meteoroidi(meteorikappale) - taivaankappale, joka on kooltaan planeettojenvälisen pölyn ja asteroidin välissä.
Tässä meidän on ymmärrettävä hieman terminologiaa. Lentäessään suurella nopeudella maan ilmakehään kitkan vuoksi se lämpenee ja palaa, muuttuen valovoimaiseksi meteori, tai tulipallo, joka voidaan nähdä mm tähdenlento. Maan ilmakehään saapuvan meteoroidin näkyvää jälkeä kutsutaan meteori ja meteoroidi, joka putosi maan pinnalle - meteoriitti.
Aurinkokunta on täynnä näitä pieniä avaruusjätteitä, joita kutsutaan meteoroideiksi. Se voi olla komeettojen pölyhiukkasia, suuria lohkareita tai jopa rikkoutuneiden asteroidien palasia.
Kansainvälisen meteorijärjestön (IMO) virallisen määritelmän mukaan meteoroidi on kiinteä esine, joka liikkuu planeettojen välisessä avaruudessa, sen koko on merkittävä pienempi kuin asteroidi, mutta paljon suurempi kuin atomi. British Royal Astronomical Society esitti toisen muotoilun, jonka mukaan meteoroidi on kappale, jonka halkaisija on 100 mikronia - 10 m.
ei ole esine, vaan ilmiö, eli hohtava jälki meteoroidista. Lentääkö se ilmakehästä takaisin sisään tilaa, palaapa se ilmakehässä tai putoaa maan päälle meteoriittina - tätä ilmiötä kutsutaan meteoriksi.
Meteorille ominaisia ominaisuuksia ovat massan ja koon lisäksi sen nopeus, sytytyskorkeus, radan pituus (näkyvä reitti), hehkun kirkkaus ja kemiallinen koostumus (vaikuttaa palamisen väriin).
Meteorit ryhmittyvät usein meteorisuihkut - vakiomassat meteorit, jotka ilmestyvät tiettyyn aikaan vuodesta, tietyllä puolella taivasta. Meteorisuihkut Leonidit, Kvadrantidit ja Perseidit tunnetaan. Kaikki meteorisuihkut syntyvät komeettojen seurauksena sulamisprosessin aikana tapahtuneen tuhoutumisen seurauksena aurinkokunnan sisäosan kulkiessa.
Meteorin jälki katoaa yleensä muutamassa sekunnissa, mutta voi joskus jäädä minuutiksi ja liikkua tuulen vaikutuksen alaisena meteorin korkeudella. Joskus Maa ylittää meteoroidien kiertoradat. Sitten, kun ne kulkevat maan ilmakehän läpi ja lämpenevät, ne leimaavat kirkkailla valokaistaleilla, joita kutsutaan meteoreiksi tai tähdenlentoiksi.
AT kirkas yö voit nähdä useita meteoreja tunnissa. Ja kun Maa kulkee ohi kulkevan komeetan jättämän pölyhiukkasvirran läpi, joka tunti voidaan nähdä kymmeniä meteoreja.
Joskus löydetään meteoroidien palasia, jotka säilyivät ilmakehän läpi meteoreina ja putosivat maahan hiiltyneen kiven muodossa. Ne ovat yleensä tummia ja erittäin raskaita. Joskus ne näyttävät ruosteisilta. On mahdollista, että meteoriitit murtautuvat talojen kattojen läpi tai putoavat talon lähelle. Mutta meteoriitin osumisen vaara ihmiselle on mitätön. Ainoa dokumentoitu tapaus meteoriitin osumisesta ihmiseen tapahtui 30. marraskuuta 1954 Alabaman osavaltiossa. Noin 4 kiloa painava meteoriitti murtautui talon katon läpi ja kimmoitsi Anna Elizabeth Hodgesin käsivarteen ja reiteen. Nainen sai mustelmia.
Visuaalisten ja valokuvausmenetelmien lisäksi meteorien tutkimiseen viime aikoina elektroni-optisia, spektrometrisiä ja erityisesti tutkatekniikoita kehitettiin, jotka perustuvat meteoriradan kykyyn hajottaa radioaaltoja. Radiometeoriluotaus ja meteoripolkujen liikkeen tutkiminen antavat tärkeää tietoa ilmakehän tilasta ja dynamiikasta noin 100 km:n korkeudessa. On mahdollista luoda meteoriradiokanavia.
Runko kosminen alkuperä putoamassa suuren taivaankappaleen pinnalle.
Suurin osa löydetyistä meteoriiteista painaa useista grammista useisiin kiloihin. Suurin koskaan löydetty meteoriitti Goba(paino noin 60 tonnia). Uskotaan, että 5-6 tonnia meteoriitteja putoaa Maahan päivässä tai 2 tuhatta tonnia vuodessa.
Venäjän tiedeakatemialla on nyt erityinen komitea, joka hallinnoi meteoriittien keräämistä, tutkimista ja varastointia. Komitealla on suuri meteoriittikokoelma.
Törmäyspaikalla iso meteoriitti voi muodostua kraatteri(astrobleme). Yksi maailman kuuluisimmista kraattereista - Arizona. Oletetaan, että maan suurin meteoriittikraatteri - Wilkes Land -kraatteri Etelämantereella(halkaisija noin 500 km).
Miten tämä tapahtuu?
Meteori saapuu Maan ilmakehään nopeudella 11-72 km/s. Tällä nopeudella se alkaa lämmetä ja hehkua. kustannuksella ablaatio(palaa ja puhaltaa pois tulevan meteorisen kappaleen aineen hiukkasvirtauksen vaikutuksesta), pinnan saavuttaneen kappaleen massa voi olla pienempi ja joissakin tapauksissa huomattavasti pienempi kuin sen massa ilmakehän sisäänkäynnissä. Esimerkiksi pieni kappale, joka tulee Maan ilmakehään nopeudella 25 km/s tai enemmän, palaa lähes kokonaan. Tällä ilmakehään joutuessaan kymmenistä ja sadoista tonneista alkumassasta vain muutama kilo tai jopa gramma ainetta pääsee pintaan. Meteoroidin palamisen jälkiä ilmakehässä löytyy lähes koko sen putoamisradalta.
Jos meteorikappale ei palanut ilmakehässä, se menettää nopeuden vaakakomponentin hidastuessaan. Tämä johtaa muutokseen kaatumisen liikeradassa. Meteoriitin hidastuessa meteoriitin hehku vähenee, se jäähtyy (usein viitataan, että meteoriitti oli syksyllä lämmin, ei kuuma).
Lisäksi meteoroidi voi hajota palasiksi, mikä johtaa meteorisuihkuun.
Venäjältä löydetty suuria meteoriitteja
Tunguskan meteoriitti(tällä hetkellä Tunguska-ilmiön meteoriitin alkuperä on epäselvä). Putosi 30. kesäkuuta 1908 Podkamennaya Tunguska -joen altaalla Siperiassa. Kokonaisenergian arvioidaan olevan 40-50 megatonnia TNT:tä.
Tsarevskin meteoriitti(meteori sade). Putosi 6. joulukuuta 1922 lähellä Tsarevin kylää Volgogradin alueella. se kivi meteoriitti. Kerättyjen palasten kokonaismassa on 1,6 tonnia noin 15 neliömetrin alueella. km. Suurimman pudonneen palasen paino oli 284 kg.
Sikhote-Alin meteoriitti(fragmenttien kokonaismassa on 30 tonnia, energiaksi arvioidaan 20 kilotonnia). Se oli rautameteoriitti. Kaatui Ussurin taigassa 12. helmikuuta 1947.
Vitim tulipallo. Putosi lähellä Maman ja Vitimskyn kyliä Mamsko-Chuyskyn alueella Irkutskin alue yönä 24. ja 25. syyskuuta 2002. Meteoriitin räjähdyksen kokonaisenergia on ilmeisesti suhteellisen pieni (200 tonnia TNT:tä, alkuenergiaa 2,3 kilotonnia), suurin alkumassa (ennen ilmakehässä palamista) on 160 tonnia ja sirpaleiden lopullinen massa on noin useita satoja kilogrammoja.
Vaikka meteoriitteja putoaa Maahan usein, meteoriitin löytäminen on melko harvinainen tapahtuma. Meteoriittilaboratorio raportoi: "Venäjän federaation alueelta on löydetty yhteensä vain 125 meteoriittia 250 vuoden aikana."
Ilmakehä alkoi muodostua Maan muodostumisen myötä. Planeetan evoluution aikana ja sen parametrien lähestyessä nykyaikaiset arvot sen kemiallisessa koostumuksessa ja fysikaalisissa ominaisuuksissa on tapahtunut 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 laavavuotoon 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 hiilidioksidi. 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 oleva kaasuseos joutui kemiallisiin reaktioihin, joiden seurauksena muodostui eloperäinen aine 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. Mukaan teoreettisia arvioita, 25 000 kertaa nykyistä alhaisempi happipitoisuus voi jo 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. Koska Kasvihuoneilmiö Hiilidioksidin esiintymiseen ilmakehässä liittyvät vaihtelut sen pitoisuudessa ovat yksi niistä tärkeitä syitä sellaisia laajamittaisia ilmastomuutoksia maapallon historiassa kuin jääkaudet.
läsnä moderni tunnelma helium on enimmäkseen uraanin, toriumin ja radiumin radioaktiivisen hajoamisen tuote. 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 elementtejä sisältää mineraaleja, jotka ovat hajallaan paksuudessa kiviä Siksi niihin varastoituu merkittävä osa radioaktiivisen hajoamisen seurauksena muodostuneesta heliumista, joka pakenee ilmakehään hyvin hitaasti. Tietty määrä heliumia nousee eksosfääriin diffuusion vuoksi, mutta jatkuvan sisäänvirtauksen vuoksi maanpinta, tämän kaasun tilavuus ilmakehässä ei juuri muutu. Perustuu spektrianalyysi tähtien valon ja meteoriittien tutkimuksen avulla voidaan arvioida erilaisten suhteellista runsautta kemiallisia alkuaineita 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 Maan pääilmakehä on menetetty. 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, missä m on molekyylimassa, ja R = 8,3 J/(K mol) on yleiskaasuvakio. 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 lineaarinen funktio korkeus. Alimmassa kerroksessa - troposfäärissä (h Ј 11 km) - lämpötila laskee 6,5 ° C jokaisella nousukilometrillä. Suurilla korkeuksilla pystysuoran lämpötilagradientin arvo ja etumerkki muuttuvat kerroksesta toiseen. Yli 790 km:n yläpuolella lämpötila on noin 1000 K eikä käytännössä muutu korkeuden mukaan.
Standardiilmapiiri on säännöllisesti päivitettävä, laillistettu standardi, joka julkaistaan taulukoiden muodossa.
| Pöytä 1. STANDARDI MAAN ILMAINEN 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 vesihöyryn ja hiilidioksidin vaikutuksesta (kasvihuoneilmiö). Lämpötilajakauma korkeuden kanssa muodostuu turbulenttisesta ja konvektiivisesta sekoituksesta. Keskimäärin se vastaa lämpötilan laskua, jonka korkeus on noin 6,5 K/km.
Pintarajakerroksessa tuulen nopeus kasvaa ensin nopeasti korkeuden mukana, ja korkeammalla se jatkaa nousuaan 2–3 km/s kilometriä kohden. Joskus troposfäärissä on kapeita planeettavirtoja (joiden nopeus on yli 30 km / s), läntisiä keskimmäisillä leveysasteilla ja itäisiä päiväntasaajan lähellä. Niitä kutsutaan suihkuvirroiksi.
tropopaussi.
Troposfäärin ylärajalla (tropopaussi) lämpötila saavuttaa minimiarvo alempaan ilmakehään. 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 pilvipeitto (in tietty hetki tai tietyn ajanjakson keskiarvo), ilmaistuna 10 pisteen asteikolla tai prosentteina, kutsutaan pilvisyydeksi. Pilvien muoto määräytyy kansainvälisen luokituksen mukaan. Keskimäärin pilvet peittävät noin puolet maapallosta. Pilvisyys - tärkeä tekijä kuvaa säätä ja ilmastoa. Talvella ja yöllä pilvisyys estää maanpinnan ja pintailmakerroksen lämpötilan laskun, kesällä ja päivällä se heikentää maan pinnan lämpenemistä auringonsäteiden vaikutuksesta pehmentäen ilmastoa maanosien sisällä.
Pilviä.
Pilvet ovat ilmakehään suspendoituneiden vesipisaroiden kerääntymiä (vesipilvet), jääkiteitä (jääpilvet) tai molempia (sekapilviä). 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.
Stratosfäärissä havaitaan myös helmiäispilviä, ja mesosfäärissä - hämäriä pilviä.
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 tiheitä, kirkkaanvalkoisia pilviä päivisin, ja niissä on merkittävää pystysuuntaista kehitystä (jopa 5 km tai enemmän). Cumuluspilvien yläosat näyttävät kupuilta tai torneilta, joissa on pyöristetyt ääriviivat. Cumulus-pilvet muodostuvat yleensä konvektiopilvinä kylmissä ilmamassoissa.
Stratocumulus-pilvet - matalat (alle 2 km) pilvet, jotka ovat harmaita tai valkoisia ei-kuituisia kerroksia tai pyöreiden suurten lohkojen harjuja. Straocumulus-pilvien pystysuora paksuus on pieni. Toisinaan stratocumulus-pilvet antavat kevyttä sadetta.
Cumulonimbus-pilvet ovat voimakkaita ja tiheitä pilviä, 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 alkuun muodostuu 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 kehitys maan päällä sen nykyaikaisia muotoja tuskin olisi mahdollista.
Yleisesti ottaen koko mesosfäärissä ilmakehän lämpötila laskee minimiarvoonsa, noin 180 K. yläraja mesosfääri (kutsutaan mesopauusi, korkeus 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 maapallolle putoavat pienet kiinteät meteoriittihiukkaset poltetaan, mikä aiheuttaa meteorien ilmiön.
Meteorit, meteoriitit ja tulipallot.
Maan yläilmakehän soihdut ja muut ilmiöt, jotka aiheutuvat tunkeutumisesta siihen nopeudella 11 km/s ja yli kiinteiden kosmisten hiukkasten tai kappaleiden, 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 esiintyminen tietyllä taivaan alueella ja tiettyinä päivinä vuodesta, jonka aiheuttaa Maan kiertoradan ja joukon yhteisen kiertoradan leikkaus. meteoriittikappaleita, liikkuvat suunnilleen samoilla ja tasasuuntaisilla nopeuksilla, 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. Paljon enemmän on näkymättömiä meteoreja, jotka ovat liian pieniä nähtäväksi sillä hetkellä, kun ilmakehä nielee ne. Jotkut pienimmistä meteoreista eivät luultavasti lämpene ollenkaan, vaan ne vain vangitsevat ilmakehän. Nämä pieniä hiukkasia joiden koko on muutamasta millimetristä millimetrin kymmeneen tuhannesosaan, kutsutaan mikrometeoriiteiksi. Ilmakehään joka päivä saapuvan meteorisen aineen määrä on 100 - 10 000 tonnia, ja suurin osa tästä aineesta on mikrometeoriitteja.
Koska meteorinen aine palaa osittain ilmakehässä, sen kaasun koostumus täynnä erilaisten kemiallisten alkuaineiden jäämiä. 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 pääsevistä meteorihiukkasista laskeutuu noin 30 päivässä. Jotkut tutkijat uskovat, että tämä kosminen pöly pelaa tärkeä rooli sellaisen muotoilussa ilmakehän ilmiöitä, kuten sade, koska se toimii ytiminä vesihöyryn tiivistymiselle. Siksi oletetaan, että sademäärä liittyy tilastollisesti suuriin meteorisuihkuihin. Jotkut asiantuntijat kuitenkin uskovat, että koska kokonaistulot meteorisen aineen määrä on monta kymmeniä kertoja suurempi kuin sen sisääntulo suurimmallakin meteorisuihkulla, yhden tällaisen sateen seurauksena tapahtuva muutos tämän aineen kokonaismäärässä voidaan jättää huomiotta.
Ei ole kuitenkaan epäilystäkään siitä, että suurimmat mikrometeoriitit ja näkyvät meteoriitit jättävät pitkiä ionisaatiojälkiä ilmakehän korkeisiin kerroksiin, pääasiassa ionosfääriin. Tällaisia jälkiä voidaan käyttää pitkän matkan radioviestintään, koska ne heijastavat korkeataajuisia radioaaltoja.
Ilmakehään saapuvien meteorien energia kuluu pääasiassa ja ehkä kokonaan sen lämmittämiseen. Tämä on yksi ilmakehän lämpötasapainon vähäisistä komponenteista.
meteoriitti - kiinteä luonnollista alkuperää joka putosi avaruudesta maan pinnalle. 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-Afrikka. 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, johtuen atomihapen ionisaatiosta: O + hv® O + + e.
Termosfäärissä lämpötila nousee jatkuvasti noin 400 km:n korkeuteen, jossa se saavuttaa maksiminsa päivällä auringon aktiivisuus 1800 K. Minimiaikakaudella tämä rajalämpötila voi olla alle 1000 K. Yli 400 km:n yläpuolella 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 häiriöiden aikana magneettikenttä napavaloja tarkkaillaan. 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. Spektri revontulia koostuu päästölinjoista 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 esiintyy läsnä ollessa aurinkolevy suuria pilkkuryhmiä. 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 kilometreihin. 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 auroraliseen rakenteeseen, joka ulottuu magneettista pitkin voimalinjat, jonka pystysuuntainen pituus on useista kymmenistä useisiin satoihin kilometreihin. Säteiden pituus vaakatasossa on pieni, useista kymmenistä metreistä useisiin kilometreihin. Säteet havaitaan yleensä kaareina tai erillisinä rakenteina.
3. Tahrat tai pinnat . Nämä ovat eristettyjä hehkualueita, joilla ei ole tietyssä muodossa. Yksittäiset paikat voivat liittyä toisiinsa.
4. Hunnu. epätavallinen muoto aurora, 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 on maalattu alaosassa punaisella ja liittyvät ensimmäisen raidan hehkuun positiivinen järjestelmä N 2 ja ensimmäinen negatiivinen järjestelmä O 2 . 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° pohjoista ja eteläinen leveysaste, 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 revontulien vyöhyke on pisteiden paikka soikean keskiyön alueella leveysaste-pituusaste-koordinaateissa. Soikea vyö sijaitsee noin 23° geomagneettisesta napasta yösektorilla ja 15° päiväsektorilla.
Revontulien soikeat ja revontulien vyöhykkeet. Auroran soikean sijainti riippuu geomagneettisesta aktiivisuudesta. Soikea levenee korkealla geomagneettisella aktiivisuudella. Auroran vyöhykkeet tai revontulien soikeat rajat esitetään paremmin L 6.4:llä kuin dipolikoordinaateilla. Geomagneettiset kenttäviivat revontueen soikean päiväsektorin rajalla osuvat yhteen magnetopaussi. Auroran soikean 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, teki siirtymän moderni fysiikka magnetosfääri. Löydön kunnia kuuluu O. Khoroshevalle ja G. Starkoville, J. Feldsteinille, 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 voimakkuus korreloi positiivisesti geomagneettisen aktiivisuuden (myrskyjen) kanssa, ja valokaarien esiintymistiheys korreloi positiivisesti auringon auringonpilkkujen aktiivisuuden kanssa.
Auroran vaihtaminen.
Jotkut revontulien muodot kokevat kvasijaksollisia ja koherentteja ajallisia intensiteetin vaihteluita. Näitä revontulia, joiden geometria on suunnilleen kiinteä ja vaiheissa esiintyy nopeita jaksottaisia vaihteluita, 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.
Revontulien muuttuminen on yksi aurinko-maan-ilmiöistä, joka liittyy geomagneettisen kentän pulsaatioihin ja revontulien röntgensäteilyyn, joka aiheutuu aurinko- ja magnetosfäärialkuperää olevien hiukkasten saostumisesta.
Napakorkin hehkulle on ominaista suuri intensiteetti ensimmäisen negatiivisen järjestelmän vyöhykkeet N + 2 (l 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 auroral hehkulle päivittäinen intensiteetin maksimi johtuu aamutunnit, on 1–10 kRl ja intensiteetin minimi on 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 päivän aikana hajallaan oleva auringon valo. Toisinaan ilmakehän hehku voi olla jopa 40 % valon kokonaismäärästä. Ilmakehän hehkua esiintyy ilmakehän kerrokset vaihteleva korkeus ja paksuus. 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 ilmahohtolle numeron kanssa auringonpilkkuja ja auringon säteilyn vuo aallonpituudella 10,7 cm Ilmakehän hehkua havaitaan satelliittikokeiden aikana. Ulkoavaruudesta katsottuna se näyttää valorenkaalta maapallon ympärillä ja sen väri on vihertävä.
Otsonosfääri.
20–25 km korkeudessa otsoni O 3:n (jopa 2×10–7 happipitoisuudesta!) enimmäispitoisuus, joka esiintyy auringon ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta noin 10–50 korkeudessa. km, saavutetaan, mikä suojaa planeettaa ionisoivalta auringon säteilyltä. Huolimatta äärimmäisen pienestä määrästä otsonimolekyylejä, ne suojaavat kaikkea maapallon elämää Auringon lyhytaaltosäteilyn (ultravioletti- ja röntgensäteilyn) haitallisilta vaikutuksilta. Jos saostat kaikki molekyylit ilmakehän pohjalle, saat enintään 3–4 mm paksuisen kerroksen! Yli 100 km:n korkeuksissa kevyiden kaasujen osuus kasvaa, ja erittäin korkeissa korkeuksissa helium ja vety hallitsevat; monet molekyylit hajoavat erillisiksi atomeiksi, jotka ionisoituessaan kovan auringonsäteilyn vaikutuksesta muodostavat ionosfäärin. Ilman paine ja tiheys Maan ilmakehässä laskevat korkeuden mukana. Lämpötilajakauman mukaan maapallon ilmakehä jaetaan troposfääriin, stratosfääriin, mesosfääriin, termosfääriin ja eksosfääriin. .
20-25 km korkeudessa sijaitsee otsonikerros. Otsonia muodostuu happimolekyylien hajoamisen seurauksena auringon ultraviolettisäteilyn absorption aikana, jonka aallonpituus on alle 0,1–0,2 mikronia. Vapaa happi yhdistyy O 2 -molekyyleihin ja muodostaa O 3 -otsonia, joka absorboi 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 ionisaatiota. erilaisia atomeja ja ionit. 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. Monia on tutkittu yleiset ominaisuudet ionosfääri, sen pääkerrosten korkeudet ja elektronipitoisuus.
60-70 km korkeudessa havaitaan D-kerros, 100-120 km korkeudessa E, korkeuksissa, 180-300 km korkeudessa kaksikerroksinen F 1 ja F 2. Näiden kerrosten pääparametrit on esitetty taulukossa 4.
| Taulukko 4 | ||||||
| Ionosfäärialue | Suurin korkeus, km | T i , K | Päivä | Yö ei , cm -3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min ei , cm -3 | Max ei , cm -3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| E | 110 | 270 | 1,5 10 5 | 3 10 5 | 3000 | 10 –7 |
| F 1 | 180 | 800–1500 | 3 10 5 | 5 10 5 | – | 3 10 -8 |
| F 2 (talvi) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2 10-10 |
| F 2 (kesä) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| ei on elektronin pitoisuus, e on elektronin varaus, T i on ionin lämpötila, a΄ on rekombinaatiokerroin (joka määrittää ei ja sen muutos ajan myötä) | ||||||
Keskiarvot on annettu, koska ne vaihtelevat eri leveysasteilla, vuorokaudenaikoina ja vuodenaikoina. Tällaiset tiedot ovat tarpeen pitkän kantaman radioviestinnän varmistamiseksi. Niitä käytetään toimintataajuuksien 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 tapahtuvat auringon korpuskulaarivirrat sekä kosmiset säteet ja meteorihiukkaset.
Ionosfäärin kerrokset
ovat ilmakehän alueita, joissa enimmäisarvot vapaiden elektronien pitoisuus (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 kehittymisen ja keinotekoisten maasatelliittien (AES) ja muiden avaruusajan tulon myötä avaruusalus, tuli mahdolliseksi mitata suoraan Maan lähiavaruuden plasman 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 pulssiasennuksien käyttö metri- ja desimetriaallonpituusalueilla korkean säteilevän energian pitoisuuden mahdollistavien antennien avulla mahdollisti ionosfäärin eri korkeuksille 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 kulkevat suoraviivaisesti, kuten kaikki tyypit sähkömagneettiset värähtelyt. On kuitenkin otettava huomioon, että sekä Maan pinta että sen ilmakehän ionisoidut kerrokset toimivat eräänlaisina valtavan kondensaattorin levyinä, jotka vaikuttavat niihin kuten peilien vaikutus valoon. Niistä heijastuneena radioaallot voivat kulkea useita tuhansia kilometrejä kiertäen 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 kokeet pitkän kantaman lyhyiden aaltojen vastaanottamisesta Atlantin yli Euroopan ja Amerikan välillä suoritettiin 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.
Mukaan moderneja ideoita ionosfääri koostuu negatiivisesti varautuneista vapaista elektroneista ja positiivisesti varautuneista ioneista, pääasiassa molekyylihapesta O + ja typpioksidista NO + . Ionit ja elektronit muodostuvat molekyylien dissosioitumisen ja ionisaation seurauksena neutraaleja atomeja kaasua auringon röntgensäteillä ja ultraviolettisäteilyllä. 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 aallot heijastuvat siitä korkeataajuus. 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. Kesäisin keskileveysasteilla päiväsaikaan Es-pilvien aiheuttamia radioaaltojen syntyä esiintyy 15–20 päivänä kuukaudessa. Päiväntasaajan lähellä se on melkein aina läsnä, ja korkeilla leveysasteilla se ilmestyy yleensä yöllä. Joskus alhaisen auringon aktiivisuuden vuosina, kun korkeataajuisille HF-kaistoille ei ole kulkua, kaukaiset asemat ilmestyvät yhtäkkiä hyvällä äänekkyydellä 16, 13 ja 11 metrin 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. Myös jälkimmäiset kiinnostavat tutkimusta kemiallisia ominaisuuksia ilmakehään, 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. Ultraviolettisäteily lyhyemmällä aallonpituudella ja enemmän energiaa kuin violetti valonsäteet, säteilee vety Auringon ilmakehän sisäosasta (kromosfääri) ja röntgensäteet, joilla on vielä suurempi energia, säteilevät kaasut ulkokuori Aurinko (kruunu).
Ionosfäärin normaali (keskimääräinen) tila johtuu jatkuvasta voimakkaasta säteilystä. Normaalissa ionosfäärissä tapahtuu säännöllisiä muutoksia päivittäinen kierto Maan ja vuodenaikojen erot auringonvalon tulokulmassa keskipäivällä, mutta ionosfäärin tilassa on myös arvaamattomia ja äkillisiä muutoksia.
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 jaksoon 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 soihdutusten hetkinä on voimakas vaikutus 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/
Kun meteoroidikappale tulee maan ilmakehään, tapahtuu monia mielenkiintoisia ilmiöitä, jotka vain mainitaan. Minkä tahansa nopeus kosminen ruumis ylittää aina 11,2 km/s ja voi saavuttaa 40 km/s maan läheisyydessä mielivaltaisella suunnallaan. Maan lineaarinen nopeus Auringon ympäri liikkuessa on keskimäärin 30 km/s, joten meteoroiditörmäyksen maksiminopeus Maan ilmakehän kanssa voi nousta noin 70 km/s (vastakkaisilla lentoradoilla).
Ensinnäkin keho on vuorovaikutuksessa erittäin harvinaisen yläilmakehän kanssa, jossa kaasumolekyylien väliset etäisyydet ovat suuremmat kuin sen halkaisija. Ilmeisesti vuorovaikutukset yläilmakehän molekyylien kanssa eivät käytännössä vaikuta melko massiivisen kappaleen nopeuteen ja tilaan. Mutta jos kehon massa on pieni (verrattavissa molekyylin massaan tai ylittää sen 2-3 suuruusluokkaa), se voi hidastua täysin jo ilmakehän ylemmissä kerroksissa ja asettuu hitaasti maan pinnalle. pinta painovoiman vaikutuksesta. Osoittautuu, että tällä tavalla, eli pölyn muodossa, leijonanosa kiinteästä kosmisesta aineesta putoaa Maahan. On jo laskettu, että 100 - 1000 tonnia maan ulkopuolista ainetta saapuu Maahan päivittäin, mutta vain 1 % tästä määrästä on suuria fragmentteja, jotka voivat saavuttaa sen pinnan.
Liikkuvaan riittävän suureen kappaleeseen vaikuttaa kolme päävoimaa: hidastus, painovoima ja ulosheitto (Arkimedeolainen voima), jotka määräävät sen liikeradan. Suurimpien kohteiden tehokas hidastuminen alkaa vain ilmakehän tiheissä kerroksissa, alle 100 km:n korkeudessa.
Meteoroidin liike, kuten minkä tahansa kiinteän kappaleen sisällä kaasumainen ympäristö suurella nopeudella, jolle on ominaista Mach-luku - kehon nopeuden suhde äänen nopeuteen. Tämä luku vaihtelee eri meteoroidin lentokorkeuksilla, mutta usein ylittää 50. Meteoroidin eteen muodostuu shokkiaalto voimakkaasti puristettujen ja kuumennettujen ilmakehän kaasujen muodossa. Itse kehon pinta vuorovaikutuksen seurauksena niiden kanssa
Jos kehon massa ei ole liian pieni eikä kovin suuri ja sen nopeus on välillä 11 km / s - 22 km / s (tämä on mahdollista maapallon "kiinni" kulkureitillä), sillä on aika hidastaa ilmakehässä palamatta. Sen jälkeen meteoroidi liikkuu sellaisella nopeudella, jolla ablaatio ei ole enää tehokas ja voi saavuttaa maanpinnan muuttumattomana. Jos kehon massa ei ole kovin suuri, sen nopeuden lasku jatkuu edelleen, kunnes ilmanvastusvoima on yhtä suuri kuin painovoima, ja sen melkein pystysuora pudotus alkaa nopeudella 50-150 m / s. Suurin osa meteoriiteista putosi Maahan sellaisilla nopeuksilla. Suurella massalla meteoroidilla ei ole aikaa palaa loppuun tai hidastua voimakkaasti ja törmää pintaan kosmisella nopeudella. Tässä tapauksessa tapahtuu räjähdys, jonka aiheuttaa suuren siirtyminen kineettinen energia kappaleet termiseksi, mekaaniseksi ja muun tyyppiseksi energiaksi, ja maan pinnalle muodostuu räjähtävä kraatteri. Tämän seurauksena merkittävä osa meteoriitista ja iskun kohteena olevasta maan pinnasta sulaa ja haihtuu.
Tässä artikkelissa keskitytään niihin meteoreihin ja meteoriitteihin, jotka lentäessään maan ilmakehään joko palavat erittäin nopeasti korkeissa korkeuksissa muodostaen yötaivaalla lyhytaikaisen jäljen, nimeltään tähtien putoaminen, tai törmääessään maahan, kuten esimerkiksi Tunguska. Samaan aikaan, kuten tiedetään ja yleisesti uskotaan, kumpikaan ei jätä kiinteitä palamistuotteita.
Meteorit palavat pienimmästäkin kosketuksesta ilmakehään. Niiden palaminen päättyy jo 80 km:n korkeudessa. Happipitoisuus tällä korkeudella on alhainen ja on 0,004 g/m 3 , ja harvinaisen ilmakehän paine on P = 0,000012 kg/m 2 , eikä se pysty tarjoamaan riittävää kitkaa lämmittämään välittömästi meteorin rungon koko tilavuuden riittävään lämpötilaan. sen palamisen vuoksi. Loppujen lopuksi lämmittämätön ruumis ei voi syttyä palamaan. Miksi sitten syttyminen tapahtuu korkeissa korkeuksissa ja meteorien nopea ja tasainen palaminen? Mitä ehtoja tähän tarvitaan?
Yksi meteorin syttymisen ja nopean palamisen edellytyksistä on oltava sen rungon riittävän korkea lämpötila ennen ilmakehään joutumista. Tätä varten se on lämmitettävä hyvin etukäteen koko äänenvoimakkuuden ajan auringossa. Sitten, jotta meteorin koko tilavuus voisi lämmetä avaruusolosuhteissa valon ja varjon lämpötilojen erosta johtuen ja joutuessaan kosketuksiin ilmakehän kanssa, sillä olisi myös aikaa levittää nopeasti lisää Lämpö kitkasta koko kehossa, meteorin aineella on oltava korkea lämmönjohtavuus.
Seuraava ehto meteorin palamiselle, jättäen tasaisen palopolku, tulisi säilyttää kehon vahvuus palamisen aikana. Koska ilmakehään lentäessään, vaikkakin harvinaisena, meteori kokee edelleen kuormia vastaantulevasta virtauksesta, ja jos sen runko pehmenee lämpötilasta, se yksinkertaisesti hajoaa virtauksen vaikutuksesta erillisiin osiin ja havaitsimme lentävän ilotulitusnipun. .
Edelleen. Koska monet aineet, sekä metallit että ei-metallit, palavat, aloitamme keskustelun meteoriaineen koostumuksesta aivan ensimmäisestä alkuaineesta alkaen. jaksollinen järjestelmä, vety. Oletetaan, että tämä kappale koostuu kiinteästä vedystä tai sen kiinteistä yhdisteistä, esimerkiksi vesijäästä. Lämmitettyään korkeisiin lämpötiloihin tämä runko yksinkertaisesti haihtuu ennen syttymistä jopa avaruudessa. Jos kuitenkin oletetaan, että vetyä sisältävä kappale syttyi ja paloi ilmakehässä, se jättää varmasti jälkeensä valkoisen vesihöyryn jäljen vedyn palamisprosessin seurauksena hapessa. Sitten saatoimme nähdä valkoisen "tähtiputouksen" jäljen päivän aikana tietyssä auringonvalossa. Näin ollen nämä meteorit eivät voi sisältää tai sisältää vetyä suuria määriä. Ja jäätä ulkoavaruudessa ei voi olla ollenkaan, koska veden termodynaamisten ominaisuuksien mukaan kosmisella paineella P = 0,001 m vettä. Taide. kiehumispiste on lähellä absoluuttista nollaa, se on -273 ° C, aurinkokunnassa ei ole tällaista lämpötilaa. Jos jää pääsee aurinkokunnassa avaruuteen, se haihtuu välittömästi voimakkaan soihdun - Auringon - lämmöstä. Lisäksi oletamme, että meteorimme koostuvat metalleista tai niiden seoksista. Metalleilla on hyvä lämmönjohtavuus, mikä täyttää yllä olevat vaatimukset. Mutta kuumennettaessa metallit menettävät vahvuutensa ja palavat muodostaen oksideja, oksideja, ts. kiinteät kuonat ovat melko raskaita, jotka putoaessaan varmasti kiinnittyisivät maassa oleviin ihmisiin, kuten esimerkiksi rakeisiin. Mutta missään muualla ei ole havaittu niin aktiivista ilmiötä, että jopa voimakkaan "tähtiputouksen" jälkeen kuonarae putosi jonnekin, ja loppujen lopuksi yli 3 tuhatta tonnia ainetta lentää meihin joka päivä. Vaikka yksittäisiä metallisten ja ei-metallisten meteoriittien fragmentteja löytyy edelleen, tämä on harvinaisuus ja päivittäisen "tähtien putoamisen" vuoksi nämä löydöt ovat mitättömiä. Siten meteoriimme eivät myöskään sisällä metalleja.
Mikä aine voi täyttää kaikki nämä vaatimukset? Nimittäin:
1. On korkea lämmönjohtavuus;
2. Säilytä lujuus korkeissa lämpötiloissa;
3. Reagoi aktiivisesti harvinaisen ilmakehän kanssa suurilla korkeuksilla;
4. Älä muodosta kiinteitä kuonaa poltettaessa;
On olemassa sellainen aine - se on hiili. Lisäksi se sijaitsee kovimmassa kiteisessä faasissa, jota kutsutaan timantiksi. Timantti täyttää kaikki nämä vaatimukset. Jos hiili on jossain muussa vaiheessaan, se ei täytä toista vaatimustamme, nimittäin lujuuden säilyttämistä korkeissa lämpötiloissa. Se on timantti, jonka tähtitieteilijät sekoittavat jäähän havainnoiessaan "tähtien putoamista".
Lisäksi polttaakseen alle 0,004 g / m 3 happipitoisuudessa ruumiin, joka painaa 1 g. sinun täytyy lentää noin 13 000 km., lentää noin 40 km. Todennäköisimmin meteorin valopolku ei ole seurausta sen palamisesta ilmakehän hapessa, vaan seurausta hiilen pelkistyksen reaktiosta vedyn kanssa, jossa muodostuu myös kaasuja. Näillä korkeuksilla CH 4, C 2 H 2, C 6 H 6 on läsnä pieniä määriä, näillä korkeuksilla on myös CO, CO 2, mikä osoittaa, että hiili näillä korkeuksilla palaa ja pelkistyy, nämä kaasut itse nousevat Maan pinta näihin korkeuksiin ei pysty.
Mitä tulee Tunguskan meteoriittiin ja syksyllä 2002 Venäjän Irkutskin alueelle Vitim-joen laaksoon pudonneeseen meteoriittiin, nämä meteoriitit ovat myös todennäköisesti vain valtavia timantteja. Suuren massansa vuoksi nämä meteoriitit eivät ehtineet palaa kokonaan ilmakehässä. Lennettyään maahan, eikä ilmavirta tuhonnut sitä, vaan osui kovaan pintaan erittäin suurella voimalla, tämä timanttipala mureni pieniksi paloiksi. Tiedetään, että timantti on kova, mutta hauras materiaali, joka ei toimi hyvin iskuissa. Koska timantilla on korkea lämmönjohtavuus, meteoriitin koko runko kuumennettiin palamislämpötilaan ennen törmäystä. Murtunut pieniksi paloiksi ja pomppinut maasta, jokainen pala, joka oli kosketuksissa ilman hapen kanssa, paloi välittömästi ja vapauttaa tietyn määrän energiaa samanaikaisesti. Ja siellä oli vain valtava räjähdys. Räjähdys ei loppujen lopuksi ole seurausta voimakkaasta mekaanisesta iskusta, kuten jostain syystä tähtitieteessä yleisesti uskotaan, vaan aktiivisen kemiallisen reaktion tulos, eikä sillä ole väliä missä se tapahtui maan päällä, Jupiterilla. kunhan on jotain mihin reagoida. Kaikki palanut hiili muodosti hiilidioksidia, joka liukeni ilmakehään. Siksi he eivät löydä meteorijäänteitä näistä paikoista. On täysin mahdollista, että näiden meteoriittien räjähdyksen alueella eläinten jäännökset, jotka kuolivat paitsi paineaalto mutta myös hiilimonoksiditukenemisesta. Eikä ihmisten ole turvallista vierailla näissä paikoissa heti räjähdyksen jälkeen. saattaa jäädä alamaille hiilimonoksidi. Tämä Tunguskan meteoriitin hypoteesi tarjoaa selityksen lähes kaikille räjähdyksen jälkeen havaituille poikkeavuuksille. Jos tämä meteoriitti putoaa säiliöön, vesi ei anna kaikkien sirpaleiden palaa kokonaan loppuun, ja meillä voi olla toinen timanttiesiintymä. Muuten, kaikki timanttiesiintymät sijaitsevat Maan ohuessa pintakerroksessa, käytännössä vain sen pinnalla. Hiilen esiintymisen meteoriiteissa vahvistaa myös 8. lokakuuta 1871 Chicagossa sattunut meteorisuihku, jolloin jostain tuntemattomasta syystä talot syttyivät ja jopa metallinen liukukisko suli. Kun tuhannet ihmiset kuolivat tukehtumiseen riittävän kaukana tulipaloista.
Putoavat planeetoille tai planeettojen satelliiteille, joilla ei ole ilmakehää ja aktiivisia kaasuja, näiden meteoriittien palaset, jotka eivät ole "palaneet", peittävät osittain näiden planeettojen tai satelliittien pinnan. Ehkä siksi luonnollinen satelliittimme Kuu heijastaa valoa Auringosta niin hyvin, koska myös timantilla on korkea taitekerroin. Ja sädejärjestelmät kuun kraatterit Esimerkiksi Tycho, Copernicus, koostuvat ilmeisesti läpinäkyvästä materiaalista olevista paikoista eikä todellakaan jäästä, koska Kuun valaistun pinnan lämpötila on + 120 °C.
Timantit osoittavat myös fluoresenssin ominaisuutta, kun ne altistetaan lyhytaaltoiselle sähkömagneettiselle säteilylle. Ehkä tämä ominaisuus antaa selityksen komeettojen pyrstöjen alkuperästä lähestyttäessä aurinkoa, voimakasta lyhytaaltosäteilyn lähdettä?
