Если в ясную ночь пронаблюдать звездное небо в течение нескольких часов, то легко заметить, что небесный свод, как одно целое, со всеми находящимися на нем светилами плавно вращается около некоторой воображаемой оси, проходящей через место наблюдения. Это вращение небесного свода и светил называется суточным движением, так как одно полное обращение совершается за сутки. Вследствие суточного вращения звезды и другие небесные тела непрерывно меняют свое положение относительно сторон горизонта. Если наблюдать суточное движение звезд в северном полушарии Земли (но не близко к ее полюсу) и при этом стоять лицом к южной стороне горизонта, то их вращение происходит слева направо, т.е. "по часовой стрелке". На восточной стороне горизонта (если наблюдать не на полюсе Земли) звезды восходят, поднимаются выше всего над южной стороной горизонта и заходят на западной стороне. При этом каждая звезда всегда восходит в одной и той же точке восточной стороны горизонта и заходит всегда в одной и той же точке западной стороны. Максимальная высота над горизонтом для каждой данной звезды и для данного места наблюдения также всегда постоянна. Если же стать лицом к северной стороне горизонта, то наблюдения покажут, что одни звезды будут также восходить и заходить, а другие - описывать полные круги над горизонтом, вращаясь вокруг общей неподвижной точки. Эта точка называется северным полюсом мира. Приблизительное положение северного полюса мира на небе можно найти по положению самой яркой звезды в созвездии Малой Медведицы. Эта звезда на звездных картах обозначается буквой ст и за свою близость к северному полюсу мира называется Полярной звездой (рис. 1). Расстояние Полярной звезды от северного полюса мира в настоящее время меньше 1°.
Рис. 1. Околополярные созвездия.
Солнце и Луна, так же как и звезды, восходят на восточной стороне горизонта, выше всего поднимаются над южной и заходят на западной стороне. Но, наблюдая восход и заход этих светил, можно заметить, что в разные дни года они восходят, в отличие от звезд, в разных точках восточной стороны горизонта и заходят также в разных точках западной стороны. Так, Солнце в начале зимы восходит на юго-востоке, а заходит на юго-западе. Но с каждым днем точки его восхода и захода передвигаются к северной стороне горизонта. При этом с каждым днем Солнце в полдень поднимается над горизонтом все выше и выше, день становится длиннее, ночь - короче. В начале лета, достигнув некоторого предела на северо-востоке и на северо-западе, точки восхода и захода Солнца начинают перемещаться в обратном направлении, от северной стороны горизонта к южной. При этом полуденная высота Солнца и продолжительность дня начинают уменьшаться, а продолжительность ночи увеличиваться. Достигнув некоторого предела в начале зимы, точки восхода и захода Солнца снова начинают передвигаться к северной стороне неба и все описанные явления повторяются. Из элементарных и не очень продолжительных наблюдений легко заметить, что Луна не остается все время в одном и том же созвездии, а переходит из одного созвездия в другое, передвигаясь с запада на восток примерно на 13° в сутки. Перемещаясь по 12 созвездиям, Луна обходит полный круг по небу за 27,32 суток. Более тщательные и более продолжительные наблюдения показывают, что и Солнце, подобно Луне, перемещается по небу с запада на восток, проходя по тем же 12 созвездиям. Только скорость его перемещения значительно меньше, около 1° в сутки, и весь путь Солнце проходит за год. Созвездия, по которым проходят пути Солнца и Луны, называются зодиакальными (от греческого слова зоон - животное). Названия их таковы: Рыбы, Овен, Телец, Близнецы, Рак, Лев, Дева, Весы, Скорпион, Стрелец, Козерог и Водолей. Первые три созвездия Солнце проходит в весенние месяцы, следующие три - в летние, еще три следующих - в осенние и, наконец, последние три - в зимние месяцы. Те созвездия, в которых в данное время находится Солнце, недоступны наблюдениям и становятся хорошо видны лишь приблизительно через полгода. Еще в глубокой древности среди звезд зодиакальных созвездий было замечено пять небесных светил, внешне очень похожих на звезды, но отличающихся от последних тем, что они не сохраняют одного и того же положения в созвездиях, а "блуждают" по ним подобно Солнцу и Луне. Эти тела были названы планетами, что значит "блуждающие светила". Древние римляне дали планетам имена своих богов: Меркурий, Венера, Марс, Юпитер и Сатурн. В XVIII-XX вв. были открыты еще три планеты: Уран (в 1781 г.), Нептун (в 1846 г.) и Плутон (в 1930 г.). Планеты перемещаются по зодиакальным созвездиям большую часть времени с запада на восток, но часть пути и с востока на запад. Первое движение, т. е. такое же, как у Солнца и Луны, называется прямым, второе, с востока на запад, - попятным движением. Более подробно видимые движения планет будут рассмотрены в § 34.
§ 9. Географические координаты
Огромное большинство астрономических наблюдений до настоящего времени производится с Земли и зависит от положения наблюдателя на ее поверхности. Поэтому напомним некоторые географические понятия и термины, которыми в дальнейшем мы будем пользоваться. Земля имеет почти шарообразную форму. Воображаемая прямая PN PS , вокруг которой Земля вращается, проходит через центр массы Земли и называется осью вращения (рис. 2).
Ось вращения пересекает поверхность Земли в двух точках: в северном географическом полюсе РN и южном PS. Северный географический полюс тот, со стороны которого вращение Земли происходит против часовой стрелки. Большой круг на поверхности Земли (q' G' O' q), плоскость которого перпендикулярна к оси вращения, называется земным экватором. Он делит поверхность Земли на два полушария: северное (с северным полюсом РN) и южное (с южным полюсом PS). Малые круги, плоскости которых параллельны плоскости земного экватора, называются географическими параллелями. Географическая параллель (bb), отстоящая на 23° 27' к северу от экватора, называется северным тропиком; параллель (cc), отстоящая на 23° 27' к югу от экватора, - южным тропиком. Географические параллели, отстоящие на 23° 27' от полюсов Земли, называются полярными кругами северным (аа) и южным (dd). Пояс земной поверхности между тропиками (включая экватор) называется жарким или тропическим поясом. Пояс между северным тропиком и северным полярным кругом называется северным умеренным поясом, а между южным тропиком и южным полярным кругом - южным умеренным поясом. Области земной поверхности за полярными кругами называются северным холодным и южным холодным поясами. Большой полукруг PNOO'PS, проходящий через географические полюсы Земли и через точку О на ее поверхности, называется географическим меридианом точки О. Географический меридиан PNGG'PS, проходящий через Гринвичскую обсерваторию в Англии, считается нулевым или начальным меридианом. Нулевой меридиан и меридиан, отстоящий от нулевого на 180°, делят поверхность Земли на два полушария: восточное и западное. Прямая линия ТО, по которой направлена сила тяжести в данной точке Земли, называется отвесной или вертикальной линией. Положение точки О на земной поверхности однозначно определяется двумя географическими координатами: географической широтой j и географической долготой l. Географической широтой j точки О называется угол О’ТО между плоскостью земного экватора и отвесной линией, проходящей через точку О. Географические широты отсчитываются от экватора в пределах от 0° до +90° (северная широта), если точки лежат в северном полушарии Земли, и от 0° до -90° (южная широта), если точки лежат в южном полушарии. Географической долготой l точки О называется двугранный угол G'TO' между плоскостями начального меридиана и меридиана, проходящего через точку О. В Советском Союзе принято отсчитывать географическую долготу к востоку от начального меридиана, т.е. в сторону вращения Земли, в пределах от 0° до 360° (в градусной мере), или от 0h до 24h (в часовой мере). Географы, как правило, отсчитывают долготу в пределах от 0 до +180° к востоку (восточная долгота) и от 0 до -180° к западу (западная долгота). При решении многих астрономических задач можно считать, что Земля представляет собой однородный шар радиусом R = 6370 км. В этом случае направление отвесной линии в любой точке земной поверхности проходит через центр Земли и совпадает с ее радиусом, а географические меридианы и экватор будут окружностями одинакового радиуса, равного радиусу Земли. И тогда географическая широта какой-либо точки на Земле может быть измерена дугой меридиана от экватора до данной точки, а географическая долгота - дугой экватора от начального меридиана до меридиана, проходящего через данную точку. При решении задач, требующих более точных значений размеров и формы Земли, последняя принимается за эллипсоид вращения (сфероид) с неоднородным распределением масс. В этом случае отвесная линия не для всех точек земной поверхности будет проходить через центр сфероида Т (рис. 3), а будет пересекать плоскость земного экватора в некоторой другой точке T1, не совпадая с радиусом-вектором r, т.е. с прямой ТО, соединяющей центр сфероида с точкой О. Вследствие неравномерного распределения масс в области данной точки отвесная линия Т1O может также не совпадать и с нормалью Т2О к поверхности сфероида, т.е. с перпендикуляром к касательной плоскости в данной точке О Земли. По этому для каждой точки на поверхности Земли необходимо различать три вида географической широты: астрономическую, геоцентрическую и геодезическую.
Астрономической широтой j называется угол O T1 q между плоскостью земного экватора и отвесной линией в данной точке. Геоцентрической широтой j’ называется угол OTq между плоскостью земного экватора и радиусом-вектором данной точки О. Геодезической широтой (обозначения не имеет) называется угол O T2 q между плоскостью земного экватора и нормалью к сфероиду в данной точке. Непосредственно из астрономических наблюдений определяется только астрономическая широта j. Из геодезических и гравиметрических измерений определяется уклонение отвеса в данной точке, т.е. несовпадение отвесной линии с нормалью, которое дает возможность из астрономической широты j получить геодезическую. Уклонение отвеса, как правило, меньше 3" (исключая аномальные места), и в астрономических задачах ими пренебрегают и не делают различия между астрономической и геодезической широтой. Геоцентрическая широта j' вычисляется по формулам аналитической геометрии, связывающим ее с астрономической (точнее, геодезической) широтой. Разность между геоцентрической и астрономической широтой не превышает 12'; на географических полюсах и на экваторе Земли она равна нулю.
§ 129. Общие сведения
Вокруг Солнца движется множество тел, весьма различных но своим характеристикам. Кроме планет, в состав Солнечной системы входят их спутники, астероиды (малые планеты), кометы, метеорные потоки, метеорные тела, межпланетный газ. Планеты Меркурий, Венера, Марс, Юпитер и Сатурн были известны в древности. Уран открыт В. Гершелем в 1781 г. В 1846 г. открыта 8-я планета, Нептун (см. § 57). В 1930 г. американский астроном К. Томбо нашел на негативах медленно движущийся звездообразный объект 15m, который оказался новой, девятой планетой. Ее назвали Плутоном. Томбо в течение многих лет продолжал поиски возможных занептунных планет. Он установил, что в поясе ±7°,5 от эклиптики за орбитой Нептуна нет каких-либо других планет ярче 18m. Спутник Земли Луна - наиболее заметный небесный объект после Солнца. Галилей обнаружил, что вокруг Юпитера также движутся спутники. Впоследствии спутники были открыты у Сатурна, Марса, Урана и Нептуна. Поиски и открытия спутников продолжаются до самого последнего времени. Открытие новых астероидов и комет происходит почти каждый год. Планеты Меркурий, Венера, Земля и Марс по своим физическим характеристикам заметно отличаются от Юпитера, Сатурна, Урана и Нептуна. Меркурий, Венера, Марс и Земля объединяются в одну группу планет типа Земли. Юпитер, Сатурн, Уран и Нептун в другую - группу планет типа Юпитера или планет-гигантов. Наши представления о планетах-гигантах гораздо менее определенны, так как мы не можем пользоваться аналогией с Землей при анализе наблюдений. На дисках Марса, Юпитера и Сатурна заметно множество интересных деталей. Одни из них принадлежат поверхности планет, другие - их атмосфере (облачные образования). В прошлом наблюдениям этих деталей придавалось большое значение, так как они давали единственный способ хотя бы что-то узнать о природе планет. Однако атмосферное дрожание не позволяет при наблюдениях с Земли безгранично улучшать качество изображения даже при использовании самых мощных телескопов. Предел (угловое разрешение 0",2-0",3) был достигнут уже в начале нашего столетия, и сейчас наблюдения деталей на дисках планет ведутся только для регистрации их изменений. Чтобы обнаружить новые детали, более тонкие, чем удавалось раньше, планеты фотографируются с помощью фототелевизионных камер, установленных на борту космических аппаратов. На таких изображениях видны детали в десятки и сотни раз меньшие, чем можно различить с Земли (см. § 134, 135, 136 и 137). Большую роль в изучении поверхности и атмосферы планет играют астрофизические методы спектроскопия и фотометрия в различных диапазонах, включая ультрафиолетовую и инфракрасную области, а также радиоастрономия. При этом измерения проводятся как с помощью наземных телескопов, так и приборов, установленных на борту пролетных и орбитальных автоматических межпланетных станций (см. § 115). В последнем случае имеется возможность изучать планеты гораздо более детально. Спускаемые аппараты позволяют проводить прямые исследования физико-химических свойств атмосферы и поверхности. На Луне выполнялись исследования с помощью сложных подвижных автоматов ("Луноходы") и непосредственно астронавтами, доставлявшимися на ее поверхность. В результате полетов советских и американских АМС к планетам Солнечной системы и к Луне наши знания о них в течение последних десяти лет существенно расширились. В особенности это касается Венеры и Марса, исследования которых с помощью космических аппаратов проводились многократно и имеют характер последовательно развивающейся длительной программы. Полеты космических аппаратов стали сейчас главным направлением планетных исследований. Однако наземные наблюдения планет еще долгое время будут иметь важное значение по двум причинам: 1) на космические аппараты трудно установить очень большие приборы - такие, как радиолокационные антенны и спектрографы высокой разрешающей силы; 2) космические аппараты пока не позволяют проводить достаточно длительного слежения за планетами, необходимого для изучения всякого рода изменений (сезонные изменения на Марсе, движения облаков на Юпитере и т.д.). Наземные астрономические обсерватории еще долгие годы будут наблюдать планеты и получать интересные данные о них. Но планетные исследования в целом уже не являются частью астрофизики, как это было 10-15 лет назад. Большой вклад в них вносят теперь геофизика, геохимия, геология, и на стыке этих наук с астрономией на наших глазах рождается новая область науки или даже целая ветвь связанных между собой наук, занимающихся изучением планет (физика планет, планетохимия, планетология).
§ 130. Планета Земля
Мы знаем о Земле намного больше, чем о других планетах Солнечной системы. Поэтому прежде чем перейти к ним, мы остановимся на физических характеристиках Земли. Такие вопросы, как форма Земли, ее масса, движение по орбите, вращение, уже разбирались, и мы не будем к ним возвращаться. Мы рассмотрим здесь в общих чертах внутреннее строение Земли, строение ее атмосферы, данные о физических условиях на границе атмосферы и межпланетного пространства. Литосфера и гидросфера. Рассматривая физическое строение Земли по вертикали, можно убедиться, что она представляет собой ряд концентрических сферических или почти сферических оболочек: самая внешняя оболочка - газовая атмосфера, затем идет жидкая оболочка - гидросфера, которая частично покрывает основную массу планеты - литосферу. Литосфера и атмосфера в свою очередь разделяются на ряд сферических слоев, не одинаковых по своим физическим свойствам. Рассмотрим сначала литосферу. Как изменяются ее свойства с глубиной. Казалось бы, мы не в состоянии ничего об этом узнать, находясь на ее поверхности. Ведь самые глубокие скважины до недавнего времени не превышали 6 км и только в последние годы был поставлен вопрос о бурении сверхглубоких скважин глубиной 10-20 км. Но ведь и это очень мало в сравнении с радиусом Земли. Тем не менее кое-что о строении литосферы мы знаем. Информацию об этом нам дают момент инерции Земли и землетрясения. Средняя плотность Земли равна 5,5 г/см3. Это почти вдвое больше, чем плотность поверхностных пород (около 3 г/см3). Следовательно, с глубиной плотность возрастает. Момент инерции шара, плотность которого возрастает к центру, меньше, чем у однородного шара. Чем больше концентрируется масса к центру, тем меньше момент инерции. Момент инерции Земли можно определить по скорости прецессии точек равноденствия. Он равен 0,83 от момента инерции однородного шара. Этот факт уже накладывает определенные ограничения на степень концентрации массы к центру; она не может быть ни очень большой, ни очень малой. Дальнейшее уточнение дает сейсмология - наука о землетрясениях. Установлено, что время землетрясений, так же как и во время сильных взрывов, в литосфере (от некоторой точки, называемой эпицентром) распространяются сейсмические волны, достигающие самых глубоких слоев Земли. Эти волны регистрируются сейсмографами приборами, записывающими колебания почвы. Сейсмические волны бывают двух типов: продольные и поперечные. В продольных волнах частицы сдвигаются вдоль направления распространения волны (как в звуковых волнах), в поперечных - перпендикулярно к этому направлению. Скорость продольных волн больше, чем поперечных. Когда сейсмическая волна встречает какую-либо границу раздела, происходит ее отражение и преломление. Наблюдая сейсмические колебания в различных точках земной поверхности и зная время пробега волн различных типов, можно определить глубину границ, на которых происходит изменение свойств пород, и величину самих изменений. Поперечные волны не могут распространяться в жидкой среде, так как жидкость не сопротивляется поперечному сдвигу. Поэтому наличие поперечных волн говорит о том, что литосфера является твердой вплоть до больших глубин. Однако в начале этого столетия было доказано, что, начиная с глубины 3000 км, поперечные волны распространяться не могут. Отсюда был сделан вывод: внутренняя часть литосферы образует ядро, которое находится в расплавленном состоянии. Более поздние исследования показали, что ядро делится на две зоны: внутреннее ядро (радиус около 1300 км), которое, вероятно, является твердым, и жидкое внешнее ядро (радиус около 3400 км). Твердая оболочка тоже неоднородна - в ней имеется резкая поверхность раздела на глубине около 40 км. Эта граница называется поверхностью Мохоровичича. Область выше поверхности Мохоровичича называется корой, ниже мантией. Мантия, как и кора, находится в твердом состоянии, за исключением отдельных лавовых "карманов". Плотность мантии нарастает с глубиной от 3,3 г/см3 у поверхности Мохоровичича до 5,2 г/см3 у границы ядра. На границе ядра она скачком возрастает до 9,4 г/см3. Плотность в центре Земли находится в пределах от 14,5 г/см3 до 18 г/см3. У нижней границы мантии давление достигает 1 300 000 атм. В лабораториях таких высоких давлений пока получить не удалось. Долгое время существовала уверенность, что ядро состоит из расплавленного железа, однако многие сейчас полагают, что его состав такой же, как и мантии (скорее всего, окислы кремния, магния, железа), а разница в физических свойствах вызвана высоким давлением. При спуске в шахты температура быстро повышается - примерно 20° на км. Если бы температура нарастала такими темпами в глубину, то в центре Земли она превышала бы 100 000 °К. Но известно, что мантия находится в твердом состоянии и, следовательно, ее температура нигде не может превышать точки плавления. Это дает верхний предел температуры 5000 °К у нижней границы мантии. Температура в центре Земли, по-видимому, не превышает 10 000 °К. Поскольку темп увеличения температуры с глубиной в среднем падает с приближением к центру Земли, источники тепла должны быть сосредоточены во внешних частях литосферы, скорее всего, в мантии. Единственной мыслимой причиной разогрева мантии является радиоактивный распад. В отдельных местах температура мантии превышает температуры плавления пород, и здесь образуются лавовые карманы. Предполагается, что с процессами, происходящими в области лавовых карманов, связаны вулканическая деятельность и землетрясения. Кора имеет неоднородную структуру. В области океанических впадин ее толщина значительно меньше, чем на материках. Сейчас считают, что кора вместе с гидросферой и атмосферой образовалась в результате вулканической деятельности выброса лавы, пара и газов из внутренних частей мантии. Вулканическая деятельность также привела к образованию гор. Возраст земной коры оценивается примерно в 4,5×109 лет. Эта величина была вычислена по относительному содержанию радиоактивных элементов и продуктов их распада. 71% земной поверхности занимают океаны, образующие основную часть гидросферы. Как мы увидим далее, Земля - единственная планета Солнечной системы, обладающая гидросферой. Циркуляция воды в гидросфере и ее большая теплоемкость уравнивают климатические условия на различных широтах. Гидросфера поставляет водяной пар в атмосферу. Водяной пар благодаря инфракрасному поглощению создает значительный парниковый эффект, поднимающий среднюю температуру поверхности Земли примерно на 40 °С. Физическая сущность этого эффекта такова. Солнечное излучение, максимум в распределении энергии которого находится у 0,55 мк, слабо поглощается земной атмосферой и достигает земной поверхности. Поглощенное поверхностью, оно переизлучается ею в инфракрасной области (максимум у 10 мк, соответствующий, согласно закону Вина, средней температуре Земли 290 °К). Но в инфракрасной области водяной пар поглощает часть этого излучения, и равновесная температура Земли оказывается выше, чем она была бы без "рубашки" из водяного пара. Гидросфера влияет на климат и другими путями. Она запасает большие количества тепла летом и постепенно отдает их зимой, смягчая сезонные колебания температуры на континентах. Она переносит, кроме того, тепло из экваториальных районов в умеренные и даже полярные широты. Наличие гидросферы сыграло решающую роль в возникновении жизни на Земле. Мы знаем сейчас, что жизнь зародилась в океанах, и прошли миллиарды лет, прежде чем стала обитаемой суша. Атмосфера. Атмосфера Земли вплоть до самых ее высоких слоев исследована значительно лучше, чем литосфера. Изучение верхних слоев земной атмосферы и примыкающих к ней частей межпланетного пространства особенно интенсивно производилось в течение последнего десятилетия с ракет и искусственных спутников Земли. Полученные при этом сведения помогают нам понять свойства атмосфер других планет. Химический состав атмосферы Земли на уровне моря приведен в табл. 7. Основными компонентами являются кислород (около 20%) и азот (около 80%). Современный состав атмосферы Земли, по-видимому, сильно отличается от первичного, который имел место 4,5×109 лет назад, когда сформировалась кора. Так, например, принято считать, что кислород образовался в результате жизнедеятельности растений. Первичная атмосфера содержала, по-видимому, много углекислоты и мало кислорода.
То количество кислорода, которое содержится в земной атмосфере, может быть выделено растениями за несколько тысяч лет. Содержание углекислоты в атмосфере регулируется биологическими процессами: она исчезает в результате фотосинтеза, а возвращается обратно при дыхании живых растений и животных и при разложении погибших. Период кругооборота СО2 составляет около 35 лет. Азот тоже содержится в органической материи и проходит сложный цикл изменений в биосфере. Период этого кругооборота, однако, значительно больше - около 108 лет. Таким образом, биосфера - растения, животные и микроорганизмы - существенно влияет на такую общую характеристику планеты Земли, как химический состав ее атмосферы.
На рис. 149 и 150 показана вертикальная структура земной атмосферы. Внизу расположена тропосфера. В тропосфере температура быстро (в среднем 6 град/км) падает с высотой. Причина этого состоит в том, что тропосфера нагревается инфракрасным излучением земной поверхности, которое очень сильно в ней поглощается из-за большого содержания водяного пара. Иными словами, лучистая теплопроводность тропосферы мала, и в результате перепад температуры в ней велик. Часть тепла, излучаемого поверхностью, отводится в тропосфере конвекцией, и поэтому тропосфера называется иногда конвективной зоной атмосферы. Над тропосферой находится стратосфера, в которой температура мало меняется с высотой, и в первом приближении ее можно считать постоянной. Она составляет около 220 °К. В стратосфере инфракрасное излучение, идущее снизу, поглощается слабо, ее лучистая теплопроводность велика, и поэтому мал перепад температуры. Уменьшение инфракрасного поглощения с высотой объясняется тем, что водяной пар вымерзает при уменьшении температуры. Граница между тропосферой и стратосферой называется тропопаузой. В средних широтах она расположена на высоте 11-12 км.
Разность температур между низкими и высокими широтами сглаживается благодаря явлению циркуляции атмосферы. В низких широтах атмосферные массы нагреваются и поднимаются вверх, на их место приходят более холодные с севера и с юга. Вблизи поверхности воздух движется от полюсов к экватору, а в верхней части тропосферы в обратном направлении. Кориолисова сила смещает линии тока, создавая составляющие, направленные по параллелям, и в результате образуются своеобразные циркуляционные петли с горизонтальными масштабами порядка нескольких тысяч километров. На Земле картина общей циркуляции сильно усложняется присутствием океанов, теплоемкость которых очень велика. Поднятие воздушных масс над относительно теплыми водными пространствами приводит к тому, что возникают местные движения, направленные по радиусам к некоторому центру. Под влиянием кориолисовой силы движения становятся спиральными. Образуется большая местная циркуляционная ячейка, называемая циклоном. В относительно холодных областях направления движений обратные, и в этом случае может сформироваться антициклон. Динамические процессы такого рода в общем определяют все явления смены погоды, и их исследование очень важно для ее прогноза. На высоте 20-25 км начинается увеличение температуры. Причиной этого увеличения является экзотермическая (т.е. сопровождающаяся выделением тепла) фотохимическая реакция разложения озона
О3 + hn ® O2 + О.(10.1)
Озон появляется в результате фотохимического разложения O2
O2 + hn ® O + O(10.2)
и последующей реакции тройного соударения
O + O2 + М ® O3 + М,(10.3)
где М - третья молекула. В результате реакции (10.1) озон поглощает ультрафиолетовое излучение в области от 2000 до 3000 Å, и это излучение разогревает атмосферу. Температура растет примерно до 50 км, где достигает максимума (около 270 °К). Эта сравнительно теплая область атмосферы называется мезосферой (или озоносферой). Озон, находящийся в верхней атмосфере, служит своеобразным щитом, охраняющим нас от действия ультрафиолетового излучения Солнца. Без этого щита развитие жизни на суше в ее современных формах вряд ли было бы возможно. Над мезосферой расположен температурный минимум - мезопауза. Выше температура вновь начинает расти. Причиной является поглощение ультрафиолетового излучения Солнца на высотах 150-300 км, обусловленное ионизацией атомарного кислорода O + hn ® O+ + e-. Над мезопаузой температура растет непрерывно до высоты около 400 км, где она достигает днем в эпоху максимума солнечной активности 1800 °К. В эпоху минимума солнечной активности эта предельная температура может быть меньше 1000 °К. Выше 400 км атмосфера изотермична. Область изотермии называется термосферой. В § 120 мы познакомились с понятием шкалы высот (формула 9.5) Это соотношение можно записать также в виде
(10.4)
где k - постоянная Больцмана (1.38×10-16 эрг/град) и mH = 1,67×10-24 г - масса атома водорода. Чем больше температура и легче молекулы, тем медленнее уменьшаются с высотой давление р и концентрация молекул n, т.е. число молекул в 1 см3 (они связаны простым соотношением р = nk T ). Возникает вопрос, какой молекулярный вес надо подставить в формулу (10.4) средний или индивидуальный для каждого газа (каждого компонента), находящегося в атмосфере? Если средний, то химический состав не будет изменяться с высотой; если индивидуальный для каждой составляющей, то относительное содержание легких компонентов будет увеличиваться с высотой. Легко понять, что средний вес надо брать в том случае, если газы перемешаны между собой механически. К перемешиванию приводят процессы конвекции, восходящие и нисходящие потоки газа. В обратном направлении действует процесс диффузии, который стремится установить для каждого газа свою шкалу высот. Скорость диффузии обратно пропорциональна давлению. На уровне моря она ничтожна и становится сравнимой со скоростью перемешивания только на высотах 100-120 км. Часть атмосферы, расположенная ниже 100-120 км, называется областью полного перемешивания; часть, расположенная выше, - областью диффузионного разделения. Относительный химический состав атмосферы в области полного перемешивания не меняется с высотой. В этом случае в формулу (10.4) надо подставлять средний молекулярный вес . На уровне моря средний молекулярный вес атмосферы равен 29. Средняя температура на уровне моря Т = 290 °К и ускорение силы тяжести g = 980 см/сек2. Подставляя эти величины в формулу (10.4), получим
На высоте 8 км, следовательно, давление примерно в 3 раза меньше, чем на уровне моря. Если мы поднимемся на высоту 100 км, то там давление и концентрация молекул будут примерно в миллион раз меньше, чем на уровне моря. Выше 100-120 км в области диффузионного разделения большая часть кислорода находится в атомарном состоянии, в то время как азот остается в молекулярном виде. Поэтому относительное содержание азота уменьшается с высотой. В результате на высотах 400-500 км, где концентрация в 1011-1012 раз меньше, чем на уровне моря, атмосфера состоит главным образом из кислорода. Но шкала высот для гелия в 8, а для водорода в 16 раз больше, чем для кислорода. В результате выше 700 км основными составляющими являются уже гелий и водород. На высоте 1000 км концентрация молекул составляет в среднем 3×105 см -3, т. е. в 1014 раз меньше, чем на уровне моря. Самые внешние части атмосферы, состоящие из водорода, простираются на расстояние до нескольких земных радиусов, образуя водородную геокорону. Концентрация водородных атомов в геокороне 102-103 см -3. Необходимо сказать несколько слов о методах исследования атмосферы на больших высотах. Вплоть до высот около 300 км давление с достаточной точностью определяется манометрами, установленными на ракетах. На больших высотах такие манометры использовать трудно, так как приборы и корпус ракеты выделяют больше газа, чем содержится в окружающей атмосфере. Начиная с высоты 200 км плотность атмосферы очень точно определяется по торможению искусственных спутников Земли. Этим способом плотность вычислена до высоты 1800 км. Установлено, что выше 300 км плотность атмосферы днем в несколько раз больше, чем ночью. Это объясняется тем, что днем выше температура термосферы и больше шкала высот Н. Масс-спектрометры, установленные на ракетах и спутниках, позволяют определить относительный химический состав атмосферы на больших высотах. Зная зависимость плотности от высоты, можно определить шкалу высот, а зная ее и химический состав атмосферы, найти по формуле (10.4) температуру. На высоте 500 км плотность атмосферы такова, что длина свободного пробега молекул и атомов становится приблизительно равной шкале высот Н " 100 км. Наиболее вероятная скорость атомов (см. § 104) равна Часть атомов той же массы т имеет скорость большую v*, часть - меньшую. Какая-то доля молекул улетает с критического уровня со скоростями, превышающими параболическую (11 км/сек), и покидает Землю навсегда. Это явление называется диссипацией атмосферных газов. Чем больше температура, легче молекула и чем меньше параболическая скорость, тем быстрее идет диссипация. Оценки скорости диссипации показывают, что количество кислорода в атмосфере Земли уменьшится в 3 раза через 1026 лет, а количество водорода всего лишь через 103 лет. При этом предполагается, что потери вследствие диссипации не возмещаются поступлением в атмосферу новых количеств газа. Приведенные числа показывают, что Земля теряет кислород достаточно медленно и его утечкой можно пренебречь. Водород и гелий улетучиваются, наоборот, очень быстро, и если мы находим их в атмосфере, то это означает, что их потеря непрерывно возмещается. Возмещение водорода происходит за счет диссоциации водяного пара ультрафиолетовым излучением Солнца, а гелий выделяется земной корой благодаря процессам радиоактивного распада. Ионизация О, O2 , N2 ультрафиолетовым излучением Солнца. приводит к образованию ионов и электронов в верхней атмосфере. Таким образом, термосфера представляет собой ионизованный газ - плазму, и часто ее называют ионосферой, подчеркивая тот факт, что она содержит заряженные частицы. Плотность положительных и отрицательных зарядов в каждой точке ионосферы, как и любой плазмы, одинакова. Если вследствие случайных флуктуаций возникает даже небольшой избыток зарядов одного знака, этот избыток притягивает заряды другого знака и равновесие восстанавливается. Это свойство называется квазинейтральностью плазмы. Приставка квази означает, что плазма все же ведет себя иным образом, чем газ, состоящий из нейтральных частиц. Подвижность электронов много больше, чем подвижность ионов, и они быстрее реагируют на изменение электрического и магнитного поля. Плазма преломляет, отражает и поглощает электромагнитные колебания. Концентрация электрических зарядов (электронная концентрация равна ионной) в земной атмосфере на высоте. 300 км составляет днем около 106 см -3. Плазма такой плотности отражает радиоволны длиной 20 м, а более короткие пропускает. Критическая частота (граница пропускания) зависит от электронной концентрации и равна Так как интенсивность ультрафиолетового излучения Солнца изменяется, то изменяется и n 0 . Казалось бы, ночью электронная плотность должна быть равна нулю и ионосфера должна исчезать, поскольку источник ионизации отсутствует. Действительно, нижняя часть ионосферы (слой D, на высоте около 70 км) ночью исчезает и вновь формируется утром. Однако наиболее плотная и протяженная часть ионосферы (слой F, на высоте 200-500 км) сохраняется ночью. Причина этого состоит в том, что процесс рекомбинации (соединения) ионов и электронов идет быстрее в более глубоких слоях атмосферы и медленнее в более высоких и разреженных. На рис. 151 показана зависимость электронной концентрации пе в ионосфере от высоты. Эта кривая не является гладкой, на ней имеются отдельные скачки. Уровни, на которых находятся скачки, отражают радиоволны с частотой больше n 0 . Таким образом, посылая в ионосферу радиоволны различной частоты и регистрируя их отражение, можно определить зависимость nе от высоты. На этом принципе основана работа ионосферных станций. Приборы, установленные на искусственных спутниках Земли, измеряют плотность электрических зарядов в ионосфере непосредственно.
Хотя зависимость ne от высоты является непрерывной, исторически сложилось условное деление ионосферы на "слои". О слоях D и F мы уже говорили. Между слоями D и F находится еще один слой Е (днем ne " 105 см -3). Он получается в результате ионизации О2 на высоте около 100 км. Представление о ионосферных слоях с резкими границами возникло в результате зондирования радиоволнами. Теперь мы знаем, что границы слоев - это просто небольшие неоднородности в распределении электронной плотности по высоте, вызывающие отражение радиоволн. При рекомбинации ионов и электронов (а также атомов в молекулы) часто получаются возбужденные атомы и молекулы, которые дают слабое излучение, наблюдаемое ночью (или днем с больших высот) как свечение неба. К свечению приводят также некоторые химические реакции в верхней атмосфере. Свечение ночного неба ограничивает минимальную яркость космических объектов, которые можно наблюдать с Земли. Звездная величина яркости ночного неба составляет 4m с квадратного градуса или 22m с квадратной секунды. Поскольку радиус нормального диска дрожания звезды равен около 1", нетрудно подсчитать, что звезды, на одну-две величины слабее 22m, будут "забиваться" фоном свечения ночного неба. Спектр свечения ночного неба довольно сложен. Он содержит непрерывную эмиссию, на которую накладывается большое число линий излучения. Одна из самых ярких линий - зеленая l 5577 Å, другая - красная l 6300 Å. Обе линии принадлежат атомарному кислороду и являются запрещенными. Начиная примерно с 6000 Å и до 4 мк простирается серия сильных полос излучения молекулы свободного гидроксила ОН. Днем свечение верхней атмосферы наблюдалось с ракет. Установлено, что днем оно гораздо сильнее, чем ночью. При наблюдениях с поверхности Земли яркость дневного неба примерно в 107 раз больше, чем ночного. Эта яркость обусловлена рассеянием солнечного света в нижних слоях атмосферы. Рассеяние производится молекулами газа (рэлеевское рассеяние) и аэрозолями, т.е. твердыми и жидкими частицами, размерами в несколько микрон. Они достаточно малы, чтобы долго удерживаться во взвешенном состоянии в атмосфере, но достаточно велики, чтобы сильно рассеивать солнечный свет. Когда Солнце заходит за горизонт, наступают сумерки, при которых солнечные лучи освещают атмосферу, начиная лишь с определенной высоты (см. рис. 21). Чем глубже погружение Солнца под горизонт, тем больше эта высота и тем меньше яркость неба. При погружении Солнца на 18° рассеяние солнечного света атмосферой перестает быть заметным совсем, и яркость неба определяется только излучением верхней атмосферы. Рэлеевское рассеяние резко усиливается с уменьшением длины волны, так как яркость рассеянного света пропорциональна l -4. Этим объясняется голубой цвет дневного неба. Если в нижней атмосфере много аэрозолей, небо становится белесоватым, так как их рассеивающая способность слабее зависит от длины волны.
§ 131. Магнитное поле Земли, полярные сияния и радиационные пояса. Связь солнечных и земных явлений
Магнитное поле Земли, отклоняющее стрелку компаса, сыграло в свое время большую роль в развитии мореплавания, так как компас позволял морякам ориентироваться в любую погоду. Свободно подвешенная стрелка компаса указывает, однако, не точно на север, а на северный магнитный полюс: она стремится стать параллельно силовым линиям магнитного поля. Угол между направлением стрелки компаса и истинным направлением на север называется магнитным склонением, угол между силовой линией и горизонтальной плоскостью - наклонением. Наибольшее наклонение наблюдается на магнитных полюсах Земли (90°). Положения магнитных полюсов меняются со временем. Установлено, что северный магнитный полюс дрейфует со скоростью 5-6 км в год. Магнитные силовые линии Земли в среднем близки к силовым линиям некоторого диполя, отличаясь от них местными нерегулярностями, связанными с наличием намагниченных пород в коре. Этот воображаемый диполь, поле которого ближе всего соответствует истинному, называется эквивалентным магнитным диполем. Ось эквивалентного диполя называется геомагнитной. Точки пересечения геомагнитной оси с поверхностью Земли геомагнитные полюсы - не совпадают с магнитными полюсами, так как поле эквивалентного диполя не вполне точно совпадает с полем Земли. Аналогично географическим координатам можно ввести геомагнитную широту и долготу. Система геомагнитных координат часто применяется в исследованиях различных явлений, связанных с магнитным полем Земли: полярных сияний, магнитных бурь и т.д. (см. ниже). Положение геомагнитных полюсов со временем практически не меняется. Географические координаты северного геомагнитного полюса ср = 78°,6 с.ш. и l = 70°,1 з.д. (Северная Гренландия). Напряженность ноля на геомагнитных полюсах достигает 0,63 э (эрстед), а на геомагнитном экваторе 0,31 э. Искусственные спутники Земли и космические ракеты позволили измерить магнитное поле Земли на больших расстояниях. На рис. 152 показана зависимость напряженности поля от расстояния, найденная по измерениям на советских космических ракетах. Вдали от поверхности неоднородности поля сглаживаются, и оно становится очень близким к полю эквивалентного диполя. Магнитное поле Земли испытывает вековые изменения. Скорость и характер изменения различны в различных географических точках. Большой интерес представляет в связи с этими изменениями явление палеомагнетизма. Оно состоит в том, что при охлаждении и застывании лавы (а также и в ряде других случаев, например, при отжиге кирпича, осаждении глины на дне озер) материал сохраняет слабую намагниченность, причем направление поля остается таким же, как при формировании материала. Изучая в лаборатории магнитные свойства таких образцов, можно установить картину магнитного поля в древние эпохи. Применение этого метода привело к очень интересным выводам, которые, правда, еще не являются окончательными. Например, было найдено, что магнитное поле Земли в прошлом изменяло знак. Другой вывод указывает на дрейф континентов, которые в прошлом испытывали смещения и повороты.
Происхождение магнитного поля Земли и других планет связано, по-видимому, с так называемым динамо-механизмом. Предполагается, что магнитное поле возникает благодаря гидродинамическим движениям в жидком ядре. Температура вещества в жидком ядре довольно высокая (несколько тысяч градусов), и оно имеет заметную проводимость. Если в ядре имеется какое-либо (пусть вначале очень слабое) начальное магнитное поле, то при пересечении этого поля потоком проводящего вещества возникает электрический ток. Электрический ток создает магнитное поле, которое при благоприятной геометрии течений может усилить начальное поле, а это усилит ток. Процесс усиления будет продолжаться до тех пор, пока растущие с увеличением тока потери на джоулево тепло не уравновесят притоки энергии, поступающей за счет гидродинамических движений. Магнитное поле Земли оказывает сильное влияние на электрические частицы, движущиеся в межпланетном пространстве около Земли. Эти частицы можно разбить на две группы: космические лучи, т.е. электроны, протоны и ядра тяжелых элементов приходящие с почти световыми скоростями, главным образом из других частей Галактики, и корпускулярные потоки - электрические частицы, выброшенные Солнцем. В магнитном поле электрические частицы движутся по спирали; траектория частицы как бы навивается на цилиндр, по оси которого проходит силовая линия. Радиус этого воображаемого цилиндра зависит от напряженности поля и энергии частицы. Чем больше энергия частицы, тем при данной напряженности поля радиус (он называется ларморовским) больше. Если ларморовский радиус много меньше, чем радиус Земли, частица не достигает ее поверхности. Она захватывается магнитным полем Земли Если ларморовский радиус много больше, чем радиус Земли, частица движется так, как будто бы магнитного поля нет Расчет показывает, что частицы проникают сквозь магнитное поле Земли в экваториальных районах, если их энергия больше 109 эв. Такие частицы вторгаются в атмосферу и вызывают при столкновении с ее атомами ядерные превращения, которые дают определенные количества вторичных космических лучей Эти вторичные космические лучи уже регистрируются на поверхности Земли. Для исследования космических лучей в их первоначальной форме (первичных космических лучей) аппаратуру поднимают на ракетах и искусственных спутниках Земли. Примерно 99% энергичных частиц, "пробивающих" магнитный экран Земли, являются космическими лучами галактического происхождения и лишь около 1% образуется на Солнце. В 1958 г., когда аппаратура для исследования космических лучей (счетчики Гейгера и сцинтилляционные счетчики) была впервые запущена на искусственных спутниках Земли, советские и американские исследователи столкнулись с неожиданным явлением: приборы указывали на огромную плотность энергичных частиц в ближайших окрестностях Земли. Это явление было понято не сразу и в последующие годы интенсивно исследовалось. Было установлено, что магнитное поле Земли удерживает огромное число энергичных частиц, как электронов, так и протонов. Их энергия и концентрация зависят от расстояния до Земли и геомагнитной широты. Частицы заполняют как бы огромные кольца или пояса, охватывающие Землю вокруг геомагнитного экватора. Обнаружены два основных радиационных пояса. Внутренний пояс состоит из протонов с энергией около 108эв и электронов с энергией 20-500 кэв. Он начинается на высоте 2400 и кончается на высоте 5600 км и расположен между широтами ±30. Внешний пояс радиации расположен па высотах от 12 000 до 20 000 км и состоит из протонов и электронов меньшей энергии. Понятие поясов в достаточной мере условно, их границы и размеры зависят от того, какие именно частицы и с какими энергиями принимаются в расчет при анализе измерений. На высоте 50 000-60 000 км расположен третий пояс радиации или кольцевой ток, силой до 107 а, состоящий из электронов с энергией 200 эв. Всю область околоземного пространства, заполненную заряженными частицами, движущимися в магнитное поле Земли, называют магнитосферой (рис. 153). Она отделена от межпланетного пространства магнитопаузой. Вдоль магнитопаузы частицы корпускулярных потоков ("солнечного ветра") обтекают магнитосферу.
О существовании корпускулярных потоков было известно задолго до эпохи искусственных спутников. Еще в XVIII веке было замечено, что магнитное поле Земли может испытывать кратковременные изменения. Склонение и наклонение изменяются и колеблются иногда в течение многих часов, а потом восстанавливаются до прежнего уровня. Это явление называется магнитной бурей. Магнитные бури часто начинаются внезапно и одновременно во всем мире. В высоких широтах во время возмущений магнитного поля наблюдаются полярные сияния (рис. 154). Они могут продолжаться несколько минут, но часто видимы в течение нескольких часов. Полярные сияния сильно различаются по форме, цвету и интенсивности, причем все эти характеристики иногда очень быстро меняются во времени. Спектр полярных сияний состоит из эмиссионных линий и полос. В спектре сияний усиливаются некоторые из эмиссий ночного неба, прежде всего зеленая и красная линии l 5577 Å и l 6300 Å кислорода. Бывает, что одна из этих линий во много раз интенсивнее другой, и это определяет видимый цвет сияния: зеленый или красный.
Возмущения магнитного поля сопровождаются также нарушениями радиосвязи в полярных районах. Причиной нарушения являются изменения в ионосфере, которые означают, что во время магнитных бурь действует мощный источник ионизации. Было установлено, что сильные магнитные бури происходят при наличии вблизи центра солнечного диска больших групп пятен. Последующие наблюдения показали, что бури связаны не с самими пятнами, а с солнечными вспышками, которые появляются во время развития группы пятен. Жесткое излучение вспышки вызывает в ионосфере резкое добавочное увеличение ионизации, сопровождающееся возникновением потоков и возмущением общего магнитного поля Земли. Во время вспышки особенно усиливается наиболее жесткий компонент рентгеновских лучей, который увеличивает ионизацию главным образом в ионосферном слое D (в 5-10 раз). Слой начинает сильно поглощать короткие радиоволны, примерно до 100 м, и отражать длинные километровые волны. Первое приводит к замиранию радиослышимости на коротких волнах, а второе - к усилению слышимости далеких станций на длинных волнах. Корпускулярное излучение Солнца, также связанное со вспышками, вызывает магнитные бури и полярные сияния. Корпускулярный поток, обычно движущийся со скоростями в среднем около 1000 км/сек, достигает Земли, как правило, через сутки после того, как наблюдалась хромосферная вспышка. Он представляет собой быстродвижущуюся плазму, которая тормозится магнитным полем Земли, препятствующим движению ионизованного газа поперек магнитных силовых линий. В результате корпускулярный поток останавливается, деформируя при этом магнитные силовые линии, т.е. вызывая возмущения магнитного поля Земли - магнитные бури. Частицы корпускулярных потоков захватываются магнитным полем Земли и наполняют внешний радиационный пояс. В полярных районах условия для захвата частиц менее благоприятны. Здесь электроны и протоны, двигаясь по спирали вдоль силовой линии, могут проникнуть в атмосферу даже при относительно малых энергиях, соответствующих корпускулярным потокам. В верхних слоях атмосферы частицы корпускулярных потоков создают дополнительную ионизацию, которая изменяет условия распространения радиоволн, и возбуждают свечение, наблюдаемое в виде полярных сияний. Многие вопросы геофизики, о которых рассказывалось выше, требуют дальнейших исследований и уточнений. Существующие представления, вероятно, изменятся, может быть, даже в самом недалеком будущем. Однако наши знания о других планетах находятся на более низком уровне, и наличие такого относительно хорошо изученного "образца", как Земля, очень важно для понимания природы планет.
§ 132. Луна
Луна - ближайшее к Земле небесное тело. Ее радиус 1737 км, среднее расстояние от Земли 384 400 км. Масса Луны в 81,3 раза меньше массы Земли, а ускорение силы тяжести на лунной поверхности
что примерно в шесть раз меньше земного. Параболическая скорость на лунной поверхности или в 4,6 раза меньше, чем на Земле. Благодаря близости к Земле, малой силе тяжести и малой параболической скорости на поверхности, посадка на Луну космического корабля (и взлет с ее поверхности) может быть осуществлена относительно просто. Поэтому Луна явилась первым естественным небесным телом, на которое высадились космонавты (июль 1969 г., Н. Армстронг и Э. Олдрин). Отношение массы Луны к массе Земли (1/81,3) очень велико по сравнению с аналогичными величинами для спутников других планет. Следующее по порядку место занимает спутник Нептуна Тритон, но его масса уже в 700 раз меньше массы планеты. Поэтому есть основание считать систему Земля - Луна двойной планетой. Другой особенностью Луны является ее относительно малая средняя плотность - 3,3 г/см3, которая в полтора раза меньше средней плотности Земли (5,5 г/см3). Вероятно, это объясняется тем, что Луна, в отличие от Земли, не имеет плотного ядра. В § 79 подробно разбирался вопрос о вращении Луны. Напомним, что период вращения нашего спутника вокруг оси равен периоду его обращения вокруг Земли, и только благодаря либрациям наблюдаемая с Земли доля лунной поверхности несколько превышает половину. Вращение такого типа называется синхронным. Наиболее крупные детали лунной поверхности - "моря" и большие горные районы видны даже невооруженным глазом. В любой телескоп, зрительную трубу или бинокль можно наблюдать своеобразные формы лунного рельефа. Первым наблюдал Луну в телескоп Галилей. Он и назвал большие темные области морями, и это название сохраняется по традиции, хотя известно, что лунные моря не содержат воды. На рис. 155 приведена карта лунной поверхности, пользуясь которой можно ознакомиться с основными особенностями лунного рельефа. Обширные светлые участки лунной поверхности, называемые материками, занимают около 60% видимого с Земли диска. Это неровные, гористые районы. Остальные 40% поверхности - моря, ровные гладкие области. Им были присвоены в XVII в. наименования: Море Спокойствия, Море Дождей, Море Ясности, Океан Бурь и т.д. Части морей, вдающиеся в материки, называются заливами, изолированные темные пятна небольших размеров - озерами. Области, промежуточные по яркости между материками и морями, иногда называются болотами. Материки пересечены горными хребтами. Они расположены главным образом вдоль "побережий" морей. Лунные горные хребты называются по именам земных горных цепей: Апеннины, Кавказ, Альпы, Алтай.
Одна из наиболее характерных форм лунного рельефа - кратеры. Лунный кратер состоит из кольцевого вала, внутри которого находится равнина (дно), а в центре равнины - центральная горка, высота которой обычно меньше высоты вала. Самые крупные кратеры имеют диаметр до 100 км. Большие лунные кратеры названы именами ученых. Некоторые из них показаны на рис. 156 и 157. Количество мелких кратеров очень велико. Фотографии, полученные американскими лунными станциями серии "Рейнджер" с расстояния менее 1 км, показывают отчетливые изображения кратеров диаметром около 1 м (рис. 158). Образования, подобные кратерам, но без центральной горки, называются цирками. В тех случаях, когда дно темное (подобно морям), цирки называются кратерными морями. Цирки, как и кратеры, названы именами ученых (Платон, Птолемей и др.).
Около некоторых кратеров наблюдается светлое вещество, ясно образующее лучи, радиально расходящиеся от них. Особенно хорошо развита система лучей около кратера Тихо. Среди других форм лунного рельефа можно отметить валы - длинные узкие возвышения, которые тянутся через моря, а также трещины, и круглые, лишенные вала, чашеобразные лунки или кратерочки. Имеется множество форм аномального характера, например, кратеры с двойным и даже тройным валом, пересекающиеся кратеры и т.д. В расположении и строении форм лунного рельефа можно отметить определенные закономерности. Моря образуют, например, пояс неправильной формы, ширина которого составляет около 60°, а средняя линия идет по большому кругу. К лунному экватору он наклонен на 23°. На материках гораздо больше кратеров и цирков, чем на морях. Общий объем вала и центральной горки кратера приблизительно равен объему впадины, образуемой дном (дно обычно ниже окружающей поверхности). Эта закономерность называется правилом Шретера. Самое благоприятное время для наблюдения лунных деталей - вблизи первой и последней четверти, когда они очень контрастны.
Рис. 158. Фотографии лунной поверхности, переданные телевизионными камерами автоматической межпланетной станции "Рейнджер-7" (США, 1964 г.): а) высота 19,6 км, самые маленькие кратеры имеют диаметр около 15 м; б) последнее изображение, принятое с борта "Рейнджер-7", высота около 300 м, размер площадки, изображенной на фотографии, 30Х20 м.
Все неровности лунной поверхности отбрасывают в эти периоды хорошо заметные тени, длина которых тем больше, чем ближе данная деталь к терминатору. По длине теней определяется высота лунных образований. Вершины гор, находящиеся за пределами терминатора, некоторое время освещаются солнечными лучами. Это явление тоже используется для определения высоты лунных гор. Высота образований, расположенных вблизи лимба, находится непосредственно из наблюдений формы лимба. Благодаря либрации этим способом может быть исследована довольно широкая полоса вдоль краев диска. Наконец, либрация позволяет определять высоту еще одним способом: сопоставляя снимки Луны при разных углах поворота, можно получить нечто вроде стереоскопического изображения. Высота лунных образований может быть определена с очень хорошей точностью: тень от горки высотой в 10 м имеет различимые размеры вблизи терминатора. Наибольшая высота лунных гор достигает 9 км.
Рис. 159. Фотография невидимой с Земли стороны Луны, полученная автоматической межпланетной станцией "Зонд-3" 20 июня 1965г. в 5h25m по московскому времени. Крупное темное пятно справа - Море Восточное. Левее его расположены объекты, невидимые с Земли. В нижнем левом углу - фотометрическая шкала.
Около 40% лунной поверхности оставались недоступными для исследования из-за синхронного вращения нашего спутника до тех пор, пока не был совершен облет Луны советской межпланетной станцией "Луна-3" (1959 г.). Она впервые сфотографировала обратную сторону Луны. К числу наиболее выдающихся деталей обратной стороны Луны относятся Море Москвы, Море Мечты, кратеры Циолковский, Лобачевский, Ломоносов, Максвелл. Моря, расположенные на обратной стороне Луны, имеют гораздо меньшие размеры, чем на видимой с Земли, кроме того, их очень мало. В 1965 и 1969 гг. советские межпланетные станции "Зонд-3" и "Зонд-7" повторили фотографирование обратной стороны Луны (рис. 159). Новые фотографии дают значительно больше деталей, чем прежние. Подтвердилось, что обратная сторона Луны имеет определенные отличия от стороны, обращенной к Земле. Низменные районы на обратной стороне представляют собой не темные, а светлые области, и они, в отличие от обычных морей, были названы талассоидами (мореподобными). На видимой с Земли стороне низменности залиты темной лавой; на обратной стороне этого не произошло, за исключением отдельных участков. Пояс морей, о котором упоминалось выше, продолжается на обратной стороне талассоидами. Несколько небольших морей, найденных на обратной стороне, расположены в центре талассоидов. В апреле 1966 г. был выведен на орбиту первый в мире искусственный спутник Луны "Луна-10". Запущенные вскоре американские спутники Луны "Лунар Орбитер" провели систематическое фотографирование лунной поверхности с разрешением около 200 м (наземные телескопы дают разрешение не лучше 1 км). Аппараты серии "Рейнджер", совершившие жесткую посадку, фотографировали лунную поверхность при подлете с расстояний всего в несколько километров. 31 января 1966 г. к Луне была запущена советская автоматическая межпланетная станция "Луна-9", которая 3 февраля 1966 г. совершила, впервые в истории человечества, мягкую посадку на лунную поверхность в Океане Бурь, к западу от кратеров Марий и Рейнер. 4 и 5 февраля станция передала на Землю изображение лунного ландшафта в области прилунения (рис. 160). Этот эксперимент положил начало систематическому исследованию лунной поверхности с помощью АМС, совершающих мягкую посадку. Первые сведения о характере лунной поверхности были получены из астрономических наблюдений. Глаз наблюдателя воспринимает Луну как яркий, слегка желтоватый диск. Это впечатление в некоторых отношениях обманчиво: отражательная способность Луны очень низка. Отражательная способность некоторой плоской поверхности, освещенной параллельными лучами, выражается через ее альбедо. Альбедо - это отношение потока, рассеянного по всем направлениям, к падающему. Аналогичная величина может быть введена для средней отражательной способности сферы. Она носит название сферического альбедо. Сферическое альбедо Луны в визуальных лучах составляет всего лишь 0,06 и, кроме того, альбедо систематически увеличивается с длиной волны, так что на самом деле цвет Луны красноватый, а не желто-белый. Отражательная способность светлых областей в два-три раза больше, чем темных. Самые яркие районы - скопления светлого вещества вблизи лучевых кратеров отражают приблизительно 20% падающего на них света. Спектральная отражательная способность, т.е. зависимость альбедо от длины волны для всех частей лунной поверхности,
Рис. 160. Фотография лунного ландшафта, переданная станцией "Луна-9" после мягкой посадки.
почти одинакова, различаются только абсолютные величины коэффициента отражения. Поглощенное лунной поверхностью солнечное излучение нагревает ее. Температура днем определяется уравнением теплового баланса
bs T 4 + F = E (1 - A) cos z,(10.5)
где Е - энергетическая освещенность, А - альбедо, z - зенитное расстояние Солнца в данной точке, Т - температура, b - коэффициент излучения, s - постоянная Стефана - Больцмана. В правой части уравнения стоит количество энергии, поглощаемой поверхностью в единицу времени, а в левой - энергия, излучаемая по закону Стефана - Больцмана, плюс отводимая в глубь за счет теплопроводности (F ). Ночью правая часть равна нулю и температура определяется уравнением
bs T 4 + F = 0.(10.6)
Днем поток F направлен от поверхности внутрь, ночью, наоборот, к поверхности, и берется со знаком "минус". Согласно закону Вина максимум распределения энергии в спектре собственного теплового излучения подсолнечной точки Луны находится вблизи По мере удаления от подсолнечной точки температура должна уменьшаться, а максимум смещаться в сторону более длинных волн. Для сравнения напомним, что максимум распределения энергии в спектре Солнца находится вблизи 4700 Å = 0,47 мк. Так как планковская кривая очень круто спадает с уменьшением длины волны при l > l max (см: § 108), получается, что в видимой области спектра собственным излучением Луны можно пренебречь; Луна здесь светит только отраженным светом. С увеличением длины волны интенсивность отраженного света уменьшается (поскольку его спектр приблизительно повторяет солнечный), а интенсивность собственного излучения Луны увеличивается. В окне прозрачности земной атмосферы, расположенном в области от 8 до 14 мк, отраженное излучение ничтожно мало по сравнению с собственным, а в радиодиапазоне - тем более. При излучении энергия уходит не с самой поверхности, а с некоторой глубины, которая зависит от длины волны и электропроводности материала. Чем больше длина волны, тем в среднем больше глубина излучающего слоя. Инфракрасное излучение уходит с глубины порядка 0,1 мм, и его интенсивность определяется практически температурой поверхности. А вот радиоволны с длиной 10 см выходят с глубины порядка 1 м. Измерения инфракрасного излучения Луны и ее радиоизлучения показали следующее: 1) В дневное время температура поверхности Луны составляет в полдень на экваторе около 390°К. 2) В ночное время температура поверхности очень низка, = 100-120° К. 3) Теплопроводность, определяющая величину F, очень мала; она близка к теплопроводности сухого песка в вакууме. Колебания температуры от дня к ночи почти полностью сглаживаются уже на глубине 10 см. Итак, астрономические наблюдения указывали на пористый характер лунного поверхностного материала. Это подтвердили исследования лунного грунта, проводившиеся сначала на Луне первыми космическими аппаратами, совершившими мягкую посадку. Наиболее же детальные данные о лунном грунте были получены после доставки его образцов на Землю. Эта доставка была осуществлена экипажами американских космических кораблей "Аполлон" и советскими автоматическими станциями "Луна-16", "Луна-20" и "Луна-24". Что же представляет собой доставленный на Землю лунный грунт? Его средняя плотность 1-1,5 г× см -3, пористость около 50%. Можно выделить четыре типа пород, слагающих лунную поверхность: мелкозернистые пористые изверженные породы (тип А), крупнозернистые пористые изверженные породы (тип В), брекчии (обломки изверженных пород и минералов, многие из них были расплавлены в результате метеоритной бомбардировки) и реголит (мелкие частицы, пыль). Первые три группы одинаковы по химическому составу; реголит содержит примесь метеоритного вещества. Химический состав лунных пород похож на состав земных, но имеются заметные отличия: избыток тяжелых элементов, таких как Сг, Ti , Zr, и недостаток легких - Sn, К, Na. Возраст лунных изверженных горных пород очень велик, их кристаллизация происходила три-четыре миллиарда лет назад. Некоторые лунные породы кристаллизовались раньше древнейших земных. Характер лунных брекчий и реголита (наличие оплавленных частичек и обломков) свидетельствует о непрерывной метеоритной бомбардировке, но скорость разрушения ею поверхности невелика, около 10-7 см/год. Космические аппараты, оставшиеся на Луне, простоят миллионы лет. В течение многих месяцев путешествовал по Луне советский "Луноход-1", доставленный станцией "Луна-17" в ноябре 1970 г. Передавалось большое количество панорамных снимков (рис. 161), изучался состав лунного грунта вдоль трассы, проводился ряд других исследований. Это была весьма совершенная передвижная лаборатория. В январе 1973 г. станцией "Луна-21" на Луну был доставлен "Луноход-2" с аналогичной программой. Применение исключительно автоматических средств для исследования Луны отличает советскую программу исследования Луны от американской, ориентированной на полеты космонавтов. Автоматические станции имеют много преимуществ - они дешевле, легче обитаемых, позволяют проводить более длительные исследования. Сейсмографы, доставленные на Луну, отметили много небольших "лунотрясений", в основном связанных, вероятно, с падениями метеоритов. Их данные не указывают на сколько-нибудь серьезную сейсмическую активность, но Луна, без сомнения, не является геологически мертвой планетой. Это доказывают наземные наблюдения - на Луне отмечались яркие вспышки, связанные, видимо, с извержениями вулканов, и был даже сфотографирован спектр газового облака, выброшенного в районе центральной горки кратера Альфонс (см. рис. 157).
Тем не менее у Луны почти наверное нет жидкого ядра. Об этом говорит отсутствие магнитного поля (у Земли оно поддерживается токами в жидком ядре). Еще в 1959 г. магнитометр, установленный на советской космической ракете, показал, что магнитное поле Луны не превышает одной десятитысячной доли земного. Большие споры вызывает вопрос о природе типичных лунных образований - кратеров, морей, гор и т.д. Кажется естественным предположить, по аналогии с Землей, что лунные образования имеют вулканическое происхождение. В пользу этого говорят и некоторые наблюдательные факты. Например, гладкие моря очень напоминают большие лавовые поля. В некоторых местах видно, как лава заливала и обтекала другие образования. Истечение лавы, образовавшее море, произошло сравнительно поздно, и это объясняет, почему на них мало кратеров: старые были залиты, а новые не успели образоваться. Однако среди лунных образований есть много таких форм, которые на Земле встречаются крайне редко. Это цирки, кратеры, лунки, светлые лучи. Форма кратеров наводит на мысль, что они могут иметь совсем другое происхождение. Представим себе, что в лунную поверхность ударил большой метеорит. При этом происходит взрыв, образуется круглая воронка, выброшенное вещество может сформировать вал, а разлет более легких остатков - систему лучей. Все эти явления наблюдаются при сильных взрывах на Земле. Более тонкое рассмотрение показывает, что таким способом можно объяснить и наличие центральной горки. Правило Шретера тоже очень естественно объясняется гипотезой взрыва. На Земле известно несколько больших метеоритных кратеров, сохранившихся более или менее хорошо (крупнейший из них - Аризонский кратер) и, кроме того, в последнее время было найдено большое количество разрушенных кольцевых образований, которые представляют собой, по-видимому, остатки древних метеоритных кратеров. Создается впечатление, что Земля и Луна в далеком прошлом подвергались более сильной метеоритной бомбардировке, чем сейчас, и тогда возникло значительное количество цирков и кратеров. На Земле они были стерты в результате выветривания, а Луна сохранила следы этой катастрофической эпохи. Большое число кратеров сохранилось и на Марсе (см. § 136). Вероятно, часть кратеров имеет метеоритное происхождение, а часть вулканическое. В некоторых случаях играло роль одновременное действие обоих эффектов, так как падение метеорита может нарушить прочность лунной коры и привести к образованию вулкана, к прорыву лавы, истечению газов и т.д. Таким образом, одни образования могут иметь чисто вулканическое происхождение, другие - чисто метеоритное, третьи - комбинированное. Несколько слов о лунной атмосфере. В последние десятилетия были поставлены очень тонкие исследования с целью обнаружить следы хотя бы очень разреженной атмосферы (не отдельных выбросов газа, которые, как указывалось выше, наблюдались, а постоянной атмосферы). Использовалось несколько независимых методов. Один из них - оптические наблюдения яркости и поляризации вблизи лунных рогов. Если атмосфера существует, рога должны чуть-чуть заходить на неосвещенную сторону Луны. При рэлеевском рассеянии излучение поляризуется, и поляризация достигает 100% при угле фазы 90° (она равна нулю при фазовом угле 0° и 180°). Поэтому наличие атмосферы привело бы к слабому поляризованному свечению на концах рогов при углах фаз, близких к 90°. Это свечение искали очень тщательно, однако обнаружить его не удалось. Отсюда был сделан вывод, что лунная атмосфера, если она существует, по плотности по крайней мере в 109 раз уступает земной. У земной поверхности концентрация молекул в атмосфере равна 2,7 ´ 1019 см -3. Следовательно, верхний предел концентрации молекул в лунной атмосфере составляет около 1010 см -3. Такая концентрация имеет место в земной атмосфере на высоте около 200 км. Прямые измерения концентрации атомов в лунной атмосфере были проведены с помощью приборов, оставленных на Луне американскими космонавтами. Оказалось, что в дневное время лунная атмосфера содержит около 106 атомов водорода и 6×104 атомов неона. Ночью концентрация на порядок меньше. Таким образом, лунная атмосфера крайне разрежена, состав ее резко отличается от земной (а также, например, марсианской, см. § 136) и плотность сильно меняется в течение суток. Возникает вопрос, почему это так? Ведь на Луне, по крайней мере в прошлом, должны были действовать вулканические процессы. Недавно были получены доказательства, что они действуют и сейчас. При вулканических процессах на поверхность выбрасываются газы, такие как СО2 , Н2О, NН3 . Вся земная атмосфера, как теперь считают, имеет вулканическое происхождение. Куда же деваются газовые продукты вулканической деятельности на Луне? Многие из них удаляются в результате диссипации, из-за малой параболической скорости. Такие газы, как кислород и азот, покидают Луну очень быстро. Тяжелый углекислый газ тоже не мог бы удержаться, так как он диссоциируется солнечным ультрафиолетовым излучением. Однако при радиоактивных процессах в лунной коре должны образовываться тяжелые инертные газы Аr, Кr, Хе, диссипация которых и на Луне протекает медленно. Их удаляет с Луны другой физический процесс, а именно - взаимодействие корпускулярных потоков с лунной атмосферой. Магнитное поле и кинетическая энергия, которые несут эти потоки, вполне достаточны для "сдувания" инертных газов, выделяющихся из коры. С другой стороны, некоторая доля водорода, гелия и неона, содержащихся в корпускулярных потоках, захватывается Луной и образует ту очень разреженную атмосферу, которая была обнаружена.
§ 133. Фазы планет. Условия наблюдений
Прежде чем перейти к изучению других планет Солнечной системы, необходимо сделать несколько общих замечаний относительно условий их видимости. Угол фазы Меркурия и Венеры изменяется в пределах от 0 до 180°. Поэтому Меркурий и Венера проходят те же стадии смены фаз, что и Луна. В верхнем соединении (Солнце между планетой и Землей) диск освещен полностью, угол фазы равен нулю; в нижнем соединении к нам обращена неосвещенная сторона планеты. Иногда (это бывает очень редко), эклиптическая широта Солнца и планеты различается настолько мало, что планета проходит перед диском Солнца или за ним. Вблизи нижнего соединения Меркурий и Венера выглядят как узкие серпы. При угле фазы y2 = 90° освещена ровно половина диска (квадратура).
На рис. 162 видно, что угол фазы не может достигнуть 180°, если орбита планеты расположена вне орбиты Земли (верхние планеты). В противостоянии угол фазы для этих планет приблизительно равен нулю, и диск освещен полностью. По мере удаления от противостояния угол фазы увеличивается, достигает некоторого максимального значения ym и затем снова становится равным нулю в соединении. Чем дальше планета от Солнца, тем меньше максимальный фазовый угол ym. У Марса максимальный фазовый угол составляет 47°, у Юпитера 12°, у Сатурна 6°, у Урана 3°, Нептуна 2° и у Плутона 2°. Видимые угловые размеры Марса, Венеры и Меркурия сильно зависят от взаимного положения этих планет и Земли. Венера и Меркурий ближе всего к Земле во время нижнего соединения, и при этом угловой диаметр их максимален. Однако в нижнем соединении мы видим неосвещенную сторону диска. Кроме того, в нижнем и верхнем соединении угловое расстояние от планеты до Солнца (элонгация) очень мало, что сильно затрудняет наблюдения. Венеру и Меркурий предпочитают наблюдать вблизи наибольшей элонгации. У Меркурия наибольшая элонгация достигает 28°, и даже в этом положении его можно наблюдать только в сумерках или днем. Венера в максимальной элонгации (48°) восходит примерно за три-четыре часа до восхода Солнца (или при вечерней видимости заходит через три-четыре часа после захода Солнца). В дневное время Венеру и Меркурий можно видеть в телескоп, если они не очень близки к Солнцу. Угловые размеры Марса максимальны вблизи противостояния. Так как противостояние совпадает с нулевой фазой (диск освещен полностью), то оно является самым удобным для наблюдений положения планеты. В противостоянии можно различить на диске детали наименьших размеров. Так как орбита Марса имеет большой эксцентриситет, то расстояние от Марса до Земли не одинаково в различных противостояниях: оно минимально, когда противостояние совпадает с прохождением планеты через перигелий (около 55 млн. км) и максимально при прохождении через афелий (около 100 млн. км). Орбиты остальных верхних планет намного больше земной, поэтому расстояние до Земли при их удалении от противостояния меняется гораздо в меньшей степени, чем у Марса. Фаза изменяется тоже в небольших пределах, поэтому условия наблюдения этих планет даже вдали от противостояния часто остаются благоприятными.
§ 134. Меркурий