Ilmakehän lämpötila-alueen rakenne. Tunnelman kerroksia

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 ilmakehässä olevasta vesihöyrystä. Turbulenssi ja konvektio kehittyvät voimakkaasti troposfäärissä, pilviä ilmaantuu, sykloneja ja antisykloneja kehittyy. 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 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. Pystysuuntaisessa 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 molekyylimassoista, 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 planeettojen välistä ainetta. Toinen osa koostuu pölymäisistä komeetta- ja meteoriperäisistä 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%, termosfääri on alle 0,05% ilmakehän kokonaismassasta. Ilmakehän sähköisten ominaisuuksien perusteella erotetaan neutrosfääri ja ionosfääri. Tällä hetkellä uskotaan ilmakehän ulottuvan 2000-3000 kilometrin 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 harjoittamattomalle 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 antaa meille happea, jota tarvitsemme hengittämiseen. Kuitenkin ilmakehän kokonaispaineen alenemisesta johtuen 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 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, ilmakehän alemmissa kerroksissa havaitaan meille tuttuja ilmiöitä, 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 Line, 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 ).

Kuivan ilman koostumus

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

Ilmakehä sisältää taulukossa ilmoitettujen kaasujen lisäksi SO 2, NH 3, CO, otsonia, hiilivetyjä, HCl:a, höyryjä, I 2 sekä monia muita kaasuja pieninä määrinä. 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. Aluksi 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 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 juurakysymbioosin 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 hiilen kierto)

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 "Ympäristön kemia", 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

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:n 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 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. Napa- ja vierekkäisten 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 ylärajalle keskimäärin 0,6° jokaista 100 metriä kohden tai 6° 100 metrin välein. 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-lämpötilasupismilla. 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 seurauksena 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 täällä yleensä nousee 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.

Uudet tiedot radiosondeista ja meteorologisista raketteista ovat osoittaneet, että stratosfääri, kuten troposfäärin yläosa, on alttiina voimakkaalle ilmankierrolle ja suurille lämpötilan ja tuulen vaihteluille. Täällä, kuten troposfäärissä, ilma kokee merkittäviä pystysuuntaisia liikkeitä, turbulentteja liikkeitä vahvoilla vaakasuuntaisilla ilmavirroilla. Kaikki tämä on tulosta epätasaisesta lämpötilajakaumasta.

Siirtymäkerros stratosfäärin ja sen päällä olevan pallon välillä 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 muodostuu 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 pyörre, 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 meteorologisten rakettien ja muiden menetelmien avulla ovat osoittaneet, että stratosfäärissä havaittu yleinen lämpötilan 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° per 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 mesopauusikerroksessa 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.

Noktilugent-pilvien luonnetta ei vielä ymmärretä hyvin. Pitkään uskottiin niiden koostuvan vulkaanisesta pölystä. Todellisille vulkaanisille pilville ominaisten optisten ilmiöiden puuttuminen johti kuitenkin tämän hypoteesin hylkäämiseen. Sitten ehdotettiin, että noktilugent-pilvet koostuvat kosmisesta pölystä. Viime vuosina on ehdotettu hypoteesia, että nämä pilvet koostuvat jääkiteistä, kuten tavalliset sirruspilvet. Noctilucent-pilvien sijaintitason 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 korkeuden välillä, talvella ja kesällä pohjoisella pallonpuoliskolla. Palloja erottavat pinnat on kuvattu tässä lihavoituna. katkoviivat. Aivan pohjassa troposfääri erottuu hyvin, ja lämpötila laskee tyypillisesti korkeuden mukaan. 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 °:een ja vain yli 30 asteeseen. km kohoaa jälleen -15 asteeseen. Kesällä tropopausista alkaen lämpötila nousee korkeuden myötä 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 yhtenä vuodenaikana 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 yllä talvella ilman lämpötila troposfäärissä ja alemmassa stratosfäärissä on huomattavasti alhaisempi kuin Keski-Arktisen alueen yläpuolella.

Tuuli korkealla. Lämpötilan kausijakauma 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 n.

100 neiti 60-65 korkeudella km. Kesällä länsituulet vallitsevat vain 18-20 asteen korkeudelle asti km. Korkeammalla ne muuttuvat itäisiksi, ja suurin nopeus on jopa 70 neiti 55-60 korkeudellakm.

Kesällä mesosfäärin yläpuolella tuulet kääntyvät 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 Maan satelliittien laukaisujen yhteydessä saatujen tietojen perusteella todettiin, että ylemmässä termosfäärissä lämpötila saavuttaa noin 2000 astetta 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 muodostavien kaasujen molekyylit törmäävät usein liikkuessaan toisiinsa 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 energiaa 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 hehkulangat 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 niissä kehittyvästä rakenteesta, järjestelmästä ja 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 ilmapiirissä yli 60-80 km onko hän ionisaatio, eli prosessi, jossa muodostuu valtava määrä sähköisesti varautuneita hiukkasia - ioneja. Koska kaasujen ionisaatio on ominaista alemmalle termosfäärille, sitä kutsutaan myös ionosfääriksi.

Ionosfäärissä olevat kaasut ovat pääosin atomitilassa. Auringon ultravioletti- ja korpuskulaarisen säteilyn, jolla on korkea energia, vaikutuksesta tapahtuu prosessi, jossa elektronit irtoavat neutraaleista atomeista ja ilmamolekyyleistä. Tällaiset 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 on mahdollista. Varautuneet atomit-ionit heijastavat lyhyitä radioaaltoja ja 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 se ei olisi ionosfääriä, niin radioasemien signaalien lähettämiseksi pitkiä matkoja olisi tarpeen rakentaa kalliita radiorelelinjoja.

Tiedetään kuitenkin, että joskus lyhytaaltoinen radioliikenne katkeaa. Tämä tapahtuu Auringon kromosfäärisävyjen seurauksena, minkä vuoksi Auringon ultraviolettisäteily kasvaa jyrkästi, mikä johtaa voimakkaisiin ionosfäärin ja Maan magneettikentän häiriintymiin - magneettisiin myrskyihin. Magneettisten myrskyjen aikana radioliikenne katkeaa, koska varautuneiden hiukkasten liike riippuu magneettikentästä. Magneettisten myrskyjen aikana ionosfääri heijastaa radioaaltoja huonommin tai siirtää ne avaruuteen. Pääasiassa auringon aktiivisuuden muuttuessa, 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 (korpuskkelit) taipuvat kohti korkeita leveysasteita. Ilmakehään päässeet verisolut tehostavat kaasujen ionisaatiota siinä määrin, 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 tulevat näkyviin keskimmäisillä leveysasteilla ja harvoin 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, määritetään revontulien korkeus 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, eli atomihapen (O) positiiviset ionit hallitsevat. 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 olevat kaasut ovat niin harvinaisia, että niiden suurilla nopeuksilla liikkuvat hiukkaset eivät melkein koskaan kohtaa toisiaan.

Vielä suhteellisen äskettäin oletettiin, että ilmakehän ehdollinen raja on noin 1000 korkeudessa. km. Keinotekoisten maasatelliittien hidastuvuuden perusteella on kuitenkin todettu, että korkeuksissa 700-800 km kohdassa 1 cm 3 sisältää jopa 160 tuhatta positiivista atomihappi- ja type-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 selvitetään 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 toivoa, että lähivuosina ihminen tietää monia yksityiskohtia sen ilmakehän rakenteesta, jonka pohjalla hän asuu.

Lopuksi esitämme kaavamaisen pystyleikkauksen ilmakehästä (kuva 7). Täällä korkeudet kilometreissä 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 luotausmenetelmien saavuttamat maksimikorkeudet.

0 °C:ssa - 1,0048 10 3 J / (kg K), C v - 0,7159 10 3 J / (kg K) (0 °C:ssa). Ilman liukoisuus veteen (massan mukaan) 0 °C:ssa - 0,0036%, 25 °C:ssa - 0,0023%.

Ilmakehä sisältää taulukossa ilmoitettujen kaasujen lisäksi Cl 2, SO 2, NH 3, CO, O 3, NO 2, hiilivetyjä, HCl,, HBr, höyryt, I 2, Br 2 sekä monia muita kaasuja pieninä määrinä. Troposfäärissä on jatkuvasti suuri määrä suspendoituneita kiinteitä ja nestemäisiä hiukkasia (aerosolia). Radon (Rn) on harvinaisin kaasu maapallon ilmakehässä.

Ilmakehän rakenne

ilmakehän rajakerros

Maan pinnan vieressä oleva ilmakehän alempi kerros (1-2 km paksu), jossa tämän pinnan vaikutus vaikuttaa suoraan sen dynamiikkaan.

Troposfääri

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 sisältää yli 80 % ilmakehän ilman kokonaismassasta ja noin 90 % kaikesta ilmakehässä olevasta vesihöyrystä. Turbulenssi ja konvektio kehittyvät voimakkaasti troposfäärissä, pilviä ilmaantuu, sykloneja ja antisykloneja kehittyy. Lämpötila laskee korkeuden myötä keskimääräisen pystysuoran gradientin ollessa 0,65°/100 m

tropopaussi

Siirtymäkerros troposfääristä stratosfääriin, ilmakehän kerros, jossa lämpötilan lasku korkeuden myötä pysähtyy.

Stratosfääri

Ilmakehän kerros sijaitsee 11-50 km 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. Pystysuuntaisessa lämpötilajakaumassa on maksimi (noin 0 °C).

Mesosfääri

Mesosfääri alkaa 50 km:n korkeudesta ja ulottuu 80-90 km:n korkeuteen. Lämpötila laskee korkeuden myötä keskimääräisellä pystygradientilla (0,25-0,3)°/100 m. Pääenergiaprosessi on säteilylämmönsiirto. Monimutkaiset fotokemialliset prosessit, joihin liittyy vapaita radikaaleja, värähtelyvirittyneitä molekyylejä jne., aiheuttavat ilmakehän luminesenssia.

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. FAI:n määritelmän mukaan Karman Line on 100 km merenpinnan yläpuolella.

Termosfääri

Yläraja on noin 800 km. Lämpötila nousee 200-300 km korkeuteen, jossa se saavuttaa luokkaa 1226,85 C, minkä jälkeen se pysyy lähes vakiona suurille korkeuksille. Auringon säteilyn ja kosmisen säteilyn vaikutuksesta ilma ionisoituu ("revontulet") - ionosfäärin pääalueet sijaitsevat termosfäärin sisällä. Yli 300 km korkeudessa atomihappi hallitsee. Termosfäärin yläraja määräytyy suurelta osin Auringon nykyisen aktiivisuuden mukaan. Alhaisen aktiivisuuden aikoina - esimerkiksi vuosina 2008-2009 - tämän kerroksen koko pienenee huomattavasti.

Termopaussi

Ilmakehän alue termosfäärin yläpuolella. Tällä alueella auringon säteilyn absorptio on merkityksetöntä eikä lämpötila itse asiassa muutu korkeuden mukana.

Eksosfääri (sirontapallo)

Ilmakehä on 100 km:n korkeuteen asti homogeeninen, hyvin sekoittunut kaasuseos. Korkeammissa kerroksissa kaasujen jakautuminen korkeudessa riippuu niiden molekyylimassoista, 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 ~150 °C:n lämpötilaa. Yli 200 km:n korkeudessa havaitaan merkittäviä lämpötilan ja kaasun tiheyden vaihteluita ajassa ja tilassa.

Noin 2000-3500 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 planeettojen välistä ainetta. Toinen osa koostuu pölymäisistä komeetta- ja meteoriperäisistä hiukkasista. Äärimmäisen harvinaisten pölyhiukkasten lisäksi tähän tilaan tunkeutuu auringon ja galaktista alkuperää olevaa sähkömagneettista ja korpuskulaarista säteilyä.

Arvostelu

Troposfäärin osuus ilmakehän massasta on noin 80 %, stratosfäärin osuus noin 20 %; mesosfäärin massa on enintään 0,3%, termosfääri on alle 0,05% ilmakehän kokonaismassasta.

Ilmakehän sähköisten ominaisuuksien perusteella ne emittoivat neutrosfääri ja ionosfääri .

Muut ilmakehän ominaisuudet ja vaikutukset ihmiskehoon

Jo 5 km:n korkeudessa merenpinnan yläpuolella harjoittamattomalle ihmiselle kehittyy happinälkä ja ilman sopeutumista ihmisen suorituskyky heikkenee merkittävästi. Tähän ilmakehän fysiologinen vyöhyke päättyy. Ihmisen hengitys muuttuu mahdottomaksi 9 kilometrin korkeudessa, vaikka noin 115 kilometriin asti ilmakehä sisältää happea.

Ilmakehä antaa meille happea, jota tarvitsemme hengittämiseen. Kuitenkin ilmakehän kokonaispaineen alenemisesta johtuen noustessa korkeuteen myös hapen osapaine laskee vastaavasti.

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 käsitteet M-numerosta ja äänivallistuksesta menettävät merkityksensä: siellä kulkee ehdollinen Karman-viiva, jonka jälkeen alkaa puhtaasti ballistisen lennon alue, joka voidaan ohjata vain reaktiivisilla voimilla.

Yli 100 km korkeudessa ilmakehältä puuttuu myös toinen merkittävä ominaisuus - kyky absorboida, johtaa ja siirtää lämpöenergiaa konvektiolla (eli sekoittamalla ilmaa). 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 muodostumisen historia

Yleisimmän teorian mukaan maapallon ilmakehä on ollut historiansa aikana kolmessa eri koostumuksessa. Aluksi se koostui kevyistä kaasuista (vety ja helium), jotka oli vangittu planeettojen välisestä avaruudesta. Tämä ns ensisijainen ilmapiiri. Seuraavassa vaiheessa aktiivinen vulkaaninen toiminta johti ilmakehän kyllästymiseen muilla kaasuilla kuin vedyllä (hiilidioksidi, ammoniakki, vesihöyry). Näin toissijainen ilmapiiri. 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.

Typpi

Suuren typen N 2 -määrän muodostuminen johtuu ammoniakki-vety-ilmakehän hapettumisesta molekyylihapella O 2:lla, joka alkoi tulla planeetan pinnalta fotosynteesin seurauksena 3 miljardia vuotta sitten. Typpeä N 2 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 sähköpurkauksen aikana käytetään pieniä määriä typpilannoitteiden teollisessa tuotannossa. Sen voivat hapettaa pienellä energiankulutuksella ja muuttaa biologisesti aktiiviseksi muotoon syanobakteerit (sinilevät) ja kyhmybakteerit, jotka muodostavat juurakysymbioosin palkokasvien kanssa, jotka voivat olla tehokkaita viherlantakasveja, jotka eivät kuluta, vaan rikastavat maaperää luonnolliset lannoitteet.

Happi

jalokaasut

Ilmansaaste

Viime aikoina ihminen on alkanut vaikuttaa ilmakehän kehitykseen. Ihmisen toiminnan tulos on ollut ilmakehän hiilidioksidipitoisuuden jatkuva kasvu, joka johtuu 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 200-300 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 SO 3:ksi ja typpioksidin NO 2:ksi yläilmakehässä, jotka vuorostaan ovat vuorovaikutuksessa vesihöyryn kanssa ja tuloksena muodostuva rikkihappo H 2 SO 4 ja typpihappo HNO 3 putoavat maan pinnalle muoto ns. hapan sade. Polttomoottoreiden käyttö aiheuttaa merkittävää ilmansaastumista typen oksideilla, hiilivedyillä ja lyijyyhdisteillä (tetraetyylilyijy Pb (CH 3 CH 2) 4).

Katso myös

Jacchia (ilmakehämalli)

Kirjoita arvostelu artikkelista "Maan ilmakehä"

Huomautuksia

M. I. Budyko, K. Ya. Kondratiev Maan ilmapiiri // Suuri Neuvostoliiton tietosanakirja. 3. painos / Ch. toim. A. M. Prokhorov. - M .: Neuvostoliiton tietosanakirja, 1970. - T. 2. Angola - Barzas. - s. 380-384.
- artikkeli Geological Encyclopediasta
Gribbin, John. Tiede. Historia (1543-2001). - L.: Penguin Books, 2003. - 648 s. - ISBN 978-0-140-29741-6.
Tans, Pieter. Maailmanlaajuisesti keskimääräinen merenpinnan vuosikeskiarvo. NOAA/ESRL. Haettu 19. helmikuuta 2014.(englanniksi) (vuodelle 2013)
IPCC (englanniksi) (vuodelle 1998).
S. P. Khromov Ilman kosteus // Suuri Neuvostoliiton tietosanakirja. 3. painos / Ch. toim. A. M. Prokhorov. - M .: Neuvostoliiton tietosanakirja, 1971. - T. 5. Veshin - Gazli. - S. 149.
(Englanti) , SpaceDaily, 16.7.2010

Kirjallisuus

V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov"Avaruusbiologia ja lääketiede" (2. painos, tarkistettu ja täydennetty), M .: "Prosveshchenie", 1975, 223 sivua.
N. V. Gusakova"Ympäristön kemia", Rostov-on-Don: Phoenix, 2004, 192, ISBN 5-222-05386-5
Sokolov V.A. Geochemistry of Natural gases, M., 1971;
McEwen M, Phillips L. Chemistry of the atmosfääri, M., 1978;
Wark K., Warner S. Ilmansaaste. Lähteet ja ohjaus, käänn. englannista, M.. 1980;
Luonnonympäristön taustasaasteiden seuranta. sisään. 1, L., 1982.

Linkit

// 17. joulukuuta 2013, FOBOS-keskus



Maan historia

Maan fyysiset ominaisuudet

Maan kuoret

Maantiede ja geologia

Ympäristö

Katso myös

Ote, joka kuvaa maapallon ilmakehää

Kun Pierre lähestyi heitä, hän huomasi, että Vera oli itsetyytyväisenä innostunut keskustelusta, prinssi Andrei (mitä tapahtui hänelle harvoin) näytti hämmentyneeltä.
- Mitä mieltä sinä olet? Vera sanoi hymyillen. - Sinä, prinssi, olet niin oivaltava ja ymmärrät ihmisten luonteen kerralla. Mitä mieltä olet Nataliesta, voiko hän olla jatkuva kiintymyksissään, voiko hän muiden naisten tavoin (Vera ymmärsi itsensä) rakastaa henkilöä kerran ja pysyä hänelle uskollisena ikuisesti? Tätä pidän todellisena rakkautena. Mitä mieltä olet, prinssi?
"Tunnen siskosi liian vähän", vastasi prinssi Andrei pilkallisesti hymyillen, jonka alle hän halusi piilottaa hämmennyksensä, "ratkaistakseen niin arkaluonteisen kysymyksen; ja sitten huomasin, että mitä vähemmän nainen pitää, sitä vakaampi hän on ”, hän lisäsi ja katsoi Pierreä, joka oli lähestynyt heitä tuolloin.
- Kyllä, se on totta, prinssi; meidän aikanamme, Vera jatkoi (viittaen aikaansa, kuten rajalliset ihmiset yleensä haluavat mainita, uskoen löytäneensä ja arvostaneensa aikamme piirteitä ja että ihmisten ominaisuudet muuttuvat ajan myötä), meidän aikanamme tytöllä on niin paljon vapautta, jonka le plaisir d "etre courtisee [fanien saamisen ilo] usein hukuttaa todellisen tunteen hänessä. Et Nathalie, il faut l" avouer, y est tres sensible. [Ja Natalja, täytyy myöntää, on erittäin herkkä tälle.] Paluu Nataljan luo sai prinssi Andrein jälleen rypistämään kulmiaan epämiellyttävästi; hän halusi nousta ylös, mutta Vera jatkoi vielä hienostuneemmalla hymyllä.
"En usko, että kukaan oli niin kohtelias [seurustelun kohde] kuin hän", Vera sanoi; - mutta ei hän koskaan, aivan viime aikoihin asti, pitänyt vakavasti kenestäkään. Tiedätkö, kreivi, - hän kääntyi Pierren puoleen, - jopa rakas serkkumme Boris, joka oli entre nous [meidän välillämme], hyvin, hyvin dans le pays du tendre ... [hellyyden maassa ...]
Prinssi Andrei rypisti kulmiaan hiljaa.
Oletko ystävä Borisin kanssa? Vera kertoi hänelle.
- Kyllä, tunnen hänet…
- Kertoiko hän sinulle oikein lapsuuden rakkaudestaan Natashaa kohtaan?
Oliko siellä lapsuuden rakkautta? - yhtäkkiä yhtäkkiä punastuen, kysyi prinssi Andrei.
- Joo. Vous savez entre cousin et cousine cette intiimate mene quelquefois a l "amour: le cousinage est un vaaraeux voisinage, N" est ce pas? [Tiedätkö, serkun ja sisaren välillä tämä läheisyys johtaa joskus rakkauteen. Tällainen sukulaisuus on vaarallinen naapurusto. Eikö ole?]
"Voi, ilman epäilystäkään", sanoi prinssi Andrei ja yhtäkkiä, luonnottoman elottomana, hän alkoi vitsailla Pierren kanssa siitä, kuinka varovainen hänen tulisi olla kohtelessaan 50-vuotiaita Moskovan serkkujaan ja keskellä vitsejä. keskusteluun, hän nousi ja otti Pierren käsivarren ja vei hänet syrjään.
- Hyvin? - sanoi Pierre katsoen hämmästyneenä ystävänsä outoa animaatiota ja huomaten katseen, jonka hän heitti Natashaan nousevan ylös.
"Minun täytyy puhua kanssasi", sanoi prinssi Andrei. - Tiedät meidän naisten hansikkaamme (hän puhui niistä vapaamuurarien käsineistä, jotka annettiin äskettäin valitulle veljelle lahjaksi rakkaalle naiselle). - Minä... Mutta ei, puhun kanssasi myöhemmin... - Ja outo kiilto silmissään ja levottomuus liikkeissään, prinssi Andrei meni Natashan luo ja istui hänen viereensä. Pierre näki kuinka prinssi Andrei kysyi häneltä jotain, ja hän punastuen vastasi hänelle.
Mutta tällä hetkellä Berg lähestyi Pierreä ja kehotti häntä osallistumaan kenraalin ja everstin väliseen kiistaan Espanjan asioista.
Berg oli iloinen ja onnellinen. Ilon hymy ei koskaan poistunut hänen kasvoiltaan. Ilta oli erittäin hyvä ja aivan kuten muut hänen näkemänsä illat. Kaikki oli samanlaista. Ja naisellisia, hienovaraisia keskusteluja ja kortteja, ja korttien takana ääntään korottava kenraali, ja samovaari ja keksejä; mutta yksi asia kuitenkin puuttui, se, jonka hän aina näki juhlissa ja jota hän halusi jäljitellä.
Miesten välisestä äänekkäästä keskustelusta ja kiistasta jostain tärkeästä ja älykkäästä puuttui. Kenraali aloitti tämän keskustelun ja Berg toi Pierren siihen.

Seuraavana päivänä prinssi Andrei meni Rostovien luo päivälliselle, kuten kreivi Ilja Andreich kutsui, ja vietti koko päivän heidän kanssaan.
Jokainen talossa tunsi, kenen luo prinssi Andrei meni, ja hän piiloutumatta yritti koko päivän olla Natashan kanssa. Ei vain Natashan peloissaan, vaan iloisessa ja innostuneessa sielussa, vaan koko talossa pelkoa ennen kuin jotain tärkeää piti tapahtua. Kreivitär katsoi prinssi Andreita surullisin ja vakavasti ankarin silmin, kun hän puhui Natashan kanssa, ja aloitti arasti ja teeskennellysti jonkinlaisen merkityksettömän keskustelun, heti kun hän katsoi takaisin häneen. Sonya pelkäsi lähteä Natashasta ja pelkäsi olla esteenä ollessaan heidän kanssaan. Natasha kalpeni odotuksen pelosta, kun hän viipyi kasvotusten hänen kanssaan minuutteja. Prinssi Andrei yllätti hänet arkuudellaan. Hänestä tuntui, että hänen täytyi kertoa hänelle jotain, mutta hän ei kyennyt tekemään niin.
Kun prinssi Andrei lähti illalla, kreivitär meni Natashan luo ja sanoi kuiskaten:
- Hyvin?
- Äiti, jumalan tähden älä kysy minulta nyt mitään. Et voi sanoa niin", Natasha sanoi.
Mutta huolimatta siitä, että sinä iltana Natasha, nyt kiihtynyt, nyt peloissaan, pysähtyneenä silmänsä, makasi pitkään äitinsä sängyssä. Nyt hän kertoi hänelle, kuinka hän ylisti häntä, sitten kuinka hän sanoi lähtevänsä ulkomaille, sitten kuinka hän kysyi, missä he asuisivat tänä kesänä, sitten kuinka hän kysyi häneltä Borisista.
"Mutta tämä, tämä... ei ole koskaan tapahtunut minulle!" hän sanoi. "Vain minä pelkään hänen ympärillään, pelkään aina hänen ympärillään, mitä se tarkoittaa?" Joten se on totta, eikö? Äiti, nukutko sinä?
"Ei, sieluni, minä itse pelkään", vastasi äiti. - Mene.
"Minä en kuitenkaan nuku. Mitä vikaa nukkumisessa on? Äiti, äiti, tätä ei ole koskaan tapahtunut minulle! hän sanoi hämmästyneenä ja peläten tunteen edessä, jonka hän oli tietoinen itsestään. - Ja voisimmeko ajatella!...
Natashasta näytti, että vaikka hän näki prinssi Andrein ensimmäisen kerran Otradnojessa, hän rakastui häneen. Hän näytti pelästyvän tästä oudosta, odottamattomasta onnellisuudesta, että se, jonka hän oli silloin valinnut (hän oli siitä lujasti vakuuttunut), että sama oli nyt tavannut hänet uudelleen, eikä näytä olevan välinpitämätön hänelle. . "Ja nyt, kun olemme täällä, hänen oli pakko tulla Pietariin tarkoituksella. Ja meidän olisi pitänyt tavata tässä ballissa. Kaikki tämä on kohtaloa. On selvää, että tämä on kohtalo, että kaikki tämä johti tähän. Jo silloin, heti kun näin hänet, tunsin jotain erityistä.
Mitä muuta hän kertoi sinulle? Mitä säkeitä nämä ovat? Lue se ... - äiti sanoi mietteliäänä kysyen runoista, jotka prinssi Andrei kirjoitti Natashan albumiin.
- Äiti, eikö ole sääli, että hän on leski?
- Siinä se, Natasha. Rukoilla jumalaa. Les Marieiages se font dans les cieux. [Avioliitot solmitaan taivaassa.]
"Rakas, äiti, kuinka rakastan sinua, kuinka hyvä se on minulle!" Natasha huusi itkien onnen ja jännityksen kyyneleitä ja halaten äitiään.
Samaan aikaan prinssi Andrei istui Pierren kanssa ja kertoi hänelle rakkaudestaan Natashaa kohtaan ja hänen lujasta aikeestaan mennä naimisiin hänen kanssaan.

Sinä päivänä kreivitär Elena Vasilievna järjesti vastaanoton, siellä oli ranskalainen lähettiläs, prinssi, joka oli hiljattain tullut usein vierailijaksi kreivitärten talossa, ja monia loistavia naisia ja miehiä. Pierre oli alakerrassa, käveli käytävien läpi ja iski kaikkiin vieraisiin keskittyneellä, hajamielisellä ja synkällä ilmellään.
Pallon hetkestä lähtien Pierre tunsi luulotautikohtausten lähestyvän itsessään ja yritti epätoivoisin ponnisteluin taistella niitä vastaan. Siitä lähtien kun prinssi lähentyi vaimonsa kanssa, Pierre sai yllättäen kamariherran, ja siitä lähtien hän alkoi tuntea raskautta ja häpeää suuressa yhteiskunnassa, ja useammin samat synkät ajatukset kaiken inhimillisen turhuudesta alkoivat syntyä. tule hänen luokseen. Samaan aikaan hänen holhoamansa Natashan ja prinssi Andrein välillä havaitsema tunne, hänen asemansa ja ystävänsä aseman välinen vastustus, vahvisti entisestään tätä synkkää tunnelmaa. Hän yritti myös välttää ajatuksia vaimostaan ja Natashasta ja prinssi Andreista. Jälleen kaikki näytti hänestä merkityksettömältä iankaikkisuuteen verrattuna, jälleen esitettiin kysymys: "mitä varten?". Ja hän pakotti itsensä yötä päivää työskentelemään vapaamuurarien teosten parissa toivoen karkottavansa pahan hengen lähestymisen. Pierre kello 12 lähtiessään kreivitärten kammioista istui yläkerrassa savuisessa matalassa huoneessa, kuluneessa aamutakissa pöydän edessä ja kopioi aitoja skottilaisia tekoja, kun joku astui hänen huoneeseensa. Se oli prinssi Andrew.
"Ah, se olet sinä", sanoi Pierre hajamielisellä ja tyytymättömällä katseella. "Mutta minä teen töitä", hän sanoi ja osoitti muistikirjaa, jossa oli sellainen pelastus elämän vaikeuksilta, joilla onnettomat ihmiset katsovat työtään.
Prinssi Andrei, säteilevä, innostunut, eloon uudistunut kasvo, pysähtyi Pierren eteen ja, huomaamatta hänen surullisia kasvojaan, hymyili hänelle onnen itsekkyydellä.
"No, sieluni", hän sanoi, "eilen halusin kertoa sinulle ja tänään tulin luoksesi tämän takia. Ei koskaan kokenut mitään vastaavaa. Olen rakastunut ystävääni.
Pierre huokaisi yhtäkkiä raskaasti ja vajosi raskaalla ruumiillaan sohvalle prinssi Andrein viereen.
- Natasha Rostoville, eikö niin? - hän sanoi.
- Kyllä, kyllä, kenessä? En koskaan uskoisi sitä, mutta tämä tunne on minua vahvempi. Eilen kärsin, kärsin, mutta en luovu tästä piinasta minkään takia. En ole ennen elänyt. Nyt elän vain minä, mutta en voi elää ilman häntä. Mutta voiko hän rakastaa minua?... Olen vanha hänelle... Mitä et sano?...
- Minä? minä? Mitä minä sanoin sinulle, - Pierre sanoi yhtäkkiä nousten ylös ja alkaa kävellä ympäri huonetta. - Olen aina ajatellut tätä... Tämä tyttö on niin aarre, sellainen... Tämä on harvinainen tyttö... Rakas ystävä, pyydän sinua, älä ajattele, älä epäröi, mene naimisiin, naimisiin ja naimisiin... Ja olen varma, ettei kukaan ole onnellisempi kuin sinä.
- Mutta hän!
- Hän rakastaa sinua.
"Älä puhu hölynpölyä..." sanoi prinssi Andrei hymyillen ja katsoen Pierren silmiin.
"Hän rakastaa, tiedän", Pierre huusi vihaisesti.
"Ei, kuule", sanoi prinssi Andrei pysäyttäen häntä kädestä. Tiedätkö missä asemassa olen? Minun täytyy kertoa kaikki jollekin.
"No, sanokaa, olen erittäin iloinen", Pierre sanoi, ja hänen kasvonsa todellakin muuttuivat, ryppy tasoittui ja hän kuunteli iloisesti prinssi Andreita. Prinssi Andrei näytti ja oli täysin erilainen, uusi henkilö. Missä oli hänen ahdistuksensa, hänen halveksunsa elämää kohtaan, hänen pettymyksensä? Pierre oli ainoa henkilö, jolle hän uskalsi puhua; mutta toisaalta hän kertoi hänelle kaiken, mitä hänen sielussaan oli. Joko hän teki helposti ja rohkeasti suunnitelmia pitkälle tulevaisuudelle, puhui siitä, kuinka hän ei voinut uhrata onneaan isänsä mielijohteesta, kuinka hän pakottaisi isänsä suostumaan tähän avioliittoon ja rakastamaan häntä tai tekemään ilman hänen suostumustaan. oli yllättynyt siitä, miten jotain outoa, vieraaa, hänestä riippumatonta, häntä vallannutta tunnetta vastaan.
"En uskoisi ketään, joka sanoisi minulle, että voin rakastaa niin", sanoi prinssi Andrei. "Se ei ole sama tunne, mitä minulla oli ennen. Koko maailma on minulle jaettu kahteen osaan: toinen on hän ja siinä on kaikki toivon onnellisuus, valo; toinen puoli - kaikki missä sitä ei ole, on kaikki epätoivo ja pimeys ...
"Pimeys ja synkkyys", Pierre toisti, "kyllä, kyllä, ymmärrän sen.
”En voi muuta kuin rakastaa valoa, se ei ole minun vikani. Ja olen erittäin onnellinen. Sinä ymmärrät minua? Tiedän, että olet onnellinen puolestani.
"Kyllä, kyllä", Pierre vahvisti katsoen ystäväänsä koskettavilla ja surullisilla silmillä. Mitä kirkkaammalta prinssi Andrein kohtalo näytti hänestä, sitä synkemmältä hänen omansa näytti.

Avioliittoon tarvittiin isän suostumus, ja tätä varten prinssi Andrei meni seuraavana päivänä isänsä luo.
Isä otti ulospäin rauhallisesti, mutta sisäisesti ilkeästi vastaan poikansa viestin. Hän ei voinut ymmärtää, että joku halusi muuttaa elämää, tuoda siihen jotain uutta, kun elämä oli jo päättymässä hänelle. "He antaisivat minun vain elää haluamallani tavalla, ja sitten he tekisivät mitä halusivat", vanha mies sanoi itselleen. Poikansa kanssa hän kuitenkin käytti diplomatiaa, jota hän käytti tärkeissä tilaisuuksissa. Olettaen rauhallisen sävyn, hän keskusteli koko asiasta.
Ensinnäkin avioliitto ei ollut loistava suhteessa sukulaisuuteen, vaurauteen ja aatelineeseen. Toiseksi, prinssi Andrei ei ollut ensimmäinen nuori ja oli huonossa kunnossa (vanha mies nojasi erityisesti tähän), ja hän oli hyvin nuori. Kolmanneksi oli poika, jonka oli sääli antaa tytölle. Neljänneksi, viimein - sanoi isä katsoen pilkallisesti poikaansa, - pyydän sinua, laita asia sivuun vuodeksi, mene ulkomaille, hakeudu lääkärinhoitoon, etsi prinssi Nikolaille, kuten haluat, saksalainen ja sitten , jos se on rakkautta, intohimoa, itsepäisyyttä, mitä haluat, niin hienoa, mene naimisiin.
"Ja tämä on viimeinen sanani, tiedäthän, viimeinen..." prinssi lopetti sellaisella äänellä, että hän osoitti, ettei mikään saisi häntä muuttamaan mieltään.
Prinssi Andrei näki selvästi, että vanha mies toivoi, ettei hänen tai hänen tulevan morsiamensa tunne kestäisi vuoden koetta tai että hän itse, vanha prinssi, kuolisi tähän mennessä, ja päätti täyttää isänsä tahdon: ehdottaa ja lykätä häitä vuodella.
Kolme viikkoa viimeisen Rostov-iltansa jälkeen prinssi Andrei palasi Pietariin.

Seuraavana päivänä hänen äitinsä kanssa selityksensä jälkeen Natasha odotti koko päivän Bolkonskia, mutta hän ei saapunut. Seuraavana päivänä, kolmantena päivänä, se oli sama. Pierre ei myöskään tullut, ja Natasha, tietämättä, että prinssi Andrei oli mennyt isänsä luo, ei voinut selittää poissaoloaan itselleen.
Kolme viikkoa siis kului. Natasha ei halunnut mennä minnekään, ja kuin varjo, toimettomana ja epätoivoisena, hän käveli ympäri huonetta, illalla hän itki salaa kaikilta eikä ilmestynyt iltaisin äidilleen. Hän punastui ja ärtyi jatkuvasti. Hänestä näytti, että kaikki tiesivät hänen pettymyksensä, nauroivat ja katuivat häntä. Kaikella sisäisen surun voimalla tämä turhamainen suru lisäsi hänen epäonneaan.
Eräänä päivänä hän tuli kreivittären luo, halusi sanoa hänelle jotain ja purskahti yhtäkkiä itkuun. Hänen kyyneleensä olivat loukkaantuneen lapsen kyyneleitä, joka ei itse tiedä, miksi häntä rangaistaan.
Kreivitär alkoi rauhoittaa Natashaa. Natasha, joka ensin kuunteli äitinsä sanoja, keskeytti hänet yhtäkkiä:
- Lopeta, äiti, en ajattele, enkä halua ajatella! Joten matkustin ja pysähdyin ja pysähdyin...
Hänen äänensä vapisi, hän melkein purskahti itkuun, mutta hän toipui ja jatkoi rauhallisesti: "Enkä halua mennä naimisiin ollenkaan. Ja minä pelkään häntä; Olen nyt täysin, täysin, rauhoittunut...
Seuraavana päivänä tämän keskustelun jälkeen Natasha puki ylleen tuon vanhan mekon, josta hän oli erityisen tietoinen sen aamulla antamasta iloisuudesta, ja aamulla hän aloitti entisen elämäntapansa, josta hän jäi jälkeen juhlan jälkeen. Juotuaan teetä hän meni saliin, jota hän rakasti erityisesti sen voimakkaan resonanssin vuoksi, ja alkoi laulaa solfejiaan (lauluharjoituksia). Ensimmäisen oppitunnin päätyttyä hän pysähtyi keskelle salia ja toisti yhtä musiikkilausetta, josta hän erityisesti piti. Hän kuunteli iloisesti sitä (ikään kuin hänelle odottamatonta) viehätysvoimaa, jolla nämä hohtavat äänet täyttivät koko salin tyhjyyden ja kuolivat hitaasti pois, ja hänestä tuli yhtäkkiä iloinen. "Miksi ajatella sitä niin paljon ja niin hyvin", hän sanoi itsekseen ja alkoi kävellä ylös ja alas käytävään astumatta yksinkertaisin askelin kaikuvalle parketille, vaan joka askeleella astuen kantapäästä (hänellä oli yllään uudet, lempikengät) varpaisiin ja aivan yhtä iloisesti kuin hänen äänensä, kuunnellen tätä mitattua kantapään kolinaa ja sukkien narinaa. Hän kulki peilin ohitse ja katsoi siihen. - "Tässä minä olen!" ikään kuin hänen ilmeensä hänen nähdessään puhuisi. "No se on hyvä. Ja minä en tarvitse ketään."
Jalkamies halusi tulla sisään siivoamaan jotain käytävällä, mutta hän ei päästänyt häntä sisään, sulki oven jälleen perässään ja jatkoi kävelyään. Hän palasi sinä aamuna jälleen rakkaaseen itserakkauden ja itsensä ihailun tilaan. - "Mikä hurmaa tämä Natasha on!" hän sanoi jälleen itselleen jonkun kolmannen, kollektiivisen, maskuliinisen kasvon sanoin. - "Hyvä, ääni, nuori, ja hän ei häiritse ketään, jätä hänet vain rauhaan." Mutta vaikka he jättivät hänet rauhaan, hän ei enää voinut olla rauhassa ja tunsi sen välittömästi.
Etuovessa ulko-ovi avautui, joku kysyi: oletko kotona? ja jonkun askeleet kuuluivat. Natasha katsoi peiliin, mutta ei nähnyt itseään. Hän kuunteli ääniä käytävällä. Kun hän näki itsensä, hänen kasvonsa olivat kalpeat. Se oli hän. Hän tiesi tämän varmasti, vaikka hän tuskin kuuli hänen äänenään suljetuista ovista.
Natasha, kalpea ja peloissaan, juoksi olohuoneeseen.
- Äiti, Bolkonsky on saapunut! - hän sanoi. - Äiti, tämä on kauheaa, tämä on sietämätöntä! "En halua... kärsiä!" Mitä minun pitäisi tehdä?…
Kreivitär ei ollut vielä ehtinyt vastata hänelle, kun prinssi Andrei astui olohuoneeseen huolestunein ja vakavin kasvoin. Heti kun hän näki Natashan, hänen kasvonsa kirkastuivat. Hän suuteli kreivitärtä ja Natashan kättä ja istuutui sohvan viereen.
"Emme ole nauttineet pitkään aikaan ..." kreivitär aloitti, mutta prinssi Andrei keskeytti hänet, vastasi hänen kysymykseensä ja oli ilmeisesti kiire sanomaan mitä hän tarvitsi.
- En ole ollut kanssasi koko tämän ajan, koska olin isäni kanssa: minun piti puhua hänen kanssaan erittäin tärkeästä asiasta. Palasin juuri eilen illalla", hän sanoi katsoen Natashaa. "Minun täytyy puhua kanssasi, kreivitär", hän lisäsi hetken hiljaisuuden jälkeen.
Kreivitär huokaisi raskaasti ja laski silmänsä.
"Olen palveluksessasi", hän sanoi.
Natasha tiesi, että hänen oli lähdettävä, mutta hän ei voinut tehdä sitä: jokin puristi hänen kurkkuaan, ja hän katsoi epäkohteliaasti, suoraan, avoimin silmin prinssi Andreihin.
"Nyt? Tämä minuutti!… Ei, se ei voi olla!” hän ajatteli.
Hän katsoi häntä uudelleen, ja tämä katse vakuutti hänet, ettei hän ollut erehtynyt. - Kyllä, nyt, juuri tällä hetkellä hänen kohtalonsa päätettiin.
"Tule, Natasha, minä soitan sinulle", sanoi kreivitär kuiskaten.
Natasha katsoi peloissaan, rukoilevin silmin prinssi Andreihin ja äitiinsä ja meni ulos.
"Olen tullut, kreivitär, pyytämään tyttärenne kättä", sanoi prinssi Andrei. Kreivitärmen kasvot punastuivat, mutta hän ei sanonut mitään.
"Ehdotuksenne..." kreivitär aloitti rauhallisesti. Hän pysyi hiljaa ja katsoi häntä silmiin. - Tarjouksesi... (hän oli nolostunut) olemme tyytyväisiä, ja... Hyväksyn tarjouksesi, olen iloinen. Ja mieheni... toivottavasti... mutta se riippuu hänestä...
- Kerron hänelle, kun saan suostumuksesi... annatko sen minulle? - sanoi prinssi Andrew.
"Kyllä", sanoi kreivitär ja ojensi kätensä hänelle, ja sekaisin välinpitämättömyyttä ja hellyyttä painoi huulensa hänen otsalleen, kun hän kumartui hänen kätensä yli. Hän halusi rakastaa häntä kuin poikaa; mutta hän tunsi, että hän oli vieras ja kauhea henkilö hänelle. "Olen varma, että mieheni on samaa mieltä", sanoi kreivitär, "mutta isäsi ...
– Isäni, jolle kerroin suunnitelmistani, asetti suostumukselle välttämättömäksi ehdoksi, että häät eivät saisi olla vuotta aikaisemmin. Ja tämän halusin kertoa sinulle, sanoi prinssi Andrei.
- On totta, että Natasha on vielä nuori, mutta niin pitkä.
"Se ei voisi olla toisin", prinssi Andrei sanoi huokaisten.
"Lähetän sen sinulle", sanoi kreivitär ja poistui huoneesta.
"Herra, armahda meitä", hän toisti etsiessään tytärtään. Sonya sanoi, että Natasha oli makuuhuoneessa. Natasha istui sängyllään kalpeana, kuivin silmin, katsoi kuvakkeita ja kuiskasi jotain nopeasti ristissä. Nähdessään äitinsä hän hyppäsi ylös ja ryntäsi hänen luokseen.
- Mitä? Äiti?… Mitä?
- Mene, mene hänen luokseen. Hän pyytää kättäsi, - sanoi kreivitär kylmästi, niin kuin Natasha näytti... - Mene... mene, - äiti sanoi surullisesti ja moittien pakoon juoksevan tyttärensä jälkeen ja huokaisi raskaasti.
Natasha ei muistanut, kuinka hän tuli olohuoneeseen. Kun hän astui sisään ovesta ja näki hänet, hän pysähtyi. "Onko tästä vieraasta todella tullut nyt kaikkeni?" hän kysyi itseltään ja vastasi heti: "Kyllä, kaikki: hän yksin on nyt minulle kalliimpi kuin kaikki maailmassa." Prinssi Andrei meni hänen luokseen laskeen silmänsä.
"Rakastuin sinuun siitä hetkestä lähtien, kun näin sinut. Voinko toivoa?
Hän katsoi häntä, ja hänen kasvojensa vakava intohimo iski häneen. Hänen kasvonsa sanoivat: "Miksi kysyä? Miksi epäillä sitä, mitä on mahdoton olla tietämättä? Miksi puhua, kun ei voi ilmaista tunteitaan sanoin.
Hän lähestyi häntä ja pysähtyi. Hän otti hänen kätensä ja suuteli sitä.
- Rakastatko minua?
"Kyllä, kyllä", Natasha sanoi ikäänkuin ärsyyntyneenä, huokaisi äänekkäästi, toisen kerran, yhä useammin ja nyyhkäisi.
– Mistä? Mikä sinua vaivaa?
"Voi, olen niin onnellinen", hän vastasi, hymyili kyynelensä läpi, kumartui lähemmäs häntä, ajatteli hetken, ikään kuin kysyisi itseltään, oliko se mahdollista, ja suuteli häntä.
Prinssi Andrei piti hänen käsiään, katsoi hänen silmiinsä eikä löytänyt sielustaan entistä rakkautta häntä kohtaan. Jokin äkillisesti kääntyi hänen sielussaan: ei ollut aiempaa runollista ja salaperäistä halun viehätystä, mutta sääli naisellista ja lapsellista heikkoutta kohtaan, pelko hänen omistautumisestaan ja herkkäuskoisuudestaan, raskas ja samalla iloinen tietoisuus velvollisuudesta. joka yhdisti hänet ikuisesti häneen. Todellinen tunne, vaikka se ei ollutkaan niin kevyt ja runollinen kuin entinen, oli vakavampi ja vahvempi.

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 vuodattamiseen 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 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 KEMIAA). Ultraviolettisäteiden ja sähköpurkausten vaikutuksesta Maan alkuperäisessä ilmakehässä ollut 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 organismeille ultraviolettisäteiden haitallisilta vaikutuksilta.

On todennäköistä, että primaarinen ilmakehä sisälsi paljon hiilidioksidia. Sitä kulutettiin fotosynteesin aikana, ja sen pitoisuuden on täytynyt laskea kasvimaailman kehittyessä ja myös joidenkin geologisten prosessien aikana tapahtuneen absorption vuoksi. Sikäli kuin kasvihuoneilmiö Hiilidioksidin esiintymiseen ilmakehässä liittyvät vaihtelut sen pitoisuuksissa 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, jokaisen 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 erittäin 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, otettuna 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 d loki P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, jossa painegradientti on logaritmisella asteikolla. H:n käänteislukua kutsutaan ilmakehän korkeuden asteikoksi.

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 lämpötilan, paineen, tiheyden, viskositeetin ja muiden ilman ominaisuuksien keskiarvot leveysasteelle 45° 32° 33° on asetettu korkeudelle 2 km merenpinnasta. tasolle maan ilmakehän ulkorajalle asti. Keskiilmakehän parametrit kaikilla korkeuksilla laskettiin käyttämällä ideaalikaasun 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.

Taulukko 1. Standardi Maan ilmakehän malli

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). Lämpötilan jakauma 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 huomattavan määrän vesihöyryä ja vettä pisaramuodossa, 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 (jääpilviä) tai molempia (sekapilviä). Pisaroiden ja kiteiden kasvaessa ne putoavat pilvistä sateen muodossa. Pilviä muodostuu pääasiassa troposfäärissä. Ne syntyvät ilmassa olevan vesihöyryn tiivistymisestä. Pilvipisaroiden halkaisija on useiden mikrometrien luokkaa. Pilvien nestemäisen veden pitoisuus on murto-osista useisiin grammiin kuutiometriä kohti. Pilvet erotetaan korkeuden perusteella: 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 - troposfäärin yläosassa oleva valkeahko läpikuultava huntu, 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 - pystysuunnassa (jopa useita kilometriä) ja vaakasuunnassa (useita tuhansia kilometriä) pitkälle kehittyneet, 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. Kerrospilvistä sataa ajoittain tihkusadetta.

Cumulus-pilvet ovat päiväsaikaan tiheitä, kirkkaanvalkoisia pilviä, joiden pystysuuntainen kehitys on merkittävää (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, joiden pystysuuntainen kehitys on voimakasta (14 km:n korkeuteen asti), 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 km 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 välähdyksiä ja muita ilmiöitä, 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 leikkaamisesta 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 tähtikuvion mukaan, jossa säteilijä sijaitsee.

Meteorisuihkut tekevät syvän vaikutuksen valotehostellaan, mutta yksittäisiä meteoreja näkee harvoin. Näkymättömiä meteoreja on paljon enemmän, 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 aines 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 tulevista 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 useita 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 tulevien 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 grammoista 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 termosfääri alkaa, 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 maksimiaktiivisuuden 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. Aurora-spektri koostuu emissioviivoista ja kaistoista. Osa yötaivaan päästöistä lisääntyy auroraspektrissä, 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) atomihappiemissioviivoja 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 revontureihin ja niiden infrapuna-ultraviolettisäteilyn spektriin. 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 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 esiintyvät yleensä 300–400 km korkeudessa korkean geomagneettisen aktiivisuuden aikana.

Aurora tyyppi AT ovat punaisia 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°. Revontulien suurin esiintyminen, joka vastaa tiettyä paikallisen geomagneettisen ajan hetkeä, tapahtuu ovaalin kaltaisissa vyöhykkeissä (aurora oval), jotka sijaitsevat epäsymmetrisesti pohjoisen ja etelän geomagneettisen navan ympärillä. Auroran soikea on kiinteä leveysaste-aikakoordinaateissa, ja revontulvyöhyke 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 asento 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 kolonni 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 Maan 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. Emissio vakaasta auroral punaisesta kaaresta 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. Satelliittien tai radiolähteiden radioaallot, jotka ylittävät vakaita auroraalisia punaisia kaaria, altistuvat tuikeille, mikä osoittaa elektronitiheyden epähomogeenisuuksien olemassaolon. Punaisten kaarien teoreettinen selitys on, että alueen kuumentuneet elektronit F ionosfäärit lisäävät happiatomien määrää. Satelliittihavainnot osoittavat elektronien lämpötilan nousun geomagneettisia kenttälinjoja pitkin, jotka ylittävät vakaat auroral punaiset kaaret. Näiden valokaarien intensiteetti 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 kiinteä ja vaiheissa esiintyy nopeita jaksottaisia vaihteluja, kutsutaan muuttuviksi revontureiksi. Ne luokitellaan auroroiksi lomakkeita R Kansainvälisen revontulien atlasin mukaan Yksityiskohtaisempi muuttuvien revontulien 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 km:n 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 säännöllisin väliajoin, mikä antaa vaikutelman välkkyvästä liekistä taivaalla. 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 revontulet. 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, hämärä ja päivän hehku). Ilmakehän hehku on vain murto-osa ilmakehän valosta. Muita lähteitä ovat tähtien valo, eläinradan valo ja päiväsaikaan hajallaan oleva valo Auringosta. Toisinaan ilmakehän hehku voi olla jopa 40 % valon kokonaismäärästä. Ilman hehkua esiintyy ilmakehän kerroksissa, joiden korkeus ja paksuus vaihtelevat. Ilmakehän hehkuspektri kattaa aallonpituudet 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 korkeudessa 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 maan korkeissa kerroksissa. ilmakehä. Vuonna 1923 akateemikko M.V. Shuleikin, ottaen huomioon eri taajuuksien radioaaltojen etenemisen 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 aloitettiin järjestelmälliset 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

Taulukko 4
Ionosfäärialue	Suurin korkeus, km	T i , K	Päivä		Yö ei , cm -3	a΄, ρm 3 s – 1
Ionosfäärialue	Suurin korkeus, km	T i , K	min ei , cm -3	Max ei , cm -3	Yö ei , cm -3	a΄, ρm 3 s – 1
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 valinnassa 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 ilmenevät auringon korpuskulaariset virrat sekä kosmiset säteet ja meteorihiukkaset.

Ionosfäärin kerrokset

ovat ilmakehän alueita, joissa vapaiden elektronien pitoisuuden maksimiarvot saavutetaan (eli niiden lukumäärä tilavuusyksikköä kohti). Ilmakehän kaasuatomien ionisaatiosta syntyneet sähköisesti varautuneet vapaat elektronit ja (vähemmässä määrin vähemmän liikkuvat ionit), 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 taajuudeksi), voidaan määrittää kerrosten elektronitiheyden arvo ja teholliset korkeudet annetuille taajuuksille ja 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 laukaistetuista 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 pulssilaitteistojen käyttö metri- ja desimetriaallonpituusalueilla antennien avulla, jotka mahdollistavat korkean säteilevän energian pitoisuuden, mahdollisti ionosfäärin eri korkeuksilla siroamien signaalien havainnoinnin. Näiden signaalien spektrien ominaisuuksien tutkiminen, jotka ionosfäärin plasman elektronit ja ionit hajoittivat epäjohdonmukaisesti (tätä varten käytettiin radioaaltojen epäkoherentin sironnan asemia) mahdollisti elektronien ja ionien pitoisuuden määrittämisen, niiden ekvivalentin. 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 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 ikään kuin valtavan kondensaattorin levyinä, jotka vaikuttavat niihin kuin 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 pinnalta.

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 tarpeen 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 laskea. 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-kaistojen 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 vastaanottamisessa kaistan 41, 49 ja 75 m asemista.

Suurtaajuisten 16, 13 ja 11 m suurtaajuisten HF-taajuuksien signaalien vastaanottamisen kannalta kiinnostavat alueelta tulevat signaalit. 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-pilvien aiheuttamaa radioaaltojen alkua esiintyy 15–20 päivänä kuukaudessa. Päiväntasaajan lähellä se on melkein aina läsnä, ja korkeilla leveysasteilla se näkyy yleensä yöllä. Joskus vähäisen auringon aktiivisuuden vuosina, kun korkeataajuisille HF-kaistoille ei ole kulkua, kaukaiset asemat ilmestyvät yhtäkkiä hyvällä äänekkyydellä 16, 13 ja 11 metrin kaistalle, 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 sisäosassa (kromosfäärissä) vety säteilee ultraviolettisäteilyä, jonka aallonpituus on lyhyempi ja energiaa enemmän kuin violetit valonsäteet, ja röntgensäteitä, joiden energia on vielä korkeampi, säteilevät Auringon ulkokehän kaasut. kuori (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 Maan 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 auringon säteilyn 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 riittävän pieni, minkä vuoksi sen kuvaamiseen voidaan käyttää klassista ja hydromagneettista hydrodynamiikkaa 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/

Ympäröivä maailma koostuu kolmesta hyvin erilaisesta osasta: maasta, vedestä ja ilmasta. Jokainen niistä on ainutlaatuinen ja mielenkiintoinen omalla tavallaan. Nyt puhumme vain niistä viimeisestä. Mikä on ilmapiiri? Miten se syntyi? Mistä se on tehty ja mihin osiin se on jaettu? Kaikki nämä kysymykset ovat erittäin mielenkiintoisia.

Nimi "ilmapiiri" on muodostettu kahdesta kreikkalaista alkuperää olevasta sanasta, venäjäksi käännettynä ne tarkoittavat "höyryä" ja "palloa". Ja jos katsot tarkkaa määritelmää, voit lukea seuraavan: "Ilmakehä on maapallon ilmakuori, joka ryntää sen mukana ulkoavaruudessa." Se kehittyi rinnakkain planeetalla tapahtuneiden geologisten ja geokemiallisten prosessien kanssa. Ja nykyään kaikki elävissä organismeissa tapahtuvat prosessit riippuvat siitä. Ilman ilmakehää planeetalta tulisi eloton aavikko kuin kuu.

Mistä se koostuu?

Kysymys siitä, mikä on ilmapiiri ja mitä elementtejä siinä on, on kiinnostanut ihmisiä pitkään. Tämän kuoren pääkomponentit tunnettiin jo vuonna 1774. Ne asensi Antoine Lavoisier. Hän havaitsi, että ilmakehän koostumus muodostuu enimmäkseen typestä ja hapesta. Ajan myötä sen komponentteja on jalostettu. Ja nyt tiedämme, että se sisältää paljon enemmän kaasuja sekä vettä ja pölyä.

Tarkastellaanpa tarkemmin, mistä Maan ilmakehä lähellä sen pintaa koostuu. Yleisin kaasu on typpi. Se sisältää hieman yli 78 prosenttia. Mutta niin suuresta määrästä huolimatta ilmassa oleva typpi ei ole käytännössä aktiivista.

Seuraavaksi suurin ja tärkein alkuaine on happi. Tämä kaasu sisältää lähes 21%, ja se vain osoittaa erittäin korkeaa aktiivisuutta. Sen erityinen tehtävä on hapettaa kuollutta orgaanista ainetta, joka hajoaa tämän reaktion seurauksena.

Vähäiset mutta tärkeät kaasut

Kolmas kaasu, joka on osa ilmakehää, on argon. Se on hieman alle yksi prosentti. Sitä seuraavat hiilidioksidi neonin kanssa, helium metaanin kanssa, krypton vedyn kanssa, ksenon, otsoni ja jopa ammoniakki. Mutta niitä on niin vähän, että tällaisten komponenttien prosenttiosuus on yhtä suuri kuin sadasosat, tuhannesosat ja miljoonasosat. Näistä vain hiilidioksidilla on merkittävä rooli, koska se on rakennusmateriaali, jota kasvit tarvitsevat fotosynteesiin. Sen toinen tärkeä tehtävä on pitää säteily poissa ja imeä osa auringon lämmöstä.

Toinen harvinainen mutta tärkeä kaasu, otsoni, on olemassa auringosta tulevan ultraviolettisäteilyn vangitsemiseksi. Tämän ominaisuuden ansiosta kaikki planeetan elämä on luotettavasti suojattu. Toisaalta otsoni vaikuttaa stratosfäärin lämpötilaan. Koska se absorboi tätä säteilyä, ilma kuumenee.

Ilmakehän kvantitatiivisen koostumuksen pysyvyys ylläpidetään jatkuvalla sekoituksella. Sen kerrokset liikkuvat sekä vaaka- että pystysuunnassa. Siksi kaikkialla maailmassa on tarpeeksi happea eikä hiilidioksidia ole liikaa.

Mitä muuta on ilmassa?

On huomioitava, että ilmatilassa voidaan havaita höyryä ja pölyä. Jälkimmäinen koostuu siitepölystä ja maapartikkeleista, kaupungissa niihin liittyy pakokaasujen hiukkaspäästöjen epäpuhtaudet.

Mutta ilmakehässä on paljon vettä. Tietyissä olosuhteissa se tiivistyy ja muodostuu pilviä ja sumua. Itse asiassa tämä on sama asia, vain ensimmäiset näkyvät korkealla Maan pinnan yläpuolella, ja viimeinen leviää sitä pitkin. Pilvet saavat erilaisia muotoja. Tämä prosessi riippuu korkeudesta Maan yläpuolella.

Jos ne muodostuivat 2 km maan yläpuolelle, niitä kutsutaan kerroksiksi. Niistä sataa maahan tai sataa lunta. Niiden yläpuolelle muodostuu kumpupilviä 8 kilometrin korkeuteen asti. Ne ovat aina kauneimpia ja viehättävimpiä. Juuri heitä tutkitaan ja mietitään, miltä he näyttävät. Jos tällaisia muodostumia ilmaantuu seuraavan 10 kilometrin aikana, ne ovat erittäin kevyitä ja ilmavia. Heidän nimensä on cirrus.

Mitkä ovat ilmakehän kerrokset?

Vaikka niillä on hyvin erilaiset lämpötilat toisistaan, on erittäin vaikea sanoa, millä korkeudella yksi kerros alkaa ja toinen päättyy. Tämä jako on hyvin ehdollinen ja likimääräinen. Ilmakehän kerrokset ovat kuitenkin edelleen olemassa ja suorittavat tehtävänsä.

Ilmakuoren alinta osaa kutsutaan troposfääriksi. Sen paksuus kasvaa siirtyessään napoilta päiväntasaajalle 8 kilometristä 18 kilometriin. Tämä on ilmakehän lämpimin osa, koska siinä oleva ilma lämpenee maan pinnalta. Suurin osa vesihöyrystä on keskittynyt troposfääriin, joten siihen muodostuu pilviä, sataa, ukkostaa ja puhaltaa tuulia.

Seuraava kerros on noin 40 km paksu ja sitä kutsutaan stratosfääriksi. Jos tarkkailija siirtyy tähän osaan ilmaa, hän huomaa, että taivas on muuttunut violetiksi. Tämä johtuu aineen alhaisesta tiheydestä, joka ei käytännössä hajota auringonsäteitä. Tässä kerroksessa suihkukoneet lentävät. Heille kaikki avoimet tilat ovat siellä avoimia, koska pilviä ei käytännössä ole. Stratosfäärin sisällä on kerros, joka koostuu suuresta määrästä otsonia.

Sitä seuraavat stratopause ja mesosfääri. Jälkimmäisen paksuus on noin 30 km. Sille on ominaista ilman tiheyden ja lämpötilan jyrkkä lasku. Taivas näyttää katsojalle mustalta. Täällä voit jopa katsella tähtiä päivän aikana.

Kerrokset, joissa on vähän tai ei ollenkaan ilmaa

Ilmakehän rakenne jatkuu kerroksella, jota kutsutaan termosfääriksi - pisin kaikista muista, sen paksuus on 400 km. Tälle kerrokselle on ominaista valtava lämpötila, joka voi nousta 1700 ° C: een.

Kaksi viimeistä palloa yhdistetään usein yhdeksi ja kutsutaan sitä ionosfääriksi. Tämä johtuu siitä, että niissä tapahtuu reaktioita ionien vapautuessa. Juuri näiden kerrosten avulla voit tarkkailla sellaista luonnonilmiötä kuin revontulia.

Seuraavat 50 km maasta on varattu eksosfäärille. Tämä on ilmakehän ulkokuori. Siinä ilmahiukkaset ovat hajallaan avaruuteen. Sääsatelliitit liikkuvat yleensä tässä kerroksessa.

Maan ilmakehä päättyy magnetosfääriin. Hän oli se, joka suojasi suurimman osan planeetan keinotekoisista satelliiteista.

Kaiken sanotun jälkeen ei pitäisi olla epäilystäkään siitä, mikä ilmapiiri on. Jos sen tarpeellisuudesta on epäilyksiä, ne on helppo hälventää.

Tunnelman arvo

Ilmakehän päätehtävä on suojata planeetan pintaa ylikuumenemiselta päivällä ja liialliselta jäähtymiseltä yöllä. Tämän kuoren seuraava merkitys, jota kukaan ei kiistä, on toimittaa happea kaikille eläville olennoille. Ilman sitä he tukehtuisivat.

Useimmat meteoriitit palavat ylemmissä kerroksissa, eivätkä koskaan saavuta maan pintaa. Ja ihmiset voivat ihailla lentäviä valoja ja sekoittaa niitä tähdeksi. Ilman ilmakehää koko maapallo olisi täynnä kraattereita. Ja auringon säteilyltä suojaamisesta on jo mainittu edellä.

Miten ihminen vaikuttaa ilmapiiriin?

Erittäin negatiivinen. Tämä johtuu ihmisten kasvavasta aktiivisuudesta. Suurin osa kaikista negatiivisista puolista kuuluu teollisuudelle ja liikenteelle. Muuten, juuri autot tuottavat lähes 60% kaikista ilmakehään tunkeutuvista saasteista. Loput neljäkymmentä jakautuvat energian ja teollisuuden sekä jätteiden hävittämiseen tarkoitetun teollisuuden kesken.

Luettelo haitallisista aineista, jotka täydentävät ilman koostumusta päivittäin, on hyvin pitkä. Ilmakehässä kulkeutumisesta johtuen ovat: typpi ja rikki, hiili, sininen ja noki sekä vahva ihosyöpää aiheuttava karsinogeeni - bentsopyreeni.

Teollisuus tuottaa seuraavat kemialliset alkuaineet: rikkidioksidi, hiilivedyt ja rikkivety, ammoniakki ja fenoli, kloori ja fluori. Jos prosessi jatkuu, niin pian vastauksia kysymyksiin: ”Mikä on ilmapiiri? Mistä se koostuu? tulee olemaan täysin erilainen.

Portaali opiskelijalle. Itseharjoittelu

Stratosfääri

Stratopaussi

Mesosfääri

mesopaussi

Karman linja

Termosfääri

Eksosfääri (sirontapallo)

Fyysiset ominaisuudet

Ilmakehän fysiologiset ja muut ominaisuudet

Ilmakehän koostumus

Ilmakehän muodostumisen historia

Typpi

Happi

Hiilidioksidi

jalokaasut

Ilmansaaste

Kirjallisuus

Katso myös

Linkit

Ilmakehän rakenne

ilmakehän rajakerros

Troposfääri

tropopaussi

Stratosfääri

Stratopaussi

Mesosfääri

mesopaussi

Karman linja

Termosfääri

Termopaussi

Eksosfääri (sirontapallo)

Arvostelu

Muut ilmakehän ominaisuudet ja vaikutukset ihmiskehoon

Ilmakehän muodostumisen historia

Typpi

Happi

jalokaasut

Ilmansaaste

Katso myös

Kirjoita arvostelu artikkelista "Maan ilmakehä"

Huomautuksia

Kirjallisuus

Linkit

Ote, joka kuvaa maapallon ilmakehää

Barometrinen paineen jakautuminen.

Normaali tunnelma.

Troposfääri.

tropopaussi.

Vesi maapallon ilmakehässä.

Pilviä.

Stratosfääri.

Keskiilmakehä (mesosfääri).

Meteorit, meteoriitit ja tulipallot.

Termosfääri.

Revontulet.

Revontulien intensiteetti.

Vakaat auroral punaiset kaaret.

Auroran muuttuminen.

Otsonosfääri.

Ionosfääri.

Ionosfäärin tutkimuksen historia.

Ionosfäärin kerrokset

Tutkimusmenetelmät.

Radioaaltojen leviäminen ionosfäärissä.

Häiriöt ionosfäärissä.

Mistä se koostuu?

Vähäiset mutta tärkeät kaasut

Mitä muuta on ilmassa?

Mitkä ovat ilmakehän kerrokset?

Kerrokset, joissa on vähän tai ei ollenkaan ilmaa

Tunnelman arvo

Miten ihminen vaikuttaa ilmapiiriin?

AIHEESEEN LIITTYVÄT ARTIKKELIT