными интервалами на больших высотах.

Для выполнения аэродинамических и баллистических расчетов пара­метры стандартной атмосферы для слоев тропосферы (h < 11 км) описы­ваются следующими зависимостями:

;      (1.1)

На уровне моря по международному стандарту принимается: р ₀ = 760 мм рт. ст.; Т ₀ = 288,16 ° К; n = 1,23;

r = 1,225 кг/м³; R = 287,1 Дж/к f град.

С учетом этих значений указанные зависимости приводятся к виду:

;

;                          (1.2)

,

где высота h выражается в метрах.

Для нижних слоев стратосферы (11 < h < 25 км) законы изменения давления, плотности и температуры по высоте имеют следующий вид:

;

;                             (1.3)

.

Параметры стандартной атмосферы в сокращенном виде приведем в табл. 1.1.

Таблица 1.1