Meteoroid(Meteorkörper) - ein Himmelskörper, dessen Größe zwischen interplanetarem Staub und einem Asteroiden liegt.
Hier müssen wir ein wenig Terminologie verstehen. Fliegt mit großer Geschwindigkeit in die Erdatmosphäre, erwärmt es sich aufgrund von Reibung, brennt aus und verwandelt sich in ein Leuchten Meteor, oder ein Feuerball, der als gesehen werden kann Sternschnuppe. Man nennt die sichtbare Spur eines Meteoriten, der in die Erdatmosphäre eindringt Meteor, und ein Meteoroid, der auf die Erdoberfläche fiel - Meteorit.
Das Sonnensystem ist voll von diesen kleinen Weltraumschrott, die Meteoroiden genannt werden. Es können Staubpartikel von Kometen, großen Felsbrocken oder sogar Fragmenten von zerbrochenen Asteroiden sein.
Nach der offiziellen Definition der International Meteor Organization (IMO) Meteoroid ist ein festes Objekt, das sich im interplanetaren Raum bewegt, dessen Größe erheblich ist kleiner als ein Asteroid, aber viel größer als ein Atom. Die britische Royal Astronomical Society stellte eine andere Formulierung vor, wonach ein Meteoroid ein Körper mit einem Durchmesser von 100 Mikrometer bis 10 m ist.
ist kein Objekt, sondern Phänomen, d.h. leuchtende Spur eines Meteoriten. Ob es aus der Atmosphäre wieder hinein fliegt Platz, ob es in der Atmosphäre verbrennt oder als Meteorit auf die Erde fällt - dieses Phänomen nennt man Meteor.
Die charakteristischen Merkmale eines Meteors sind neben Masse und Größe seine Geschwindigkeit, Zündhöhe, Spurlänge (sichtbarer Pfad), Helligkeit des Glühens und chemische Zusammensetzung (beeinflusst die Verbrennungsfarbe).
Meteore sammeln sich oft in Meteoriten Schauer - konstante Masse Meteore, die zu einer bestimmten Jahreszeit auf einer bestimmten Seite des Himmels erscheinen. Bekannt sind die Meteoritenschauer Leoniden, Quadrantiden und Perseiden. Alle Meteorschauer werden von Kometen als Folge der Zerstörung während des Schmelzprozesses während des Durchgangs des inneren Teils des Sonnensystems erzeugt.
Die Spur eines Meteors verschwindet normalerweise innerhalb von Sekunden, kann aber manchmal minutenlang bestehen bleiben und sich unter dem Einfluss des Windes auf der Höhe des Meteors bewegen. Manchmal kreuzt die Erde die Bahnen von Meteoroiden. Wenn sie dann die Erdatmosphäre durchqueren und sich erwärmen, flammen sie mit hellen Lichtstreifen auf, die Meteore oder Sternschnuppen genannt werden.
BEI klare Nacht Sie können mehrere Meteore in einer Stunde sehen. Und wenn die Erde einen Strom von Staubpartikeln passiert, die von einem vorbeifliegenden Kometen zurückgelassen werden, sind jede Stunde Dutzende von Meteoren zu sehen.
Gelegentlich werden Stücke von Meteoroiden gefunden, die nach dem Durchgang durch die Atmosphäre als Meteore überlebt haben und in Form von verkohlten Steinen zu Boden fielen. Sie sind normalerweise dunkel in der Farbe und sehr schwer. Manchmal sehen sie rostig aus. Es kommt vor, dass Meteoriten die Dächer von Häusern durchbrechen oder in die Nähe des Hauses fallen. Aber die Gefahr, von einem Meteoriten getroffen zu werden, ist für eine Person vernachlässigbar. Der einzige dokumentierte Fall, in dem ein Meteorit eine Person traf, ereignete sich am 30. November 1954 im Bundesstaat Alabama. Ein etwa 4 kg schwerer Meteorit durchbrach das Dach des Hauses und prallte von Anna Elizabeth Hodges an Arm und Oberschenkel ab. Die Frau erhielt Prellungen.
Neben visuellen und fotografischen Methoden zur Untersuchung von Meteoren in In letzter Zeit elektronenoptische, spektrometrische und insbesondere Radartechnologien entwickelt, die auf der Eigenschaft einer Meteorspur basieren, Radiowellen zu streuen. Radio-Meteorationen und die Untersuchung der Bewegung von Meteorspuren liefern wichtige Informationen über den Zustand und die Dynamik der Atmosphäre in Höhen von etwa 100 km. Es ist möglich, Meteor-Funkkanäle zu erstellen.
Körper kosmischen Ursprung auf die Oberfläche eines großen Himmelskörpers fallen.
Die meisten gefundenen Meteoriten haben ein Gewicht von mehreren Gramm bis mehreren Kilogramm. Der größte jemals gefundene Meteorit Goba(Gewicht ca. 60 Tonnen). Es wird angenommen, dass 5-6 Tonnen Meteoriten pro Tag oder 2.000 Tonnen pro Jahr auf die Erde fallen.
Die Russische Akademie der Wissenschaften hat jetzt ein spezielles Komitee, das die Sammlung, Untersuchung und Lagerung von Meteoriten verwaltet. Das Komitee besitzt eine große Meteoritensammlung.
An der Absturzstelle großer Meteorit bilden kann Krater(Astrologie). Einer der berühmtesten Krater der Welt - Arizona. Es wird angenommen, dass der größte Meteoritenkrater der Erde - Wilkes-Land-Krater in der Antarktis(Durchmesser ca. 500 km).
Wie kommt es dazu
Ein Meteor tritt mit einer Geschwindigkeit von 11 bis 72 km/s in die Erdatmosphäre ein. Bei dieser Geschwindigkeit beginnt es sich aufzuwärmen und zu glühen. Auf Kosten der Abtragung(Verbrennen und Wegblasen durch einen entgegenkommenden Strom von Partikeln der Substanz eines meteorischen Körpers), kann die Masse eines Körpers, der die Oberfläche erreicht hat, geringer und in einigen Fällen erheblich geringer sein als seine Masse am Eintritt in die Atmosphäre. Ein kleiner Körper beispielsweise, der mit einer Geschwindigkeit von 25 km/s oder mehr in die Erdatmosphäre eintritt, verbrennt fast vollständig. Bei einer solchen Eintrittsrate in die Atmosphäre erreichen von Dutzenden und Hunderten Tonnen Ausgangsmasse nur wenige Kilogramm oder sogar Gramm Materie die Oberfläche. Spuren der Verbrennung eines Meteoriten in der Atmosphäre sind fast auf der gesamten Flugbahn seines Falls zu finden.
Wenn der Meteorkörper nicht in der Atmosphäre verbrannt ist, verliert er beim Abbremsen die horizontale Geschwindigkeitskomponente. Dies führt zu einer Änderung der Fallbahn. Wenn der Meteorit langsamer wird, nimmt das Leuchten des Meteoritenkörpers ab, er kühlt ab (es wird oft darauf hingewiesen, dass der Meteorit während des Herbstes warm und nicht heiß war).
Außerdem kann es zur Zerstörung des Meteoriten in Fragmente kommen, was zu einem Meteoritenschauer führt.
Große Meteoriten in Russland entdeckt
Tunguska-Meteorit(derzeit ist der genaue Ursprung des Tunguska-Phänomens durch Meteoriten unklar). Fiel am 30. Juni 1908 im Becken des Flusses Podkamennaya Tunguska in Sibirien. Die Gesamtenergie wird auf 40-50 Megatonnen TNT-Äquivalent geschätzt.
Zarewski-Meteorit(Meteorregen). Fiel am 6. Dezember 1922 in der Nähe des Dorfes Tsarev in der Region Wolgograd. Das Steinmeteorit. Die Gesamtmasse der gesammelten Fragmente beträgt 1,6 Tonnen auf einer Fläche von etwa 15 Quadratmetern. km. Das Gewicht des größten gefallenen Fragments betrug 284 kg.
Sikhote-Alin-Meteorit(die Gesamtmasse der Fragmente beträgt 30 Tonnen, die Energie wird auf 20 Kilotonnen geschätzt). Es war ein Eisenmeteorit. Am 12. Februar 1947 in der Ussuri-Taiga gefallen.
Vitim Feuerball. Fiel in der Nähe der Dörfer Mama und Vitimsky, Bezirk Mamsko-Chuysky Region Irkutsk in der Nacht vom 24. auf den 25. September 2002. Die Gesamtenergie der Meteoritenexplosion ist anscheinend relativ gering (200 Tonnen TNT, mit Anfangsenergie 2,3 Kilotonnen), die maximale Anfangsmasse (vor der Verbrennung in der Atmosphäre) beträgt 160 Tonnen und die Endmasse der Fragmente beträgt etwa mehrere hundert Kilogramm.
Obwohl Meteoriten oft auf die Erde fallen, ist die Entdeckung eines Meteoriten ein eher seltenes Ereignis. Das Meteoritenlabor berichtet: „In 250 Jahren wurden auf dem Territorium der Russischen Föderation insgesamt nur 125 Meteoriten gefunden.“
Die Atmosphäre begann sich zusammen mit der Entstehung der Erde zu bilden. Während der Entwicklung des Planeten und wenn sich seine Parameter nähern moderne Werte seine chemische Zusammensetzung und seine physikalischen Eigenschaften haben sich grundlegend qualitativ verändert. Dem Evolutionsmodell zufolge befand sich die Erde in einem frühen Stadium in einem geschmolzenen Zustand und bildete sich vor etwa 4,5 Milliarden Jahren als fester Körper. Dieser Meilenstein gilt als Beginn der geologischen Chronologie. Seit dieser Zeit begann die langsame Entwicklung der Atmosphäre. Einige geologische Prozesse (z. B. Lavaausbrüche bei Vulkanausbrüchen) wurden von der Freisetzung von Gasen aus dem Erdinneren begleitet. Dazu gehörten Stickstoff, Ammoniak, Methan, Wasserdampf, CO2-Oxid und CO2-Kohlendioxid. Unter dem Einfluss der ultravioletten Sonnenstrahlung zersetzte sich Wasserdampf in Wasserstoff und Sauerstoff, aber der freigesetzte Sauerstoff reagierte mit Kohlenmonoxid und bildete sich Kohlendioxid. Ammoniak zerfällt in Stickstoff und Wasserstoff. Wasserstoff stieg im Prozess der Diffusion auf und verließ die Atmosphäre, während schwererer Stickstoff nicht entweichen konnte und sich allmählich ansammelte und zum Hauptbestandteil wurde, obwohl ein Teil davon durch chemische Reaktionen in Moleküle gebunden wurde ( cm. CHEMIE DER ATMOSPHÄRE). Unter dem Einfluss von ultravioletten Strahlen und elektrischen Entladungen trat ein in der ursprünglichen Atmosphäre der Erde vorhandenes Gasgemisch in chemische Reaktionen ein, wodurch die Bildung von organische Materie vor allem Aminosäuren. Mit dem Aufkommen primitiver Pflanzen begann der Prozess der Photosynthese, begleitet von der Freisetzung von Sauerstoff. Dieses Gas begann, insbesondere nach Diffusion in die obere Atmosphäre, seine unteren Schichten und die Erdoberfläche vor lebensgefährlicher Ultraviolett- und Röntgenstrahlung zu schützen. Entsprechend theoretische Schätzungen, ein 25.000-mal geringerer Sauerstoffgehalt als heute, könnte bereits mit nur halb so viel zur Bildung einer Ozonschicht führen wie heute. Dies reicht jedoch bereits aus, um einen sehr signifikanten Schutz von Organismen vor den schädlichen Auswirkungen ultravioletter Strahlen zu bieten.
Es ist wahrscheinlich, dass die Primäratmosphäre viel Kohlendioxid enthielt. Es wurde während der Photosynthese verbraucht, und seine Konzentration muss mit der Entwicklung der Pflanzenwelt und auch aufgrund der Absorption während einiger geologischer Prozesse abgenommen haben. Weil die Treibhauseffekt Im Zusammenhang mit dem Vorhandensein von Kohlendioxid in der Atmosphäre sind Schwankungen in seiner Konzentration eine der wichtige Gründe so großräumige klimatische Veränderungen in der Erdgeschichte wie Eiszeiten.
anwesend in moderne Atmosphäre Helium ist meist ein Produkt des radioaktiven Zerfalls von Uran, Thorium und Radium. Diese radioaktiven Elemente emittieren a-Teilchen, die die Kerne von Heliumatomen sind. Da während des radioaktiven Zerfalls keine elektrische Ladung gebildet wird und nicht verschwindet, erscheinen bei der Bildung jedes a-Teilchens zwei Elektronen, die sich mit a-Teilchen rekombinieren und neutrale Heliumatome bilden. radioaktive Elemente in Mineralien enthalten, die in der Dicke verstreut sind Felsen, daher wird ein erheblicher Teil des durch radioaktiven Zerfall entstehenden Heliums in ihnen gespeichert und entweicht sehr langsam in die Atmosphäre. Eine gewisse Menge Helium steigt aufgrund der Diffusion, aber aufgrund des ständigen Einströmens in die Exosphäre auf Erdoberfläche, ändert sich das Volumen dieses Gases in der Atmosphäre fast nicht. Basierend Spektralanalyse Licht von Sternen und das Studium von Meteoriten kann man die relative Häufigkeit verschiedener Meteoriten abschätzen chemische Elemente im Universum. Die Konzentration von Neon im Weltraum ist etwa zehn Milliarden Mal höher als auf der Erde, Krypton - zehn Millionen Mal und Xenon - Millionen Mal. Daraus folgt, dass die Konzentration dieser Inertgase, die offensichtlich ursprünglich in der Erdatmosphäre vorhanden waren und im Verlauf chemischer Reaktionen nicht wieder aufgefüllt wurden, stark abgenommen hat, wahrscheinlich sogar in dem Stadium, in dem die Erde ihre primäre Atmosphäre verliert. Eine Ausnahme bildet das Edelgas Argon, da es beim radioaktiven Zerfall des Kaliumisotops noch in Form des 40 Ar-Isotops entsteht.
Luftdruckverteilung.
Das Gesamtgewicht der atmosphärischen Gase beträgt ungefähr 4,5 10 15 Tonnen. Somit beträgt das "Gewicht" der Atmosphäre pro Flächeneinheit oder Atmosphärendruck ungefähr 11 t / m 2 = 1,1 kg / cm 2 auf Meereshöhe. Druck gleich P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Kunst. = 1 atm, angenommen als normaler mittlerer atmosphärischer Druck. Für eine Atmosphäre im hydrostatischen Gleichgewicht gilt: d P= -rgd h, was bedeutet, dass auf dem Intervall der Höhen von h Vor h+d h tritt ein Gleichheit zwischen atmosphärischer Druckänderung d P und das Gewicht des entsprechenden Elements der Atmosphäre mit Einheit Fläche, Dichte r und Dicke d h. Als Verhältnis zwischen Druck R und Temperatur T wird die für die Erdatmosphäre durchaus anwendbare Zustandsgleichung eines idealen Gases mit der Dichte r verwendet: P= rR T/m, wo m ist molekulare Masse, und R = 8,3 J/(K mol) ist die universelle Gaskonstante. Dann dlog P= – (m g/RT)d h= -bd h= – D h/H, wobei der Druckgradient logarithmisch skaliert ist. Der Kehrwert von H ist der Höhenmaßstab der Atmosphäre.
Beim Integrieren dieser Gleichung für eine isotherme Atmosphäre ( T= const) oder seinerseits, wo eine solche Annäherung akzeptabel ist, das barometrische Gesetz der Druckverteilung mit der Höhe erhalten: P = P 0 exp(- h/H 0), wo die Höhe abgelesen wird h vom Meeresspiegel produziert, wo der Standard-Mitteldruck ist P 0 . Ausdruck H 0=R T/ mg, wird die Höhenskala genannt, die die Ausdehnung der Atmosphäre charakterisiert, sofern die Temperatur in ihr überall gleich ist (isotherme Atmosphäre). Wenn die Atmosphäre nicht isotherm ist, muss unter Berücksichtigung der Temperaturänderung mit der Höhe und des Parameters integriert werden H- einige lokale Eigenschaften der Atmosphärenschichten, abhängig von ihrer Temperatur und den Eigenschaften des Mediums.
Standard Atmosphäre.
Modell (Wertetabelle der Hauptparameter) entsprechend dem Standarddruck am Boden der Atmosphäre R 0 und chemische Zusammensetzung wird als Standardatmosphäre bezeichnet. Genauer gesagt handelt es sich um ein bedingtes Modell der Atmosphäre, für das die Durchschnittswerte von Temperatur, Druck, Dichte, Viskosität und anderen Lufteigenschaften für einen Breitengrad von 45 ° 32 ° 33І in Höhen von 2 km unter dem Meeresspiegel festgelegt werden Ebene bis zur äußeren Grenze der Erdatmosphäre. Die Parameter der mittleren Atmosphäre in allen Höhen wurden mit der idealen Gaszustandsgleichung und dem barometrischen Gesetz berechnet unter der Annahme, dass auf Meereshöhe der Druck 1013,25 hPa (760 mmHg) und die Temperatur 288,15 K (15,0 °C) beträgt. Aufgrund der Art der vertikalen Temperaturverteilung besteht die durchschnittliche Atmosphäre aus mehreren Schichten, in denen jeweils die Temperatur angenähert wird lineare Funktion Höhe. In der untersten Schicht - der Troposphäre (h Ј 11 km) - sinkt die Temperatur mit jedem Aufstiegskilometer um 6,5 ° C. In großen Höhen ändern sich Wert und Vorzeichen des vertikalen Temperaturgradienten von Schicht zu Schicht. Oberhalb von 790 km beträgt die Temperatur etwa 1000 K und ändert sich praktisch nicht mit der Höhe.
Die Standardatmosphäre ist ein periodisch aktualisierter, legalisierter Standard, der in Form von Tabellen ausgegeben wird.
| Tabelle 1. STANDARDMODELL DER ERDATMOSPHÄRE. Die Tabelle zeigt: h- Höhe über dem Meeresspiegel, R- Druck, T– Temperatur, r – Dichte, N ist die Anzahl der Moleküle oder Atome pro Volumeneinheit, H- Höhenskala, l ist die Länge des freien Wegs. Druck und Temperatur in einer Höhe von 80–250 km, erhalten aus Raketendaten, haben niedrigere Werte. Extrapolierte Werte für Höhen über 250 km sind nicht sehr genau. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g/cm³) | N(cm -3) | H(km) | l(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 10 -3 | 2,55 10 19 | 8,4 | 7,4 10 -6 |
| 1 | 899 | 281 | 1,11 10 -3 | 2.31 10 19 | 8,1 10 -6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1,01 10 -3 | 2.10 10 19 | 8,9 10 -6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9,1 10 -4 | 1,89 10 19 | 9,9 10 -6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2 10 -4 | 1,70 10 19 | 1,1 10 -5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4 10 -4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2 10 -5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6 · 10 -4 | 1,37 10 19 | 1,4 · 10 -5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5,2 10 -4 | 1.09 10 19 | 1,7 10 -5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4,1 10 -4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2 10 -5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93 10 -4 | 4,0 10 18 | 4,6 · 10 -5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9 10 -5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0 10 -4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9 10 -5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8 · 10 -4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9 10 -6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4 10 -3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1,15 10 -6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5 · 10 -3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9 10 -7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1,1 10 -7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7 10 -8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8 · 10 -3 | 210 | 5,0 10 -9 | 9 10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8 · 10 -4 | 230 | 8,8 10 -10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7 10 -4 | 260 | 2,1 10 –10 | 5.4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6 10 -5 | 300 | 5,6 10 -11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5 10 -6 | 450 | 3,2 10 -12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 10 3 |
| 200 | 5 10 -7 | 700 | 1,6 10 -13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9 10 -8 | 800 | 3 10 –14 | 8 10 8 | 40 | 3 10 5 |
| 300 | 4 10 -8 | 900 | 8 10 -15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8 10 -9 | 1000 | 1 10 –15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2 10 -9 | 1000 | 2 10 -16 | 1 10 7 | 70 | |
| 700 | 2 10 –10 | 1000 | 2 10 -17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1 10 –11 | 1000 | 1 10 -18 | 1 10 5 | 80 | |
Troposphäre.
Die unterste und dichteste Schicht der Atmosphäre, in der die Temperatur mit der Höhe schnell abnimmt, wird Troposphäre genannt. Sie enthält bis zu 80 % der Gesamtmasse der Atmosphäre und erstreckt sich in polaren und mittleren Breiten bis in Höhen von 8–10 km, in den Tropen bis 16–18 km. Hier entwickeln sich fast alle wetterbildenden Prozesse, es findet ein Wärme- und Feuchtigkeitsaustausch zwischen der Erde und ihrer Atmosphäre statt, es bilden sich Wolken, es treten verschiedene meteorologische Phänomene auf, Nebel und Niederschläge treten auf. Diese Schichten der Erdatmosphäre befinden sich im konvektiven Gleichgewicht und haben durch aktive Durchmischung eine homogene chemische Zusammensetzung, hauptsächlich aus molekularem Stickstoff (78 %) und Sauerstoff (21 %). Die überwiegende Mehrheit der natürlichen und vom Menschen verursachten aerosolen und gasförmigen Luftschadstoffe konzentriert sich in der Troposphäre. Die Dynamik des unteren Teils der Troposphäre mit einer Dicke von bis zu 2 km hängt stark von den Eigenschaften der darunter liegenden Erdoberfläche ab, die die horizontalen und vertikalen Luftbewegungen (Winde) aufgrund der Wärmeübertragung von einem wärmeren Land durch bestimmt die IR-Strahlung der Erdoberfläche, die in der Troposphäre hauptsächlich von Dampfwasser und Kohlendioxid absorbiert wird (Treibhauseffekt). Die Temperaturverteilung mit der Höhe ergibt sich durch turbulente und konvektive Mischung. Im Durchschnitt entspricht dies einem Temperaturabfall mit einer Höhe von etwa 6,5 K/km.
Die Windgeschwindigkeit in der oberirdischen Grenzschicht nimmt mit der Höhe zunächst schnell zu, höher steigt sie weiter um 2–3 km/s pro Kilometer an. Manchmal gibt es in der Troposphäre schmale Planetenströme (mit einer Geschwindigkeit von mehr als 30 km/s), westliche in mittleren Breiten und östliche in Äquatornähe. Sie werden Jetstreams genannt.
Tropopause.
An der oberen Grenze der Troposphäre (Tropopause) erreicht die Temperatur Mindestwert für die untere Atmosphäre. Dies ist die Übergangsschicht zwischen der Troposphäre und der darüber liegenden Stratosphäre. Die Dicke der Tropopause reicht von Hunderten von Metern bis zu 1,5–2 km, und die Temperatur und Höhe reichen von 190 bis 220 K bzw. von 8 bis 18 km, je nach geografischer Breite und Jahreszeit. In gemäßigten und hohen Breiten ist sie im Winter 1–2 km niedriger als im Sommer und 8–15 K wärmer. In den Tropen sind die jahreszeitlichen Schwankungen viel geringer (Höhe 16–18 km, Temperatur 180–200 K). Über Jetstreams möglicher Bruch der Tropopause.
Wasser in der Erdatmosphäre.
Das wichtigste Merkmal der Erdatmosphäre ist das Vorhandensein einer erheblichen Menge an Wasserdampf und Wasser in Tröpfchenform, die am einfachsten in Form von Wolken und Wolkenstrukturen zu beobachten ist. Bewölkung des Himmels (in bestimmten Augenblick oder Durchschnitt über einen bestimmten Zeitraum), ausgedrückt auf einer 10-Punkte-Skala oder in Prozent, wird als Trübung bezeichnet. Die Form der Wolken wird durch die internationale Klassifikation bestimmt. Im Durchschnitt bedecken Wolken etwa die Hälfte der Erde. Bewölkung - Wichtiger Faktor Wetter und Klima beschreiben. Im Winter und in der Nacht verhindert die Bewölkung ein Absinken der Temperatur der Erdoberfläche und der Oberflächenluftschicht, im Sommer und tagsüber schwächt sie die Erwärmung der Erdoberfläche durch die Sonnenstrahlen ab und mildert das Klima im Inneren der Kontinente.
Wolken.
Wolken sind Ansammlungen von in der Atmosphäre schwebenden Wassertröpfchen (Wasserwolken), Eiskristallen (Eiswolken) oder beidem (gemischte Wolken). Wenn Tropfen und Kristalle größer werden, fallen sie in Form von Niederschlag aus den Wolken. Wolken bilden sich hauptsächlich in der Troposphäre. Sie entstehen durch die Kondensation von in der Luft enthaltenem Wasserdampf. Der Durchmesser von Wolkentropfen liegt in der Größenordnung von mehreren Mikrometern. Der Gehalt an flüssigem Wasser in Wolken reicht von Bruchteilen bis zu mehreren Gramm pro m3. Wolken werden nach Höhe unterschieden: Nach der internationalen Klassifikation gibt es 10 Wolkengattungen: Cirrus, Cirrocumulus, Cirrostratus, Altocumulus, Altostratus, Stratonimbus, Stratus, Stratocumulus, Cumulonimbus, Cumulus.
In der Stratosphäre werden auch Perlmuttwolken beobachtet und in der Mesosphäre - leuchtende Nachtwolken.
Cirruswolken - transparente Wolken in Form von dünnen weißen Fäden oder Schleiern mit seidigem Glanz, die keinen Schatten abgeben. Zirruswolken bestehen aus Eiskristallen und bilden sich in der oberen Troposphäre bei sehr niedrigen Temperaturen. Einige Arten von Zirruswolken dienen als Vorboten von Wetteränderungen.
Cirrocumulus-Wolken sind Grate oder Schichten dünner weißer Wolken in der oberen Troposphäre. Cirrocumulus-Wolken bestehen aus kleinen Elementen, die wie Flocken, Wellen, kleine Kugeln ohne Schatten aussehen und hauptsächlich aus Eiskristallen bestehen.
Cirrostratus-Wolken sind ein weißlicher, durchscheinender Schleier in der oberen Troposphäre, normalerweise faserig, manchmal verschwommen, bestehend aus kleinen nadel- oder säulenförmigen Eiskristallen.
Altocumulus-Wolken sind weiße, graue oder weiß-graue Wolken der unteren und mittleren Schichten der Troposphäre. Altocumulus-Wolken haben die Form von Schichten und Graten, als wären sie aus übereinander liegenden Platten aufgebaut, abgerundete Massen, Wellen, Flocken. Altocumulus-Wolken bilden sich während intensiver konvektiver Aktivität und bestehen normalerweise aus unterkühlten Wassertröpfchen.
Altostratus-Wolken sind gräuliche oder bläuliche Wolken mit einer faserigen oder gleichmäßigen Struktur. Altostratus-Wolken werden in der mittleren Troposphäre beobachtet und erstrecken sich über mehrere Kilometer in die Höhe und manchmal über Tausende von Kilometern in horizontaler Richtung. Üblicherweise sind Altostratuswolken Teil frontaler Wolkensysteme, die mit aufsteigenden Bewegungen von Luftmassen verbunden sind.
Nimbostratus-Wolken - eine niedrige (ab 2 km) amorphe Wolkenschicht von einheitlicher grauer Farbe, die zu bedecktem Regen oder Schnee führt. Nimbostratus-Wolken - vertikal (bis zu mehreren km) und horizontal (mehrere tausend km) hoch entwickelt, bestehen aus unterkühlten Wassertropfen, die mit Schneeflocken vermischt sind und normalerweise mit atmosphärischen Fronten verbunden sind.
Stratuswolken - Wolken der unteren Ebene in Form einer homogenen Schicht ohne eindeutige Umrisse, grau gefärbt. Die Höhe der Stratuswolken über der Erdoberfläche beträgt 0,5–2 km. Gelegentlicher Nieselregen fällt aus Stratuswolken.
Cumulus-Wolken sind tagsüber dichte, hellweiße Wolken mit erheblicher vertikaler Entwicklung (bis zu 5 km oder mehr). Die oberen Teile von Cumuluswolken sehen aus wie Kuppeln oder Türme mit abgerundeten Umrissen. Cumuluswolken bilden sich normalerweise als Konvektionswolken in kalten Luftmassen.
Stratocumulus-Wolken - niedrige (unter 2 km) Wolken in Form von grauen oder weißen, nicht faserigen Schichten oder Kämmen aus runden großen Blöcken. Die vertikale Dicke von Stratocumulus-Wolken ist gering. Gelegentlich geben Stratocumulus-Wolken leichten Niederschlag.
Cumulonimbus-Wolken sind mächtige und dichte Wolken mit starker vertikaler Entwicklung (bis zu einer Höhe von 14 km), die starke Regenfälle mit Gewittern, Hagel und Sturmböen verursachen. Cumulonimbuswolken entwickeln sich aus mächtigen Cumuluswolken, die sich von diesen unterscheiden oben bestehend aus Eiskristallen.
Stratosphäre.
Durch die Tropopause, im Mittel in Höhen von 12 bis 50 km, geht die Troposphäre in die Stratosphäre über. Im unteren Teil, für etwa 10 km, d.h. bis in Höhen von etwa 20 km ist es isotherm (Temperatur etwa 220 K). Dann nimmt sie mit der Höhe zu und erreicht ein Maximum von etwa 270 K in einer Höhe von 50–55 km. Hier ist die Grenze zwischen der Stratosphäre und der darüber liegenden Mesosphäre, die Stratopause genannt wird. .
In der Stratosphäre gibt es viel weniger Wasserdampf. Trotzdem werden gelegentlich dünne durchscheinende Perlmuttwolken beobachtet, die gelegentlich in der Stratosphäre in einer Höhe von 20–30 km erscheinen. Perlmuttwolken sind am dunklen Himmel nach Sonnenuntergang und vor Sonnenaufgang sichtbar. Perlmuttwolken ähneln in ihrer Form Cirrus- und Cirrocumulus-Wolken.
Mittlere Atmosphäre (Mesosphäre).
In etwa 50 km Höhe beginnt die Mesosphäre mit der Spitze eines breiten Temperaturmaximums. . Der Grund für die Temperaturerhöhung im Bereich dieses Maximums ist eine exotherme (d. h. begleitet von der Freisetzung von Wärme) photochemische Reaktion der Ozonzersetzung: O 3 + hv® O 2 + O. Ozon entsteht durch die photochemische Zersetzung von molekularem Sauerstoff O 2
Etwa 2+ hv® O + O und die anschließende Reaktion eines dreifachen Stoßes eines Atoms und eines Sauerstoffmoleküls mit einem dritten Molekül M.
O + O 2 + M ® O 3 + M
Ozon absorbiert gierig ultraviolette Strahlung im Bereich von 2000 bis 3000 Å, und diese Strahlung heizt die Atmosphäre auf. Ozon, das sich in der oberen Atmosphäre befindet, dient als eine Art Schutzschild, das uns vor der Einwirkung der ultravioletten Strahlung der Sonne schützt. Ohne diesen Schutzschild geht die Entwicklung des Lebens auf der Erde in ihrer moderne Formen wäre kaum möglich.
Im Allgemeinen sinkt die Temperatur der Atmosphäre in der gesamten Mesosphäre auf ihren Mindestwert von etwa 180 K für obere Grenze Mesosphäre (genannt Mesopause, Höhe ca. 80 km). In der Nähe der Mesopause, in Höhen von 70–90 km, kann eine sehr dünne Schicht aus Eiskristallen und Partikeln aus Vulkan- und Meteoritenstaub erscheinen, die in Form eines schönen Schauspiels von leuchtenden Nachtwolken beobachtet werden kann. kurz nach Sonnenuntergang.
In der Mesosphäre werden zum größten Teil kleine feste Meteoritenpartikel, die auf die Erde fallen, verbrannt und verursachen das Phänomen der Meteore.
Meteore, Meteoriten und Feuerbälle.
Fackeln und andere Phänomene in der oberen Atmosphäre der Erde, die durch das Eindringen in sie mit einer Geschwindigkeit von 11 km / s und über festen kosmischen Teilchen oder Körpern verursacht werden, werden Meteoroiden genannt. Es gibt eine beobachtete helle Meteorspur; werden die mächtigsten Phänomene, oft begleitet vom Fall von Meteoriten, genannt Feuerbälle; Meteore sind mit Meteorschauern verbunden.
Meteorregen:
1) das Phänomen mehrerer Meteoriteneinschläge über mehrere Stunden oder Tage von einem Strahler.
2) ein Meteoritenschwarm, der sich in einer Umlaufbahn um die Sonne bewegt.
Das systematische Auftreten von Meteoren in einer bestimmten Region des Himmels und an bestimmten Tagen des Jahres, verursacht durch den Schnittpunkt der Erdumlaufbahn mit der gemeinsamen Umlaufbahn des Satzes Meteoritenkörper, die sich mit ungefähr gleichen und gleich gerichteten Geschwindigkeiten bewegen, wodurch ihre Bahnen am Himmel aus einem gemeinsamen Punkt (strahlend) zu kommen scheinen. Sie sind nach dem Sternbild benannt, in dem sich der Radiant befindet.
Meteorschauer hinterlassen mit ihren Lichteffekten einen tiefen Eindruck, einzelne Meteore sind jedoch selten zu sehen. Weitaus zahlreicher sind unsichtbare Meteore, die zu klein sind, um in dem Moment gesehen zu werden, in dem sie von der Atmosphäre verschluckt werden. Einige der kleinsten Meteore heizen sich wahrscheinlich gar nicht auf, sondern werden nur von der Atmosphäre eingefangen. Diese kleine Partikel mit Größen von wenigen Millimetern bis zu zehntausendstel Millimetern werden Mikrometeoriten genannt. Die Menge an meteorischer Materie, die täglich in die Atmosphäre gelangt, beträgt 100 bis 10.000 Tonnen, wobei der größte Teil dieser Materie Mikrometeoriten sind.
Da meteorische Materie teilweise in der Atmosphäre verbrennt, ist es Gaszusammensetzung ergänzt mit Spuren verschiedener chemischer Elemente. Beispielsweise bringen Steinmeteore Lithium in die Atmosphäre. Die Verbrennung metallischer Meteore führt zur Bildung winziger kugelförmiger Eisen-, Eisen-Nickel- und anderer Tröpfchen, die die Atmosphäre passieren und sich auf der Erdoberfläche ablagern. Sie sind in Grönland und der Antarktis zu finden, wo die Eisschilde jahrelang nahezu unverändert bleiben. Ozeanologen finden sie in Sedimenten am Meeresboden.
Die meisten Meteorpartikel, die in die Atmosphäre gelangen, werden innerhalb von etwa 30 Tagen abgelagert. Einige Wissenschaftler glauben, dass dieser kosmische Staub spielt wichtige Rolle bei der Gestaltung solcher atmosphärische Phänomene, wie Regen, weil es als Kern für die Kondensation von Wasserdampf dient. Daher wird angenommen, dass Niederschlag statistisch mit großen Meteorschauern assoziiert ist. Einige Experten glauben jedoch, dass dies der Fall ist Gesamteinkünfte an meteorischer Materie um ein Zehnfaches größer ist als ihr Eintrag selbst beim größten Meteorschauer, kann die Änderung der Gesamtmenge dieser Materie, die durch einen solchen Regen entsteht, vernachlässigt werden.
Es besteht jedoch kein Zweifel, dass die größten Mikrometeoriten und sichtbaren Meteoriten lange Ionisationsspuren in den oberen Schichten der Atmosphäre, hauptsächlich in der Ionosphäre, hinterlassen. Solche Spuren können für die Funkkommunikation über große Entfernungen verwendet werden, da sie hochfrequente Funkwellen reflektieren.
Die Energie von Meteoren, die in die Atmosphäre eintreten, wird hauptsächlich und vielleicht vollständig für ihre Erwärmung verbraucht. Dies ist eine der kleineren Komponenten des Wärmehaushalts der Atmosphäre.
Meteorit - fest natürlichen Ursprungs die aus dem Weltraum auf die Erdoberfläche fiel. Unterscheiden Sie normalerweise Stein-, Eisenstein- und Eisenmeteorite. Letztere bestehen hauptsächlich aus Eisen und Nickel. Unter den gefundenen Meteoriten haben die meisten ein Gewicht von mehreren Gramm bis mehreren Kilogramm. Der größte der gefundenen, der Goba-Eisenmeteorit, wiegt etwa 60 Tonnen und liegt immer noch an derselben Stelle, an der er entdeckt wurde Südafrika. Die meisten Meteoriten sind Fragmente von Asteroiden, aber einige Meteoriten könnten vom Mond und sogar vom Mars auf die Erde gekommen sein.
Ein Feuerball ist ein sehr heller Meteor, der manchmal sogar tagsüber beobachtet wird, oft eine rauchige Spur hinterlässt und von Geräuschphänomenen begleitet wird; endet oft mit dem Fall von Meteoriten.
Thermosphäre.
Oberhalb des Temperaturminimums der Mesopause beginnt die Thermosphäre, in dem die Temperatur zunächst langsam und dann schnell wieder zu steigen beginnt. Der Grund ist die Absorption von ultravioletter Sonnenstrahlung in Höhen von 150–300 km aufgrund der Ionisierung von atomarem Sauerstoff: O + hv® O + + e.
In der Thermosphäre steigt die Temperatur kontinuierlich bis auf eine Höhe von etwa 400 km an, wo sie tagsüber ein Maximum erreicht Sonnenaktivität 1800 K. In der Epoche des Minimums kann diese Grenztemperatur weniger als 1000 K betragen. Oberhalb von 400 km geht die Atmosphäre in eine isotherme Exosphäre über. Kritisches Niveau(die Basis der Exosphäre) liegt in einer Höhe von etwa 500 km.
Polarlichter und viele Umlaufbahnen künstlicher Satelliten sowie leuchtende Nachtwolken - all diese Phänomene treten in der Mesosphäre und Thermosphäre auf.
Polar Lichter.
In hohen Breiten während Störungen Magnetfeld Polarlichter werden beobachtet. Sie können mehrere Minuten anhalten, sind aber oft mehrere Stunden lang sichtbar. Polarlichter variieren stark in Form, Farbe und Intensität, die sich alle manchmal sehr schnell im Laufe der Zeit ändern. Spektrum Polarlichter besteht aus Emissionslinien und Bändern. Einige der Emissionen des Nachthimmels werden im Polarlichtspektrum verstärkt, hauptsächlich die grünen und roten Linien von l 5577 Å und l 6300 Å Sauerstoff. Es kommt vor, dass eine dieser Linien um ein Vielfaches intensiver ist als die andere, und dies bestimmt die sichtbare Farbe der Ausstrahlung: grün oder rot. Störungen des Magnetfeldes gehen auch mit Störungen des Funkverkehrs in den Polarregionen einher. Die Störung wird durch Veränderungen in der Ionosphäre verursacht, was bedeutet, dass während magnetischer Stürme eine starke Ionisationsquelle in Betrieb ist. Es wurde festgestellt, dass starke magnetische Stürme in Gegenwart von auftreten Sonnenscheibe große Fleckengruppen. Beobachtungen haben gezeigt, dass Stürme nicht mit den Flecken selbst zusammenhängen, sondern mit Sonneneruptionen, die während der Entwicklung einer Gruppe von Flecken auftreten.
Auroras sind eine Reihe von Licht unterschiedlicher Intensität mit schnellen Bewegungen, die in den Regionen der hohen Breiten der Erde beobachtet werden. Die visuelle Aurora enthält grüne (5577 Å) und rote (6300/6364 Å) Emissionslinien von atomaren Sauerstoff- und N 2 -Molekülbanden, die durch energiereiche Teilchen solaren und magnetosphärischen Ursprungs angeregt werden. Diese Emissionen werden üblicherweise ab einer Höhe von etwa 100 km angezeigt. Der Begriff optische Aurora wird verwendet, um sich auf die visuellen Auroras und ihr Infrarot- bis Ultraviolett-Emissionsspektrum zu beziehen. Die Strahlungsenergie im infraroten Teil des Spektrums übersteigt die Energie des sichtbaren Bereichs erheblich. Beim Auftauchen von Polarlichtern wurden Emissionen im ULF-Bereich (
Die tatsächlichen Formen von Polarlichtern sind schwer zu klassifizieren; Die folgenden Begriffe werden am häufigsten verwendet:
1. Ruhige gleichmäßige Bögen oder Streifen. Der Bogen erstreckt sich normalerweise über ~1000 km in Richtung der geomagnetischen Parallele (in Richtung der Sonne in den Polarregionen) und hat eine Breite von einem bis zu mehreren zehn Kilometern. Ein Streifen ist eine Verallgemeinerung des Begriffs eines Bogens, er hat normalerweise keine regelmäßige Bogenform, sondern biegt sich in Form eines S oder in Form von Spiralen. Bögen und Bänder befinden sich in Höhen von 100–150 km.
2. Strahlen der Aurora . Dieser Begriff bezieht sich auf eine Polarlichtstruktur, die sich entlang eines Magneten erstreckt Kraftlinien, mit einer vertikalen Länge von mehreren zehn bis mehreren hundert Kilometern. Die Länge der Strahlen entlang der Horizontalen ist gering, von mehreren zehn Metern bis zu mehreren Kilometern. Strahlen werden normalerweise in Bögen oder als separate Strukturen beobachtet.
3. Flecken oder Oberflächen . Dies sind isolierte leuchtende Bereiche, die nicht vorhanden sind bestimmte Form. Einzelne Spots können verwandt sein.
4. Schleier. ungewöhnliche Form Aurora, ein gleichmäßiges Leuchten, das große Bereiche des Himmels bedeckt.
Entsprechend der Struktur werden die Polarlichter in homogen, poliert und strahlend unterteilt. Werden verwendet verschiedene Begriffe; pulsierender Lichtbogen, pulsierende Oberfläche, diffuse Oberfläche, strahlender Streifen, Vorhang usw. Es gibt eine Klassifizierung von Polarlichtern nach ihrer Farbe. Gemäß dieser Klassifizierung sind Polarlichter des Typs ABER. Der obere Teil oder vollständig sind rot (6300–6364 Å). Sie treten normalerweise in Höhen von 300–400 km bei hoher geomagnetischer Aktivität auf.
Aurora-Typ BEI sind im unteren Teil rot bemalt und mit dem Leuchten der Streifen des ersten verbunden positives System N 2 und dem ersten negativen System O 2 . Solche Polarlichtformen treten während der aktivsten Phasen der Polarlichter auf.
Zonen Polarlichter – Dies sind Zonen mit der höchsten Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern in der Nacht, laut Beobachtern an einem festen Punkt auf der Erdoberfläche. Die Zonen befinden sich bei 67° Nord und südlichen Breitengrad, und ihre Breite beträgt etwa 6°. Das maximale Vorkommen von Polarlichtern, das einem bestimmten Moment der lokalen geomagnetischen Zeit entspricht, tritt in ovalartigen Gürteln (Aurora Oval) auf, die sich asymmetrisch um die geomagnetischen Nord- und Südpole befinden. Das Aurora-Oval ist in Breitengrad-Zeit-Koordinaten festgelegt, und die Aurora-Zone ist der Ort von Punkten in der Mitternachtsregion des Ovals in Breitengrad-Längengrad-Koordinaten. Der Ovalgürtel befindet sich etwa 23° vom Erdmagnetpol im Nachtsektor und 15° im Tagsektor.
Polarlicht-Oval- und Aurorazonen. Die Position des Aurora-Ovals hängt von der geomagnetischen Aktivität ab. Das Oval wird bei hoher geomagnetischer Aktivität breiter. Polarlichtzonen oder ovale Polarlichtgrenzen werden durch L 6.4 besser dargestellt als durch Dipolkoordinaten. Die geomagnetischen Feldlinien an der Grenze des Tagessektors des Aurora-Ovals fallen zusammen Magnetopause. Abhängig vom Winkel zwischen der Erdmagnetachse und der Erde-Sonne-Richtung ändert sich die Position des Aurora-Ovals. Das Polarlichtoval wird auch auf der Grundlage von Daten über die Ausscheidung von Teilchen (Elektronen und Protonen) bestimmter Energien bestimmt. Seine Position kann unabhängig von den Daten bestimmt werden Kaspakh auf der Tagseite und im Magnetschweif.
Die tägliche Schwankung der Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern in der Polarlichtzone hat ein Maximum um geomagnetische Mitternacht und ein Minimum um geomagnetische Mittagszeit. Auf der äquatorialen Seite des Ovals nimmt die Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern stark ab, aber die Form der Tagesschwankungen bleibt erhalten. Auf der Polseite des Ovals nimmt die Häufigkeit des Auftretens von Polarlichtern allmählich ab und ist durch komplexe Tagesgänge gekennzeichnet.
Intensität der Polarlichter.
Aurora-Intensität bestimmt durch Messung der scheinbaren Leuchtdichtefläche. Helligkeit Oberfläche ich Polarlichter in einer bestimmten Richtung wird durch die Gesamtemission 4p bestimmt ich Photon/(cm 2 s). Da dieser Wert nicht die wahre Oberflächenhelligkeit ist, sondern die Emission der Säule darstellt, wird bei der Untersuchung von Polarlichtern üblicherweise die Einheit Photon/(cm 2 Säule s) verwendet. Die übliche Einheit zur Messung der Gesamtemission ist Rayleigh (Rl) gleich 10 6 Photon / (cm 2 Spalte s). Eine praktischere Einheit der Polarlichtintensität wird aus den Emissionen einer einzelnen Linie oder eines Bandes bestimmt. Beispielsweise wird die Intensität der Polarlichter durch die internationalen Helligkeitskoeffizienten (ICF) bestimmt. gemäß den Intensitätsdaten der grünen Linie (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (maximale Polarlichtintensität). Diese Klassifizierung kann nicht für rote Polarlichter verwendet werden. Eine der Entdeckungen der Epoche (1957–1958) war die Feststellung der räumlichen und zeitlichen Verteilung von Polarlichtern in Form eines gegenüber dem Magnetpol verschobenen Ovals. Von einfachen Ideen über die kreisförmige Form der Verteilung von Polarlichtern relativ zum Magnetpol, den Übergang zu gemacht moderne Physik Magnetosphäre. Die Ehre der Entdeckung gebührt O. Khorosheva und G. Starkov, J. Feldstein, S-I. Das Polarlicht-Oval ist die Region der stärksten Einwirkung des Sonnenwindes auf die obere Erdatmosphäre. Die Intensität der Polarlichter ist im Oval am größten, und ihre Dynamik wird kontinuierlich von Satelliten überwacht.
Stabile rote Polarlichtbögen.
Stetiger roter Polarlichtbogen, auch als roter Bogen der mittleren Breiten bezeichnet oder M-Bogen, ist ein subvisueller (unterhalb der Empfindlichkeitsgrenze des Auges) weiter Bogen, der sich über Tausende von Kilometern von Osten nach Westen erstreckt und möglicherweise die gesamte Erde umkreist. Die Breitenausdehnung des Bogens beträgt 600 km. Die Emission des stabilen roten Polarlichtbogens ist in den roten Linien l 6300 Å und l 6364 Å fast monochromatisch. Kürzlich wurde auch über schwache Emissionslinien l 5577 Å (OI) und l 4278 Å (N + 2) berichtet. Anhaltende rote Bögen werden als Polarlichter klassifiziert, aber sie erscheinen in viel höheren Höhen. Die Untergrenze liegt bei einer Höhe von 300 km, die Obergrenze bei etwa 700 km. Die Intensität des ruhigen roten Polarlichtbogens in der Emission von l 6300 Å reicht von 1 bis 10 kRl (ein typischer Wert ist 6 kRl). Die Empfindlichkeitsschwelle des Auges bei dieser Wellenlänge liegt bei etwa 10 kR, sodass Bögen visuell selten beobachtet werden. Beobachtungen haben jedoch gezeigt, dass ihre Helligkeit in 10 % der Nächte >50 kR beträgt. Die übliche Lebensdauer der Bögen beträgt etwa einen Tag, und sie treten selten in den folgenden Tagen auf. Radiowellen von Satelliten oder Radioquellen, die stabile rote Polarlichtbögen überqueren, unterliegen Szintillationen, was auf das Vorhandensein von Elektronendichteinhomogenitäten hinweist. Die theoretische Erklärung der roten Bögen ist, dass die erhitzten Elektronen der Region F Ionosphären verursachen eine Zunahme von Sauerstoffatomen. Satellitenbeobachtungen zeigen einen Anstieg der Elektronentemperatur entlang geomagnetischer Feldlinien, die stabile rote Polarlichtbögen kreuzen. Die Intensität dieser Bögen korreliert positiv mit der geomagnetischen Aktivität (Stürme), und die Häufigkeit des Auftretens von Bögen korreliert positiv mit der Sonnenfleckenaktivität.
Polarlicht ändern.
Einige Formen von Polarlichtern erfahren quasi-periodische und kohärente zeitliche Intensitätsvariationen. Diese Polarlichter mit einer ungefähr stationären Geometrie und schnellen periodischen Phasenänderungen werden als wechselnde Polarlichter bezeichnet. Sie werden als Polarlichter klassifiziert Formen R nach dem International Atlas of Auroras Eine genauere Unterteilung der wechselnden Polarlichter:
R 1 (pulsierendes Polarlicht) ist ein Leuchten mit gleichmäßigen Phasenschwankungen in der Helligkeit über die gesamte Form des Polarlichts. Per Definition können in einem idealen pulsierenden Polarlicht die räumlichen und zeitlichen Anteile der Pulsation getrennt werden, d.h. Helligkeit ich(r, t)= ich s(r)· ES(t). In einer typischen Aurora R 1 treten Pulsationen mit einer Frequenz von 0,01 bis 10 Hz geringer Intensität (1–2 kR) auf. Die meisten Polarlichter R 1 sind Punkte oder Bögen, die mit einer Periode von mehreren Sekunden pulsieren.
R 2 (feurige Aurora). Dieser Begriff wird normalerweise verwendet, um sich auf Bewegungen wie Flammen zu beziehen, die den Himmel füllen, und nicht, um eine einzelne Form zu beschreiben. Die Polarlichter sind bogenförmig und bewegen sich normalerweise aus einer Höhe von 100 km nach oben. Diese Polarlichter sind relativ selten und treten häufiger außerhalb der Polarlichter auf.
R 3 (flackernde Polarlichter). Dies sind Polarlichter mit schnellen, unregelmäßigen oder regelmäßigen Helligkeitsschwankungen, die den Eindruck einer flackernden Flamme am Himmel erwecken. Sie erscheinen kurz vor dem Zusammenbruch der Aurora. Häufig beobachtete Variationshäufigkeit R 3 ist gleich 10 ± 3 Hz.
Der Begriff strömende Polarlichter, der für eine andere Klasse pulsierender Polarlichter verwendet wird, bezieht sich auf unregelmäßige Helligkeitsschwankungen, die sich schnell horizontal in Bögen und Bändern von Polarlichtern bewegen.
Die sich ändernde Aurora ist eines der solar-terrestrischen Phänomene, die die Pulsationen des Erdmagnetfeldes und der Polarlicht-Röntgenstrahlung begleiten, die durch Niederschlag von Partikeln solaren und magnetosphärischen Ursprungs verursacht werden.
Das Leuchten der Polkappe ist dadurch gekennzeichnet große Intensität Banden des ersten negativen Systems N + 2 (l 3914 Å). Normalerweise sind diese N + 2-Banden fünfmal intensiver als die grüne Linie OI l 5577 Å; die absolute Intensität des Polkappenglühens beträgt 0,1 bis 10 kRl (normalerweise 1–3 kRl). Bei diesen Polarlichtern, die während PCA-Perioden auftreten, überzieht ein gleichmäßiges Leuchten die gesamte Polkappe bis zum geomagnetischen Breitengrad von 60° in Höhen von 30 bis 80 km. Sie wird hauptsächlich von solaren Protonen und d-Teilchen mit Energien von 10–100 MeV erzeugt, die in diesen Höhen ein Ionisationsmaximum erzeugen. Es gibt eine andere Art von Leuchten in den Polarlichtzonen, die Mantel-Auroren genannt werden. Für diese Art des Polarlichtglühens ist das tägliche Intensitätsmaximum zuzurechnen Morgenstunden, beträgt 1–10 kRl, und das Intensitätsminimum ist fünfmal schwächer. Es gibt nur wenige Beobachtungen von Mantel-Auroren und ihre Intensität hängt von der geomagnetischen und solaren Aktivität ab.
Atmosphärisches Leuchten ist definiert als Strahlung, die von der Atmosphäre eines Planeten erzeugt und emittiert wird. Dies ist die nichtthermische Strahlung der Atmosphäre, mit Ausnahme der Emission von Polarlichtern, Blitzentladungen und der Emission von Meteorspuren. Dieser Begriff wird im Zusammenhang mit der Erdatmosphäre verwendet (Nacht-, Dämmerungs- und Tagesglühen). Atmosphärisches Leuchten ist nur ein Bruchteil des in der Atmosphäre verfügbaren Lichts. Andere Quellen sind Sternenlicht, Tierkreislicht und tagsüber gestreutes Licht von der Sonne. Zeitweise kann das Leuchten der Atmosphäre bis zu 40 % der gesamten Lichtmenge ausmachen. Atmosphärisches Glühen tritt auf atmosphärische Schichten unterschiedliche Höhe und Dicke. Das atmosphärische Leuchtspektrum umfasst Wellenlängen von 1000 Å bis 22,5 µm. Die Hauptemissionslinie im Luftglühen ist l 5577 Å, die in einer Höhe von 90–100 km in einer 30–40 km dicken Schicht erscheint. Das Auftreten des Leuchtens ist auf den Champen-Mechanismus zurückzuführen, der auf der Rekombination von Sauerstoffatomen basiert. Andere Emissionslinien sind 1 6300 Å, die im Fall der dissoziativen O + 2-Rekombination und der Emission NI 1 5198/5201 Å und NI 1 5890/5896 Å auftreten.
Die Intensität des atmosphärischen Leuchtens wird in Rayleighs gemessen. Die Helligkeit (in Rayleighs) ist gleich 4 rb, wobei c die Winkelfläche der Leuchtdichte der emittierenden Schicht in Einheiten von 10 6 Photon/(cm 2 sr s) ist. Die Leuchtintensität hängt vom Breitengrad ab (unterschiedlich für verschiedene Emissionen) und variiert auch während des Tages mit einem Maximum nahe Mitternacht. Eine positive Korrelation wurde für das Luftglühen in der Emission von 15577 Å mit der Zahl festgestellt Sonnenflecken und der Fluss der Sonnenstrahlung bei einer Wellenlänge von 10,7 cm.Das Leuchten der Atmosphäre wird bei Satellitenexperimenten beobachtet. Aus dem Weltraum sieht es aus wie ein Lichtring um die Erde und hat eine grünliche Farbe.
Ozonosphäre.
In Höhen von 20–25 km die maximale Konzentration einer vernachlässigbaren Menge an Ozon O 3 (bis zu 2×10–7 des Sauerstoffgehalts!), die unter Einwirkung von ultravioletter Sonnenstrahlung in Höhen von etwa 10 bis 50 auftritt km, erreicht ist und den Planeten vor ionisierender Sonnenstrahlung schützt. Trotz der extrem geringen Anzahl von Ozonmolekülen schützen sie alles Leben auf der Erde vor den schädlichen Auswirkungen der kurzwelligen (Ultraviolett- und Röntgen-)Strahlung der Sonne. Wenn Sie alle Moleküle am Boden der Atmosphäre niederschlagen, erhalten Sie eine Schicht, die nicht dicker als 3–4 mm ist! In Höhen über 100 km nimmt der Anteil leichter Gase zu, in sehr großen Höhen überwiegen Helium und Wasserstoff; Viele Moleküle dissoziieren in einzelne Atome, die unter dem Einfluss harter Sonnenstrahlung ionisiert werden und die Ionosphäre bilden. Der Druck und die Dichte der Luft in der Erdatmosphäre nehmen mit der Höhe ab. Je nach Temperaturverteilung wird die Erdatmosphäre in Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Thermosphäre und Exosphäre eingeteilt. .
Auf einer Höhe von 20-25 km liegt Ozonschicht. Ozon wird durch den Zerfall von Sauerstoffmolekülen während der Absorption von ultravioletter Sonnenstrahlung mit Wellenlängen kleiner als 0,1–0,2 Mikrometer gebildet. Freier Sauerstoff verbindet sich mit O 2 -Molekülen und bildet O 3 -Ozon, das alles ultraviolette Licht, das kleiner als 0,29 Mikrometer ist, gierig absorbiert. Ozonmoleküle O 3 werden leicht durch kurzwellige Strahlung zerstört. Daher absorbiert die Ozonschicht trotz ihrer Verdünnung effektiv die ultraviolette Strahlung der Sonne, die höhere und transparentere atmosphärische Schichten durchlaufen hat. Dadurch werden lebende Organismen auf der Erde vor den schädlichen Auswirkungen des ultravioletten Lichts der Sonne geschützt.
Ionosphäre.
Sonnenstrahlung ionisiert die Atome und Moleküle der Atmosphäre. Der Ionisierungsgrad wird bereits in 60 Kilometern Höhe signifikant und nimmt mit zunehmender Entfernung von der Erde stetig zu. In verschiedenen Höhen in der Atmosphäre finden aufeinanderfolgende Prozesse der Dissoziation verschiedener Moleküle und anschließender Ionisation statt. verschiedene Atome und Ionen. Grundsätzlich sind dies Sauerstoffmoleküle O 2, Stickstoff N 2 und ihre Atome. Je nach Intensität dieser Prozesse werden verschiedene Schichten der Atmosphäre oberhalb von 60 Kilometern als ionosphärische Schichten bezeichnet. , und ihre Gesamtheit ist die Ionosphäre . Die untere Schicht, deren Ionisation unbedeutend ist, wird Neutrosphäre genannt.
Die maximale Konzentration geladener Teilchen in der Ionosphäre wird in Höhen von 300–400 km erreicht.
Geschichte der Erforschung der Ionosphäre.
Die Hypothese der Existenz einer leitfähigen Schicht in der oberen Atmosphäre wurde 1878 vom englischen Wissenschaftler Stuart aufgestellt, um die Eigenschaften des Erdmagnetfeldes zu erklären. 1902 wiesen Kennedy in den USA und Heaviside in England dann unabhängig voneinander darauf hin, dass man zur Erklärung der Ausbreitung von Funkwellen über große Entfernungen die Existenz von Regionen mit hoher Leitfähigkeit in den hohen Schichten annehmen muss Atmosphäre. 1923 kam der Akademiker M. V. Shuleikin unter Berücksichtigung der Merkmale der Ausbreitung von Funkwellen verschiedener Frequenzen zu dem Schluss, dass es in der Ionosphäre mindestens zwei reflektierende Schichten gibt. 1925 wiesen die englischen Forscher Appleton und Barnet sowie Breit und Tuve erstmals experimentell die Existenz von Regionen nach, die Radiowellen reflektieren, und legten den Grundstein für ihre systematische Untersuchung. Seit dieser Zeit wurde eine systematische Untersuchung der Eigenschaften dieser Schichten, allgemein als Ionosphäre bezeichnet, durchgeführt, die eine bedeutende Rolle bei einer Reihe von geophysikalischen Phänomenen spielt, die die Reflexion und Absorption von Radiowellen bestimmen, was für die Praxis sehr wichtig ist Zwecken, insbesondere um einen zuverlässigen Funkverkehr zu gewährleisten.
In den 1930er Jahren begannen systematische Beobachtungen des Zustands der Ionosphäre. In unserem Land wurden auf Initiative von M. A. Bonch-Bruevich Installationen für das gepulste Ertönen geschaffen. Viele wurden erforscht allgemeine Eigenschaften Ionosphäre, Höhen und Elektronenkonzentration ihrer Hauptschichten.
In Höhen von 60–70 km wird die D-Schicht beobachtet, in Höhen von 100–120 km die E, in Höhen, in Höhen von 180–300 km Doppelschicht F 1 und F 2. Die Hauptparameter dieser Schichten sind in Tabelle 4 angegeben.
| Tabelle 4 | ||||||
| Region der Ionosphäre | Maximale Höhe, km | T ich , K | Tag | Nacht Ne , cm-3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| Mindest Ne , cm-3 | max Ne , cm-3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| E | 110 | 270 | 1,5 10 5 | 3 10 5 | 3000 | 10 –7 |
| F 1 | 180 | 800–1500 | 3 10 5 | 5 10 5 | – | 3 10 -8 |
| F 2 (Winter) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2 10 –10 |
| F 2 (Sommer) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| Ne ist die Elektronenkonzentration, e ist die Elektronenladung, T ich ist die Ionentemperatur, a΄ ist der Rekombinationskoeffizient (der die bestimmt Ne und seine Veränderung im Laufe der Zeit) | ||||||
Es werden Durchschnittswerte angegeben, da sie für verschiedene Breitengrade, Tageszeiten und Jahreszeiten variieren. Solche Daten sind notwendig, um Funkverbindungen mit großer Reichweite zu gewährleisten. Sie werden bei der Auswahl von Betriebsfrequenzen für verschiedene Kurzwellen-Funkverbindungen verwendet. Die Kenntnis ihrer Veränderung in Abhängigkeit vom Zustand der Ionosphäre zu verschiedenen Tages- und Jahreszeiten ist äußerst wichtig, um die Zuverlässigkeit der Funkkommunikation zu gewährleisten. Die Ionosphäre ist eine Ansammlung ionisierter Schichten der Erdatmosphäre, die in Höhen von etwa 60 km beginnt und sich bis zu Höhen von Zehntausenden von km erstreckt. Die Hauptquelle der Ionisierung der Erdatmosphäre ist die ultraviolette und Röntgenstrahlung der Sonne, die hauptsächlich in der Sonnenchromosphäre und Korona auftritt. Darüber hinaus wird der Ionisierungsgrad der oberen Atmosphäre durch solare Korpuskularflüsse beeinflusst, die während Sonneneruptionen auftreten, sowie kosmische Strahlung und Meteorteilchen.
Ionosphärische Schichten
sind Bereiche in der Atmosphäre, wo Maximalwerte Konzentration freier Elektronen (d.h. ihre Anzahl pro Volumeneinheit). Elektrisch geladene freie Elektronen und (in geringerem Maße weniger bewegliche Ionen), die aus der Ionisierung atmosphärischer Gasatome resultieren, können in Wechselwirkung mit Radiowellen (d. h. elektromagnetischen Schwingungen) ihre Richtung ändern, sie reflektieren oder brechen und ihre Energie absorbieren. Dadurch können beim Empfang entfernter Radiosender verschiedene Effekte auftreten, z. Stromausfälle usw. Phänomene.
Forschungsmethoden.
Die klassischen Methoden zur Untersuchung der Ionosphäre von der Erde aus reduzieren sich auf die Pulssondierung - das Senden von Radioimpulsen und das Beobachten ihrer Reflexionen von verschiedenen Schichten der Ionosphäre mit Messung der Verzögerungszeit und Untersuchung der Intensität und Form der reflektierten Signale. Durch Messung der Reflexionshöhen von Funkimpulsen bei verschiedenen Frequenzen, Bestimmung der kritischen Frequenzen verschiedener Regionen (die Trägerfrequenz des Funkimpulses, für die dieser Bereich der Ionosphäre transparent wird, wird als kritische Frequenz bezeichnet), ist es möglich, die zu bestimmen Wert der Elektronendichte in den Schichten und die effektiven Höhen für gegebene Frequenzen und wählen die optimalen Frequenzen für gegebene Funkwege. Mit der Entwicklung der Raketentechnologie und dem Aufkommen des Weltraumzeitalters von künstlichen Erdsatelliten (AES) und anderen Raumfahrzeug wurde es möglich, die Parameter des erdnahen Weltraumplasmas, dessen unterer Teil die Ionosphäre ist, direkt zu messen.
Elektronendichtemessungen, die von speziell gestarteten Raketen und entlang von Satellitenflugbahnen durchgeführt wurden, bestätigten und verfeinerten zuvor mit bodengestützten Methoden gewonnene Daten über die Struktur der Ionosphäre, die Verteilung der Elektronendichte mit der Höhe über verschiedene Regionen der Erde, und machten es möglich um Elektronendichtewerte über dem Hauptmaximum - der Schicht - zu erhalten F. Bisher war dies mit Sondierungsmethoden, die auf Beobachtungen von reflektierten kurzwelligen Funkpulsen beruhen, nicht möglich. Es wurde festgestellt, dass es in einigen Regionen der Erde ziemlich stabile Regionen mit geringer Elektronendichte gibt, regelmäßige „ionosphärische Winde“, eigenartige Wellenprozesse in der Ionosphäre entstehen, die lokale ionosphärische Störungen Tausende von Kilometern vom Ort ihrer Erregung entfernt tragen, und viel mehr. Die Schaffung besonders hochempfindlicher Empfangsgeräte ermöglichte es, an den Stationen der gepulsten Sondierung der Ionosphäre den Empfang von teilweise reflektierten gepulsten Signalen aus den untersten Regionen der Ionosphäre (Station der Teilreflexionen) durchzuführen. Durch den Einsatz leistungsfähiger Pulsanlagen im Meter- und Dezimeter-Wellenlängenbereich mit Antennen, die eine hohe Konzentration der abgestrahlten Energie ermöglichen, konnten die von der Ionosphäre gestreuten Signale in verschiedenen Höhen beobachtet werden. Die Untersuchung der Merkmale der Spektren dieser Signale, die von Elektronen und Ionen des ionosphärischen Plasmas inkohärent gestreut wurden (dazu wurden Stationen der inkohärenten Streuung von Radiowellen verwendet), ermöglichte die Bestimmung der Konzentration von Elektronen und Ionen, ihrem Äquivalent Temperatur in verschiedenen Höhen bis hin zu Höhen von mehreren tausend Kilometern. Es stellte sich heraus, dass die Ionosphäre für die verwendeten Frequenzen ausreichend transparent ist.
Die Konzentration elektrischer Ladungen (die Elektronendichte ist gleich der Ionendichte) in der Ionosphäre der Erde beträgt in 300 km Höhe tagsüber etwa 106 cm–3. Ein Plasma dieser Dichte reflektiert Funkwellen, die länger als 20 m sind, während es kürzere durchlässt.
Typische vertikale Verteilung der Elektronendichte in der Ionosphäre für Tag- und Nachtbedingungen.
Ausbreitung von Radiowellen in der Ionosphäre.
Der stabile Empfang von Langstreckensendern ist abhängig von den verwendeten Frequenzen sowie von der Tages- und Jahreszeit und zusätzlich von der Sonnenaktivität. Die Sonnenaktivität beeinflusst den Zustand der Ionosphäre erheblich. Von einer Bodenstation ausgesendete Funkwellen breiten sich wie alle Arten von Wellen in einer geraden Linie aus elektromagnetische Schwingungen. Es sollte jedoch berücksichtigt werden, dass sowohl die Erdoberfläche als auch die ionisierten Schichten ihrer Atmosphäre wie die Platten eines riesigen Kondensators wirken und auf sie wie die Wirkung von Spiegeln auf Licht einwirken. Von ihnen reflektiert, können Funkwellen viele tausend Kilometer zurücklegen, in riesigen Sprüngen von Hunderten und Tausenden von Kilometern um die Erde kreisen und abwechselnd von einer Schicht aus ionisiertem Gas und von der Erd- oder Wasseroberfläche reflektiert werden.
In den 1920er Jahren wurde angenommen, dass Funkwellen, die kürzer als 200 m sind, aufgrund der starken Absorption im Allgemeinen nicht für die Fernkommunikation geeignet sind. Die ersten Experimente zum Fernempfang von Kurzwellen über den Atlantik zwischen Europa und Amerika wurden durchgeführt Englischer Physiker Oliver Heaviside und dem amerikanischen Elektroingenieur Arthur Kennelly. Unabhängig voneinander schlugen sie vor, dass es irgendwo um die Erde eine ionisierte Schicht der Atmosphäre gibt, die Radiowellen reflektieren kann. Es wurde die Heaviside-Schicht genannt - Kennelly und dann - die Ionosphäre.
Entsprechend moderne Ideen Die Ionosphäre besteht aus negativ geladenen freien Elektronen und positiv geladenen Ionen, hauptsächlich molekularem Sauerstoff O + und Stickoxid NO + . Ionen und Elektronen entstehen durch Dissoziation von Molekülen und Ionisation neutrale Atome Gas durch solare Röntgenstrahlen und ultraviolette Strahlung. Um ein Atom zu ionisieren, muss ihm Ionisierungsenergie mitgeteilt werden, deren Hauptquelle für die Ionosphäre die Ultraviolett-, Röntgen- und Korpuskularstrahlung der Sonne ist.
Solange die Gashülle der Erde von der Sonne bestrahlt wird, werden darin kontinuierlich immer mehr Elektronen gebildet, aber gleichzeitig rekombinieren einige der Elektronen, die mit Ionen kollidieren, und bilden wieder neutrale Teilchen. Nach Sonnenuntergang hört die Produktion neuer Elektronen fast auf und die Anzahl freier Elektronen beginnt abzunehmen. Je mehr freie Elektronen in der Ionosphäre vorhanden sind, desto besser werden die Wellen von ihr reflektiert Hochfrequenz. Bei einer Abnahme der Elektronenkonzentration ist der Durchgang von Radiowellen nur noch in niederfrequenten Bereichen möglich. Nachts sind daher entfernte Stationen in der Regel nur in den Bereichen 75, 49, 41 und 31 m empfangbar, Elektronen sind in der Ionosphäre ungleich verteilt. In einer Höhe von 50 bis 400 km gibt es mehrere Schichten oder Regionen mit erhöhter Elektronendichte. Diese Bereiche gehen fließend ineinander über und beeinflussen die Ausbreitung von HF-Funkwellen auf unterschiedliche Weise. Die obere Schicht der Ionosphäre wird mit dem Buchstaben bezeichnet F. Hier ist der höchste Ionisierungsgrad (der Anteil geladener Teilchen beträgt etwa 10–4). Es befindet sich in einer Höhe von mehr als 150 km über der Erdoberfläche und spielt die Hauptreflexionsrolle bei der weitreichenden Ausbreitung von Funkwellen hochfrequenter HF-Bänder. In den Sommermonaten zerfällt die F-Region in zwei Schichten - F 1 und F 2. Die F1-Schicht kann Höhen von 200 bis 250 km einnehmen, und die Schicht F 2 scheint im Höhenbereich von 300–400 km zu „schweben“. Normalerweise Schicht F 2 wird viel stärker ionisiert als die Schicht F eines . Nachtschicht F 1 verschwindet und Schicht F 2 verbleibt und verliert langsam bis zu 60 % seines Ionisationsgrades. Unterhalb der F-Schicht, in Höhen von 90 bis 150 km, befindet sich eine Schicht E, dessen Ionisierung unter dem Einfluss weicher Röntgenstrahlung der Sonne erfolgt. Der Ionisationsgrad der E-Schicht ist geringer als der der F, tagsüber erfolgt der Empfang von Sendern der niederfrequenten HF-Bänder von 31 und 25 m, wenn Signale von der Schicht reflektiert werden E. Normalerweise sind dies Stationen in einer Entfernung von 1000–1500 km. Nachts in einer Schicht E Die Ionisation nimmt stark ab, spielt aber auch zu diesem Zeitpunkt weiterhin eine wichtige Rolle beim Empfang von Signalen von Stationen in den Bändern 41, 49 und 75 m.
Von großem Interesse für den Empfang von Signalen hochfrequenter HF-Bänder von 16, 13 und 11 m sind die in der Umgebung auftretenden E Zwischenschichten (Wolken) stark erhöhter Ionisation. Die Fläche dieser Wolken kann von wenigen bis zu Hunderten von Quadratkilometern variieren. Diese Schicht erhöhter Ionisierung wird als sporadische Schicht bezeichnet. E und bezeichnet Es. Es-Wolken können sich unter Windeinfluss in der Ionosphäre bewegen und Geschwindigkeiten von bis zu 250 km/h erreichen. Im Sommer treten in den mittleren Breiten tagsüber an 15–20 Tagen pro Monat Radiowellen aufgrund von Es-Wolken auf. In der Nähe des Äquators ist es fast immer vorhanden, und in hohen Breiten erscheint es normalerweise nachts. Manchmal, in Jahren geringer Sonnenaktivität, wenn es keinen Durchgang zu den hochfrequenten HF-Bändern gibt, erscheinen plötzlich entfernte Stationen mit guter Lautstärke auf den Bändern von 16, 13 und 11 m, deren Signale wiederholt von Es reflektiert wurden.
Die unterste Region der Ionosphäre ist die Region D liegt in Höhen zwischen 50 und 90 km. Hier gibt es relativ wenige freie Elektronen. Aus der Gegend D Lang- und Mittelwellen werden gut reflektiert und die Signale niederfrequenter HF-Sender stark absorbiert. Nach Sonnenuntergang verschwindet die Ionisation sehr schnell und es wird möglich, entfernte Stationen in den Bereichen 41, 49 und 75 m zu empfangen, deren Signale von den Schichten reflektiert werden F 2 und E. Bei der Ausbreitung von HF-Funksignalen spielen getrennte Schichten der Ionosphäre eine wichtige Rolle. Die Auswirkung auf Radiowellen ist hauptsächlich auf das Vorhandensein freier Elektronen in der Ionosphäre zurückzuführen, obwohl der Ausbreitungsmechanismus von Radiowellen mit dem Vorhandensein großer Ionen verbunden ist. Letztere sind auch für die Studie von Interesse chemische Eigenschaften Atmosphäre, weil sie aktiver sind als neutrale Atome und Moleküle. Chemische Reaktionen, die in der Ionosphäre stattfinden, spielen eine wichtige Rolle in ihrem Energie- und elektrischen Gleichgewicht.
normale Ionosphäre. Beobachtungen, die mit Hilfe von geophysikalischen Raketen und Satelliten durchgeführt wurden, haben viele neue Informationen geliefert, die darauf hindeuten, dass die Ionisierung der Atmosphäre unter dem Einfluss von Breitband-Sonnenstrahlung erfolgt. Sein Hauptteil (mehr als 90%) konzentriert sich auf den sichtbaren Teil des Spektrums. Ultraviolette Strahlung mit einer kürzeren Wellenlänge und mehr Energie als violette Lichtstrahlen, wird von Wasserstoff aus dem Inneren der Sonnenatmosphäre (Chromosphäre) emittiert, und Röntgenstrahlen, die eine noch höhere Energie haben, werden von Gasen emittiert Außenhülle Sonne (Krone).
Der normale (durchschnittliche) Zustand der Ionosphäre ist auf eine konstante starke Strahlung zurückzuführen. Regelmäßige Veränderungen treten in der normalen Ionosphäre unter dem Einfluss von auf täglicher Wechsel Erd- und jahreszeitliche Unterschiede im Einfallswinkel des Sonnenlichts am Mittag, aber auch unvorhersehbare und abrupte Zustandsänderungen der Ionosphäre.
Störungen in der Ionosphäre.
Auf der Sonne treten bekanntlich starke, sich zyklisch wiederholende Aktivitätserscheinungen auf, die alle 11 Jahre ein Maximum erreichen. Beobachtungen im Rahmen des Programms des Internationalen Geophysikalischen Jahres (IGY) fielen mit der Periode der höchsten Sonnenaktivität für den gesamten Zeitraum systematischer meteorologischer Beobachtungen zusammen, d.h. vom Anfang des 18. Jahrhunderts. In Zeiten hoher Aktivität nimmt die Helligkeit einiger Bereiche der Sonne um ein Vielfaches zu, und die Leistung von Ultraviolett- und Röntgenstrahlung nimmt stark zu. Solche Phänomene werden Sonneneruptionen genannt. Sie dauern von einigen Minuten bis zu einer oder zwei Stunden. Während einer Flare bricht Sonnenplasma aus (hauptsächlich Protonen und Elektronen) und Elementarteilchen stürzen in den Weltraum. Die elektromagnetische und korpuskulare Strahlung der Sonne in den Momenten solcher Eruptionen hat starker Einfluss zur Erdatmosphäre.
Die erste Reaktion wird 8 Minuten nach dem Blitz festgestellt, wenn intensive Ultraviolett- und Röntgenstrahlung die Erde erreicht. Als Ergebnis nimmt die Ionisierung stark zu; Röntgenstrahlen dringen in die Atmosphäre bis zur unteren Grenze der Ionosphäre ein; die Zahl der Elektronen in diesen Schichten steigt so stark an, dass die Funksignale fast vollständig absorbiert („ausgelöscht“) werden. Zusätzliche Strahlungsabsorption bewirkt eine Erwärmung des Gases, was zur Entstehung von Winden beiträgt. Ionisiertes Gas ist ein elektrischer Leiter, und wenn es sich im Magnetfeld der Erde bewegt, tritt ein Dynamoeffekt auf und ein elektrischer Strom wird erzeugt. Solche Ströme können wiederum merkliche Störungen des Magnetfelds verursachen und sich in Form von Magnetstürmen äußern.
Die Struktur und Dynamik der oberen Atmosphäre wird im Wesentlichen durch thermodynamische Nichtgleichgewichtsprozesse bestimmt, die mit Ionisation und Dissoziation durch Sonneneinstrahlung, chemischen Prozessen, Anregung von Molekülen und Atomen, deren Deaktivierung, Kollision und anderen elementaren Prozessen verbunden sind. In diesem Fall nimmt der Grad des Nichtgleichgewichts mit abnehmender Dichte mit der Höhe zu. Bis zu Höhen von 500–1000 km und oft sogar noch höher ist der Grad des Nichtgleichgewichts für viele Eigenschaften der oberen Atmosphäre ausreichend klein, was es erlaubt, klassische und hydromagnetische Hydrodynamik unter Berücksichtigung chemischer Reaktionen zu seiner Beschreibung zu verwenden.
Die Exosphäre ist die in mehreren hundert Kilometern Höhe beginnende äußere Schicht der Erdatmosphäre, aus der leichte, sich schnell bewegende Wasserstoffatome ins Weltall entweichen können.
Eduard Kononowitsch
Literatur:
Pudovkin M.I. Grundlagen der Sonnenphysik. Sankt Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomie heute. Prentice Hall Inc. Upper Saddle River, 2002
Online-Materialien: http://ciencia.nasa.gov/
Wenn ein meteoroider Körper in die Erdatmosphäre eintritt, treten viele interessante Phänomene auf, die wir nur erwähnen werden. Die Geschwindigkeit von jedem kosmischer Körperüberschreitet immer 11,2 km / s und kann in Erdnähe mit seiner beliebigen Richtung 40 km / s erreichen. Die lineare Geschwindigkeit der Erde, wenn sie sich um die Sonne bewegt, beträgt im Durchschnitt 30 km/s, so dass die Höchstgeschwindigkeit der Meteoritenkollision mit der Erdatmosphäre ungefähr 70 km/s erreichen kann (auf entgegengesetzten Bahnen).
Erstens interagiert der Körper mit einer sehr verdünnten oberen Atmosphäre, in der die Abstände zwischen Gasmolekülen größer sind als ihr Durchmesser. Offensichtlich beeinflussen Wechselwirkungen mit den Molekülen der oberen Atmosphäre die Geschwindigkeit und den Zustand eines ziemlich massiven Körpers praktisch nicht. Wenn die Masse des Körpers jedoch gering ist (vergleichbar mit der Masse eines Moleküls oder um 2-3 Größenordnungen größer), kann er sich bereits in den oberen Schichten der Atmosphäre vollständig verlangsamen und setzt sich langsam auf der Erde ab Oberfläche unter dem Einfluss der Schwerkraft. Es stellt sich heraus, dass auf diese Weise, also in Form von Staub, der Löwenanteil fester kosmischer Materie auf die Erde fällt. Es wurde bereits berechnet, dass täglich 100 bis 1000 Tonnen außerirdische Materie auf die Erde gelangen, aber nur 1% dieser Menge wird durch große Fragmente repräsentiert, die ihre Oberfläche erreichen können.
Auf einen sich bewegenden ausreichend großen Körper wirken drei Hauptkräfte: Verzögerung, Schwerkraft und Ausstoßung (archimedische Kraft), die seine Bahn bestimmen. Die effektive Verzögerung der größten Objekte beginnt erst in dichten Schichten der Atmosphäre, in Höhen von weniger als 100 km.
Die Bewegung eines Meteoriten, wie jeder Festkörper in gasförmige Umgebung mit hoher Geschwindigkeit, gekennzeichnet durch die Machzahl - das Verhältnis der Körpergeschwindigkeit zur Schallgeschwindigkeit. Diese Zahl variiert je nach Flughöhe des Meteoriten, überschreitet aber oft 50. Vor dem Meteoroiden bildet sich eine Schockwelle in Form von stark komprimierten und erhitzten atmosphärischen Gasen. Die Oberfläche des Körpers selbst als Ergebnis der Wechselwirkung mit ihnen
Wenn die Masse des Körpers nicht zu klein und nicht sehr groß ist und seine Geschwindigkeit im Bereich von 11 km / s bis 22 km / s liegt (dies ist auf Flugbahnen möglich, die die Erde "einholen"), dann ist dies der Fall Zeit, in der Atmosphäre zu verlangsamen, ohne zu verbrennen. Danach bewegt sich der Meteoroid mit einer solchen Geschwindigkeit, bei der die Ablation nicht mehr wirksam ist, und kann unverändert die Erdoberfläche erreichen. Wenn die Masse des Körpers nicht sehr groß ist, setzt sich eine weitere Abnahme seiner Geschwindigkeit fort, bis die Luftwiderstandskraft der Schwerkraft entspricht und sein fast vertikaler Fall mit einer Geschwindigkeit von 50-150 m / s beginnt. Die meisten Meteoriten fielen mit solchen Geschwindigkeiten auf die Erde. Bei einer großen Masse hat der Meteoroid keine Zeit, entweder auszubrennen oder stark abzubremsen, und kollidiert mit kosmischer Geschwindigkeit mit der Oberfläche. In diesem Fall tritt eine Explosion auf, die durch den Übergang eines großen verursacht wird kinetische Energie Körper in thermische, mechanische und andere Arten von Energie, und auf der Erdoberfläche bildet sich ein explosiver Krater. Infolgedessen schmilzt und verdunstet ein erheblicher Teil des Meteoriten und der Erdoberfläche, die dem Aufprall ausgesetzt sind.
Dieser Artikel konzentriert sich auf jene Meteore und Meteoriten, die beim Einfliegen in die Erdatmosphäre entweder in großen Höhen sehr schnell ausbrennen und am Nachthimmel eine kurzfristige Spur namens Sternenfall bilden oder bei Kollision mit der Erde explodieren wie z Beispiel Tunguska. Gleichzeitig hinterlassen weder das eine noch das andere, wie bekannt und allgemein angenommen wird, keine festen Verbrennungsprodukte.
Meteore verglühen beim geringsten Kontakt mit der Atmosphäre. Ihre Verbrennung endet bereits in 80 km Höhe. Die Sauerstoffkonzentration in dieser Höhe ist gering und beträgt 0,004 g/m 3 , und die verdünnte Atmosphäre hat einen Druck P = 0,000012 kg/m 2 und kann nicht genügend Reibung liefern, um das gesamte Volumen des Körpers des Meteors sofort auf eine ausreichende Temperatur zu erhitzen für seine Verbrennung. Schließlich kann sich ein nicht erhitzter Körper nicht entzünden. Warum kommt es dann in großen Höhen zu einer Entzündung und zu einer so schnellen und gleichmäßigen Verbrennung von Meteoren? Welche Voraussetzungen sind dafür notwendig?
Eine der Bedingungen für die Zündung und schnelle Verbrennung eines Meteors muss das Vorhandensein einer ausreichend hohen Temperatur seines Körpers sein, bevor er in die Atmosphäre eintritt. Dazu muss es im Vorfeld im gesamten Volumen von der Sonne gut aufgewärmt werden. Damit sich dann das gesamte Volumen des Meteors unter Weltraumbedingungen durch den Temperaturunterschied von Licht und Schatten erwärmen kann und beim Kontakt mit der Atmosphäre auch noch Zeit hat, sich schnell weiter auszubreiten Hitze durch Reibung im ganzen Körper, muss die Substanz des Meteors eine hohe Wärmeleitfähigkeit haben.
Die nächste Bedingung für die Verbrennung eines Meteors ist das Verlassen einer Geraden Feuerspur, sollte die Erhaltung der Festigkeit des Körpers während der Verbrennung sein. Da der Meteor, nachdem er in die Atmosphäre geflogen ist, wenn auch verdünnt, immer noch Belastungen durch die entgegenkommende Strömung erfährt, und wenn sein Körper durch die Temperatur weicher wird, wird er einfach durch die Strömung in einzelne Teile auseinandergeblasen und wir würden ein fliegendes Feuerwerk beobachten .
Des Weiteren. Da viele Substanzen, sowohl Metalle als auch Nichtmetalle, brennen, beginnen wir unsere Diskussion der Zusammensetzung der Meteorsubstanz mit dem allerersten Element. Periodensystem, Wasserstoff. Nehmen wir an, dieser Körper bestehe aus festem Wasserstoff oder seinen festen Verbindungen, zum Beispiel Wassereis. Nachdem er sich auf hohe Temperaturen erwärmt hat, verdampft dieser Körper einfach vor der Zündung sogar im Weltraum. Wenn wir dennoch annehmen, dass ein wasserstoffhaltiger Körper in der Atmosphäre gezündet und ausgebrannt ist, dann wird er sicherlich eine weiße Spur von Wasserdampf hinterlassen, als Ergebnis des Verbrennungsprozesses von Wasserstoff in Sauerstoff. Dann konnten wir tagsüber unter bestimmter Beleuchtung durch die Sonne eine weiße Spur von "Sternenregen" sehen. Daher können diese Meteore keinen Wasserstoff enthalten oder enthalten große Mengen. Und Eis im Weltraum kann überhaupt nicht existieren, da gemäß den thermodynamischen Eigenschaften von Wasser bei einem kosmischen Druck von P = 0,001 m Wassersäule. Kunst. Der Siedepunkt liegt nahe am absoluten Nullpunkt, der bei -273 ° C liegt. Im Sonnensystem gibt es keine solche Temperatur. Wenn das Eis im Sonnensystem in den offenen Raum gelangt, verdunstet es sofort durch die Hitze einer starken Fackel - der Sonne. Wir nehmen weiterhin an, dass unsere Meteore aus Metallen oder deren Legierungen bestehen. Metalle haben eine gute Wärmeleitfähigkeit, die die oben genannten Anforderungen erfüllt. Aber beim Erhitzen verlieren Metalle ihre Festigkeit und sie verbrennen unter Bildung von Oxiden, Oxiden, d.h. Feste Schlacken sind ziemlich schwer, die beim Fallen sicherlich von Menschen auf dem Boden fixiert würden, wie zum Beispiel Hagel. Aber nirgendwo sonst wurde ein so aktives Phänomen festgestellt, dass selbst nach einem starken "Sternenregen" irgendwo ein Schlackenhagel fiel und schließlich mehr als 3.000 Tonnen Materie jeden Tag in uns hineinfliegen. Zwar werden immer noch einzelne Fragmente von metallischen und nichtmetallischen Meteoriten gefunden, dies ist jedoch eine Rarität und bei dem alltäglichen Phänomen des „Sternenfalls“ sind diese Funde zu vernachlässigen. Somit enthalten unsere Meteore auch keine Metalle.
Welcher Stoff kann all diese Anforderungen erfüllen? Nämlich:
1. Haben Sie eine hohe Wärmeleitfähigkeit;
2. Beibehaltung der Festigkeit bei hohen Temperaturen;
3. Reagieren Sie aktiv mit einer verdünnten Atmosphäre in großen Höhen;
4. Beim Verbrennen keine festen Schlacken bilden;
Es gibt eine solche Substanz - es ist Kohlenstoff. Darüber hinaus befindet sich in der härtesten kristallinen Phase namens Diamant. Es ist der Diamant, der all diese Anforderungen erfüllt. Wenn sich Kohlenstoff in einer seiner anderen Phasen befindet, erfüllt er nicht unsere zweite Anforderung, nämlich die Beibehaltung der Festigkeit bei hohen Temperaturen. Es ist ein Diamant, den Astronomen mit Eis verwechseln, wenn sie "Sternenregen" beobachten.
Ferner, um bei einer Sauerstoffkonzentration von weniger als 0,004 g/m 3 einen Körper mit einem Gewicht von 1 g zu verbrennen. Sie müssen ungefähr 13.000 km fliegen. Fliegen ungefähr 40 km. Höchstwahrscheinlich ist die leuchtende Spur des Meteors nicht das Ergebnis seiner Verbrennung im Sauerstoff der Atmosphäre, sondern das Ergebnis der Reaktion der Kohlenstoffreduktion mit Wasserstoff, bei der auch Gase entstehen. In diesen Höhen sind CH 4 , C 2 H 2 , C 6 H 6 in geringen Mengen vorhanden, CO, CO 2 sind ebenfalls in diesen Höhen vorhanden, dies deutet darauf hin, dass Kohlenstoff in diesen Höhen verbrennt und reduziert wird, diese Gase selbst aufsteigen die Erdoberfläche bis zu diesen Höhen kann dies nicht.
Was den Tunguska-Meteoriten und den Meteoriten betrifft, der im Herbst 2002 in der Region Irkutsk in Russland in das Tal des Vitim-Flusses gefallen ist, handelt es sich bei diesen Meteoriten höchstwahrscheinlich auch nur um riesige Diamanten. Aufgrund ihrer großen Masse hatten diese Meteoriten keine Zeit, in der Atmosphäre vollständig auszubrennen. Nachdem er zu Boden geflogen war und nicht durch den Luftstrom zerstört wurde, traf dieser Diamantblock mit sehr großer Wucht auf eine harte Oberfläche und zerbröckelte in kleine Stücke. Es ist bekannt, dass Diamant ein hartes, aber sprödes Material ist, das beim Aufprall nicht gut funktioniert. Da Diamant eine hohe Wärmeleitfähigkeit hat, wurde der gesamte Körper des Meteoriten vor dem Einschlag auf Verbrennungstemperatur erhitzt. In kleine Stücke zerfallen und von der Erde abgeprallt, brannte jedes Fragment, nachdem es mit dem Sauerstoff der Luft in Kontakt gekommen war, sofort aus und setzte gleichzeitig eine bestimmte Menge Energie frei. Und es gab nur eine riesige Explosion. Schließlich ist eine Explosion nicht das Ergebnis eines starken mechanischen Stoßes, wie es aus irgendeinem Grund in der Astronomie allgemein angenommen wird, sondern das Ergebnis einer aktiven chemischen Reaktion, und es spielt keine Rolle, wo sie auf der Erde, auf dem Jupiter, wie aufgetreten ist solange es etwas zu reagieren gibt. Der gesamte verbrannte Kohlenstoff bildete Kohlendioxid, das sich in der Atmosphäre auflöste. Daher finden sie an diesen Orten keine Meteoritenreste. Es ist durchaus möglich, dass in der Region der Explosion dieser Meteoriten die Überreste von Tieren nicht nur verendeten Schockwelle sondern auch durch Kohlenmonoxid-Erstickung. Und es ist für Menschen nicht sicher, diese Orte unmittelbar nach der Explosion zu besuchen. kann im Tiefland bleiben Kohlenmonoxid. Diese Hypothese des Tunguska-Meteoriten liefert eine Erklärung für fast alle Anomalien, die nach der Explosion beobachtet wurden. Wenn dieser Meteorit in ein Reservoir fällt, brennt das Wasser nicht alle Fragmente vollständig aus, und wir können eine weitere Diamantenablagerung haben. Alle Diamantvorkommen befinden sich übrigens in einer dünnen Oberflächenschicht der Erde, praktisch nur auf ihrer Oberfläche. Das Vorhandensein von Kohlenstoff in Meteoriten wird auch durch den Meteoritenschauer bestätigt, der am 8. Oktober 1871 in Chicago stattfand, als aus unbekannten Gründen Häuser in Brand gerieten und sogar eine metallene Slipanlage schmolz. Als Tausende Menschen an Erstickung starben, befand man sich weit genug entfernt von den Bränden.
Wenn Fragmente dieser Meteoriten, die nicht "ausgebrannt" sind, auf Planeten oder Satelliten von Planeten fallen, die keine Atmosphäre und aktive Gase haben, bedecken sie teilweise die Oberfläche dieser Planeten oder Satelliten. Vielleicht reflektiert unser natürlicher Satellit, der Mond, deshalb das Licht der Sonne so gut, weil ein Diamant auch einen hohen Brechungsindex hat. Und Strahlensysteme Mondkrater, zum Beispiel Tycho, Copernicus, bestehen eindeutig aus Placern aus durchsichtigem Material und schon gar nicht aus Eis, da die Temperatur auf der beleuchteten Oberfläche des Mondes + 120 ° C beträgt.
Diamanten zeigen auch die Eigenschaft der Fluoreszenz, wenn sie kurzwelliger elektromagnetischer Strahlung ausgesetzt werden. Vielleicht erklärt diese Eigenschaft den Ursprung der Kometenschweife bei Annäherung an die Sonne, eine starke Quelle kurzwelliger Strahlung?
