Ilmakehä alkoi muodostua maan muodostumisen myötä. Planeetan evoluution aikana ja sen parametrien lähestyessä nykyarvoja sen kemiallisessa koostumuksessa ja fysikaalisissa ominaisuuksissa tapahtui perustavanlaatuisia laadullisia muutoksia. Evoluutiomallin mukaan maapallo oli varhaisessa vaiheessa sulassa tilassa ja muodostui kiinteäksi kappaleeksi noin 4,5 miljardia vuotta sitten. Tämä virstanpylväs on otettu geologisen kronologian alkuun. Siitä lähtien ilmakehän hidas kehitys alkoi. Joihinkin geologisiin prosesseihin (esimerkiksi laavan vuodatuksiin tulivuorenpurkausten aikana) liittyi kaasujen vapautuminen maan suolistosta. Niitä olivat typpi, ammoniakki, metaani, vesihöyry, CO2-oksidi ja CO2-hiilidioksidi. Auringon ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta vesihöyry hajosi vedyksi ja hapeksi, mutta vapautunut happi reagoi hiilimonoksidin kanssa muodostaen hiilidioksidia. Ammoniakki hajosi typeksi ja vedyksi. Diffuusioprosessissa oleva vety nousi ylös ja poistui ilmakehästä, kun taas raskaampi typpi ei päässyt karkaamaan ja kerääntyi vähitellen pääkomponentiksi, vaikka osa siitä sitoutui molekyyleiksi kemiallisten reaktioiden seurauksena ( cm. ILMAKEMIAN KEMIAN). Ultraviolettisäteiden ja sähköpurkausten vaikutuksesta Maan alkuperäisessä ilmakehässä oleva kaasuseos joutui kemiallisiin reaktioihin, joiden seurauksena muodostui orgaanisia aineita, erityisesti aminohappoja. Primitiivisten kasvien syntymisen myötä fotosynteesiprosessi alkoi, johon liittyi hapen vapautuminen. Tämä kaasu, varsinkin ylempään ilmakehään diffuusion jälkeen, alkoi suojata alempia kerroksiaan ja maapallon pintaa henkeä uhkaavalta ultravioletti- ja röntgensäteilyltä. Teoreettisten arvioiden mukaan nykyistä 25 000 kertaa pienempi happipitoisuus voi jo nyt johtaa otsonikerroksen muodostumiseen, jonka määrä on vain puolet nykyisestä. Tämä kuitenkin riittää jo nyt tarjoamaan erittäin merkittävän suojan organismeja ultraviolettisäteiden haitallisilta vaikutuksilta.
On todennäköistä, että primaarinen ilmakehä sisälsi paljon hiilidioksidia. Sitä kulutettiin fotosynteesin aikana, ja sen pitoisuuden on täytynyt vähentyä kasvimaailman kehittyessä ja myös joidenkin geologisten prosessien aikana tapahtuneen absorption vuoksi. Koska Kasvihuoneilmiö Hiilidioksidin esiintymiseen ilmakehässä liittyvät vaihtelut sen pitoisuudessa ovat yksi tärkeimmistä syistä tällaisten laajamittaisten ilmastomuutosten tekemiseen maapallon historiassa, kuten esim. jääkaudet.
Nykyaikaisessa ilmakehässä oleva helium on enimmäkseen uraanin, toriumin ja radiumin radioaktiivisen hajoamisen tuotetta. Nämä radioaktiiviset alkuaineet lähettävät a-hiukkasia, jotka ovat heliumatomien ytimiä. Koska sähkövarausta ei muodostu eikä se katoa radioaktiivisen hajoamisen aikana, kunkin a-hiukkasen muodostuessa ilmaantuu kaksi elektronia, jotka yhdistyessään a-hiukkasten kanssa muodostavat neutraaleja heliumatomeja. Radioaktiivisia alkuaineita on kiven paksuuteen hajaantuneissa mineraaleissa, joten niihin varastoituu merkittävä osa radioaktiivisen hajoamisen seurauksena syntyvästä heliumista haihtuen ilmakehään hyvin hitaasti. Tietty määrä heliumia nousee eksosfääriin diffuusion seurauksena, mutta jatkuvan sisäänvirtauksen vuoksi maan pinnalta tämän kaasun tilavuus ilmakehässä pysyy lähes muuttumattomana. Tähtien valon spektrianalyysin ja meteoriittien tutkimuksen perusteella on mahdollista arvioida eri kemiallisten alkuaineiden suhteellinen runsaus universumissa. Neonin pitoisuus avaruudessa on noin kymmenen miljardia kertaa suurempi kuin maan päällä, kryptonin pitoisuus - kymmenen miljoonaa kertaa ja ksenonin - miljoona kertaa. Tästä seuraa, että näiden inerttien kaasujen pitoisuus, jotka ilmeisesti olivat alun perin läsnä Maan ilmakehässä ja joita ei ole täydennetty kemiallisten reaktioiden aikana, väheni suuresti, luultavasti jopa siinä vaiheessa, kun maapallo menettää primääriilmakehänsä. Poikkeuksena on inertti kaasu argon, koska se muodostuu edelleen 40 Ar-isotoopin muodossa kalium-isotoopin radioaktiivisen hajoamisen prosessissa.
Barometrinen paineen jakautuminen.
Ilmakehän kaasujen kokonaispaino on noin 4,5 10 15 tonnia, joten ilmakehän "paino" pinta-alayksikköä kohti eli ilmanpaine on noin 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2 merenpinnan tasolla. Paine P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Taide. = 1 atm, joka on otettu normaaliksi keskimääräiseksi ilmanpaineeksi. Hydrostaattisessa tasapainossa olevaa ilmakehää varten meillä on: d P= -rgd h, mikä tarkoittaa, että korkeusvälillä alkaen h ennen h+d h tapahtuu yhtäläisyys ilmanpaineen muutoksen välillä d P ja vastaavan ilmakehän elementin paino yksikköpinta-alalla, tiheydellä r ja paksuudella d h. Painesuhteena R ja lämpötila T käytetään ihanteellisen kaasun tilayhtälöä, jonka tiheys on r, joka soveltuu hyvin maan ilmakehään: P= r R T/m, jossa m on molekyylipaino ja R = 8,3 J/(K mol) on yleinen kaasuvakio. Sitten dlogia P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, jossa painegradientti on logaritmisella asteikolla. H:n käänteislukua kutsutaan ilmakehän korkeusasteikoksi.
Kun integroidaan tämä yhtälö isotermiseen ilmakehään ( T= const) tai, jos tällainen likiarvo on hyväksyttävä, saadaan paineen jakauman barometrinen laki korkeuden mukaan: P = P 0 exp(- h/H 0), jossa korkeuslukema h tuotetaan valtameren tasolta, missä normaali keskipaine on P 0 . Ilmaisu H 0 = R T/ mg, kutsutaan korkeusasteikoksi, joka kuvaa ilmakehän laajuutta edellyttäen, että lämpötila siinä on sama kaikkialla (isoterminen ilmakehä). Jos ilmakehä ei ole isoterminen, on integroitava ottaen huomioon lämpötilan muutos korkeuden kanssa ja parametri H- jokin ilmakehän kerrosten paikallinen ominaisuus, riippuen niiden lämpötilasta ja väliaineen ominaisuuksista.
Normaali tunnelma.
Malli (pääparametrien arvotaulukko), joka vastaa vakiopainetta ilmakehän pohjassa R 0 ja kemiallista koostumusta kutsutaan standardiatmosfääriksi. Tarkemmin sanottuna tämä on ehdollinen ilmakehän malli, jolle on annettu leveysasteen 45° 32° 33° keskiarvot lämpötilalle, paineelle, tiheydelle, viskositeetille ja muille ilman ominaisuuksille korkeudessa 2 km merenpinnan alapuolella. maan ilmakehän ulkorajalle. Keskiilmakehän parametrit kaikilla korkeuksilla laskettiin käyttämällä ihanteellisen kaasun tilayhtälöä ja barometrista lakia oletetaan, että merenpinnalla paine on 1013,25 hPa (760 mmHg) ja lämpötila 288,15 K (15,0 °C). Pystysuuntaisen lämpötilajakauman luonteen mukaan keskimääräinen ilmakehä koostuu useista kerroksista, joissa kussakin lämpötila on likimääräinen korkeuden lineaarisella funktiolla. Alimmassa kerroksessa - troposfäärissä (h Ј 11 km) - lämpötila laskee 6,5 ° C jokaisella nousukilometrillä. Suurilla korkeuksilla pystysuoran lämpötilagradientin arvo ja etumerkki muuttuvat kerroksesta toiseen. Yli 790 km:n yläpuolella lämpötila on noin 1000 K eikä käytännössä muutu korkeuden mukaan.
Standardiilmapiiri on säännöllisesti päivitettävä, laillistettu standardi, joka julkaistaan taulukoiden muodossa.
| Pöytä 1. STANDARDI MAAN ILMAN MALLI. Taulukko näyttää: h- korkeus merenpinnasta, R- paine, T– lämpötila, r – tiheys, N on molekyylien tai atomien lukumäärä tilavuusyksikköä kohti, H- korkeusasteikko, l on vapaan polun pituus. Rakettitiedoista saatu paine ja lämpötila 80–250 km korkeudessa ovat alhaisempia. Ekstrapoloidut arvot yli 250 km korkeudelle eivät ole kovin tarkkoja. | ||||||
| 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 | |
Troposfääri.
Ilmakehän alin ja tihein kerros, jossa lämpötila laskee nopeasti korkeuden mukana, kutsutaan troposfääriksi. Se sisältää jopa 80 % ilmakehän kokonaismassasta ja ulottuu napa- ja keskileveysasteilla 8–10 km:n korkeuteen ja tropiikissa 16–18 km:n korkeuteen. Täällä kehittyvät lähes kaikki säätä muodostavat prosessit, maan ja sen ilmakehän välillä tapahtuu lämmön ja kosteuden vaihtoa, muodostuu pilviä, esiintyy erilaisia sääilmiöitä, esiintyy sumuja ja sateita. Nämä maapallon ilmakehän kerrokset ovat konvektiivisessa tasapainossa ja aktiivisen sekoittumisen vuoksi niiden kemiallinen koostumus on homogeeninen, pääasiassa molekyylitypestä (78 %) ja hapesta (21 %). Suurin osa luonnollisista ja ihmisen aiheuttamista aerosoleista ja kaasuista ilman epäpuhtauksia on keskittynyt troposfääriin. Jopa 2 km paksuisen troposfäärin alaosan dynamiikka riippuu voimakkaasti maan alla olevan pinnan ominaisuuksista, mikä määrää ilman (tuulen) vaaka- ja pystysuuntaiset liikkeet, jotka johtuvat lämmön siirtymisestä lämpimämmältä maalta läpi. maan pinnan IR-säteily, joka absorboituu troposfäärissä pääasiassa vesihöyryyn ja hiilidioksidiin (kasvihuoneilmiö). Lämpötilajakauma korkeuden kanssa muodostuu turbulenttisesta ja konvektiivisesta sekoituksesta. Keskimäärin se vastaa lämpötilan laskua, jonka korkeus on noin 6,5 K/km.
Pintarajakerroksessa tuulen nopeus kasvaa ensin nopeasti korkeuden mukana, ja korkeammalla se jatkaa nousuaan 2–3 km/s kilometriä kohden. Joskus troposfäärissä on kapeita planeettavirtoja (joiden nopeus on yli 30 km / s), läntisiä keskimmäisillä leveysasteilla ja itäisiä päiväntasaajan lähellä. Niitä kutsutaan suihkuvirroiksi.
tropopaussi.
Troposfäärin ylärajalla (tropopaussi) lämpötila saavuttaa alemman ilmakehän minimiarvon. Tämä on siirtymäkerros troposfäärin ja sen yläpuolella olevan stratosfäärin välillä. Tropopaussin paksuus on sadoista metreistä 1,5–2 kilometriin ja lämpötila ja korkeus 190–220 K ja 8–18 kilometriä maantieteellisestä leveysasteesta ja vuodenajasta riippuen. Lauhkeilla ja korkeilla leveysasteilla se on talvella 1–2 km matalampi kuin kesällä ja 8–15 K lämpimämpi. Tropiikissa vuodenaikojen vaihtelut ovat paljon vähäisempiä (korkeus 16–18 km, lämpötila 180–200 K). Edellä suihkut mahdollinen tropopaussin repeämä.
Vesi maapallon ilmakehässä.
Maan ilmakehän tärkein ominaisuus on merkittävän määrän vesihöyryä ja vesipisaroiden läsnäolo, mikä on helpoimmin havaittavissa pilvien ja pilvirakenteiden muodossa. Taivaan pilvisyysastetta (tietyllä hetkellä tai keskimäärin tietyn ajanjakson aikana) 10 pisteen asteikolla tai prosentteina ilmaistuna kutsutaan pilvisyydeksi. Pilvien muoto määräytyy kansainvälisen luokituksen mukaan. Keskimäärin pilvet peittävät noin puolet maapallosta. Pilvisyys on tärkeä säätä ja ilmastoa kuvaava tekijä. Talvella ja yöllä pilvisyys estää maanpinnan ja pintailmakerroksen lämpötilan laskun, kesällä ja päivällä se heikentää maan pinnan lämpenemistä auringonsäteiden vaikutuksesta pehmentäen ilmastoa maanosien sisällä.
Pilviä.
Pilvet ovat ilmakehään suspendoituneiden vesipisaroiden kerääntymiä (vesipilvet), jääkiteitä (jääpilvet) tai molempia (sekapilviä). Kun pisarat ja kiteet suurenevat, ne putoavat pilvistä sateen muodossa. Pilviä muodostuu pääasiassa troposfäärissä. Ne syntyvät ilmassa olevan vesihöyryn tiivistymisestä. Pilvipisaroiden halkaisija on usean mikronin luokkaa. Nestemäisen veden pitoisuus pilvissä on murto-osista useisiin grammiin kuutiometrissä. Pilvet erotetaan korkeuden mukaan: Kansainvälisen luokituksen mukaan pilviä on 10 sukua: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
Helmiäispilviä havaitaan myös stratosfäärissä ja hämäräpilviä mesosfäärissä.
Cirrus-pilvet - läpinäkyvät pilvet ohuiden valkoisten lankojen tai verhojen muodossa, joilla on silkkinen kiilto, jotka eivät anna varjoa. Cirrus-pilvet koostuvat jääkiteistä ja muodostuvat troposfäärin yläosaan erittäin alhaisissa lämpötiloissa. Tietyt cirruspilvet toimivat säänmuutosten ennustajina.
Cirrocumulus-pilvet ovat ohuiden valkoisten pilvien harjuja tai kerroksia troposfäärin yläosassa. Cirrocumulus-pilvet on rakennettu pienistä elementeistä, jotka näyttävät hiutaleilta, väreiltä, pieniltä palloilta ilman varjoja ja koostuvat pääasiassa jääkiteistä.
Cirrostratus-pilvet - valkeahko läpikuultava huntu troposfäärin yläosassa, yleensä kuitumainen, joskus epäselvä, koostuu pienistä neula- tai pylväsmäisistä jääkiteistä.
Altocumulus-pilvet ovat valkoisia, harmaita tai valkoharmaita troposfäärin alemman ja keskikerroksen pilviä. Altocumulus-pilvet näyttävät kerroksilta ja harjuilta, ikään kuin ne olisi rakennettu päällekkäin olevista levyistä, pyöristetyistä massoista, kuiluista, hiutaleista. Altocumulus-pilvet muodostuvat intensiivisen konvektiivisen toiminnan aikana ja koostuvat yleensä alijäähtyneistä vesipisaroista.
Altostratus-pilvet ovat harmahtavia tai sinertäviä kuiturakenteisia tai yhtenäisiä pilviä. Keskitroposfäärissä havaitaan Altostratus-pilviä, jotka ulottuvat useiden kilometrien korkeuteen ja joskus tuhansia kilometrejä vaakasuunnassa. Yleensä altostratuspilvet ovat osa frontaalipilvijärjestelmiä, jotka liittyvät ilmamassojen nouseviin liikkeisiin.
Nimbostratus-pilvet - matala (2 km ja korkeampi) amorfinen pilvikerros, jonka väri on tasainen harmaa, mikä aiheuttaa pilvistä sadetta tai lunta. Nimbostratus-pilvet - erittäin kehittyneet pystysuunnassa (jopa useita kilometriä) ja vaakasuunnassa (useita tuhansia kilometriä) koostuvat alijäähdytetyistä vesipisaroista, jotka on sekoitettu lumihiutaleisiin, jotka yleensä liittyvät ilmakehän rintamiin.
Kerrospilvet - alemman tason pilvet homogeenisen kerroksen muodossa ilman tarkkoja ääriviivoja, väriltään harmaa. Kerrospilvien korkeus maan pinnasta on 0,5–2 km. Satunnaista tihkusadetta sataa ajoittain kerrospilvistä.
Cumulus-pilvet ovat tiheitä, kirkkaanvalkoisia pilviä päivän aikana, ja niissä on merkittävää pystysuuntaista kehitystä (jopa 5 km tai enemmän). Cumuluspilvien yläosat näyttävät kupuilta tai torneilta, joissa on pyöristetyt ääriviivat. Cumulus-pilvet muodostuvat yleensä konvektiopilvinä kylmissä ilmamassoissa.
Stratocumulus-pilvet - matalat (alle 2 km) pilvet, jotka ovat harmaita tai valkoisia ei-kuituisia kerroksia tai pyöreiden suurten lohkojen harjuja. Straocumulus-pilvien pystysuora paksuus on pieni. Toisinaan stratocumulus-pilvet antavat kevyttä sadetta.
Cumulonimbus-pilvet ovat voimakkaita ja tiheitä pilviä, joilla on voimakas pystysuora kehitys (jopa 14 km:n korkeus), ja ne antavat runsasta sadetta ja ukkosmyrskyjä, rakeita ja myrskyjä. Cumulonimbus-pilvet kehittyvät voimakkaista kumpupilvistä, jotka eroavat niistä yläosassa, koostuvat jääkiteistä.
Stratosfääri.
Tropopaussin kautta troposfääri siirtyy stratosfääriin keskimäärin 12-50 km korkeudessa. Alaosassa noin 10 km, ts. noin 20 km korkeuteen asti se on isoterminen (lämpötila noin 220 K). Sitten se kasvaa korkeuden myötä saavuttaen maksimissaan noin 270 K 50–55 km:n korkeudessa. Tässä on stratosfäärin ja sen päällä olevan mesosfäärin välinen raja, jota kutsutaan stratopausiksi. .
Stratosfäärissä on paljon vähemmän vesihöyryä. Siitä huolimatta ajoittain havaitaan ohuita läpikuultavia helmiäispilviä, joita esiintyy ajoittain stratosfäärissä 20–30 kilometrin korkeudessa. Helmiäispilvet näkyvät pimeällä taivaalla auringonlaskun jälkeen ja ennen auringonnousua. Helmiäispilvet muistuttavat muodoltaan cirrus- ja cirrocumulus-pilviä.
Keskiilmakehä (mesosfääri).
Noin 50 km:n korkeudessa mesosfääri alkaa laajan lämpötilamaksimin huipulla. . Syy lämpötilan nousuun tämän maksimin alueella on eksoterminen (eli, johon liittyy lämmön vapautuminen) fotokemiallinen otsonin hajoamisreaktio: O 3 + hv® O 2 + O. Otsonia syntyy molekyylihapen O 2 fotokemiallisen hajoamisen seurauksena
Noin 2+ hv® O + O ja sitä seuraava reaktio atomin ja happimolekyylin kolmoistörmäyksessä jonkin kolmannen molekyylin M kanssa.
O + O 2 + M® O 3 + M
Otsoni imee ahneesti ultraviolettisäteilyä alueella 2000–3000 A, ja tämä säteily lämmittää ilmakehää. Otsoni, joka sijaitsee yläilmakehässä, toimii eräänlaisena suojana, joka suojaa meitä auringon ultraviolettisäteilyltä. Ilman tätä kilpeä elämän kehittyminen maan päällä sen nykyaikaisissa muodoissa tuskin olisi ollut mahdollista.
Yleisesti ottaen koko mesosfäärissä ilmakehän lämpötila laskee minimiarvoonsa noin 180 K mesosfäärin ylärajalla (kutsutaan mesopaussiksi, korkeus on noin 80 km). Mesopaussin läheisyydessä, 70–90 kilometrin korkeudessa, voi ilmaantua erittäin ohut kerros jääkiteitä sekä vulkaanisen ja meteoriittipölyn hiukkasia, jotka havaitaan kauniina hämäräpilvien spektaakkelina. pian auringonlaskun jälkeen.
Mesosfäärissä suurimmaksi osaksi pienet kiinteät meteoriittihiukkaset, jotka putoavat maan päälle, poltetaan, mikä aiheuttaa meteorien ilmiön.
Meteorit, meteoriitit ja tulipallot.
Maan yläilmakehän soihdut ja muut ilmiöt, jotka aiheutuvat tunkeutumisesta siihen nopeudella 11 km/s ja kiinteiden kosmisten hiukkasten tai kappaleiden yläpuolella, kutsutaan meteoroideiksi. Siellä on havaittu kirkas meteoriitti; voimakkaimpia ilmiöitä, joihin usein liittyy meteoriittien putoaminen, kutsutaan tulipalloja; meteorit yhdistetään meteorisuihkuihin.
meteorisuihku:
1) ilmiö, jossa useat meteorit putoavat useiden tuntien tai päivien aikana yhdestä säteilystä.
2) meteoroidiparvi, joka liikkuu yhdellä kiertoradalla Auringon ympäri.
Meteorien systemaattinen ilmaantuminen tietylle taivaan alueelle ja tiettyinä päivinä vuodesta, joka johtuu Maan kiertoradan risteyksestä useiden suunnilleen samalla ja tasasuuntaisilla nopeuksilla liikkuvien meteoriittikappaleiden yhteisen kiertoradan kanssa, minkä vuoksi niiden polut taivaalla näyttävät tulevan yhdestä yhteisestä pisteestä (säteilystä). Ne on nimetty sen tähdistön mukaan, jossa säteily sijaitsee.
Meteorisuihkut tekevät syvän vaikutuksen valotehostellaan, mutta yksittäisiä meteoreja näkee harvoin. Paljon enemmän on näkymättömiä meteoreja, jotka ovat liian pieniä nähtäväksi sillä hetkellä, kun ilmakehä nielee ne. Jotkut pienimmistä meteoreista eivät luultavasti lämpene ollenkaan, vaan ilmakehän vangitsee ne. Näitä pieniä hiukkasia, joiden koko vaihtelee muutamasta millimetristä millimetrin kymmeneen tuhannesosaan, kutsutaan mikrometeoriiteiksi. Ilmakehään joka päivä saapuvan meteorisen aineen määrä on 100-10 000 tonnia, ja suurin osa tästä aineesta on mikrometeoriitteja.
Koska meteorinen aine palaa osittain ilmakehässä, sen kaasukoostumus täydentyy erilaisten kemiallisten alkuaineiden jäämillä. Esimerkiksi kivimeteorit tuovat litiumia ilmakehään. Metallien meteorien palaminen johtaa pienten pallomaisten raudan, rauta-nikkelin ja muiden pisaroiden muodostumiseen, jotka kulkevat ilmakehän läpi ja laskeutuvat maan pinnalle. Niitä löytyy Grönlannista ja Etelämantereelta, joissa jäälevyt pysyvät lähes muuttumattomina vuosia. Meritieteilijät löytävät niitä valtameren pohjasedimentistä.
Suurin osa ilmakehään saapuvista meteorihiukkasista laskeutuu noin 30 päivässä. Jotkut tutkijat uskovat, että tällä kosmisella pölyllä on tärkeä rooli ilmakehän ilmiöiden, kuten sateen, muodostumisessa, koska se toimii vesihöyryn tiivistymisen ytimina. Siksi oletetaan, että sademäärä liittyy tilastollisesti suuriin meteorisuihkuihin. Jotkut asiantuntijat kuitenkin uskovat, että koska meteoristen aineiden kokonaissyöttö on monta kymmeniä kertoja suurempi kuin jopa suurimmalla meteorisuihkulla, yhden tällaisen suihkun seurauksena tapahtuva muutos tämän materiaalin kokonaismäärässä voidaan jättää huomiotta.
Ei ole kuitenkaan epäilystäkään siitä, että suurimmat mikrometeoriitit ja näkyvät meteoriitit jättävät pitkiä ionisaatiojälkiä ilmakehän korkeisiin kerroksiin, pääasiassa ionosfääriin. Tällaisia jälkiä voidaan käyttää pitkän matkan radioviestintään, koska ne heijastavat korkeataajuisia radioaaltoja.
Ilmakehään saapuvien meteorien energia kuluu pääasiassa ja ehkä kokonaan sen lämmittämiseen. Tämä on yksi ilmakehän lämpötasapainon vähäisistä komponenteista.
Meteoriitti on luonnollista alkuperää oleva kiinteä kappale, joka putosi maan pinnalle avaruudesta. Yleensä erottaa kivi-, rautakivi- ja rautameteoriitit. Jälkimmäiset koostuvat pääasiassa raudasta ja nikkelistä. Löydetyistä meteoriiteista useimmat painavat useista grammista useisiin kiloihin. Suurin löydetyistä, Goba-rautameteoriitti painaa noin 60 tonnia ja sijaitsee edelleen samassa paikassa, josta se löydettiin, Etelä-Afrikassa. Useimmat meteoriitit ovat asteroidien palasia, mutta jotkut meteoriitit ovat saattaneet tulla Maahan Kuusta ja jopa Marsista.
Tulipallo on hyvin kirkas meteori, jota havaitaan joskus jopa päiväsaikaan, jättäen usein savuisen jäljen ja mukana ääniilmiöitä; päättyy usein meteoriittien putoamiseen.
Termosfääri.
Mesopaussin lämpötilaminimin yläpuolella alkaa termosfääri, jossa lämpötila alkaa nousta ensin hitaasti ja sitten nopeasti. Syynä on ultraviolettisäteilyn, auringon säteilyn absorptio 150–300 km korkeudessa atomihapen ionisaatiosta johtuen: O + hv® O + + e.
Termosfäärissä lämpötila kohoaa jatkuvasti noin 400 km:n korkeuteen, jossa se saavuttaa päivän aikana auringon suurimman aktiivisuuden aikana 1800 K. Minimikaudella tämä rajalämpötila voi olla alle 1000 K. Yli 400 km, ilmakehä siirtyy isotermiseen eksosfääriin. Kriittinen taso (eksosfäärin perusta) sijaitsee noin 500 km:n korkeudessa.
Revontulet ja monet keinotekoisten satelliittien kiertoradat sekä noktilucent-pilvet - kaikki nämä ilmiöt tapahtuvat mesosfäärissä ja termosfäärissä.
Revontulet.
Korkeilla leveysasteilla revontulia havaitaan magneettikentän häiriöiden aikana. Ne voivat kestää useita minuutteja, mutta ovat usein näkyvissä useita tunteja. Revontulet vaihtelevat suuresti muodoltaan, väriltään ja voimakkuudeltaan, jotka kaikki muuttuvat joskus hyvin nopeasti ajan myötä. Auroraspektri koostuu emissioviivoista ja kaistoista. Osa yötaivaan päästöistä lisääntyy revontulien spektrissä, pääasiassa vihreät ja punaiset l 5577 Å ja l 6300 Å happiviivat. Tapahtuu, että yksi näistä viivoista on monta kertaa voimakkaampi kuin toinen, ja tämä määrittää säteilyn näkyvän värin: vihreä tai punainen. Häiriöihin magneettikentässä liittyy myös häiriöitä radioviestinnässä napa-alueilla. Häiriön aiheuttavat muutokset ionosfäärissä, mikä tarkoittaa, että magneettimyrskyjen aikana toimii voimakas ionisaatiolähde. On todettu, että voimakkaita magneettisia myrskyjä syntyy, kun aurinkolevyn keskikohdan lähellä on suuria pisteryhmiä. Havainnot ovat osoittaneet, että myrskyt eivät liity itse pisteisiin, vaan auringonpurkausihin, jotka ilmaantuvat täplien ryhmän kehittymisen aikana.
Revontulet ovat vaihtelevan intensiteetin valoalue, jonka nopeita liikkeitä havaitaan maan korkeilla leveysasteilla. Visuaalinen aurora sisältää vihreitä (5577Å) ja punaisia (6300/6364Å) atomihappipäästöviivoja ja N 2 -molekyylivyöhykkeitä, joita virittävät aurinko- ja magnetosfäärialkuperää olevat energiset hiukkaset. Nämä päästöt näytetään yleensä noin 100 km:n korkeudessa ja sitä korkeammalla. Termiä optinen aurora käytetään viittaamaan visuaalisiin revontulia ja niiden infrapuna-ultraviolettisäteilyspektriä. Säteilyenergia spektrin infrapunaosassa ylittää merkittävästi näkyvän alueen energian. Kun revontulet ilmestyivät, päästöjä havaittiin ULF-alueella (
Revontulien todellisia muotoja on vaikea luokitella; Seuraavia termejä käytetään yleisimmin:
1. Rauhoitu tasaiset kaaret tai raidat. Valokaari ulottuu yleensä ~1000 km geomagneettisen yhdensuuntaisuuden suuntaan (napa-alueilla aurinkoon päin) ja sen leveys on yhdestä useisiin kymmeniin kilometriin. Nauha on yleistys kaaren käsitteestä, sillä ei yleensä ole säännöllistä kaarevaa muotoa, vaan se taipuu S:n muodossa tai spiraalien muodossa. Kaaret ja nauhat sijaitsevat 100–150 km korkeudessa.
2. Auroran säteet . Tämä termi viittaa revontulien rakenteeseen, joka on venytetty pitkin magneettikenttälinjoja, joiden pystysuuntainen ulottuvuus on useista kymmenistä useisiin satoihin kilometreihin. Säteiden pituus vaakatasossa on pieni, useista kymmenistä metreistä useisiin kilometreihin. Säteet havaitaan yleensä kaareina tai erillisinä rakenteina.
3. Tahrat tai pinnat . Nämä ovat eristettyjä hehkualueita, joilla ei ole tiettyä muotoa. Yksittäiset paikat voivat liittyä toisiinsa.
4. Hunnu. Auroran epätavallinen muoto, joka on yhtenäinen hehku, joka kattaa suuria alueita taivaalla.
Rakenteen mukaan revontulet jaetaan homogeenisiin, kiillotettuihin ja säteileviin. Käytetään erilaisia termejä; sykkivä kaari, sykkivä pinta, diffuusi pinta, säteilevä raita, verhot jne. Revontulet luokitellaan niiden värin mukaan. Tämän luokituksen mukaan revontulet tyyppiä MUTTA. Yläosa tai kokonaan ovat punaisia (6300–6364 Å). Ne ilmestyvät yleensä 300–400 km korkeudessa korkean geomagneettisen aktiivisuuden aikana.
Aurora tyyppi AT ovat värjätty punaisiksi alaosassa ja liittyvät ensimmäisen positiivisen N 2 -järjestelmän ja ensimmäisen negatiivisen O 2 -järjestelmän vyöhykkeiden luminesenssiin. Tällaisia revontulien muotoja esiintyy revontulien aktiivisimpien vaiheiden aikana.
Alueet revontulia – Nämä ovat alueita, joilla revontulien esiintymistiheys on suurin yöllä, maan pinnan kiinteässä pisteessä olevien tarkkailijoiden mukaan. Vyöhykkeet sijaitsevat 67° pohjoisella ja eteläisellä leveysasteella ja niiden leveys on noin 6°. Enimmäisrevontulien esiintyminen, joka vastaa tiettyä geomagneettisen paikallisajan hetkeä, tapahtuu ovaalin kaltaisissa vyöhykkeissä (aurora oval), jotka sijaitsevat epäsymmetrisesti pohjoisen ja etelän geomagneettisen navan ympärillä. Auroran soikea on kiinteä leveysaste-aikakoordinaateissa, ja revontulien vyöhyke on pisteiden paikka soikean keskiyön alueella leveysaste-pituusaste-koordinaateissa. Soikea vyö sijaitsee noin 23° geomagneettisesta napasta yösektorilla ja 15° päiväsektorilla.
Revontulien soikeat ja revontulien vyöhykkeet. Auroran soikean sijainti riippuu geomagneettisesta aktiivisuudesta. Soikea levenee korkealla geomagneettisella aktiivisuudella. Auroran vyöhykkeet tai revontulien soikeat rajat esitetään paremmin L 6.4:llä kuin dipolikoordinaateilla. Geomagneettiset kenttäviivat revontueen soikean päiväsektorin rajalla osuvat yhteen magnetopaussi. Auroran soikean asema muuttuu riippuen geomagneettisen akselin ja maa-aurinko-suunnan välisestä kulmasta. Revontulien soikea määritetään myös tiettyjen energioiden hiukkasten (elektronien ja protonien) saostumista koskevien tietojen perusteella. Sen sijainti voidaan määrittää itsenäisesti tietojen perusteella caspakh päivän puolella ja magneettihännässä.
Päivittäinen vaihtelu revontulien esiintymistiheydessä revontulien vyöhykkeellä on maksimissaan geomagneettisessa keskiyössä ja minimissä geomagneettisessa keskipäivässä. Ovaalin lähes ekvatoriaalisella puolella revontulien esiintymistiheys vähenee jyrkästi, mutta vuorokausivaihteluiden muoto säilyy. Ovaalin napaisella puolella revontulien esiintymistiheys vähenee vähitellen ja sille on ominaista monimutkaiset vuorokauden muutokset.
Revontulien intensiteetti.
Auroran intensiteetti määritetään mittaamalla näennäinen luminanssipinta. Kirkkaus pinta minä revontulia tiettyyn suuntaan määrää kokonaispäästö 4p minä fotoni/(cm2s). Koska tämä arvo ei ole todellinen pinnan kirkkaus, vaan edustaa emissiota kolonnista, käytetään yleensä revontulien tutkimuksessa yksikköä fotoni/(cm 2 kolonna s). Tavallinen kokonaisemission mittausyksikkö on Rayleigh (Rl), joka vastaa 10 6 fotonia / (cm 2 kolonni s). Käytännöllisempi revontulien intensiteetin yksikkö määritetään yksittäisen juovan tai vyöhykkeen päästöistä. Esimerkiksi revontulien intensiteetti määräytyy kansainvälisillä kirkkauskertoimilla (ICF) vihreän viivan intensiteettitietojen mukaan (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (revontulien maksimiintensiteetti). Tätä luokitusta ei voida käyttää punaisille revontuhoille. Yksi aikakauden (1957–1958) löydöistä oli revontulien alueellisen ja ajallisen jakautumisen määrittäminen magneettiseen napaan nähden siirtyneen soikean muotoisena. Yksinkertaisista ideoista revontulien jakauman pyöreästä muodosta suhteessa magneettiseen napaan, siirtyminen magnetosfäärin moderniin fysiikkaan saatiin päätökseen. Löytön kunnia kuuluu O. Khoroshevalle ja G. Starkoville, J. Feldshteinille, S-I. Auroran soikea on alue, jossa aurinkotuulen voimakkain vaikutus maapallon yläilmakehään. Revontulien intensiteetti on suurin ovaalissa, ja sen dynamiikkaa seurataan jatkuvasti satelliiteilla.
Vakaat auroral punaiset kaaret.
Tasainen auroral punainen kaari, jota kutsutaan muuten punaiseksi leveysasteeksi tai M-kaari, on subvisuaalinen (silmän herkkyysrajan alapuolella) leveä kaari, joka ulottuu idästä länteen tuhansia kilometrejä ja ympäröi mahdollisesti koko maapallon. Kaaren leveysleveys on 600 km. Vakaan revontulien punaisen kaaren emissio on lähes yksivärinen punaisilla viivoilla l 6300 Å ja l 6364 Å. Viime aikoina on raportoitu myös heikot päästöviivat l 5577 Å (OI) ja l 4278 Å (N + 2). Pysyvät punaiset kaaret luokitellaan auroroiksi, mutta ne näkyvät paljon korkeammissa korkeuksissa. Alaraja sijaitsee 300 km:n korkeudessa, yläraja on noin 700 km. Hiljaisen auroraalisen punaisen kaaren intensiteetti l 6300 Å emissiossa vaihtelee välillä 1-10 kRl (tyypillinen arvo on 6 kRl). Silmän herkkyyskynnys tällä aallonpituudella on noin 10 kR, joten kaaria havaitaan harvoin visuaalisesti. Havainnot ovat kuitenkin osoittaneet, että niiden kirkkaus on >50 kR 10 %:lla öistä. Kaarien tavanomainen käyttöikä on noin yksi päivä, ja niitä esiintyy harvoin seuraavina päivinä. Radioaallot satelliiteista tai radiolähteistä, jotka ylittävät vakaat revontulien punaiset kaaret, ovat alttiita tuikeille, mikä osoittaa elektronitiheyden epähomogeenisuuksien olemassaolon. Punaisten kaarien teoreettinen selitys on, että alueen kuumentuneet elektronit F ionosfäärit lisäävät happiatomien määrää. Satelliittihavainnot osoittavat elektronien lämpötilan nousua geomagneettisia kenttälinjoja pitkin, jotka ylittävät vakaat auroral punaiset kaaret. Näiden valokaarien voimakkuus korreloi positiivisesti geomagneettisen aktiivisuuden (myrskyjen) kanssa, ja valokaarien esiintymistiheys korreloi positiivisesti auringon auringonpilkkujen aktiivisuuden kanssa.
Auroran muuttuminen.
Jotkut revontulien muodot kokevat kvasijaksollisia ja koherentteja ajallisia intensiteetin vaihteluita. Näitä revontulia, joiden geometria on suunnilleen paikallaan ja vaiheissa esiintyy nopeita jaksottaisia vaihteluja, kutsutaan muuttuviksi revontureiksi. Ne luokitellaan auroroiksi lomakkeita R Kansainvälisen revontulien atlasin mukaan muuttuvien revontulien tarkempi alajako:
R 1 (sykkivä revontulia) on hehku, jonka kirkkaus vaihtelee tasaisesti koko revontueen muodossa. Ihanteellisessa sykkivässä revontulessa voidaan määritelmän mukaan erottaa pulsaation spatiaalinen ja ajallinen osa, ts. kirkkaus minä(r,t)= Minä s(r)· Minä T(t). Tyypillisessä aurorassa R 1, pulsaatioita esiintyy 0,01-10 Hz:n taajuudella matalan intensiteetin (1-2 kR) välillä. Useimmat revontulet R 1 ovat pisteitä tai kaaria, jotka sykkivät useiden sekuntien ajan.
R 2 (tulinen aurora). Tätä termiä käytetään yleensä viittaamaan liikkeisiin, kuten liekkeihin, jotka täyttävät taivaan, eikä kuvaamaan yhtä muotoa. Revontulet ovat kaaren muotoisia ja liikkuvat yleensä ylöspäin 100 kilometrin korkeudelta. Nämä revontulet ovat suhteellisen harvinaisia ja niitä esiintyy useammin revontulien ulkopuolella.
R 3 (välkkuva aurora). Nämä ovat revontulia, joiden kirkkaus vaihtelee nopeasti, epäsäännöllisesti tai säännöllisesti, mikä antaa vaikutelman taivaalla välkkyvästä liekistä. Ne ilmestyvät vähän ennen auroran romahtamista. Yleisesti havaittu vaihtelutaajuus R 3 on yhtä suuri kuin 10 ± 3 Hz.
Termi streaming aurora, jota käytetään toisesta sykkivien revontulien luokasta, viittaa kirkkauden epäsäännöllisiin vaihteluihin, jotka liikkuvat nopeasti vaakasuunnassa kaarissa ja revontulien vyöhykkeissä.
Muuttuva revontulia on yksi aurinko-maa-ilmiöistä, joka liittyy geomagneettisen kentän pulsaatioihin ja revontulien röntgensäteilyyn, joka aiheutuu aurinko- ja magnetosfäärialkuperää olevien hiukkasten saostumisesta.
Napakannen hehkulle on ominaista ensimmäisen negatiivisen N + 2 -järjestelmän vyöhykkeen korkea intensiteetti (λ 3914 Å). Yleensä nämä N + 2 -kaistat ovat viisi kertaa voimakkaampia kuin vihreä viiva OI l 5577 Å, napahatun hehkun absoluuttinen intensiteetti on 0,1-10 kRl (yleensä 1-3 kRl). Näiden PCA-jaksojen aikana ilmenevien revontulien kanssa yhtenäinen hehku peittää koko napakannen geomagneettiselle leveysasteelle 60° 30-80 km korkeudessa. Sitä tuottavat pääasiassa auringon protonit ja d-hiukkaset, joiden energia on 10–100 MeV, jotka luovat näillä korkeuksilla ionisaatiomaksimin. Auroravyöhykkeillä on toisenlainen hehku, nimeltään vaipan revontulia. Tämän tyyppiselle revontulelle vuorokauden intensiteettimaksimi aamutunneilla on 1–10 kR ja intensiteettiminimi viisi kertaa heikompi. Vaipan revontulia havaitaan vähän ja niiden voimakkuus riippuu geomagneettisesta ja auringon aktiivisuudesta.
Tunnelmallinen hehku määritellään planeetan ilmakehän tuottamaksi ja lähettämäksi säteilyksi. Tämä on ilmakehän ei-lämpösäteilyä, lukuun ottamatta revontulia, salamapurkausta ja meteorijälkien säteilyä. Tätä termiä käytetään suhteessa maan ilmakehään (yöhehku, hämärän hehku ja päivän hehku). Ilmakehän hehku on vain murto-osa ilmakehän valosta. Muita lähteitä ovat tähtien valo, eläinradan valo ja auringon hajavalo päiväsaikaan. Toisinaan ilmakehän hehku voi olla jopa 40 % valon kokonaismäärästä. Ilman hehkua esiintyy ilmakehän kerroksissa, joiden korkeus ja paksuus vaihtelevat. Ilmakehän hehkuspektri kattaa aallonpituudet välillä 1000 Å - 22,5 µm. Ilmahehkun pääpäästöviiva on l 5577 Å, joka näkyy 90–100 km:n korkeudella 30–40 km paksuisena kerroksena. Hehkun ulkonäkö johtuu Champen-mekanismista, joka perustuu happiatomien rekombinaatioon. Muut emissioviivat ovat l 6300 Å, jotka esiintyvät dissosiatiivisen O + 2 -rekombinaation ja emission tapauksessa NI l 5198/5201 Å ja NI l 5890/5896 Å.
Ilmakehän hehkun voimakkuus mitataan Rayleighsissä. Kirkkaus (Rayleighsissä) on 4 rb, missä c on emittoivan kerroksen luminanssin kulmapinta yksiköissä 10 6 fotonia/(cm 2 sr s). Hehkun intensiteetti riippuu leveysasteesta (eri päästöjen mukaan) ja vaihtelee myös päivän aikana maksimissaan keskiyöllä. Positiivinen korrelaatio havaittiin l 5577 Å emission ilmanhohteelle auringonpilkkujen lukumäärän ja auringon säteilyn vuon kanssa aallonpituudella 10,7 cm Ilmanhohto havaittiin satelliittikokeiden aikana. Ulkoavaruudesta katsottuna se näyttää valorenkaalta maapallon ympärillä ja sen väri on vihertävä.
Otsonosfääri.
20–25 km korkeudessa otsoni O 3:n (jopa 2×10–7 happipitoisuudesta!) enimmäispitoisuus, joka esiintyy auringon ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta noin 10–50 korkeudessa. km, saavutetaan, mikä suojaa planeettaa ionisoivalta auringon säteilyltä. Huolimatta äärimmäisen pienestä määrästä otsonimolekyylejä, ne suojaavat kaikkea maapallon elämää Auringon lyhytaaltosäteilyn (ultravioletti- ja röntgensäteilyn) haitallisilta vaikutuksilta. Jos saostat kaikki molekyylit ilmakehän pohjalle, saat enintään 3–4 mm paksuisen kerroksen! Yli 100 km:n korkeuksissa kevyiden kaasujen osuus kasvaa, ja erittäin korkeissa korkeuksissa helium ja vety hallitsevat; monet molekyylit hajoavat erillisiksi atomeiksi, jotka ionisoituessaan kovan auringonsäteilyn vaikutuksesta muodostavat ionosfäärin. Ilman paine ja tiheys Maan ilmakehässä laskevat korkeuden mukana. Lämpötilajakauman mukaan maapallon ilmakehä jaetaan troposfääriin, stratosfääriin, mesosfääriin, termosfääriin ja eksosfääriin. .
20-25 km korkeudessa sijaitsee otsonikerros. Otsonia muodostuu happimolekyylien hajoamisen seurauksena auringon ultraviolettisäteilyn absorption aikana, jonka aallonpituus on alle 0,1–0,2 mikronia. Vapaa happi yhdistyy O 2 -molekyyleihin ja muodostaa O 3 -otsonia, joka imee ahneesti kaiken alle 0,29 mikronin ultraviolettivalon. Otsonimolekyylit O 3 tuhoutuvat helposti lyhytaaltosäteilyn vaikutuksesta. Siksi otsonikerros absorboi harvinaisuudestaan huolimatta tehokkaasti Auringon ultraviolettisäteilyä, joka on kulkenut korkeampien ja läpinäkyvämpien ilmakehän kerrosten läpi. Tämän ansiosta maan elävät organismit ovat suojassa auringon ultraviolettivalon haitallisilta vaikutuksilta.
Ionosfääri.
Auringon säteily ionisoi ilmakehän atomeja ja molekyylejä. Ionisaatioaste tulee merkittäväksi jo 60 kilometrin korkeudessa ja kasvaa tasaisesti etäisyyden myötä Maasta. Ilmakehän eri korkeuksissa tapahtuu peräkkäisiä eri molekyylien dissosiaatioprosesseja ja sitä seuraavaa eri atomien ja ionien ionisaatiota. Pohjimmiltaan nämä ovat happimolekyylejä O 2, typpeä N 2 ja niiden atomeja. Näiden prosessien intensiteetistä riippuen ilmakehän eri kerroksia, jotka sijaitsevat yli 60 kilometriä, kutsutaan ionosfäärikerroksiksi. , ja niiden kokonaisuus on ionosfääri . Alempaa kerrosta, jonka ionisaatio on merkityksetön, kutsutaan neutrosfääriksi.
Varautuneiden hiukkasten enimmäispitoisuus ionosfäärissä saavutetaan 300–400 km:n korkeudessa.
Ionosfäärin tutkimuksen historia.
Englantilainen tiedemies Stuart esitti hypoteesin johtavan kerroksen olemassaolosta yläilmakehässä vuonna 1878 selittääkseen geomagneettisen kentän ominaisuuksia. Sitten vuonna 1902 toisistaan riippumatta Kennedy Yhdysvalloissa ja Heaviside Englannissa huomauttivat, että radioaaltojen etenemisen selittämiseksi pitkiä matkoja on oletettava korkean johtavuuden omaavien alueiden olemassaolo korkeammissa kerroksissa. ilmakehä. Vuonna 1923 akateemikko M.V. Shuleikin, ottaen huomioon eri taajuuksien radioaaltojen leviämisen piirteet, tuli siihen tulokseen, että ionosfäärissä on vähintään kaksi heijastavaa kerrosta. Sitten vuonna 1925 englantilaiset tutkijat Appleton ja Barnet sekä Breit ja Tuve osoittivat kokeellisesti ensimmäistä kertaa radioaaltoja heijastavien alueiden olemassaolon ja loivat perustan niiden systemaattiselle tutkimukselle. Siitä lähtien on suoritettu systemaattinen tutkimus näiden kerrosten, joita yleisesti kutsutaan ionosfääriksi, ominaisuuksista, ja niillä on ollut merkittävä rooli useissa geofysikaalisissa ilmiöissä, jotka määräävät radioaaltojen heijastuksen ja absorption, mikä on erittäin tärkeää käytännön kannalta. erityisesti luotettavan radioviestinnän varmistamiseksi.
1930-luvulla alettiin systemaattiset havainnot ionosfäärin tilasta. Maassamme luotiin M.A. Bonch-Bruevichin aloitteesta installaatioita sen pulssiääntä varten. Tutkittiin monia ionosfäärin yleisiä ominaisuuksia, sen pääkerrosten korkeuksia ja elektronitiheyttä.
60-70 km korkeudessa havaitaan D-kerros, 100-120 km korkeudessa E, korkeuksissa, 180-300 km korkeudessa kaksikerroksinen F 1 ja F 2. Näiden kerrosten pääparametrit on esitetty taulukossa 4.
| Taulukko 4 | ||||||
| Ionosfäärialue | Suurin korkeus, km | T i , K | Päivä | Yö ei , cm -3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min ei , cm -3 | Max ei , 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 (talvi) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2 10-10 |
| F 2 (kesä) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| ei on elektronin pitoisuus, e on elektronin varaus, T i on ionin lämpötila, a΄ on rekombinaatiokerroin (joka määrittää ei ja sen muutos ajan myötä) | ||||||
Keskiarvot on annettu, koska ne vaihtelevat eri leveysasteilla, vuorokaudenaikoina ja vuodenaikoina. Tällaiset tiedot ovat tarpeen pitkän kantaman radioviestinnän varmistamiseksi. Niitä käytetään toimintataajuuksien valintaan erilaisille lyhytaaltoisille radiolinkeille. Niiden muutoksen tunteminen ionosfäärin tilasta riippuen eri vuorokaudenaikoina ja eri vuodenaikoina on erittäin tärkeää radioviestinnän luotettavuuden varmistamiseksi. Ionosfääri on kokoelma maan ilmakehän ionisoituja kerroksia, jotka alkavat noin 60 kilometrin korkeudesta ja ulottuvat kymmenien tuhansien kilometrien korkeuteen. Maan ilmakehän pääasiallinen ionisaatiolähde on Auringon ultravioletti- ja röntgensäteily, jota esiintyy pääasiassa auringon kromosfäärissä ja koronassa. Lisäksi ylemmän ilmakehän ionisaatioasteeseen vaikuttavat auringonpurkausten aikana tapahtuvat aurinkosoluvirrat sekä kosmiset säteet ja meteorihiukkaset.
Ionosfäärin kerrokset
ovat ilmakehän alueita, joissa vapaiden elektronien pitoisuuden maksimiarvot saavutetaan (eli niiden lukumäärä tilavuusyksikköä kohti). Sähköisesti varautuneet vapaat elektronit ja (vähemmässä määrin vähemmän liikkuvat ionit), jotka syntyvät ilmakehän kaasuatomien ionisaatiosta, jotka ovat vuorovaikutuksessa radioaaltojen (eli sähkömagneettisten värähtelyjen) kanssa, voivat muuttaa suuntaaan, heijastaen tai taittaen ne ja absorboivat niiden energiaa. Tämän seurauksena kaukaisia radioasemia vastaanotettaessa voi esiintyä erilaisia vaikutuksia, kuten radion häipyminen, kaukaisten asemien kuultavuuden paraneminen, sähkökatkoksia jne. ilmiöitä.
Tutkimusmenetelmät.
Klassiset menetelmät ionosfäärin tutkimiseksi maasta rajoittuvat pulssiluotaukseen - radiopulssien lähettämiseen ja niiden heijastusten tarkkailuun ionosfäärin eri kerroksista mittaamalla viiveaikaa ja tutkimalla heijastuneiden signaalien voimakkuutta ja muotoa. Mittaamalla radiopulssien heijastuskorkeudet eri taajuuksilla, määrittämällä eri alueiden kriittiset taajuudet (radiopulssin kantoaaltotaajuutta, jolle tämä ionosfäärin alue tulee läpinäkyväksi, kutsutaan kriittiseksi), voidaan määrittää radiopulssin arvo. kerrosten elektronitiheys ja teholliset korkeudet annetuille taajuuksille sekä valita optimaaliset taajuudet tietyille radioteille. Rakettitekniikan kehittyessä ja keinotekoisten maasatelliittien (AES) ja muiden avaruusalusten avaruusajan tulon myötä tuli mahdolliseksi mitata suoraan maapallon lähiavaruusplasman parametreja, jonka alaosa on ionosfääri.
Erityisesti laukaisuista raketteista ja satelliittien lentoreittejä pitkin tehdyt elektronitiheysmittaukset vahvistivat ja tarkensivat aiemmin maanpäällisillä menetelmillä saadut tiedot ionosfäärin rakenteesta, elektronitiheyden jakautumisesta korkeuden mukaan Maan eri alueilla ja mahdollistivat sen. saadaksesi elektronitiheysarvot päämaksimin - kerroksen - yläpuolella F. Aikaisemmin tämä oli mahdotonta tehdä luotausmenetelmillä, jotka perustuivat heijastuneiden lyhytaaltoisten radiopulssien havaintoihin. On todettu, että joillakin maapallon alueilla on melko vakaita alueita, joilla on pieni elektronitiheys, säännölliset "ionosfäärituulet", ionosfäärissä syntyy omituisia aaltoprosesseja, jotka kantavat paikallisia ionosfäärihäiriöitä tuhansien kilometrien päässä virityspaikasta, ja paljon enemmän. Erityisen herkkien vastaanottolaitteiden luominen mahdollisti ionosfäärin pulssiluotausasemilla ionosfäärin alimilta alueilta osittain heijastuneiden pulssisignaalien vastaanoton (osittaisheijastusten asema). Tehokkaiden pulssiasennusten käyttö mittari- ja desimetriaaltokaistoilla antennien avulla, jotka mahdollistavat korkean säteilyenergian pitoisuuden, mahdollisti ionosfäärin eri korkeuksilla siroamien signaalien tarkkailun. Näiden signaalien spektrien ominaisuuksien tutkiminen, jotka ionosfäärin plasman elektronit ja ionit hajoittivat epäyhtenäisesti (tätä varten käytettiin radioaaltojen epäkoherentin sironnan asemia) mahdollisti elektronien ja ionien konsentraation, niiden ekvivalentin määrittämisen. lämpötila eri korkeuksissa jopa useiden tuhansien kilometrien korkeuksiin. Kävi ilmi, että ionosfääri on riittävän läpinäkyvä käytetyille taajuuksille.
Sähkövarausten pitoisuus (elektronitiheys on yhtä suuri kuin ioni yksi) maan ionosfäärissä 300 km:n korkeudessa on vuorokauden aikana noin 106 cm–3. Tämän tiheyden omaava plasma heijastaa yli 20 metrin pituisia radioaaltoja ja lähettää lyhyempiä.
Tyypillinen elektronitiheyden pystyjakauma ionosfäärissä päivä- ja yöolosuhteissa.
Radioaaltojen leviäminen ionosfäärissä.
Pitkän kantaman lähetysasemien vakaa vastaanotto riippuu käytetyistä taajuuksista sekä vuorokaudenajasta, vuodenajasta ja lisäksi auringon aktiivisuudesta. Auringon aktiivisuus vaikuttaa merkittävästi ionosfäärin tilaan. Maa-aseman lähettämät radioaallot etenevät suoraviivaisesti, kuten kaikentyyppiset sähkömagneettiset aallot. On kuitenkin otettava huomioon, että sekä Maan pinta että sen ilmakehän ionisoidut kerrokset toimivat eräänlaisina valtavan kondensaattorin levyinä, jotka vaikuttavat niihin kuten peilien vaikutus valoon. Niistä heijastuneena radioaallot voivat kulkea useita tuhansia kilometrejä, taipuen ympäri maapallon valtavilla satojen ja tuhansien kilometrien hyppyillä heijastaen vuorotellen ionisoituneen kaasun kerroksesta ja maan tai veden pinnasta.
1920-luvulla uskottiin, että alle 200 metrin pituiset radioaallot eivät yleensä sovellu pitkän matkan viestintään voimakkaan absorption vuoksi. Ensimmäiset lyhyiden aaltojen pitkän kantaman vastaanottokokeet Atlantin yli Euroopan ja Amerikan välillä suorittivat englantilainen fyysikko Oliver Heaviside ja amerikkalainen sähköinsinööri Arthur Kennelly. He ehdottivat toisistaan riippumatta, että jossain maan ympärillä on ionisoitunut ilmakehän kerros, joka voi heijastaa radioaaltoja. Sitä kutsuttiin Heaviside-kerrokseksi - Kennellyksi ja sitten - ionosfääriksi.
Nykyaikaisten käsitteiden mukaan ionosfääri koostuu negatiivisesti varautuneista vapaista elektroneista ja positiivisesti varautuneista ioneista, pääasiassa molekyylihapesta O + ja typpioksidista NO + . Ioneja ja elektroneja muodostuu molekyylien dissosioitumisen ja neutraalien kaasuatomien ionisoitumisen seurauksena auringon röntgen- ja ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta. Atomin ionisoimiseksi on välttämätöntä ilmoittaa sille ionisaatioenergia, jonka päälähde ionosfäärille on Auringon ultravioletti-, röntgen- ja korpuskulaarinen säteily.
Niin kauan kuin Aurinko valaisee Maan kaasukuorta, siihen muodostuu jatkuvasti enemmän elektroneja, mutta samaan aikaan osa elektroneista, jotka törmäävät ioneihin, yhdistyvät uudelleen muodostaen jälleen neutraaleja hiukkasia. Auringonlaskun jälkeen uusien elektronien tuotanto melkein pysähtyy ja vapaiden elektronien määrä alkaa vähentyä. Mitä enemmän vapaita elektroneja ionosfäärissä on, sitä paremmin korkeataajuiset aallot heijastuvat siitä. Elektronipitoisuuden pienentyessä radioaaltojen kulku on mahdollista vain matalan taajuuden alueilla. Siksi yöllä on pääsääntöisesti mahdollista vastaanottaa kaukaisia asemia vain etäisyyksillä 75, 49, 41 ja 31 m. Elektronit jakautuvat ionosfäärissä epätasaisesti. 50–400 km:n korkeudessa on useita kerroksia tai alueita, joiden elektronitiheys on kasvanut. Nämä alueet siirtyvät sujuvasti toisiinsa ja vaikuttavat HF-radioaaltojen etenemiseen eri tavoin. Ionosfäärin ylempi kerros on merkitty kirjaimella F. Tässä on korkein ionisaatioaste (varautuneiden hiukkasten osuus on noin 10-4). Se sijaitsee yli 150 km:n korkeudessa maan pinnan yläpuolella ja sillä on tärkein heijastava rooli korkeataajuisten HF-kaistojen radioaaltojen pitkän kantaman etenemisessä. Kesäkuukausina F-alue hajoaa kahteen kerrokseen - F 1 ja F 2. F1-kerros voi miehittää korkeuksia 200-250 km, ja kerros F 2 näyttää "kelluvan" korkeusalueella 300–400 km. Yleensä kerros F 2 on ionisoitu paljon vahvemmin kuin kerros F yksi . yökerros F 1 katoaa ja kerros F 2 jää, menettäen hitaasti jopa 60 % ionisaatioasteestaan. F-kerroksen alapuolella, korkeudessa 90-150 km, on kerros E, jonka ionisaatio tapahtuu Auringon pehmeän röntgensäteilyn vaikutuksesta. E-kerroksen ionisaatioaste on pienempi kuin kerroksen F, päivällä 31 ja 25 metrin matalataajuisten HF-taajuuskaistojen asemien vastaanotto tapahtuu, kun signaalit heijastuvat kerroksesta E. Yleensä nämä ovat 1000–1500 km:n etäisyydellä sijaitsevia asemia. Yöllä kerroksittain E ionisaatio laskee jyrkästi, mutta tälläkin hetkellä sillä on edelleen merkittävä rooli signaalien vastaanotossa kaistan 41, 49 ja 75 m asemista.
Alueelta syntyvät signaalit kiinnostavat 16, 13 ja 11 metrin suurtaajuisten HF-taajuuksien signaalien vastaanottamista. E voimakkaasti lisääntyneen ionisoitumisen välikerrokset (pilvet). Näiden pilvien pinta-ala voi vaihdella muutamasta satoihin neliökilometreihin. Tätä lisääntyneen ionisaation kerrosta kutsutaan satunnaiseksi kerrokseksi. E ja merkitty Es. Es-pilvet voivat liikkua ionosfäärissä tuulen vaikutuksesta ja saavuttaa jopa 250 km/h nopeuden. Kesällä keskileveysasteilla päiväsaikaan Es-pilvistä johtuvia radioaaltoja syntyy 15–20 päivänä kuukaudessa. Päiväntasaajan lähellä se on lähes aina läsnä, ja korkeilla leveysasteilla se näkyy yleensä yöllä. Joskus alhaisen auringon aktiivisuuden vuosina, kun korkeataajuisille HF-kaistoille ei ole kulkua, kaukaiset asemat ilmestyvät yhtäkkiä hyvällä äänekkyydellä 16, 13 ja 11 metrin taajuuksille, joiden signaalit heijastuivat toistuvasti Es:stä. .
Ionosfäärin alin alue on alue D sijaitsee 50-90 km korkeudessa. Täällä on suhteellisen vähän vapaita elektroneja. Alueelta D pitkät ja keskipitkät aallot heijastuvat hyvin, ja matalataajuisten HF-asemien signaalit absorboituvat voimakkaasti. Auringonlaskun jälkeen ionisaatio katoaa hyvin nopeasti ja on mahdollista vastaanottaa kaukaisia asemia alueilla 41, 49 ja 75 m, joiden signaalit heijastuvat kerroksista F 2 ja E. Ionosfäärin erillisillä kerroksilla on tärkeä rooli HF-radiosignaalien etenemisessä. Vaikutus radioaalloihin johtuu pääasiassa vapaiden elektronien läsnäolosta ionosfäärissä, vaikka radioaaltojen etenemismekanismi liittyy suurten ionien läsnäoloon. Jälkimmäiset ovat kiinnostavia myös ilmakehän kemiallisten ominaisuuksien tutkimuksessa, koska ne ovat aktiivisempia kuin neutraalit atomit ja molekyylit. Ionosfäärissä tapahtuvilla kemiallisilla reaktioilla on tärkeä rooli sen energia- ja sähkötasapainossa.
normaali ionosfääri. Geofysikaalisten rakettien ja satelliittien avulla tehdyt havainnot ovat antaneet paljon uutta tietoa, joka viittaa siihen, että ilmakehän ionisoituminen tapahtuu laajaspektrin auringon säteilyn vaikutuksesta. Sen pääosa (yli 90 %) on keskittynyt spektrin näkyvään osaan. Auringon ilmakehän sisäosan (kromosfäärin) vety lähettää ultraviolettisäteilyä, jonka aallonpituus on lyhyempi ja enemmän energiaa kuin violetit valonsäteet, ja röntgensäteilyä, jonka energia on vielä korkeampi, säteilevät Auringon kaasut. ulkokuori (korona).
Ionosfäärin normaali (keskimääräinen) tila johtuu jatkuvasta voimakkaasta säteilystä. Normaalissa ionosfäärissä tapahtuu säännöllisiä muutoksia Maan päivittäisen pyörimisen ja auringonsäteiden tulokulman keskipäivän vuodenaikojen erojen vaikutuksesta, mutta myös arvaamattomia ja äkillisiä muutoksia ionosfäärin tilassa tapahtuu.
Häiriöt ionosfäärissä.
Kuten tiedetään, Auringossa esiintyy voimakkaita syklisesti toistuvia toiminnan ilmenemismuotoja, jotka saavuttavat maksiminsa 11 vuoden välein. Kansainvälisen geofysiikan vuoden (IGY) ohjelman mukaiset havainnot osuivat korkeimman auringon aktiivisuuden ajanjaksoon koko systemaattisten meteorologisten havaintojen ajan, ts. 1700-luvun alusta. Korkean aktiivisuuden aikana joidenkin Auringon alueiden kirkkaus kasvaa useita kertoja, ja ultravioletti- ja röntgensäteilyn teho kasvaa jyrkästi. Tällaisia ilmiöitä kutsutaan auringonpurkausiksi. Ne kestävät muutamasta minuutista yhteen tai kahteen tuntiin. Soihdutuksen aikana aurinkoplasma purkautuu (pääasiassa protoneja ja elektroneja), ja alkuainehiukkaset syöksyvät avaruuteen. Auringon sähkömagneettinen ja korpuskulaarinen säteily tällaisten soihdutushetkellä vaikuttaa voimakkaasti maapallon ilmakehään.
Alkureaktio havaitaan 8 minuuttia salaman jälkeen, kun voimakas ultravioletti- ja röntgensäteily saavuttaa maan. Tämän seurauksena ionisaatio kasvaa jyrkästi; röntgensäteet tunkeutuvat ilmakehään ionosfäärin alarajalle asti; elektronien määrä näissä kerroksissa kasvaa niin paljon, että radiosignaalit absorboituvat lähes kokonaan ("sammuvat"). Säteilyn lisäabsorptio aiheuttaa kaasun kuumenemista, mikä edistää tuulien kehittymistä. Ionisoitu kaasu on sähköjohdin, ja kun se liikkuu Maan magneettikentässä, syntyy dynamoilmiö ja syntyy sähkövirtaa. Tällaiset virrat voivat puolestaan aiheuttaa havaittavia häiriöitä magneettikentässä ja ilmetä magneettisina myrskyinä.
Ylemmän ilmakehän rakenteen ja dynamiikan määräävät olennaisesti termodynaamisesti epätasapainoiset prosessit, jotka liittyvät auringonsäteilyn aiheuttamaan ionisaatioon ja dissosiaatioon, kemialliset prosessit, molekyylien ja atomien virittyminen, niiden deaktivoituminen, törmäys ja muut alkuaineprosessit. Tässä tapauksessa epätasapainon aste kasvaa korkeuden mukana, kun tiheys pienenee. 500–1000 km:n korkeuteen asti ja usein jopa korkeammallekin yläilmakehän monien ominaisuuksien epätasapainoaste on melko pieni, mikä mahdollistaa sen kuvaamiseen klassisen ja hydromagneettisen hydrodynamiikan kemiallisten reaktioiden mukaan.
Eksosfääri on useiden satojen kilometrien korkeudelta alkava Maan ilmakehän ulompi kerros, josta kevyitä, nopeasti liikkuvia vetyatomeja voi karata avaruuteen.
Edward Kononovich
Kirjallisuus:
Pudovkin M.I. Auringon fysiikan perusteet. Pietari, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Tähtitiede tänään. Prentice Hall Inc. Upper Saddle River, 2002
Verkkomateriaalit: http://ciencia.nasa.gov/
Ilmakehä ulottuu ylöspäin useita satoja kilometrejä. Sen yläraja, noin 2000-3000 korkeudessa km, jossain määrin ehdollinen, koska sen muodostavat kaasut kulkeutuvat vähitellen harvennettuina maailmanavaruuteen. Ilmakehän kemiallinen koostumus, paine, tiheys, lämpötila ja muut sen fysikaaliset ominaisuudet muuttuvat korkeuden mukana. Kuten aiemmin mainittiin, ilman kemiallinen koostumus 100 korkeuteen asti km ei muutu merkittävästi. Hieman korkeammalla ilmakehä koostuu myös pääasiassa typestä ja hapesta. Mutta korkeuksissa 100-110 km, Auringon ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta happimolekyylit hajoavat atomeiksi ja ilmaantuu atomihappi. Yli 110-120 km lähes kaikki happi muuttuu atomiksi. Oletetaan, että yli 400-500 km ilmakehän muodostavat kaasut ovat myös atomitilassa.
Ilmanpaine ja tiheys laskevat nopeasti korkeuden myötä. Vaikka ilmakehä ulottuu ylöspäin satoja kilometrejä, suurin osa siitä sijaitsee melko ohuessa kerroksessa maanpinnan vieressä sen alimmilla osilla. Siis merenpinnan ja korkeuksien 5-6 välisessä kerroksessa km puolet ilmakehän massasta on keskittynyt kerrokseen 0-16 km-90 % ja kerroksessa 0-30 km-99%. Sama nopea ilmamassan lasku tapahtuu yli 30 km. Jos paino 1 m 3 ilmaa maan pinnalla on 1033 g, sitten 20 asteen korkeudella km se on 43 g ja 40 korkeudella km vain 4 vuotta
300-400 korkeudessa km ja yläpuolella ilma on niin harvinaista, että päivän aikana sen tiheys muuttuu monta kertaa. Tutkimukset ovat osoittaneet, että tämä tiheyden muutos liittyy Auringon sijaintiin. Suurin ilmantiheys on puolen päivän aikoihin, pienin yöllä. Tämä selittyy osittain sillä, että ilmakehän ylemmät kerrokset reagoivat Auringon sähkömagneettisen säteilyn muutoksiin.
Myös ilman lämpötilan muutos korkeuden mukaan on epätasaista. Korkeuden mukana tapahtuvan lämpötilan muutoksen luonteen mukaan ilmakehä on jaettu useisiin palloihin, joiden välissä on siirtymäkerroksia, ns. taukoja, joissa lämpötila muuttuu vain vähän korkeuden mukana.
Tässä ovat pallojen ja siirtymäkerrosten nimet ja pääominaisuudet.
Esitetään perustiedot näiden pallojen fysikaalisista ominaisuuksista.
Troposfääri. Troposfäärin fysikaaliset ominaisuudet määräytyvät suurelta osin maan pinnan vaikutuksesta, joka on sen alaraja. Troposfäärin korkein korkeus havaitaan päiväntasaajan ja trooppisilla vyöhykkeillä. Täällä se on 16-18 km ja suhteellisen vähän päivittäisiä ja vuodenaikojen vaihteluita. Polaaristen ja viereisten alueiden yläpuolella troposfäärin yläraja on keskimäärin tasolla 8-10 km. Keskipitkillä leveysasteilla se vaihtelee välillä 6-8 ja 14-16 km.
Troposfäärin pystyvoima riippuu merkittävästi ilmakehän prosessien luonteesta. Usein päivän aikana troposfäärin yläraja tietyn pisteen tai alueen yläpuolella laskee tai nousee useita kilometrejä. Tämä johtuu pääasiassa ilman lämpötilan muutoksista.
Yli 4/5 maan ilmakehän massasta ja lähes kaikki sen sisältämä vesihöyry on keskittynyt troposfääriin. Lisäksi lämpötila laskee maan pinnasta troposfäärin ylärajaan keskimäärin 0,6° jokaista 100 metriä kohden tai 6° 1 metrillä. km kohottaa . Tämä johtuu siitä, että troposfäärin ilmaa lämmitetään ja jäähdytetään pääasiassa maan pinnalta.
Aurinkoenergian sisääntulon mukaan lämpötila laskee päiväntasaajalta napoille. Keskimääräinen ilman lämpötila maanpinnan lähellä päiväntasaajalla on siis +26°, napa-alueilla -34°, -36° talvella ja noin 0° kesällä. Päiväntasaajan ja navan välinen lämpötilaero on siis talvella 60° ja kesällä vain 26°. Totta, näin alhaisia lämpötiloja arktisella alueella talvella havaitaan vain lähellä maan pintaa johtuen ilman jäähtymisestä jään yli.
Talvella Keski-Antarktiksella ilman lämpötila jääkerroksen pinnalla on vielä alhaisempi. Vostokin asemalla elokuussa 1960 maapallon alin lämpötila mitattiin -88,3°, ja useimmiten Keski-Antarktiksella se on -45°, -50°.
Korkeudelta päiväntasaajan ja navan välinen lämpötilaero pienenee. Esimerkiksi korkeudella 5 km päiväntasaajalla lämpötila saavuttaa -2°, -4° ja samalla korkeudella Keskiarktisella alueella -37°, -39° talvella ja -19°, -20° kesällä; siksi lämpötilaero talvella on 35-36° ja kesällä 16-17°. Eteläisellä pallonpuoliskolla nämä erot ovat jonkin verran suurempia.
Ilmakehän kiertokulun energia voidaan määrittää päiväntasaaja-napa-lämpötilasupistumilla. Koska lämpötilakontrastit ovat talvella suurempia, ilmakehän prosessit ovat voimakkaampia kuin kesällä. Tämä selittää myös sen, että troposfäärissä vallitsevat länsituulet ovat talvella voimakkaampia kuin kesällä. Tässä tapauksessa tuulen nopeus yleensä kasvaa korkeuden myötä saavuttaen maksimin troposfäärin ylärajalla. Vaakasuoraan kuljetukseen liittyy pystysuuntaisia ilman liikkeitä ja turbulenttia (häiriötöntä) liikettä. Suurten ilmamäärien nousun ja laskun vuoksi pilviä muodostuu ja hajaantuu, sadetta esiintyy ja loppuu. Transitiokerros troposfäärin ja sen päällä olevan pallon välillä on tropopaussi. Sen yläpuolella on stratosfääri.
Stratosfääri ulottuu korkeuksista 8-17 50-55 km. Se avattiin vuosisadamme alussa. Fysikaalisten ominaisuuksien suhteen stratosfääri eroaa jyrkästi troposfääristä siinä, että ilman lämpötila nousee täällä pääsääntöisesti keskimäärin 1–2 ° korkeuskilometriä kohden ja ylärajalla 50–55 asteen korkeudella. km, muuttuu jopa positiiviseksi. Lämpötilan nousu tällä alueella johtuu otsonin (O 3) läsnäolosta, joka muodostuu Auringon ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta. Otsonikerros peittää lähes koko stratosfäärin. Stratosfäärissä on erittäin vähän vesihöyryä. Ei ole rajuja pilvien muodostumisprosesseja eikä sadetta.
Viime aikoina oletettiin, että stratosfääri on suhteellisen rauhallinen ympäristö, jossa ilman sekoittumista ei tapahdu, kuten troposfäärissä. Siksi uskottiin, että stratosfäärissä olevat kaasut jakautuvat kerroksiin niiden ominaispainon mukaan. Tästä johtuu stratosfäärin nimi ("stratus" - kerrostettu). Uskottiin myös, että stratosfäärin lämpötila muodostuu säteilytasapainon vaikutuksesta, eli kun absorboitunut ja heijastunut auringon säteily ovat yhtä suuret.
Radiosondeilla ja meteorologisilla raketteilla saadut uudet tiedot ovat osoittaneet, että stratosfäärissä, kuten troposfäärin yläosassa, tapahtuu intensiivistä ilmankiertoa ja suuria lämpötilan ja tuulen muutoksia. Täällä, kuten troposfäärissä, ilma kokee merkittäviä pystysuuntaisia liikkeitä, turbulentteja liikkeitä vahvoilla vaakasuuntaisilla ilmavirroilla. Kaikki tämä on tulosta epätasaisesta lämpötilajakaumasta.
Stratosfäärin ja sen päällä olevan pallon välinen siirtymäkerros on stratopausi. Ennen kuin siirrymme ilmakehän ylempien kerrosten ominaisuuksiin, tutustutaan ns. otsonosfääriin, jonka rajat vastaavat suunnilleen stratosfäärin rajoja.
Otsoni ilmakehässä. Otsonilla on tärkeä rooli lämpötilajärjestelmän ja ilmavirtojen luomisessa stratosfäärissä. Otsonia (O 3) tunnemme ukkosmyrskyn jälkeen, kun hengitämme puhdasta ilmaa miellyttävällä jälkimaulla. Tässä ei kuitenkaan puhuta tästä ukkosmyrskyn jälkeen muodostuneesta otsonista, vaan kerroksen 10-60 sisältämästä otsonista. km korkeintaan 22-25 korkeudella km. Otsonia syntyy auringon ultraviolettisäteiden vaikutuksesta, ja vaikka sen kokonaismäärä on merkityksetön, sillä on tärkeä rooli ilmakehässä. Otsonilla on kyky absorboida auringon ultraviolettisäteilyä ja siten suojella eläin- ja kasvimaailmaa sen haitallisilta vaikutuksilta. Jopa se pieni osa ultraviolettisäteistä, joka saavuttaa maan pinnan, polttaa kehoa pahasti, kun ihminen pitää liikaa auringonotosta.
Otsonin määrä ei ole sama maapallon eri osissa. Otsonia on enemmän korkeilla leveysasteilla, vähemmän keski- ja matalilla leveysasteilla, ja määrä vaihtelee vuodenaikojen vaihtelun mukaan. Keväällä enemmän otsonia, syksyllä vähemmän. Lisäksi sen ei-jaksollisia vaihteluita tapahtuu riippuen ilmakehän vaaka- ja pystykierrosta. Monet ilmakehän prosessit liittyvät läheisesti otsonipitoisuuteen, koska sillä on suora vaikutus lämpötilakenttään.
Talvella napayönä korkeilla leveysasteilla otsonikerros säteilee ja jäähdyttää ilmaa. Tämän seurauksena korkeiden leveysasteiden stratosfääriin (arktisella ja etelämantereella) muodostuu talvella kylmä alue, stratosfäärin sykloninen pyörte, jolla on suuret vaakasuuntaiset lämpötila- ja painegradientit, mikä aiheuttaa länsituulia maapallon keskileveysasteille.
Kesällä napapäivän olosuhteissa korkeilla leveysasteilla otsonikerros imee auringon lämpöä ja lämmittää ilmaa. Korkean leveysasteen stratosfäärin lämpötilan nousun seurauksena muodostuu lämpöalue ja stratosfäärin antisykloninen pyörre. Siksi maapallon keskimääräisillä leveysasteilla yli 20 km kesällä stratosfäärissä vallitsevat itätuulet.
Mesosfääri. Havainnot meteorologisilla raketteilla ja muilla menetelmillä ovat osoittaneet, että stratosfäärissä havaittu kokonaislämpötilan nousu päättyy 50-55 asteen korkeuksiin. km. Tämän kerroksen yläpuolella lämpötila laskee jälleen ja lähellä mesosfäärin ylärajaa (noin 80 km) saavuttaa -75°, -90°. Lisäksi lämpötila nousee jälleen korkeuden myötä.
On mielenkiintoista huomata, että mesosfäärille ominaista lämpötilan lasku korkeudella tapahtuu eri tavalla eri leveysasteilla ja ympäri vuoden. Matalilla leveysasteilla lämpötilan lasku tapahtuu hitaammin kuin korkeilla leveysasteilla: mesosfäärin keskimääräinen pystysuora lämpötilagradientti on vastaavasti 0,23° - 0,31°/100 m tai 2,3°-3,1° per 1 km. Kesällä se on paljon suurempi kuin talvella. Kuten viimeisimmät korkeilla leveysasteilla tehdyt tutkimukset osoittavat, lämpötila mesosfäärin ylärajalla on kesällä useita kymmeniä asteita alhaisempi kuin talvella. Mesosfäärin yläosassa noin 80 asteen korkeudella km mesopaussikerroksessa lämpötilan lasku korkeuden myötä pysähtyy ja sen nousu alkaa. Täällä inversiokerroksen alla hämärässä tai ennen auringonnousua selkeällä säällä havaitaan loistavia ohuita pilviä, joita aurinko valaisee horisontin alla. Taivaan tummaa taustaa vasten ne hehkuvat hopeansinisellä valolla. Siksi näitä pilviä kutsutaan hopeaiksi.
Noktilucent-pilvien luonnetta ei vielä ymmärretä hyvin. Pitkään uskottiin, että ne koostuivat vulkaanisesta pölystä. Todellisille vulkaanisille pilville ominaisten optisten ilmiöiden puuttuminen johti kuitenkin tämän hypoteesin hylkäämiseen. Sitten ehdotettiin, että hämäräpilvet koostuvat kosmisesta pölystä. Viime vuosina on ehdotettu hypoteesia, että nämä pilvet koostuvat jääkiteistä, kuten tavalliset sirruspilvet. Noctilucent-pilvien sijainnin tason määrää viivekerros, joka johtuu lämpötilan inversio siirryttäessä mesosfääristä termosfääriin noin 80 asteen korkeudessa km. Koska lämpötila subinversiokerroksessa on -80°C ja sitä alhaisempi, syntyy täällä suotuisimmat olosuhteet stratosfääristä pystysuuntaisen liikkeen seurauksena tai turbulenttisen diffuusion seurauksena tulevan vesihöyryn tiivistymiselle. Noctilucent-pilviä havaitaan yleensä kesällä, joskus erittäin suuria määriä ja useita kuukausia.
Hämäräpilvien havainnot ovat osoittaneet, että kesällä niiden tasolla tuulet ovat erittäin vaihtelevia. Tuulen nopeudet vaihtelevat suuresti: 50-100 useisiin satoihin kilometriin tunnissa.
Lämpötila korkeudessa. Kuvassa 5 on visuaalinen esitys lämpötilan jakauman luonteesta korkeudella maan pinnan ja 90-100 km korkeuksien välillä talvella ja kesällä pohjoisella pallonpuoliskolla. Pallot erottavat pinnat on kuvattu tässä lihavoituna. katkoviivat. Aivan pohjassa troposfääri erottuu hyvin, ja lämpötila laskee tyypillisesti korkeuden myötä. Tropopaussin yläpuolella, stratosfäärissä, päinvastoin lämpötila nousee korkeuden mukana yleensä ja 50-55 asteen korkeuksissa km saavuttaa + 10°, -10°. Kiinnitämme huomiota tärkeään yksityiskohtaan. Talvella korkeiden leveysasteiden stratosfäärissä lämpötila tropopaussin yläpuolella laskee -60 astetta -75 asteeseen ja vain yli 30 asteeseen. km nousee jälleen -15 asteeseen. Kesällä tropopausista alkaen lämpötila nousee korkeuden kasvaessa ja 50 astetta km saavuttaa +10°. Stratopaussin yläpuolella lämpötila alkaa jälleen laskea korkeuden myötä ja 80 asteen tasolla km se ei ylitä -70°, -90°.
Kuvasta 5 seuraa, että kerroksissa 10-40 km ilman lämpötila talvella ja kesällä korkeilla leveysasteilla on jyrkästi erilainen. Talvella, napayönä, lämpötila on täällä -60°, -75°, ja kesällä vähintään -45° on lähellä tropopaussia. Tropopaussin yläpuolella lämpötila nousee ja 30-35 asteen korkeuksissa km on vain -30°, -20°, mikä johtuu otsonikerroksen ilman lämpenemisestä napapäivän aikana. Kuvasta seuraa myös, että jopa yhden vuoden aikana ja samalla tasolla lämpötila ei ole sama. Niiden ero eri leveysasteiden välillä on yli 20-30°. Tässä tapauksessa epähomogeenisuus on erityisen merkittävää matalan lämpötilan kerroksessa (18-30 km) ja maksimilämpötilojen kerroksessa (50-60 km) stratosfäärissä sekä ylemmän mesosfäärin alhaisten lämpötilojen kerroksessa (75-85km).
Kuvan 5 keskilämpötilat ovat peräisin pohjoisen pallonpuoliskon havainnoista, mutta saatavilla olevan tiedon mukaan ne voidaan lukea myös eteläisen pallonpuoliskon ansioksi. Eroja on pääasiassa korkeilla leveysasteilla. Etelämantereen yläpuolella talvella ilman lämpötila troposfäärissä ja alemmassa stratosfäärissä on huomattavasti alhaisempi kuin Keski-Arktisen alueen yläpuolella.
Tuuli korkealla. Lämpötilan kausittainen jakautuminen määrittää melko monimutkaisen ilmavirtajärjestelmän stratosfäärissä ja mesosfäärissä.
Kuvassa 6 on pystyleikkaus tuulikentästä ilmakehässä maanpinnan ja 90 asteen korkeuden välillä km talvella ja kesällä pohjoisella pallonpuoliskolla. Eristysviivat osoittavat vallitsevan tuulen keskinopeudet (in neiti). Kuvasta seuraa, että tuulen järjestelmä talvella ja kesällä stratosfäärissä on jyrkästi erilainen. Talvella sekä troposfäärissä että stratosfäärissä vallitsevat länsituulet, joiden enimmäisnopeus on noin
100 neiti 60-65 korkeudella km. Kesällä länsituulet hallitsevat vain 18-20 asteen korkeuksiin asti km. Korkeammalla ne muuttuvat itäisiksi, ja suurin nopeus on jopa 70 neiti 55-60 korkeudellakm.
Kesällä mesosfäärin yläpuolella tuulet muuttuvat länteen ja talvella itään.
Termosfääri. Mesosfäärin yläpuolella on termosfääri, jolle on ominaista lämpötilan nousu Kanssa korkeus. Saatujen tietojen mukaan, pääasiassa rakettien avulla, havaittiin, että termosfäärissä se on jo 150 km ilman lämpötila saavuttaa 220-240 astetta ja 200 asteen tasolla km yli 500°. Yläpuolella lämpötila jatkaa nousuaan ja on 500-600 asteen tasolla km ylittää 1500°. Keinotekoisten maasatelliittien laukaisujen yhteydessä saatujen tietojen perusteella on todettu, että ylemmässä termosfäärissä lämpötila nousee noin 2000°:een ja vaihtelee merkittävästi päivän aikana. Herää kysymys, kuinka selittää näin korkea lämpötila ilmakehän korkeissa kerroksissa. Muista, että kaasun lämpötila on molekyylien keskimääräisen nopeuden mitta. Ilmakehän alemmassa, tiheimmässä osassa ilman muodostavat kaasumolekyylit törmäävät usein toisiinsa liikkuessaan ja siirtävät välittömästi kineettistä energiaa toisilleen. Siksi kineettinen energia tiheässä väliaineessa on keskimäärin sama. Korkeissa kerroksissa, joissa ilman tiheys on hyvin pieni, törmäyksiä suurilla etäisyyksillä sijaitsevien molekyylien välillä tapahtuu harvemmin. Kun energia imeytyy, molekyylien nopeus törmäysten välillä muuttuu suuresti; Lisäksi kevyempien kaasujen molekyylit liikkuvat suuremmalla nopeudella kuin raskaiden kaasujen molekyylit. Tämän seurauksena kaasujen lämpötila voi olla erilainen.
Harvinaisissa kaasuissa on suhteellisen vähän erittäin pieniä molekyylejä (kevyitä kaasuja). Jos ne liikkuvat suurilla nopeuksilla, lämpötila tietyssä ilmatilavuudessa on korkea. Termosfäärissä jokainen kuutiosenttimetri ilmaa sisältää kymmeniä ja satoja tuhansia molekyylejä erilaisia kaasuja, kun taas maan pinnalla niitä on noin sata miljoonaa miljardia. Siksi liian korkeat lämpötilat ilmakehän korkeissa kerroksissa, jotka osoittavat molekyylien liikkumisnopeutta tässä erittäin ohuessa väliaineessa, eivät voi aiheuttaa edes pientä lämpöä tässä sijaitsevassa kehossa. Aivan kuten ihminen ei tunne lämpöä häikäiseessään sähkölamppuja, vaikka harvinaisessa väliaineessa olevat filamentit kuumenevat hetkessä useisiin tuhansiin asteisiin.
Alemmassa termosfäärissä ja mesosfäärissä suurin osa meteorisuihkuista palaa ennen maanpinnan saavuttamista.
Saatavilla olevat tiedot ilmakehän kerroksista, jotka ovat yli 60-80 km ovat vielä riittämättömiä lopullisten johtopäätösten tekemiseen niiden rakenteesta, järjestelmästä ja niissä kehittyvistä prosesseista. Tiedetään kuitenkin, että ylemmässä mesosfäärissä ja alemmassa termosfäärissä lämpötilajärjestelmä syntyy molekyylihapen (O 2) muuttumisen seurauksena atomihapeksi (O), joka tapahtuu ultraviolettiauringon säteilyn vaikutuksesta. Termosfäärissä lämpötilajärjestelmään vaikuttavat suuresti korpuskulaarinen, röntgensäde ja säteily. auringon ultraviolettisäteilyä. Täällä on jopa päivän aikana voimakkaita lämpötilan ja tuulen muutoksia.
Ilmakehän ionisaatio. Mielenkiintoisin ominaisuus ilmakehässä yli 60-80 km onko hän ionisaatio, eli valtavan määrän sähköisesti varautuneiden hiukkasten - ionien - muodostumisprosessia. Koska kaasujen ionisaatio on ominaista alemmalle termosfäärille, sitä kutsutaan myös ionosfääriksi.
Ionosfäärissä olevat kaasut ovat pääosin atomitilassa. Auringon ultravioletti- ja korpuskulaarisen säteilyn vaikutuksesta, jolla on korkea energia, tapahtuu prosessi, jossa elektronit irtoavat neutraaleista atomeista ja ilmamolekyyleistä. Sellaiset atomit ja molekyylit, jotka ovat menettäneet yhden tai useamman elektronin, varautuvat positiivisesti, ja vapaa elektroni voi kiinnittyä uudelleen neutraaliin atomiin tai molekyyliin ja antaa niille negatiivisen varauksen. Näitä positiivisesti ja negatiivisesti varautuneita atomeja ja molekyylejä kutsutaan ionit, ja kaasut ionisoitu, eli saatuaan sähkövarauksen. Suuremmalla ionipitoisuudella kaasut tulevat sähköä johtaviksi.
Ionisaatioprosessi tapahtuu voimakkaimmin paksuissa kerroksissa, joita rajoittavat korkeudet 60-80 ja 220-400 km. Näissä kerroksissa on optimaaliset olosuhteet ionisaatiolle. Täällä ilman tiheys on huomattavasti korkeampi kuin yläilmakehässä, ja Auringosta tuleva ultravioletti- ja korpuskulaarinen säteily riittää ionisaatioprosessiin.
Ionosfäärin löytäminen on yksi tieteen tärkeimmistä ja loistavimmista saavutuksista. Loppujen lopuksi ionosfäärin erottuva piirre on sen vaikutus radioaaltojen etenemiseen. Ionisoiduissa kerroksissa radioaallot heijastuvat, ja siksi pitkän kantaman radioviestintä tulee mahdolliseksi. Varautuneet atomit-ionit heijastavat lyhyitä radioaaltoja, ja ne palaavat jälleen maan pinnalle, mutta jo huomattavan etäisyyden päässä radiolähetyspaikasta. Ilmeisesti lyhyet radioaallot kulkevat tämän reitin useita kertoja, ja siten pitkän kantaman radioviestintä varmistetaan. Jos ei ionosfääriä varten, niin radioasemien signaalien lähettämiseksi pitkiä matkoja olisi tarpeen rakentaa kalliita radiorelelinjoja.
Tiedetään kuitenkin, että joskus lyhytaaltoinen radioliikenne katkeaa. Tämä tapahtuu Auringon kromosfäärin soihdutusten seurauksena, minkä vuoksi Auringon ultraviolettisäteily lisääntyy jyrkästi, mikä johtaa voimakkaisiin ionosfäärin ja Maan magneettikentän häiriintymiin - magneettisiin myrskyihin. Magneettisten myrskyjen aikana radioviestintä häiriintyy, koska varautuneiden hiukkasten liike riippuu magneettikentästä. Magneettisten myrskyjen aikana ionosfääri heijastaa radioaaltoja huonommin tai siirtää ne avaruuteen. Pääasiassa auringon aktiivisuuden muutoksesta, johon liittyy ultraviolettisäteilyn lisääntyminen, ionosfäärin elektronitiheys ja radioaaltojen absorptio päiväsaikaan lisääntyvät, mikä johtaa lyhytaaltoradioviestinnän häiriintymiseen.
Uusien tutkimusten mukaan voimakkaassa ionisoidussa kerroksessa on vyöhykkeitä, joissa vapaiden elektronien pitoisuus saavuttaa hieman korkeamman pitoisuuden kuin viereisissä kerroksissa. Tunnetaan neljä tällaista vyöhykettä, jotka sijaitsevat korkeuksissa noin 60-80, 100-120, 180-200 ja 300-400 km ja ne on merkitty kirjaimilla D, E, F 1 ja F 2 . Auringon säteilyn lisääntyessä Maan magneettikentän vaikutuksesta varautuneet hiukkaset (solut) taipuvat korkeille leveysasteille. Ilmakehään päästyään verisolut tehostavat kaasujen ionisaatiota niin paljon, että niiden hehku alkaa. Näin revontulia- kauniiden moniväristen kaarien muodossa, jotka syttyvät yötaivaalla, pääasiassa maan korkeilla leveysasteilla. Auroroihin liittyy voimakkaita magneettisia myrskyjä. Tällaisissa tapauksissa revontulet näkyvät keskimmäisillä leveysasteilla ja harvoissa tapauksissa jopa trooppisella vyöhykkeellä. Siten esimerkiksi 21.-22. tammikuuta 1957 havaittu voimakas revontulia oli näkyvissä lähes kaikilla maamme eteläisillä alueilla.
Kuvaamalla revontulia kahdesta pisteestä, jotka sijaitsevat useiden kymmenien kilometrien etäisyydellä, revontulien korkeus määritetään erittäin tarkasti. Revontulet sijaitsevat yleensä noin 100:n korkeudessa km, usein niitä löytyy usean sadan kilometrin korkeudelta ja joskus noin 1000 kilometrin korkeudelta km. Vaikka revontulien luonne on selvitetty, tähän ilmiöön liittyy edelleen monia ratkaisemattomia kysymyksiä. Syitä revontulien muotojen monimuotoisuuteen ei vielä tunneta.
Kolmannen Neuvostoliiton satelliitin mukaan 200 ja 1000 korkeudella km päivän aikana halkeaman molekyylihapen positiiviset ionit eli atomihappi (O) ovat vallitsevia. Neuvostoliiton tutkijat tutkivat ionosfääriä Kosmos-sarjan keinotekoisten satelliittien avulla. Amerikkalaiset tutkijat tutkivat myös ionosfääriä satelliittien avulla.
Pinta, joka erottaa termopallon eksosfääristä, vaihtelee riippuen auringon aktiivisuuden muutoksista ja muista tekijöistä. Vertikaalisesti nämä vaihtelut ovat 100-200 km ja enemmän.
Eksosfääri (sirontapallo) - ilmakehän ylin osa, joka sijaitsee 800 asteen yläpuolella km. Hän on vähän opiskellut. Havaintojen ja teoreettisten laskelmien mukaan lämpötila eksosfäärissä nousee korkeuden mukana oletettavasti jopa 2000°. Toisin kuin alemmassa ionosfäärissä, eksosfäärissä kaasut ovat niin harvinaisia, että niiden valtavilla nopeuksilla liikkuvat hiukkaset eivät lähes koskaan kohtaa toisiaan.
Vielä suhteellisen äskettäin oletettiin, että ilmakehän ehdollinen raja sijaitsee noin 1000 korkeudessa. km. Maan keinotekoisten satelliittien hidastuvuuden perusteella on kuitenkin todettu, että korkeuksissa 700-800 km kohdassa 1 cm 3 sisältää jopa 160 tuhatta positiivista atomihapen ja typen ionia. Tämä antaa aihetta olettaa, että ilmakehän varautuneet kerrokset ulottuvat avaruuteen paljon pidemmälle.
Korkeissa lämpötiloissa, ilmakehän ehdollisella rajalla, kaasuhiukkasten nopeudet saavuttavat noin 12 km/s Näillä nopeuksilla kaasut poistuvat vähitellen maan painovoiman alueelta planeettojen väliseen avaruuteen. Tätä on jatkunut jo pitkään. Esimerkiksi vedyn ja heliumin hiukkaset poistetaan planeettojen väliseen avaruuteen useiden vuosien aikana.
Ilmakehän korkeita kerroksia tutkittaessa saatiin runsaasti tietoa sekä Kosmos- ja Elektron-sarjojen satelliiteista että geofysikaalisista raketteista ja avaruusasemilta Mars-1, Luna-4 jne. Myös astronautien suorat havainnot olivat arvokkaita. Joten V. Nikolaeva-Tereškovan avaruudessa ottamien valokuvien mukaan havaittiin, että korkeudessa 19 km on pölykerros maapallolta. Tämän vahvistivat myös Voskhod-avaruusaluksen miehistön saamat tiedot. Ilmeisesti pölykerroksen ja ns helmiäiset pilvet, joskus havaittu noin 20-30 asteen korkeudessakm.
Ilmakehästä avaruuteen. Aikaisemmat oletukset, että Maan ilmakehän ulkopuolella, planeettojen välisessä
avaruudessa kaasut ovat erittäin harvinaisia ja hiukkasten pitoisuus ei ylitä useita yksiköitä 1:ssä cm 3, eivät olleet perusteltuja. Tutkimukset ovat osoittaneet, että maata lähellä oleva avaruus on täynnä varautuneita hiukkasia. Tämän perusteella esitettiin hypoteesi maapallon ympärillä olevien vyöhykkeiden olemassaolosta, joissa varautuneiden hiukkasten pitoisuus on huomattavasti lisääntynyt, ts. säteilyvyöt- sisäinen ja ulkoinen. Uudet tiedot auttoivat selventämään. Kävi ilmi, että sisäisen ja ulkoisen säteilyvyön välissä on myös varautuneita hiukkasia. Niiden määrä vaihtelee geomagneettisen ja auringon aktiivisuuden mukaan. Näin ollen uuden oletuksen mukaan säteilyvyöhykkeiden sijasta on säteilyvyöhykkeitä ilman selkeästi määriteltyjä rajoja. Säteilyvyöhykkeiden rajat muuttuvat auringon aktiivisuuden mukaan. Sen voimistuessa, eli kun Auringon pinnalle ilmaantuu satojen tuhansien kilometrien päähän sinkoutuvia täpliä ja kaasusuihkuja, lisääntyy kosmisten hiukkasten virtaus, jotka ruokkivat Maan säteilyvyöhykkeitä.
Säteilyvyöhykkeet ovat vaarallisia avaruusaluksilla lentäville ihmisille. Siksi ennen lentoa avaruuteen määritetään säteilyvyöhykkeiden tila ja sijainti sekä avaruusaluksen kiertorata valitaan siten, että se kulkee lisääntyneen säteilyn alueiden ulkopuolella. Ilmakehän korkeita kerroksia, kuten myös maata lähellä olevaa ulkoavaruutta, ei kuitenkaan ole vielä tutkittu tarpeeksi.
Ilmakehän korkeiden kerrosten ja maanläheisen avaruuden tutkimuksessa käytetään Kosmos-sarjan satelliiteista ja avaruusasemilta saatua runsasta dataa.
Ilmakehän korkeat kerrokset ovat vähiten tutkittuja. Nykyaikaiset sen tutkimismenetelmät antavat kuitenkin meille mahdollisuuden toivoa, että tulevina vuosina ihminen tietää monia yksityiskohtia sen ilmakehän rakenteesta, jonka pohjalla hän asuu.
Lopuksi esitämme kaavamaisen pystyleikkauksen ilmakehästä (kuva 7). Täällä korkeudet kilometreinä ja ilmanpaine millimetreinä piirretään pystysuoraan ja lämpötila vaakasuoraan. Kiinteä käyrä näyttää ilman lämpötilan muutoksen korkeuden mukaan. Vastaavilla korkeuksilla todettiin tärkeimmät ilmakehässä havaitut ilmiöt sekä radiosondien ja muiden ilmakehän luotauskeinojen saavuttamat enimmäiskorkeudet.
Sen yläraja on 8-10 km:n korkeudessa napa-alueilla, 10-12 km:n korkeudella lauhkealla ja 16-18 km:n korkeudella trooppisilla leveysasteilla; talvella alhaisempi kuin kesällä. Ilmakehän alempi, pääkerros. Se sisältää yli 80 % ilmakehän ilman kokonaismassasta ja noin 90 % kaikesta ilmakehän vesihöyrystä. Turbulenssi ja konvektio kehittyvät voimakkaasti troposfäärissä, ilmaantuu pilviä, kehittyy sykloneja ja antisykloneja. Lämpötila laskee korkeuden myötä keskimääräisen pystysuoran gradientin ollessa 0,65°/100 m
Maan pinnan "normaaliolosuhteiksi" otetaan: tiheys 1,2 kg/m3, ilmanpaine 101,35 kPa, lämpötila plus 20 °C ja suhteellinen kosteus 50%. Näillä ehdollisilla indikaattoreilla on puhtaasti tekninen arvo.
Stratosfääri
Ilmakehän kerros sijaitsee 11-50 km:n korkeudessa. Pieni lämpötilan muutos 11–25 km:n kerroksessa (stratosfäärin alakerros) ja sen nousu 25–40 km:n kerroksessa -56,5:stä 0,8 °:een (ylempi stratosfääri tai inversioalue) ovat ominaisia. Saavutettuaan arvon noin 273 K (lähes 0 °C) noin 40 km:n korkeudessa, lämpötila pysyy vakiona noin 55 km:n korkeuteen asti. Tätä tasaisen lämpötilan aluetta kutsutaan stratopausiksi ja se on stratosfäärin ja mesosfäärin välinen raja.
Stratopaussi
Ilmakehän rajakerros stratosfäärin ja mesosfäärin välillä. Pystysuorassa lämpötilajakaumassa on maksimi (noin 0 °C).
Mesosfääri
mesopaussi
Siirtymäkerros mesosfäärin ja termosfäärin välillä. Pystysuorassa lämpötilajakaumassa on minimi (noin -90°C).
Karman linja
Korkeus merenpinnan yläpuolella, joka on perinteisesti hyväksytty maan ilmakehän ja avaruuden väliseksi rajaksi.
Termosfääri
Yläraja on noin 800 km. Lämpötila nousee 200-300 km korkeuteen, jossa se saavuttaa luokkaa 1500 K, minkä jälkeen se pysyy lähes vakiona korkeille korkeuksille. Auringon ultravioletti- ja röntgensäteilyn ja kosmisen säteilyn vaikutuksesta ilma ionisoituu ("napavalot") - ionosfäärin pääalueet sijaitsevat termosfäärin sisällä. Yli 300 km korkeudessa atomihappi hallitsee.
Eksosfääri (sirontapallo)
Ilmakehä on 100 km:n korkeuteen asti homogeeninen, hyvin sekoittunut kaasuseos. Korkeammissa kerroksissa kaasujen jakautuminen korkeudessa riippuu niiden molekyylimassasta, raskaampien kaasujen pitoisuus laskee nopeammin etäisyyden maanpinnasta. Kaasun tiheyden pienenemisen vuoksi lämpötila laskee stratosfäärin 0 °C:sta mesosfäärin -110 °C:seen. Yksittäisten hiukkasten kineettinen energia 200–250 km korkeudessa vastaa kuitenkin ~1500°C:n lämpötilaa. Yli 200 km:n korkeudessa havaitaan merkittäviä lämpötilan ja kaasun tiheyden vaihteluita ajassa ja tilassa.
Noin 2000-3000 km korkeudessa eksosfääri siirtyy vähitellen ns. lähellä avaruustyhjiötä, joka on täytetty erittäin harvinaisilla planeettojen välisen kaasun hiukkasilla, pääasiassa vetyatomeilla. Mutta tämä kaasu on vain osa planeettojenvälistä ainetta. Toinen osa koostuu komeetta- ja meteoriperäisistä pölymäisistä hiukkasista. Äärimmäisen harvinaisten pölymäisten hiukkasten lisäksi tähän tilaan tunkeutuu auringon ja galaktista alkuperää olevaa sähkömagneettista ja korpuskulaarista säteilyä.
Troposfäärin osuus ilmakehän massasta on noin 80 %, stratosfäärin osuus noin 20 %; mesosfäärin massa on enintään 0,3%, termopallon massa on alle 0,05% ilmakehän kokonaismassasta. Ilmakehän sähköisten ominaisuuksien perusteella erotetaan neutrosfääri ja ionosfääri. Tällä hetkellä uskotaan, että ilmakehä ulottuu 2000-3000 km:n korkeuteen.
Ilmakehän kaasun koostumuksesta riippuen ne vapautuvat homosfääri ja heterosfääri. heterosfääri- tämä on alue, jossa painovoima vaikuttaa kaasujen erottumiseen, koska niiden sekoittuminen sellaisella korkeudella on merkityksetöntä. Tästä seuraa heterosfäärin muuttuva koostumus. Sen alapuolella on hyvin sekoittunut, homogeeninen osa ilmakehää, jota kutsutaan homosfääriksi. Näiden kerrosten välistä rajaa kutsutaan turbopauusiksi, se sijaitsee noin 120 km:n korkeudessa.
Fyysiset ominaisuudet
Ilmakehän paksuus on noin 2000 - 3000 km maanpinnasta. Ilman kokonaismassa - (5,1-5,3) 10 18 kg. Puhtaan kuivan ilman moolimassa on 28,966. Paine 0 °C:ssa merenpinnan tasolla 101,325 kPa; kriittinen lämpötila -140,7 °C; kriittinen paine 3,7 MPa; C p 1,0048-10? J / (kg K) (0 °C:ssa), C v 0,7159 10? J/(kg K) (0 °C:ssa). Ilman liukoisuus veteen 0°С - 0,036 %, 25° С - 0,22 %.
Ilmakehän fysiologiset ja muut ominaisuudet
Jo 5 km:n korkeudessa merenpinnan yläpuolella kouluttautumattomalle ihmiselle kehittyy happinälkä ja ilman sopeutumista ihmisen suorituskyky heikkenee merkittävästi. Tähän ilmakehän fysiologinen vyöhyke päättyy. Ihmisen hengitys muuttuu mahdottomaksi 15 kilometrin korkeudessa, vaikka noin 115 kilometriin asti ilmakehä sisältää happea.
Ilmakehä tarjoaa meille happea, jota tarvitsemme hengittämiseen. Kuitenkin, koska ilmakehän kokonaispaine laskee noustessa korkeuteen, myös hapen osapaine laskee vastaavasti.
Ihmisen keuhkoissa on jatkuvasti noin 3 litraa alveolaarista ilmaa. Hapen osapaine alveolaarisessa ilmassa normaalissa ilmanpaineessa on 110 mm Hg. Art., hiilidioksidin paine - 40 mm Hg. Art., ja vesihöyry - 47 mm Hg. Taide. Korkeuden kasvaessa hapen paine laskee, ja vesihöyryn ja hiilidioksidin kokonaispaine keuhkoissa pysyy lähes vakiona - noin 87 mm Hg. Taide. Hapen virtaus keuhkoihin pysähtyy kokonaan, kun ympäröivän ilman paine tulee yhtä suureksi kuin tämä arvo.
Noin 19-20 km:n korkeudessa ilmanpaine laskee 47 mm Hg:iin. Taide. Siksi tällä korkeudella vesi ja interstitiaalinen neste alkavat kiehua ihmiskehossa. Paineistetun ohjaamon ulkopuolella näillä korkeuksilla kuolema tapahtuu melkein välittömästi. Siten ihmisen fysiologian näkökulmasta "avaruus" alkaa jo 15-19 km korkeudesta.
Tiheät ilmakerrokset - troposfääri ja stratosfääri - suojaavat meitä säteilyn haitallisilta vaikutuksilta. Riittävällä ilman harvinaisuudella yli 36 km:n korkeudessa ionisoiva säteily, primaariset kosmiset säteet vaikuttavat voimakkaasti kehoon; yli 40 km korkeudessa aurinkospektrin ultraviolettiosa, joka on vaarallinen ihmisille, toimii.
Kun nousemme yhä korkeammalle maanpinnan yläpuolelle, vähitellen heikkenemme ja sitten katoamme kokonaan, meille tutut, ilmakehän alemmissa kerroksissa havaitut ilmiöt, kuten äänen eteneminen, aerodynaamisen nousun esiintyminen. ja vastus, lämmönsiirto konvektiolla jne.
Harvinaisissa ilmakerroksissa äänen eteneminen on mahdotonta. 60-90 km korkeuteen asti on edelleen mahdollista käyttää ilmanvastusta ja nostovoimaa ohjattuun aerodynaamiseen lentoon. Mutta alkaen 100-130 km korkeudesta, jokaiselle lentäjälle tutut M-numeron ja äänivallin käsitteet menettävät merkityksensä, siellä kulkee ehdollinen Karman-linja, jonka jälkeen alkaa puhtaasti ballistisen lennon pallo, jota voidaan vain hallita. käyttämällä reaktiivisia voimia.
Yli 100 km korkeudessa ilmakehältä puuttuu myös toinen merkittävä ominaisuus - kyky absorboida, johtaa ja siirtää lämpöenergiaa konvektiolla (eli ilman sekoittumisen avulla). Tämä tarkoittaa, että kiertorata-avaruusaseman eri laitteiden, laitteiden osia ei voida jäähdyttää ulkopuolelta, kuten lentokoneessa yleensä tehdään - ilmasuihkujen ja ilmapatterien avulla. Tällaisella korkeudella, kuten avaruudessa yleensä, ainoa tapa siirtää lämpöä on lämpösäteily.
Ilmakehän koostumus
Maan ilmakehä koostuu pääasiassa kaasuista ja erilaisista epäpuhtauksista (pöly, vesipisarat, jääkiteet, merisuolat, palamistuotteet).
Ilmakehän muodostavien kaasujen pitoisuus on lähes vakio, lukuun ottamatta vettä (H 2 O) ja hiilidioksidia (CO 2 ).
| Kaasu | Sisältö tilavuudesta, % |
Sisältö painon mukaan, % |
|---|---|---|
| Typpi | 78,084 | 75,50 |
| Happi | 20,946 | 23,10 |
| Argon | 0,932 | 1,286 |
| Vesi | 0,5-4 | - |
| Hiilidioksidi | 0,032 | 0,046 |
| Neon | 1,818 × 10 -3 | 1,3 × 10 -3 |
| Helium | 4,6 × 10 -4 | 7,2 × 10 -5 |
| Metaani | 1,7 × 10 -4 | - |
| Krypton | 1,14 × 10 -4 | 2,9 × 10 -4 |
| Vety | 5×10 −5 | 7,6 × 10 -5 |
| Xenon | 8,7 × 10 -6 | - |
| Typpioksidi | 5×10 −5 | 7,7 × 10 -5 |
Taulukossa ilmoitettujen kaasujen lisäksi ilmakehä sisältää pieniä määriä SO 2, NH 3, CO, otsonia, hiilivetyjä, HCl:a, höyryjä, I 2:ta sekä monia muita kaasuja. Troposfäärissä on jatkuvasti suuri määrä suspendoituneita kiinteitä ja nestemäisiä hiukkasia (aerosolia).
Ilmakehän muodostumisen historia
Yleisimmän teorian mukaan maapallon ilmakehä on ollut aikojen saatossa neljässä eri koostumuksessa. Alun perin se koostui kevyistä kaasuista (vety ja helium), jotka oli vangittu planeettojen välisestä avaruudesta. Tämä ns ensisijainen ilmapiiri(noin neljä miljardia vuotta sitten). Seuraavassa vaiheessa aktiivinen vulkaaninen toiminta johti ilmakehän kyllästymiseen muilla kaasuilla kuin vedyllä (hiilidioksidi, ammoniakki, vesihöyry). Näin toissijainen ilmapiiri(noin kolme miljardia vuotta ennen meidän päiviämme). Tämä tunnelma oli palauttava. Lisäksi seuraavat tekijät määrittelivät ilmakehän muodostumisprosessin:
- kevyiden kaasujen (vety ja helium) vuotaminen planeettojen väliseen tilaan;
- kemialliset reaktiot, jotka tapahtuvat ilmakehässä ultraviolettisäteilyn, salamapurkausten ja joidenkin muiden tekijöiden vaikutuksesta.
Vähitellen nämä tekijät johtivat muodostumiseen tertiäärinen ilmapiiri jolle on tunnusomaista paljon pienempi vetypitoisuus ja paljon suurempi typpi- ja hiilidioksidipitoisuus (muodostuu ammoniakin ja hiilivedyjen kemiallisten reaktioiden seurauksena).
Typpi
Suuren määrän N2 muodostuminen johtuu ammoniakki-vety-ilmakehän hapettumisesta molekyylisen O 2:n vaikutuksesta, joka alkoi tulla planeetan pinnalta fotosynteesin seurauksena 3 miljardia vuotta sitten. N 2:ta vapautuu ilmakehään myös nitraattien ja muiden typpeä sisältävien yhdisteiden denitrifikaation seurauksena. Otsoni hapettaa typen yläilmakehässä NO:ksi.
Typpi N 2 pääsee reaktioihin vain tietyissä olosuhteissa (esimerkiksi salamapurkauksen aikana). Molekyylitypen hapetusta otsonilla sähköpurkausten aikana käytetään typpilannoitteiden teollisessa tuotannossa. Se voidaan hapettaa pienellä energiankulutuksella ja muuttaa biologisesti aktiiviseksi muotoon syanobakteerien (sinilevä) ja kyhmybakteerien toimesta, jotka muodostavat juurakoiden symbioosin palkokasvien kanssa, ns. viherlanta.
Happi
Ilmakehän koostumus alkoi muuttua radikaalisti elävien organismien tultua maan päälle fotosynteesin seurauksena, johon liittyi hapen vapautuminen ja hiilidioksidin imeytyminen. Aluksi happea käytettiin pelkistettyjen yhdisteiden - ammoniakin, hiilivetyjen, valtamerien sisältämän rautapitoisen muodon jne. - hapetukseen. Tämän vaiheen lopussa ilmakehän happipitoisuus alkoi kasvaa. Vähitellen muodostui moderni ilmapiiri, jolla oli hapettavia ominaisuuksia. Koska tämä aiheutti vakavia ja äkillisiä muutoksia monissa ilmakehässä, litosfäärissä ja biosfäärissä tapahtuvissa prosesseissa, tätä tapahtumaa kutsuttiin happikatastrofiksi.
Hiilidioksidi
Ilmakehän CO 2 -pitoisuus riippuu tulivuoren aktiivisuudesta ja kemiallisista prosesseista maan kuorissa, mutta ennen kaikkea - biosynteesin ja orgaanisen aineen hajoamisen intensiteetistä maapallon biosfäärissä. Lähes koko planeetan nykyinen biomassa (noin 2,4 × 10 12 tonnia) muodostuu ilmakehän hiilidioksidin, typen ja vesihöyryn vaikutuksesta. Mereen, soihin ja metsiin haudattu orgaaninen aines muuttuu hiileksi, öljyksi ja maakaasuksi. (katso Geokemiallinen hiilikierto)
jalokaasut
Ilmansaaste
Viime aikoina ihminen on alkanut vaikuttaa ilmakehän kehitykseen. Hänen toimintansa seurauksena ilmakehän hiilidioksidipitoisuuden jatkuva merkittävä kasvu johtui aikaisemmilla geologisilla aikakausilla kertyneiden hiilivetypolttoaineiden palamisesta. Valtavia määriä hiilidioksidia kuluu fotosynteesin aikana, ja maailman valtameret absorboivat sitä. Tämä kaasu pääsee ilmakehään karbonaattikivien ja kasvi- ja eläinperäisten orgaanisten aineiden hajoamisen sekä vulkanismin ja ihmisen tuotantotoiminnan seurauksena. Viimeisen 100 vuoden aikana ilmakehän hiilidioksidipitoisuus on kasvanut 10 %, ja suurin osa (360 miljardia tonnia) on peräisin polttoaineen palamisesta. Jos polttoaineen palamisen kasvu jatkuu, seuraavien 50 - 60 vuoden aikana hiilidioksidin määrä ilmakehässä kaksinkertaistuu ja voi johtaa globaaliin ilmastonmuutokseen.
Polttoaineen poltto on tärkein saastuttavien kaasujen (СО,, SO 2) lähde. Rikkidioksidi hapettuu ilmakehän hapen vaikutuksesta yläilmakehän SO 3:ksi, joka vuorostaan vuorovaikuttaa vesihöyryn ja ammoniakin kanssa, ja tuloksena oleva rikkihappo (H 2 SO 4) ja ammoniumsulfaatti ((NH 4) 2 SO 4) palaavat Maan pinta ns. hapan sade. Polttomoottoreiden käyttö aiheuttaa merkittävää ilmansaastumista typen oksideilla, hiilivedyillä ja lyijyyhdisteillä (tetraetyylilyijy Pb (CH 3 CH 2) 4)).
Ilmakehän aerosolipilaantuminen johtuu sekä luonnollisista syistä (tulivuorenpurkaus, pölymyrskyt, merivesipisaroiden ja kasvien siitepölyn mukana kulkeutuminen jne.) että ihmisen taloudellisesta toiminnasta (malmien ja rakennusmateriaalien louhinta, polttoaineiden poltto, sementin tuotanto jne.) .). Voimakas laajamittainen kiinteiden hiukkasten poistuminen ilmakehään on yksi mahdollisista ilmastonmuutoksen syistä planeetalla.
Kirjallisuus
- V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov "Avaruusbiologia ja lääketiede" (2. painos, tarkistettu ja laajennettu), M.: "Prosveshchenie", 1975, 223 sivua.
- N. V. Gusakova "Environmental Chemistry", Rostov-on-Don: Phoenix, 2004, 192 s ISBN 5-222-05386-5
- Sokolov V. A. Maakaasujen geokemia, M., 1971;
- McEwen M., Phillips L.. Atmospheric Chemistry, M., 1978;
- Wark K., Warner S., Ilmansaasteet. Lähteet ja ohjaus, käänn. englannista, M.. 1980;
- Luonnonympäristön taustasaasteiden seuranta. sisään. 1, L., 1982.
Katso myös
Linkit
|
Maan ilmakehä |
Maan koostumus. ilmaa
Ilma on mekaaninen seos eri kaasuista, jotka muodostavat maapallon ilmakehän. Ilma on välttämätön elävien organismien hengittämiselle ja sitä käytetään laajalti teollisuudessa.
Se tosiasia, että ilma on seos, ei homogeeninen aine, todistettiin skotlantilaisen tiedemiehen Joseph Blackin kokeissa. Yhdessä niistä tiedemies havaitsi, että kun valkoista magnesiumoksidia (magnesiumkarbonaattia) kuumennetaan, vapautuu "sidottu ilmaa", eli hiilidioksidia, ja muodostuu palanut magnesiumoksidi (magnesiumoksidi). Sitä vastoin kalkkikiveä poltettaessa "sidottu ilma" poistetaan. Näiden kokeiden perusteella tiedemies päätteli, että ero hiili- ja emäksisten alkalien välillä on se, että edellinen sisältää hiilidioksidia, joka on yksi ilman komponenteista. Nykyään tiedämme, että hiilidioksidin lisäksi maapallon ilman koostumus sisältää:
Taulukossa esitetty kaasujen suhde maan ilmakehässä on tyypillinen sen alemmille kerroksille 120 km:n korkeuteen asti. Näillä alueilla on hyvin sekoittunut, homogeeninen alue, jota kutsutaan homosfääriksi. Homosfäärin yläpuolella sijaitsee heterosfääri, jolle on ominaista kaasumolekyylien hajoaminen atomeiksi ja ioneiksi. Alueet on erotettu toisistaan turbopaussin avulla.
Kemiallista reaktiota, jossa auringon ja kosmisen säteilyn vaikutuksesta molekyylit hajoavat atomeiksi, kutsutaan fotodissosiaatioksi. Molekyylihapen hajoamisen aikana muodostuu atomihappi, joka on ilmakehän pääkaasu yli 200 km:n korkeudessa. Yli 1200 km:n korkeudessa vety ja helium, jotka ovat kaasuista kevyimpiä, alkavat vallita.
Koska suurin osa ilmasta on keskittynyt kolmeen alempaan ilmakehän kerrokseen, ilman koostumuksen muutoksilla yli 100 km korkeudessa ei ole havaittavaa vaikutusta ilmakehän kokonaiskoostumukseen.
Typpi on yleisin kaasu, jonka osuus maapallon ilmatilavuudesta on yli kolme neljäsosaa. Nykyaikainen typpi muodostui varhaisen ammoniakki-vetyilmakehän hapettumisesta molekyylihapella, joka muodostuu fotosynteesin aikana. Tällä hetkellä pieni määrä typpeä pääsee ilmakehään denitrifikaation seurauksena - nitraattien pelkistämisprosessissa nitriiteiksi, jota seuraa kaasumaisten oksidien ja molekyylitypen muodostuminen, jota anaerobiset prokaryootit tuottavat. Tulivuorenpurkauksen aikana ilmakehään pääsee jonkin verran typpeä.
Yläilmakehässä, kun se altistuu sähköpurkauksille otsonin mukana, molekyylityppi hapettuu typpimonoksidiksi:
N2 + O2 → 2NO
Normaaleissa olosuhteissa monooksidi reagoi välittömästi hapen kanssa muodostaen typpioksiduulia:
2NO + O 2 → 2N 2 O
Typpi on maapallon ilmakehän tärkein kemiallinen alkuaine. Typpi on osa proteiineja, tarjoaa kasveille kivennäisravintoa. Se määrittää biokemiallisten reaktioiden nopeuden, toimii happilaimentimena.
Happi on maapallon ilmakehän toiseksi runsain kaasu. Tämän kaasun muodostuminen liittyy kasvien ja bakteerien fotosynteettiseen toimintaan. Ja mitä monimuotoisemmiksi ja lukuisemmiksi fotosynteettisiä organismeja tuli, sitä tärkeämmäksi ilmakehän happipitoisuuden prosessi muuttui. Vaipan kaasunpoistossa vapautuu pieni määrä raskasta happea.
Troposfäärin ja stratosfäärin ylemmissä kerroksissa auringon ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta (merkitsimme sitä hν) muodostuu otsonia:
O2 + hν → 2O
Saman ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta otsoni hajoaa:
O 3 + hν → O 2 + O
O 3 + O → 2O 2
Ensimmäisen reaktion seurauksena muodostuu atomihappi, toisen - molekyylihapen - seurauksena. Kaikkia neljää reaktiota kutsutaan Chapman-mekanismiksi brittiläisen tiedemiehen Sidney Chapmanin mukaan, joka löysi ne vuonna 1930.
Happea käytetään elävien organismien hengittämiseen. Sen avulla tapahtuu hapettumis- ja palamisprosessit.
Otsoni suojaa eläviä organismeja ultraviolettisäteilyltä, joka aiheuttaa peruuttamattomia mutaatioita. Suurin otsonipitoisuus havaitaan alemmassa stratosfäärissä ns. otsonikerros tai otsoniverkko, joka sijaitsee 22-25 kilometrin korkeudessa. Otsonipitoisuus on pieni: normaalipaineessa kaikki maapallon ilmakehän otsoni ottaisi vain 2,91 mm paksuisen kerroksen.
Ilmakehän kolmanneksi yleisimmän kaasun, argonin sekä neonin, heliumin, kryptonin ja ksenonin muodostuminen liittyy tulivuorenpurkauksiin ja radioaktiivisten alkuaineiden hajoamiseen.
Erityisesti helium on uraanin, toriumin ja radiumin radioaktiivisen hajoamisen tuote: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (näissä reaktioissa α- hiukkanen on heliumydin, joka energiahäviöprosessissa vangitsee elektroneja ja muuttuu 4 He).
Argonia muodostuu kaliumin radioaktiivisen isotoopin hajoamisen aikana: 40 K → 40 Ar + γ.
Neon karkaa magmakivistä.
Kryptonia muodostuu uraanin (235 U ja 238 U) ja torium Th:n hajoamisen lopputuotteena.
Suurin osa ilmakehän kryptonista muodostui Maan evoluution alkuvaiheessa ilmiömäisen lyhyen puoliintumisajan omaavien transuraanialkuaineiden hajoamisen seurauksena tai tuli avaruudesta, jonka kryptonpitoisuus on kymmenen miljoonaa kertaa suurempi kuin maan päällä. .
Ksenon on seurausta uraanin fissiosta, mutta suurin osa tästä kaasusta jää jäljelle Maan muodostumisen alkuvaiheista primääriilmakehästä.
Hiilidioksidi pääsee ilmakehään tulivuorenpurkausten seurauksena ja orgaanisen aineen hajoamisprosessissa. Sen pitoisuus Maan keskimmäisten leveysasteiden ilmakehässä vaihtelee suuresti vuodenaikojen mukaan: talvella hiilidioksidin määrä kasvaa ja kesällä vähenee. Tämä vaihtelu liittyy hiilidioksidia fotosynteesiprosessissaan käyttävien kasvien toimintaan.
Vetyä muodostuu auringon säteilyn aiheuttaman veden hajoamisen seurauksena. Mutta koska se on kevyin ilmakehän muodostavista kaasuista, se karkaa jatkuvasti ulkoavaruuteen, ja siksi sen pitoisuus ilmakehässä on hyvin pieni.
Vesihöyry on seurausta veden haihtumisen järvien, jokien, merien ja maan pinnalta.
Pääkaasujen pitoisuus ilmakehän alemmissa kerroksissa vesihöyryä ja hiilidioksidia lukuun ottamatta on vakio. Pieniä määriä ilmakehä sisältää rikkioksidia SO 2, ammoniakkia NH 3, hiilimonoksidia CO, otsonia O 3, kloorivetyä HCl, fluorivetyä HF, typpimonoksidia NO, hiilivetyjä, elohopeahöyryä Hg, jodia I 2 ja monia muita. Troposfäärin alemmassa ilmakehän kerroksessa on jatkuvasti suuri määrä suspendoituneita kiinteitä ja nestemäisiä hiukkasia.
Hiukkasten lähteitä Maan ilmakehässä ovat tulivuorenpurkaukset, kasvien siitepöly, mikro-organismit ja viime aikoina ihmisen toiminta, kuten fossiilisten polttoaineiden polttaminen valmistusprosesseissa. Pienimmät pölyhiukkaset, jotka ovat tiivistymisen ytimiä, ovat syynä sumun ja pilvien muodostumiseen. Ilman ilmakehässä jatkuvasti läsnä olevia kiinteitä hiukkasia ei sadettaisi maan päälle.
