Atmosfer mulai terbentuk seiring dengan terbentuknya Bumi. Dalam perjalanan evolusi planet dan ketika parameternya mendekati nilai-nilai modern, ada perubahan kualitatif mendasar dalam komposisi kimia dan sifat fisiknya. Menurut model evolusi, pada tahap awal, Bumi berada dalam keadaan cair dan terbentuk sebagai benda padat sekitar 4,5 miliar tahun yang lalu. Tonggak sejarah ini diambil sebagai awal dari kronologi geologi. Sejak saat itu, evolusi atmosfer yang lambat dimulai. Beberapa proses geologis (misalnya, pencurahan lava selama letusan gunung berapi) disertai dengan pelepasan gas dari perut bumi. Mereka termasuk nitrogen, amonia, metana, uap air, CO2 oksida dan CO2 karbon dioksida. Di bawah pengaruh radiasi ultraviolet matahari, uap air terurai menjadi hidrogen dan oksigen, tetapi oksigen yang dilepaskan bereaksi dengan karbon monoksida, membentuk karbon dioksida. Amonia terurai menjadi nitrogen dan hidrogen. Hidrogen, dalam proses difusi, naik dan meninggalkan atmosfer, sedangkan nitrogen yang lebih berat tidak dapat lepas dan berangsur-angsur terakumulasi, menjadi komponen utama, meskipun sebagian terikat menjadi molekul sebagai akibat dari reaksi kimia ( cm. KIMIA SUASANA). Di bawah pengaruh sinar ultraviolet dan pelepasan listrik, campuran gas yang ada di atmosfer asli Bumi mengalami reaksi kimia, akibatnya zat organik, khususnya asam amino, terbentuk. Dengan munculnya tumbuhan primitif, proses fotosintesis dimulai, disertai dengan pelepasan oksigen. Gas ini, terutama setelah difusi ke atmosfer bagian atas, mulai melindungi lapisan bawahnya dan permukaan bumi dari radiasi ultraviolet dan sinar-X yang mengancam jiwa. Menurut perkiraan teoretis, kandungan oksigen yang 25.000 kali lebih rendah dari sekarang, sudah bisa mengarah pada pembentukan lapisan ozon yang hanya setengahnya dari sekarang. Namun, ini sudah cukup untuk memberikan perlindungan yang sangat signifikan bagi organisme dari efek merusak sinar ultraviolet.
Sangat mungkin bahwa atmosfer utama mengandung banyak karbon dioksida. Itu dikonsumsi selama fotosintesis, dan konsentrasinya pasti menurun saat dunia tumbuhan berevolusi, dan juga karena penyerapan selama beberapa proses geologis. Sejauh efek rumah kaca Terkait dengan keberadaan karbon dioksida di atmosfer, fluktuasi konsentrasinya adalah salah satu penyebab penting dari perubahan iklim skala besar dalam sejarah Bumi, seperti zaman es.
Helium yang ada di atmosfer modern sebagian besar merupakan produk peluruhan radioaktif uranium, torium, dan radium. Unsur-unsur radioaktif ini memancarkan partikel-a, yang merupakan inti atom helium. Karena tidak ada muatan listrik yang terbentuk dan tidak hilang selama peluruhan radioaktif, dengan pembentukan setiap partikel-a, dua elektron muncul, yang bergabung kembali dengan partikel-a, membentuk atom helium netral. Unsur radioaktif terkandung dalam mineral yang tersebar di ketebalan batuan, sehingga sebagian besar helium yang terbentuk akibat peluruhan radioaktif disimpan di dalamnya, menguap sangat lambat ke atmosfer. Sejumlah tertentu helium naik ke eksosfer karena difusi, tetapi karena masuknya konstan dari permukaan bumi, volume gas ini di atmosfer tetap hampir tidak berubah. Berdasarkan analisis spektral cahaya bintang dan studi meteorit, adalah mungkin untuk memperkirakan kelimpahan relatif berbagai unsur kimia di alam semesta. Konsentrasi neon di ruang angkasa sekitar sepuluh miliar kali lebih tinggi daripada di Bumi, kripton - sepuluh juta kali, dan xenon - satu juta kali. Dari sini dapat disimpulkan bahwa konsentrasi gas-gas inert ini, yang tampaknya awalnya ada di atmosfer bumi dan tidak terisi kembali dalam proses reaksi kimia, sangat menurun, bahkan mungkin pada tahap hilangnya atmosfer utama bumi. Pengecualian adalah argon gas inert, karena masih terbentuk dalam bentuk isotop 40 Ar dalam proses peluruhan radioaktif dari isotop kalium.
Distribusi tekanan barometrik.
Berat total gas atmosfer kira-kira 4,5 10 15 ton Jadi, "berat" atmosfer per satuan luas, atau tekanan atmosfer, kira-kira 11 t / m 2 = 1,1 kg / cm 2 di permukaan laut. Tekanan sama dengan P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Seni. = 1 atm diambil sebagai tekanan atmosfer rata-rata standar. Untuk atmosfer dalam kesetimbangan hidrostatik, kita memiliki: d P= -rgd h, yang berarti bahwa pada interval ketinggian dari h sebelum h+d h terjadi kesetaraan antara perubahan tekanan atmosfer d P dan berat elemen atmosfer yang sesuai dengan satuan luas, kerapatan r dan ketebalan d h. Sebagai perbandingan antara tekanan R dan suhu T persamaan keadaan gas ideal dengan densitas r, yang cukup dapat diterapkan untuk atmosfer bumi, digunakan: P= r R T/m, di mana m adalah berat molekul, dan R = 8,3 J/(K mol) adalah konstanta gas universal. Lalu dlog P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, di mana gradien tekanan dalam skala logaritmik. Kebalikan dari H disebut skala ketinggian atmosfer.
Ketika mengintegrasikan persamaan ini untuk atmosfer isotermal ( T= const) atau untuk bagiannya, di mana pendekatan seperti itu dapat diterima, hukum barometrik distribusi tekanan dengan ketinggian diperoleh: P = P 0 pengalaman (- h/H 0), di mana pembacaan ketinggian h dihasilkan dari permukaan laut, di mana tekanan rata-rata standar adalah P 0 . Ekspresi H 0=R T/ mg, disebut skala ketinggian, yang mencirikan luas atmosfer, asalkan suhu di dalamnya sama di mana-mana (atmosfer isotermal). Jika atmosfer tidak isotermal, maka perlu untuk mengintegrasikan dengan mempertimbangkan perubahan suhu dengan ketinggian, dan parameter H- beberapa karakteristik lokal dari lapisan atmosfer, tergantung pada suhu dan sifat mediumnya.
Suasana standar.
Model (tabel nilai parameter utama) sesuai dengan tekanan standar di dasar atmosfer R 0 dan komposisi kimianya disebut atmosfer standar. Lebih tepatnya, ini adalah model atmosfer bersyarat, di mana nilai rata-rata suhu, tekanan, kepadatan, viskositas, dan karakteristik udara lainnya untuk garis lintang 45° 32° 33І ditetapkan pada ketinggian dari 2 km di bawah laut. sejajar dengan batas luar atmosfer bumi. Parameter atmosfer tengah di semua ketinggian dihitung menggunakan persamaan keadaan gas ideal dan hukum barometrik dengan asumsi bahwa di permukaan laut tekanannya adalah 1013,25 hPa (760 mmHg) dan suhunya adalah 288,15 K (15,0°C). Menurut sifat distribusi suhu vertikal, atmosfer rata-rata terdiri dari beberapa lapisan, di mana masing-masing suhu didekati dengan fungsi linier ketinggian. Di lapisan terendah - troposfer (jam 11 km), suhu turun 6,5 ° C dengan setiap kilometer pendakian. Pada ketinggian tinggi, nilai dan tanda gradien suhu vertikal berubah dari lapisan ke lapisan. Di atas 790 km, suhunya sekitar 1000 K dan praktis tidak berubah dengan ketinggian.
Suasana standar adalah standar yang diperbarui secara berkala, disahkan, diterbitkan dalam bentuk tabel.
| Tabel 1. MODEL SUASANA BUMI STANDAR. Tabel menunjukkan: h- ketinggian dari permukaan laut, R- tekanan, T– suhu, r – kerapatan, N adalah jumlah molekul atau atom per satuan volume, H- skala ketinggian, aku adalah panjang jalur bebas. Tekanan dan temperatur pada ketinggian 80–250 km yang diperoleh dari data roket memiliki nilai yang lebih rendah. Nilai ekstrapolasi untuk ketinggian lebih dari 250 km tidak terlalu akurat. | ||||||
| h(km) | P(bar) | T(°C) | r (g / cm 3) | N(cm -3) | H(km) | aku(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 | |
Troposfer.
Lapisan atmosfer terendah dan terpadat, di mana suhu menurun dengan cepat dengan ketinggian, disebut troposfer. Ini berisi hingga 80% dari total massa atmosfer dan membentang di kutub dan lintang tengah hingga ketinggian 8-10 km, dan di daerah tropis hingga 16-18 km. Hampir semua proses pembentukan cuaca berkembang di sini, pertukaran panas dan kelembaban terjadi antara Bumi dan atmosfernya, awan terbentuk, berbagai fenomena meteorologi terjadi, kabut dan presipitasi terjadi. Lapisan atmosfer bumi ini berada dalam kesetimbangan konvektif dan, karena pencampuran aktif, memiliki komposisi kimia yang homogen, terutama dari molekul nitrogen (78%) dan oksigen (21%). Sebagian besar polutan udara aerosol dan gas alami dan buatan manusia terkonsentrasi di troposfer. Dinamika bagian bawah troposfer hingga setebal 2 km sangat tergantung pada sifat-sifat permukaan bumi yang mendasarinya, yang menentukan pergerakan udara (angin) horizontal dan vertikal karena perpindahan panas dari daratan yang lebih hangat melalui radiasi IR permukaan bumi, yang diserap di troposfer, terutama oleh uap air dan karbon dioksida (efek rumah kaca). Distribusi suhu dengan ketinggian ditetapkan sebagai hasil dari pencampuran turbulen dan konvektif. Rata-rata, itu sesuai dengan penurunan suhu dengan ketinggian sekitar 6,5 K/km.
Kecepatan angin di lapisan batas permukaan pertama meningkat pesat dengan ketinggian, dan lebih tinggi terus meningkat sebesar 2-3 km/s per kilometer. Terkadang di troposfer ada aliran planet yang sempit (dengan kecepatan lebih dari 30 km / s), aliran barat di garis lintang tengah, dan aliran timur di dekat khatulistiwa. Mereka disebut aliran jet.
tropopause
Pada batas atas troposfer (tropopause), suhu mencapai nilai minimumnya untuk atmosfer bawah. Ini adalah lapisan transisi antara troposfer dan stratosfer di atasnya. Ketebalan tropopause adalah dari ratusan meter hingga 1,5–2 km, dan suhu dan ketinggian, masing-masing, berkisar antara 190 hingga 220 K dan dari 8 hingga 18 km, tergantung pada garis lintang geografis dan musim. Di lintang sedang dan tinggi, di musim dingin 1-2 km lebih rendah daripada di musim panas dan 8–15 K lebih hangat. Di daerah tropis, perubahan musim jauh lebih sedikit (ketinggian 16–18 km, suhu 180–200 K). Di atas aliran jet kemungkinan pecahnya tropopause.
Air di atmosfer bumi.
Fitur yang paling penting dari atmosfer bumi adalah adanya sejumlah besar uap air dan air dalam bentuk tetesan, yang paling mudah diamati dalam bentuk awan dan struktur awan. Derajat tutupan awan di langit (pada saat tertentu atau rata-rata selama periode waktu tertentu), dinyatakan dalam skala 10 poin atau sebagai persentase, disebut kekeruhan. Bentuk awan ditentukan oleh klasifikasi internasional. Rata-rata, awan menutupi sekitar setengah dari dunia. Kekeruhan merupakan faktor penting yang mencirikan cuaca dan iklim. Di musim dingin dan malam hari, mendung mencegah penurunan suhu permukaan bumi dan lapisan permukaan udara, di musim panas dan siang hari melemahkan pemanasan permukaan bumi oleh sinar matahari, melembutkan iklim di dalam benua.
awan.
Awan adalah akumulasi tetesan air yang tersuspensi di atmosfer (awan air), kristal es (awan es), atau keduanya (awan campuran). Saat tetesan dan kristal menjadi lebih besar, mereka jatuh dari awan dalam bentuk presipitasi. Awan terbentuk terutama di troposfer. Mereka hasil dari kondensasi uap air yang terkandung di udara. Diameter tetesan awan berada di urutan beberapa mikron. Kandungan air cair di awan adalah dari fraksi hingga beberapa gram per m3. Awan dibedakan berdasarkan ketinggian: Menurut klasifikasi internasional, ada 10 genus awan: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
Awan mutiara juga diamati di stratosfer, dan awan noctilucent di mesosfer.
Awan Cirrus - awan transparan dalam bentuk benang putih tipis atau kerudung dengan kemilau sutra, tidak memberikan bayangan. Awan Cirrus terdiri dari kristal es dan terbentuk di troposfer atas pada suhu yang sangat rendah. Beberapa jenis awan cirrus berfungsi sebagai pertanda perubahan cuaca.
Awan Cirrocumulus adalah pegunungan atau lapisan awan putih tipis di troposfer atas. Awan Cirrocumulus dibangun dari elemen kecil yang terlihat seperti serpihan, riak, bola kecil tanpa bayangan dan sebagian besar terdiri dari kristal es.
Awan Cirrostratus - selubung tembus keputihan di troposfer atas, biasanya berserat, terkadang buram, terdiri dari jarum kecil atau kristal es berbentuk kolom.
Awan altocumulus adalah awan putih, abu-abu atau putih-abu-abu dari lapisan bawah dan tengah troposfer. Awan altocumulus terlihat seperti lapisan dan punggung bukit, seolah-olah dibangun dari pelat yang terletak satu di atas yang lain, massa bulat, poros, serpihan. Awan altocumulus terbentuk selama aktivitas konveksi yang intens dan biasanya terdiri dari tetesan air yang sangat dingin.
Awan altostratus adalah awan keabu-abuan atau kebiruan dengan struktur berserat atau seragam. Awan altostratus diamati di troposfer tengah, memanjang beberapa kilometer dan kadang-kadang ribuan kilometer dalam arah horizontal. Biasanya, awan altostratus adalah bagian dari sistem awan frontal yang terkait dengan pergerakan massa udara yang naik.
Awan Nimbostratus - lapisan awan amorf rendah (dari 2 km ke atas) dengan warna abu-abu yang seragam, menimbulkan hujan mendung atau salju. Awan Nimbostratus - sangat berkembang secara vertikal (hingga beberapa km) dan horizontal (beberapa ribu km), terdiri dari tetesan air yang sangat dingin bercampur dengan kepingan salju, biasanya terkait dengan front atmosfer.
Awan stratus - awan tingkat bawah berupa lapisan homogen tanpa garis tepi yang pasti, berwarna abu-abu. Ketinggian awan stratus di atas permukaan bumi adalah 0,5–2 km. Gerimis sesekali turun dari awan stratus.
Awan Cumulus adalah awan putih yang padat dan cerah pada siang hari dengan perkembangan vertikal yang signifikan (hingga 5 km atau lebih). Bagian atas awan kumulus terlihat seperti kubah atau menara dengan garis membulat. Awan kumulus biasanya terbentuk sebagai awan konveksi pada massa udara dingin.
Awan stratocumulus - awan rendah (di bawah 2 km) dalam bentuk lapisan tidak berserat abu-abu atau putih atau punggungan blok besar yang bundar. Ketebalan vertikal awan stratocumulus kecil. Kadang-kadang, awan stratocumulus memberikan presipitasi ringan.
Awan cumulonimbus adalah awan yang kuat dan padat dengan perkembangan vertikal yang kuat (hingga ketinggian 14 km), memberikan curah hujan lebat dengan badai petir, hujan es, badai. Awan cumulonimbus berkembang dari awan kumulus yang kuat, berbeda dari mereka di bagian atas, terdiri dari kristal es.
Stratosfir.
Melalui tropopause, rata-rata pada ketinggian 12 hingga 50 km, troposfer masuk ke stratosfer. Di bagian bawah, sekitar 10 km, yaitu. hingga ketinggian sekitar 20 km, bersifat isotermal (suhu sekitar 220 K). Kemudian meningkat dengan ketinggian, mencapai maksimum sekitar 270 K pada ketinggian 50–55 km. Inilah batas antara stratosfer dan mesosfer di atasnya, yang disebut stratopause. .
Ada jauh lebih sedikit uap air di stratosfer. Namun demikian, awan mutiara tipis tembus cahaya kadang-kadang diamati, kadang-kadang muncul di stratosfer pada ketinggian 20-30 km. Awan mutiara terlihat di langit yang gelap setelah matahari terbenam dan sebelum matahari terbit. Secara bentuk, awan mother-of-pearl menyerupai awan cirrus dan cirrocumulus.
Atmosfer tengah (mesosfer).
Pada ketinggian sekitar 50 km, mesosfer dimulai dengan puncak suhu maksimum yang lebar. . Alasan kenaikan suhu di wilayah maksimum ini adalah reaksi fotokimia eksotermik (yaitu, disertai dengan pelepasan panas) dekomposisi ozon: O 3 + hv® O 2 + O. Ozon muncul sebagai hasil dekomposisi fotokimia oksigen molekuler O 2
Tentang 2+ hv® O + O dan reaksi selanjutnya dari tumbukan rangkap tiga atom dan molekul oksigen dengan beberapa molekul ketiga M.
O + O 2 + M ® O 3 + M
Ozon dengan rakus menyerap radiasi ultraviolet di wilayah tersebut dari 2000 hingga 3000Å, dan radiasi ini memanaskan atmosfer. Ozon, yang terletak di bagian atas atmosfer, berfungsi sebagai semacam perisai yang melindungi kita dari aksi radiasi ultraviolet dari matahari. Tanpa perisai ini, perkembangan kehidupan di Bumi dalam bentuk modernnya hampir tidak mungkin terjadi.
Secara umum, di seluruh mesosfer, suhu atmosfer menurun hingga nilai minimumnya sekitar 180 K di batas atas mesosfer (disebut mesopause, tingginya sekitar 80 km). Di sekitar mesopause, pada ketinggian 70–90 km, lapisan kristal es yang sangat tipis dan partikel debu vulkanik dan meteorit dapat muncul, diamati dalam bentuk awan noctilucent yang indah. sesaat setelah matahari terbenam.
Di mesosfer, sebagian besar, partikel meteorit padat kecil yang jatuh di Bumi terbakar, menyebabkan fenomena meteor.
Meteor, meteorit, dan bola api.
Suar dan fenomena lain di bagian atas atmosfer Bumi yang disebabkan oleh intrusi ke dalamnya dengan kecepatan 11 km / s dan di atas partikel atau benda kosmik padat disebut meteoroid. Ada jejak meteor terang yang teramati; fenomena yang paling kuat, sering disertai dengan jatuhnya meteorit, disebut bola api; meteor dikaitkan dengan hujan meteor.
hujan meteor:
1) fenomena beberapa meteor jatuh selama beberapa jam atau hari dari satu pancaran.
2) segerombolan meteoroid yang bergerak dalam satu orbit mengelilingi Matahari.
Penampilan sistematis meteor di wilayah langit tertentu dan pada hari-hari tertentu dalam setahun, yang disebabkan oleh perpotongan orbit Bumi dengan orbit umum dari banyak benda meteorit yang bergerak dengan kecepatan yang kira-kira sama dan terarah, yang karenanya jalur di langit tampaknya keluar dari satu titik yang sama (bercahaya). Mereka dinamai konstelasi di mana pancaran berada.
Hujan meteor membuat kesan mendalam dengan efek pencahayaannya, tetapi meteor individu jarang terlihat. Jauh lebih banyak lagi meteor yang tidak terlihat, terlalu kecil untuk dilihat pada saat mereka ditelan oleh atmosfer. Beberapa meteor terkecil mungkin tidak memanas sama sekali, tetapi hanya ditangkap oleh atmosfer. Partikel kecil ini mulai dari ukuran beberapa milimeter hingga sepersepuluh ribu milimeter disebut mikrometeorit. Jumlah materi meteor yang memasuki atmosfer setiap hari adalah dari 100 hingga 10.000 ton, dengan sebagian besar materi ini adalah mikrometeorit.
Karena materi meteorik terbakar sebagian di atmosfer, komposisi gasnya diisi kembali dengan jejak berbagai elemen kimia. Misalnya, meteor batu membawa litium ke atmosfer. Pembakaran meteor logam mengarah pada pembentukan besi bulat kecil, besi-nikel dan tetesan lainnya yang melewati atmosfer dan disimpan di permukaan bumi. Mereka dapat ditemukan di Greenland dan Antartika, di mana lapisan es hampir tidak berubah selama bertahun-tahun. Ahli kelautan menemukan mereka di sedimen dasar laut.
Sebagian besar partikel meteor yang memasuki atmosfer diendapkan dalam waktu kurang lebih 30 hari. Beberapa ilmuwan percaya bahwa debu kosmik ini memainkan peran penting dalam pembentukan fenomena atmosfer seperti hujan, karena berfungsi sebagai inti kondensasi uap air. Oleh karena itu, diasumsikan bahwa curah hujan secara statistik terkait dengan hujan meteor besar. Namun, beberapa ahli percaya bahwa karena masukan total materi meteor puluhan kali lebih besar daripada hujan meteor terbesar sekalipun, perubahan jumlah total materi ini yang terjadi sebagai akibat dari salah satu hujan meteor tersebut dapat diabaikan.
Namun, tidak ada keraguan bahwa mikrometeorit terbesar dan meteorit yang terlihat meninggalkan jejak panjang ionisasi di lapisan atmosfer yang tinggi, terutama di ionosfer. Jejak tersebut dapat digunakan untuk komunikasi radio jarak jauh, karena mencerminkan gelombang radio frekuensi tinggi.
Energi meteor yang memasuki atmosfer dihabiskan terutama, dan mungkin sepenuhnya, untuk pemanasannya. Ini adalah salah satu komponen kecil dari keseimbangan panas atmosfer.
Meteorit adalah benda padat yang berasal dari alam yang jatuh ke permukaan bumi dari luar angkasa. Biasanya membedakan batu, besi-batu dan besi meteorit. Yang terakhir ini terutama terdiri dari besi dan nikel. Di antara meteorit yang ditemukan, sebagian besar memiliki berat beberapa gram hingga beberapa kilogram. Yang terbesar dari yang ditemukan, meteorit besi Goba beratnya sekitar 60 ton dan masih terletak di tempat yang sama di mana ia ditemukan, di Afrika Selatan. Kebanyakan meteorit adalah pecahan asteroid, tetapi beberapa meteorit mungkin datang ke Bumi dari Bulan dan bahkan dari Mars.
Bola api adalah meteor yang sangat terang, kadang-kadang diamati bahkan di siang hari, sering kali meninggalkan jejak berasap dan disertai dengan fenomena suara; sering berakhir dengan jatuhnya meteorit.
Termosfer.
Di atas suhu minimum mesopause, termosfer dimulai, di mana suhu, pada awalnya perlahan, dan kemudian dengan cepat, mulai naik lagi. Alasannya adalah penyerapan ultraviolet, radiasi matahari pada ketinggian 150–300 km, karena ionisasi atom oksigen: O + hv® O + + e.
Di termosfer, suhu terus naik hingga ketinggian sekitar 400 km, di mana mencapai 1800 K di siang hari selama periode aktivitas matahari maksimum.Pada periode minimum, suhu yang membatasi ini bisa kurang dari 1000 K. Di atas 400 km, atmosfer masuk ke eksosfer isotermal. Tingkat kritis (dasar eksosfer) terletak di ketinggian sekitar 500 km.
Aurora dan banyak orbit satelit buatan, serta awan noctilucent - semua fenomena ini terjadi di mesosfer dan termosfer.
Lampu Kutub.
Di lintang tinggi, aurora diamati selama gangguan medan magnet. Mereka mungkin berlangsung selama beberapa menit, tetapi sering terlihat selama beberapa jam. Aurora sangat bervariasi dalam bentuk, warna, dan intensitas, yang semuanya terkadang berubah sangat cepat dari waktu ke waktu. Spektrum aurora terdiri dari garis emisi dan pita. Beberapa emisi dari langit malam ditingkatkan dalam spektrum aurora, terutama garis hijau dan merah dari l 5577 dan l 6300 oksigen. Kebetulan salah satu dari garis ini berkali-kali lebih intens daripada yang lain, dan ini menentukan warna pancaran yang terlihat: hijau atau merah. Gangguan medan magnet juga disertai gangguan komunikasi radio di daerah kutub. Gangguan ini disebabkan oleh perubahan ionosfer, yang berarti bahwa selama badai magnetik, sumber ionisasi yang kuat beroperasi. Telah ditetapkan bahwa badai magnet yang kuat terjadi ketika ada kelompok besar tempat di dekat pusat piringan matahari. Pengamatan telah menunjukkan bahwa badai tidak terkait dengan bintik-bintik itu sendiri, tetapi dengan semburan matahari yang muncul selama pengembangan sekelompok bintik.
Aurora adalah rentang cahaya dari berbagai intensitas dengan gerakan cepat yang diamati di daerah lintang tinggi di Bumi. Aurora visual berisi garis emisi hijau (5577Å) dan merah (6300/6364Å) dari oksigen atom dan pita molekul N 2, yang tereksitasi oleh partikel energik yang berasal dari matahari dan magnetosfer. Emisi ini biasanya ditampilkan pada ketinggian sekitar 100 km ke atas. Istilah aurora optik digunakan untuk merujuk pada aurora visual dan spektrum emisi inframerah hingga ultraviolet. Energi radiasi di bagian spektrum inframerah secara signifikan melebihi energi wilayah yang terlihat. Ketika aurora muncul, emisi diamati dalam kisaran ULF (
Bentuk aurora yang sebenarnya sulit untuk diklasifikasikan; Istilah-istilah berikut ini paling sering digunakan:
1. Busur atau garis seragam yang tenang. Busur biasanya memanjang ~1000 km ke arah paralel geomagnetik (menuju Matahari di daerah kutub) dan memiliki lebar dari satu hingga beberapa puluh kilometer. Strip adalah generalisasi dari konsep busur, biasanya tidak memiliki bentuk busur yang teratur, tetapi melengkung dalam bentuk S atau dalam bentuk spiral. Busur dan pita terletak di ketinggian 100–150 km.
2. Sinar aurora . Istilah ini mengacu pada struktur aurora yang membentang di sepanjang garis medan magnet dengan ekstensi vertikal dari beberapa puluh hingga beberapa ratus kilometer. Panjang sinar di sepanjang horizontal kecil, dari beberapa puluh meter hingga beberapa kilometer. Sinar biasanya diamati dalam busur atau sebagai struktur terpisah.
3. Noda atau permukaan . Ini adalah area cahaya terisolasi yang tidak memiliki bentuk tertentu. Bintik-bintik individu mungkin terkait.
4. Kerudung. Bentuk aurora yang tidak biasa, yang merupakan cahaya seragam yang menutupi area langit yang luas.
Menurut strukturnya, aurora dibagi menjadi homogen, semir, dan bercahaya. Berbagai istilah digunakan; busur berdenyut, permukaan berdenyut, permukaan difus, garis bercahaya, tirai, dll. Ada klasifikasi aurora menurut warnanya. Menurut klasifikasi ini, jenis aurora TETAPI. Bagian atas atau seluruhnya berwarna merah (6300–6364 ). Mereka biasanya muncul di ketinggian 300-400 km selama aktivitas geomagnetik tinggi.
Tipe Aurora PADA berwarna merah di bagian bawah dan terkait dengan pendaran pita sistem N 2 positif pertama dan sistem O 2 negatif pertama. Bentuk aurora seperti itu muncul selama fase aurora yang paling aktif.
Zona aurora – ini adalah zona frekuensi maksimum terjadinya aurora di malam hari, menurut pengamat pada titik tetap di permukaan bumi. Zona ini terletak di 67° lintang utara dan selatan, dan lebarnya sekitar 6°. Terjadinya aurora maksimum, sesuai dengan momen waktu geomagnetik lokal tertentu, terjadi di sabuk mirip oval (aurora oval), yang terletak secara asimetris di sekitar kutub geomagnetik utara dan selatan. Aurora oval ditetapkan dalam koordinat lintang-waktu, dan zona aurora adalah tempat kedudukan titik-titik di wilayah tengah malam oval dalam koordinat lintang-bujur. Sabuk oval terletak sekitar 23° dari kutub geomagnetik di sektor malam dan 15° di sektor siang.
Auroral oval dan zona aurora. Lokasi aurora oval tergantung pada aktivitas geomagnetik. Oval menjadi lebih lebar pada aktivitas geomagnetik tinggi. Zona aurora atau batas oval aurora lebih baik diwakili oleh L 6.4 daripada koordinat dipol. Garis medan geomagnetik pada batas sektor siang hari dari aurora oval bertepatan dengan magnetopause. Ada perubahan posisi aurora oval tergantung pada sudut antara sumbu geomagnetik dan arah Bumi-Matahari. Oval aurora juga ditentukan berdasarkan data pengendapan partikel (elektron dan proton) dari energi tertentu. Posisinya dapat ditentukan secara independen dari data di caspakho di siang hari dan di magnetotail.
Variasi harian frekuensi kemunculan aurora di zona aurora maksimum pada tengah malam geomagnetik dan minimum pada siang hari geomagnetik. Di sisi oval yang hampir khatulistiwa, frekuensi kemunculan aurora menurun tajam, tetapi bentuk variasi diurnal dipertahankan. Di sisi kutub oval, frekuensi kemunculan aurora berkurang secara bertahap dan ditandai dengan perubahan diurnal yang kompleks.
Intensitas aurora.
Intensitas Aurora ditentukan dengan mengukur permukaan luminance yang tampak. Permukaan kecerahan Saya aurora dalam arah tertentu ditentukan oleh total emisi 4p Saya foton/(cm 2 s). Karena nilai ini bukan kecerahan permukaan sebenarnya, tetapi mewakili emisi dari kolom, satuan foton/(cm 2 kolom s) biasanya digunakan dalam studi aurora. Satuan yang biasa digunakan untuk mengukur emisi total adalah Rayleigh (Rl) sama dengan 106 foton / (cm 2 kolom s). Satuan intensitas aurora yang lebih praktis ditentukan dari emisi satu garis atau pita. Misalnya, intensitas aurora ditentukan oleh koefisien kecerahan internasional (ICF) menurut data intensitas garis hijau (5577 ); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (intensitas aurora maksimum). Klasifikasi ini tidak dapat digunakan untuk aurora merah. Salah satu penemuan zaman (1957–1958) adalah pembentukan distribusi spasial dan temporal aurora dalam bentuk oval yang dipindahkan relatif terhadap kutub magnet. Dari ide sederhana tentang bentuk lingkaran distribusi aurora relatif terhadap kutub magnet, transisi ke fisika modern magnetosfer selesai. Kehormatan penemuan itu milik O. Khorosheva, dan G. Starkov, J. Feldshtein, S-I. Aurora oval adalah wilayah dampak paling kuat dari angin matahari di bagian atas atmosfer bumi. Intensitas aurora paling besar di oval, dan dinamikanya terus dipantau oleh satelit.
Busur merah aurora yang stabil.
busur merah aurora yang stabil, atau disebut busur merah garis lintang tengah atau M-busur, adalah busur lebar subvisual (di bawah batas kepekaan mata), membentang dari timur ke barat selama ribuan kilometer dan mengelilingi, mungkin, seluruh Bumi. Luas garis lintang busur adalah 600 km. Emisi dari busur merah aurora stabil hampir monokromatik di garis merah l 6300 dan l 6364 . Baru-baru ini, garis emisi lemah l 5577 (OI) dan l 4278 (N + 2) juga telah dilaporkan. Busur merah yang persisten diklasifikasikan sebagai aurora, tetapi mereka muncul di ketinggian yang jauh lebih tinggi. Batas bawah terletak pada ketinggian 300 km, batas atas sekitar 700 km. Intensitas busur merah aurora yang tenang dalam emisi l 6300 berkisar dari 1 hingga 10 kRl (nilai tipikal adalah 6 kRl). Ambang sensitivitas mata pada panjang gelombang ini adalah sekitar 10 kR, sehingga busur jarang diamati secara visual. Namun, pengamatan menunjukkan bahwa kecerahannya >50 kR pada 10% malam. Umur busur yang biasa adalah sekitar satu hari, dan mereka jarang muncul di hari-hari berikutnya. Gelombang radio dari satelit atau sumber radio yang melintasi busur merah aurora stabil mengalami kilauan, menunjukkan adanya ketidakhomogenan kerapatan elektron. Penjelasan teoretis dari busur merah adalah bahwa elektron yang dipanaskan di wilayah tersebut F ionosfer menyebabkan peningkatan atom oksigen. Pengamatan satelit menunjukkan peningkatan suhu elektron di sepanjang garis medan geomagnetik yang melintasi busur merah aurora yang stabil. Intensitas busur ini berkorelasi positif dengan aktivitas geomagnetik (badai), dan frekuensi kemunculan busur berkorelasi positif dengan aktivitas bintik matahari matahari.
Mengubah aurora.
Beberapa bentuk aurora mengalami variasi intensitas temporal kuasi-periodik dan koheren. Aurora ini, dengan geometri stasioner yang kasar dan variasi periodik yang cepat yang terjadi dalam fase, disebut aurora yang berubah. Mereka diklasifikasikan sebagai aurora formulir R menurut International Atlas of Auroras Subdivisi yang lebih rinci dari aurora yang berubah:
R 1 (pulsating aurora) adalah cahaya dengan variasi fase yang seragam dalam kecerahan di seluruh bentuk aurora. Menurut definisi, dalam aurora berdenyut yang ideal, bagian spasial dan temporal dari pulsasi dapat dipisahkan, mis. kecerahan Saya(r,t)= saya s(r)· ITU(t). Dalam aurora yang khas R 1, pulsasi terjadi dengan frekuensi 0,01 hingga 10 Hz dengan intensitas rendah (1–2 kR). Kebanyakan aurora R 1 adalah bintik atau busur yang berdenyut dengan periode beberapa detik.
R 2 (aurora yang berapi-api). Istilah ini biasanya digunakan untuk merujuk pada gerakan seperti api yang memenuhi langit, dan tidak untuk menggambarkan satu bentuk pun. Aurora berbentuk busur dan biasanya bergerak ke atas dari ketinggian 100 km. Aurora ini relatif jarang terjadi dan lebih sering terjadi di luar aurora.
R 3 (aurora yang berkedip-kedip). Ini adalah aurora dengan variasi kecerahan yang cepat, tidak teratur, atau teratur, memberikan kesan nyala api yang berkedip-kedip di langit. Mereka muncul sesaat sebelum runtuhnya aurora. Frekuensi variasi yang umum diamati R 3 sama dengan 10 ± 3 Hz.
Istilah streaming aurora, yang digunakan untuk kelas aurora berdenyut lainnya, mengacu pada variasi kecerahan yang tidak teratur yang bergerak cepat secara horizontal dalam busur dan pita aurora.
Aurora yang berubah adalah salah satu fenomena matahari-terestrial yang menyertai denyut medan geomagnetik dan radiasi sinar-X aurora yang disebabkan oleh pengendapan partikel asal matahari dan magnetosfer.
Cahaya tutup kutub dicirikan oleh intensitas tinggi pita sistem N + 2 negatif pertama (λ 3914 ). Biasanya, pita N + 2 ini lima kali lebih intens daripada garis hijau OI l 5577 ; intensitas absolut dari cahaya tutup kutub adalah dari 0,1 hingga 10 kRl (biasanya 1-3 kRl). Dengan aurora ini, yang muncul selama periode PCA, cahaya seragam menutupi seluruh tutup kutub hingga garis lintang geomagnetik 60° pada ketinggian 30 hingga 80 km. Ini dihasilkan terutama oleh proton matahari dan partikel d dengan energi 10-100 MeV, yang menciptakan ionisasi maksimum pada ketinggian ini. Ada jenis cahaya lain di zona aurora, yang disebut aurora mantel. Untuk jenis aurora glow ini, intensitas harian maksimum di pagi hari adalah 1–10 kR, dan intensitas minimumnya lima kali lebih lemah. Pengamatan aurora mantel sedikit dan intensitasnya tergantung pada aktivitas geomagnetik dan matahari.
Cahaya atmosfer didefinisikan sebagai radiasi yang dihasilkan dan dipancarkan oleh atmosfer planet. Ini adalah radiasi non-termal atmosfer, dengan pengecualian emisi aurora, pelepasan petir, dan emisi jejak meteor. Istilah ini digunakan dalam kaitannya dengan atmosfer bumi (pendar malam, pancaran senja, dan pancaran siang). Cahaya atmosfer hanyalah sebagian kecil dari cahaya yang tersedia di atmosfer. Sumber lainnya adalah cahaya bintang, cahaya zodiak, dan cahaya siang hari yang tersebar dari Matahari. Kadang-kadang, cahaya atmosfer bisa mencapai 40% dari jumlah total cahaya. Airglow terjadi di lapisan atmosfer dengan ketinggian dan ketebalan yang bervariasi. Spektrum cahaya atmosfer mencakup panjang gelombang dari 1000 hingga 22,5 m. Garis emisi utama dalam airglow adalah l 5577 , yang muncul pada ketinggian 90–100 km dalam lapisan setebal 30–40 km. Munculnya cahaya ini disebabkan oleh mekanisme Champen yang didasarkan pada rekombinasi atom oksigen. Garis emisi lainnya adalah l 6300 , muncul dalam kasus rekombinasi O + 2 disosiatif dan emisi NI l 5198/5201 dan NI l 5890/5896 .
Intensitas cahaya atmosfer diukur dalam Rayleighs. Kecerahan (dalam Rayleighs) sama dengan 4 rb, di mana c adalah permukaan sudut luminansi lapisan pemancar dalam satuan 106 foton/(cm 2 sr s). Intensitas cahaya tergantung pada garis lintang (berbeda untuk emisi yang berbeda), dan juga bervariasi di siang hari dengan maksimum mendekati tengah malam. Korelasi positif dicatat untuk pancaran udara pada emisi l 5577 dengan jumlah bintik matahari dan fluks radiasi matahari pada panjang gelombang 10,7 cm. Pancaran udara diamati selama eksperimen satelit. Dari luar angkasa, tampak seperti cincin cahaya yang mengelilingi Bumi dan memiliki warna kehijauan.
Ozonosfer.
Pada ketinggian 20–25 km, konsentrasi maksimum ozon O3 dalam jumlah yang dapat diabaikan (hingga 2x10–7 kandungan oksigen!), yang terjadi di bawah pengaruh radiasi ultraviolet matahari pada ketinggian sekitar 10 hingga 50 km, tercapai, melindungi planet ini dari radiasi matahari pengion. Meskipun jumlah molekul ozon sangat kecil, mereka melindungi semua kehidupan di Bumi dari efek berbahaya radiasi gelombang pendek (ultraviolet dan sinar-X) dari Matahari. Jika Anda mengendapkan semua molekul ke dasar atmosfer, Anda mendapatkan lapisan yang tebalnya tidak lebih dari 3-4 mm! Pada ketinggian di atas 100 km, proporsi gas ringan meningkat, dan pada ketinggian yang sangat tinggi, helium dan hidrogen mendominasi; banyak molekul terdisosiasi menjadi atom-atom terpisah, yang terionisasi di bawah pengaruh radiasi matahari yang keras, membentuk ionosfer. Tekanan dan kepadatan udara di atmosfer bumi berkurang dengan ketinggian. Tergantung pada distribusi suhu, atmosfer bumi dibagi menjadi troposfer, stratosfer, mesosfer, termosfer dan eksosfer. .
Berada di ketinggian 20-25 km lapisan ozon. Ozon terbentuk karena peluruhan molekul oksigen selama penyerapan radiasi ultraviolet matahari dengan panjang gelombang lebih pendek dari 0,1-0,2 mikron. Oksigen bebas bergabung dengan molekul O 2 dan membentuk O 3 ozon, yang dengan rakus menyerap semua sinar ultraviolet yang lebih pendek dari 0,29 mikron. Molekul ozon O 3 mudah dihancurkan oleh radiasi gelombang pendek. Oleh karena itu, meskipun menipis, lapisan ozon secara efektif menyerap radiasi ultraviolet Matahari, yang telah melewati lapisan atmosfer yang lebih tinggi dan lebih transparan. Berkat ini, organisme hidup di Bumi dilindungi dari efek berbahaya sinar ultraviolet dari matahari.
Ionosfir.
Radiasi matahari mengionisasi atom dan molekul atmosfer. Tingkat ionisasi menjadi signifikan sudah pada ketinggian 60 kilometer dan terus meningkat dengan jarak dari Bumi. Pada ketinggian yang berbeda di atmosfer, proses berturut-turut disosiasi berbagai molekul dan ionisasi berikutnya dari berbagai atom dan ion terjadi. Pada dasarnya, ini adalah molekul oksigen O 2, nitrogen N 2 dan atomnya. Tergantung pada intensitas proses ini, berbagai lapisan atmosfer yang terletak di atas 60 kilometer disebut lapisan ionosfer. , dan totalitasnya adalah ionosfer . Lapisan bawah, yang ionisasinya tidak signifikan, disebut neutrosfer.
Konsentrasi maksimum partikel bermuatan di ionosfer dicapai pada ketinggian 300-400 km.
Sejarah studi tentang ionosfer.
Hipotesis adanya lapisan konduktif di atmosfer atas diajukan pada tahun 1878 oleh ilmuwan Inggris Stuart untuk menjelaskan ciri-ciri medan geomagnetik. Kemudian pada tahun 1902, secara independen satu sama lain, Kennedy di Amerika Serikat dan Heaviside di Inggris menunjukkan bahwa untuk menjelaskan perambatan gelombang radio jarak jauh, perlu untuk mengasumsikan keberadaan daerah dengan konduktivitas tinggi di lapisan tinggi. atmosfer. Pada tahun 1923, Akademisi M.V. Shuleikin, dengan mempertimbangkan fitur perambatan gelombang radio dari berbagai frekuensi, sampai pada kesimpulan bahwa setidaknya ada dua lapisan reflektif di ionosfer. Kemudian, pada tahun 1925, peneliti Inggris Appleton dan Barnet, serta Breit dan Tuve, secara eksperimental membuktikan untuk pertama kalinya keberadaan daerah yang memantulkan gelombang radio, dan meletakkan dasar untuk studi sistematis mereka. Sejak saat itu, studi sistematis tentang sifat-sifat lapisan ini, yang umumnya disebut ionosfer, telah dilakukan, yang memainkan peran penting dalam sejumlah fenomena geofisika yang menentukan pemantulan dan penyerapan gelombang radio, yang sangat penting untuk praktis. tujuan, khususnya, untuk memastikan komunikasi radio yang andal.
Pada 1930-an, pengamatan sistematis keadaan ionosfer dimulai. Di negara kita, atas inisiatif M.A. Bonch-Bruevich, instalasi untuk suara berdenyutnya dibuat. Banyak sifat umum ionosfer, ketinggian dan kerapatan elektron dari lapisan utamanya telah diselidiki.
Pada ketinggian 60–70 km, lapisan D teramati; pada ketinggian 100–120 km, lapisan E, pada ketinggian, pada ketinggian 180–300 km lapisan ganda F 1 dan F 2. Parameter utama dari lapisan ini diberikan pada Tabel 4.
| Tabel 4 | ||||||
| Wilayah ionosfer | Ketinggian maksimum, km | saya , K | Hari | Malam tidak , cm -3 | , m 3 s – 1 | |
| min tidak , cm -3 | Maks tidak , 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 (musim dingin) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2 10 –10 |
| F 2 (musim panas) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| tidak adalah konsentrasi elektron, e adalah muatan elektron, saya adalah suhu ion, a΄ adalah koefisien rekombinasi (yang menentukan tidak dan perubahannya dari waktu ke waktu) | ||||||
Rata-rata diberikan karena bervariasi untuk garis lintang, waktu, dan musim yang berbeda. Data tersebut diperlukan untuk memastikan komunikasi radio jarak jauh. Mereka digunakan dalam memilih frekuensi operasi untuk berbagai link radio gelombang pendek. Mengetahui perubahannya tergantung pada keadaan ionosfer pada waktu yang berbeda dalam sehari dan di musim yang berbeda sangat penting untuk memastikan keandalan komunikasi radio. Ionosfer adalah kumpulan lapisan atmosfer bumi yang terionisasi, mulai dari ketinggian sekitar 60 km dan memanjang hingga ketinggian puluhan ribu km. Sumber utama ionisasi atmosfer bumi adalah radiasi ultraviolet dan sinar-X Matahari, yang terjadi terutama di kromosfer matahari dan korona. Selain itu, tingkat ionisasi atmosfer bagian atas dipengaruhi oleh aliran sel surya yang terjadi selama semburan matahari, serta sinar kosmik dan partikel meteor.
Lapisan ionosfer
adalah area di atmosfer di mana nilai maksimum konsentrasi elektron bebas tercapai (mis., Jumlahnya per satuan volume). Elektron bebas bermuatan listrik dan (pada tingkat lebih rendah, ion yang kurang bergerak) yang dihasilkan dari ionisasi atom gas atmosfer, berinteraksi dengan gelombang radio (yaitu osilasi elektromagnetik), dapat mengubah arahnya, memantulkan atau membiaskannya, dan menyerap energinya. Akibatnya, saat menerima stasiun radio yang jauh, berbagai efek dapat terjadi, misalnya, radio memudar, peningkatan kemampuan mendengar dari stasiun yang jauh, pemadaman listrik dll. fenomena.
Metode penelitian.
Metode klasik mempelajari ionosfer dari Bumi direduksi menjadi pulsa terdengar - mengirimkan pulsa radio dan mengamati refleksi mereka dari berbagai lapisan ionosfer dengan mengukur waktu tunda dan mempelajari intensitas dan bentuk sinyal yang dipantulkan. Dengan mengukur ketinggian pantulan pulsa radio pada frekuensi yang berbeda, menentukan frekuensi kritis dari berbagai wilayah (frekuensi pembawa pulsa radio di mana wilayah ionosfer ini menjadi transparan disebut frekuensi kritis), dimungkinkan untuk menentukan nilai kerapatan elektron dalam lapisan dan ketinggian efektif untuk frekuensi tertentu, dan pilih frekuensi optimal untuk jalur radio tertentu. Dengan perkembangan teknologi roket dan munculnya zaman antariksa satelit Bumi buatan (AES) dan pesawat ruang angkasa lainnya, menjadi mungkin untuk secara langsung mengukur parameter plasma ruang dekat Bumi, yang bagian bawahnya adalah ionosfer.
Pengukuran kerapatan elektron yang dilakukan dari roket yang diluncurkan secara khusus dan di sepanjang jalur penerbangan satelit mengonfirmasi dan menyempurnakan data yang sebelumnya diperoleh dengan metode berbasis darat pada struktur ionosfer, distribusi kerapatan elektron dengan ketinggian di berbagai wilayah di Bumi, dan memungkinkan untuk mendapatkan nilai kerapatan elektron di atas maksimum utama - lapisan F. Sebelumnya, tidak mungkin melakukan ini dengan metode membunyikan berdasarkan pengamatan pulsa radio panjang gelombang pendek yang dipantulkan. Telah ditemukan bahwa di beberapa wilayah di dunia terdapat daerah yang cukup stabil dengan kerapatan elektron rendah, "angin ionosfer" teratur, proses gelombang aneh muncul di ionosfer yang membawa gangguan ionosfer lokal ribuan kilometer dari tempat eksitasinya, dan lebih banyak. Penciptaan perangkat penerima yang sangat sensitif memungkinkan untuk melakukan di stasiun-stasiun suara berdenyut dari ionosfer penerimaan sinyal berdenyut yang sebagian dipantulkan dari daerah terendah ionosfer (stasiun refleksi parsial). Penggunaan instalasi pulsa yang kuat dalam rentang panjang gelombang meter dan desimeter dengan penggunaan antena yang memungkinkan konsentrasi energi radiasi yang tinggi memungkinkan untuk mengamati sinyal yang tersebar oleh ionosfer pada berbagai ketinggian. Studi tentang fitur spektrum sinyal-sinyal ini, tersebar secara tidak koheren oleh elektron dan ion plasma ionosfer (untuk ini, stasiun hamburan gelombang radio yang tidak koheren digunakan) memungkinkan untuk menentukan konsentrasi elektron dan ion, setaranya suhu di berbagai ketinggian hingga ketinggian beberapa ribu kilometer. Ternyata ionosfer cukup transparan untuk frekuensi yang digunakan.
Konsentrasi muatan listrik (kerapatan elektron sama dengan ion satu) di ionosfer bumi pada ketinggian 300 km adalah sekitar 106 cm–3 pada siang hari. Plasma dengan kepadatan ini memantulkan gelombang radio yang lebih panjang dari 20 m, sementara memancarkan gelombang yang lebih pendek.
Distribusi vertikal kerapatan elektron di ionosfer untuk kondisi siang dan malam.
Perambatan gelombang radio di ionosfer.
Penerimaan yang stabil dari stasiun penyiaran jarak jauh tergantung pada frekuensi yang digunakan, serta pada waktu hari, musim dan, di samping itu, pada aktivitas matahari. Aktivitas matahari secara signifikan mempengaruhi keadaan ionosfer. Gelombang radio yang dipancarkan oleh stasiun bumi merambat dalam garis lurus, seperti semua jenis gelombang elektromagnetik. Namun, harus diperhitungkan bahwa baik permukaan Bumi maupun lapisan atmosfernya yang terionisasi berfungsi seolah-olah pelat kapasitor besar, yang bertindak seperti cermin pada cahaya. Tercermin dari mereka, gelombang radio dapat melakukan perjalanan ribuan kilometer, membungkuk di seluruh dunia dalam lompatan besar ratusan dan ribuan kilometer, mencerminkan bergantian dari lapisan gas terionisasi dan dari permukaan bumi atau air.
Pada 20-an abad terakhir, diyakini bahwa gelombang radio yang lebih pendek dari 200 m umumnya tidak cocok untuk komunikasi jarak jauh karena daya serap yang kuat. Eksperimen pertama pada penerimaan gelombang pendek jarak jauh melintasi Atlantik antara Eropa dan Amerika dilakukan oleh fisikawan Inggris Oliver Heaviside dan insinyur listrik Amerika Arthur Kennelly. Secara independen satu sama lain, mereka menyarankan bahwa di suatu tempat di sekitar Bumi ada lapisan atmosfer terionisasi yang dapat memantulkan gelombang radio. Itu disebut lapisan Heaviside - Kennelly, dan kemudian - ionosfer.
Menurut konsep modern, ionosfer terdiri dari elektron bebas bermuatan negatif dan ion bermuatan positif, terutama oksigen molekuler O + dan oksida nitrat NO + . Ion dan elektron terbentuk sebagai hasil disosiasi molekul dan ionisasi atom gas netral oleh sinar-X matahari dan radiasi ultraviolet. Untuk mengionisasi atom, perlu untuk menginformasikannya tentang energi ionisasi, yang sumber utamanya untuk ionosfer adalah ultraviolet, sinar-X, dan radiasi sel Matahari.
Selama kulit gas Bumi diterangi oleh Matahari, semakin banyak elektron yang terus terbentuk di dalamnya, tetapi pada saat yang sama, beberapa elektron, bertabrakan dengan ion, bergabung kembali, lagi-lagi membentuk partikel netral. Setelah matahari terbenam, produksi elektron baru hampir berhenti, dan jumlah elektron bebas mulai berkurang. Semakin banyak elektron bebas di ionosfer, semakin baik gelombang frekuensi tinggi yang dipantulkan darinya. Dengan penurunan konsentrasi elektron, perjalanan gelombang radio hanya dimungkinkan dalam rentang frekuensi rendah. Itulah sebabnya pada malam hari, sebagai suatu peraturan, dimungkinkan untuk menerima stasiun yang jauh hanya dalam kisaran 75, 49, 41 dan 31 m. Elektron didistribusikan secara tidak merata di ionosfer. Pada ketinggian 50 sampai 400 km, terdapat beberapa lapisan atau daerah yang kerapatan elektronnya meningkat. Daerah-daerah ini dengan mulus bertransisi satu sama lain dan mempengaruhi propagasi gelombang radio HF dengan cara yang berbeda. Lapisan atas ionosfer dilambangkan dengan huruf F. Berikut adalah tingkat ionisasi tertinggi (fraksi partikel bermuatan sekitar 10–4). Itu terletak di ketinggian lebih dari 150 km di atas permukaan bumi dan memainkan peran reflektif utama dalam perambatan gelombang radio frekuensi tinggi pita HF. Pada bulan-bulan musim panas, wilayah F pecah menjadi dua lapisan - F 1 dan F 2. Lapisan F1 dapat menempati ketinggian dari 200 hingga 250 km, dan lapisan F 2 tampak “mengambang” pada kisaran ketinggian 300–400 km. Biasanya berlapis F 2 terionisasi jauh lebih kuat dari lapisan F satu . lapisan malam F 1 menghilang dan berlapis F 2 tetap, perlahan-lahan kehilangan hingga 60% derajat ionisasinya. Di bawah lapisan F, pada ketinggian 90 hingga 150 km, terdapat lapisan E, yang ionisasinya terjadi di bawah pengaruh radiasi sinar-X lunak dari Matahari. Derajat ionisasi lapisan E lebih rendah daripada F, pada siang hari, penerimaan stasiun pita HF frekuensi rendah 31 dan 25 m terjadi ketika sinyal dipantulkan dari lapisan E. Biasanya ini adalah stasiun yang terletak pada jarak 1000-1500 km. Pada malam hari di lapisan E ionisasi menurun tajam, tetapi bahkan saat ini terus memainkan peran penting dalam penerimaan sinyal dari stasiun di pita 41, 49 dan 75 m.
Sangat menarik untuk menerima sinyal pita frekuensi tinggi HF 16, 13 dan 11 m yang timbul di daerah tersebut. E interlayers (awan) ionisasi sangat meningkat. Luas awan ini dapat bervariasi dari beberapa hingga ratusan kilometer persegi. Lapisan peningkatan ionisasi ini disebut lapisan sporadis. E dan dilambangkan Es. Awan Es dapat bergerak di ionosfer di bawah pengaruh angin dan mencapai kecepatan hingga 250 km/jam. Di musim panas, di garis lintang tengah pada siang hari, asal gelombang radio karena awan Es terjadi 15-20 hari per bulan. Dekat khatulistiwa, itu hampir selalu ada, dan di lintang tinggi biasanya muncul di malam hari. Kadang-kadang, pada tahun-tahun aktivitas matahari rendah, ketika tidak ada jalur ke pita frekuensi tinggi HF, stasiun jauh tiba-tiba muncul dengan kenyaringan yang baik pada pita 16, 13 dan 11 m, yang sinyalnya berulang kali dipantulkan dari Es.
Wilayah terendah dari ionosfer adalah wilayah D terletak di ketinggian antara 50 dan 90 km. Ada relatif sedikit elektron bebas di sini. Dari daerah D gelombang panjang dan menengah dipantulkan dengan baik, dan sinyal stasiun HF frekuensi rendah diserap dengan kuat. Setelah matahari terbenam, ionisasi menghilang dengan sangat cepat dan menjadi mungkin untuk menerima stasiun yang jauh dalam kisaran 41, 49 dan 75 m, yang sinyalnya dipantulkan dari lapisan. F 2 dan E. Lapisan ionosfer yang terpisah memainkan peran penting dalam perambatan sinyal radio HF. Dampak pada gelombang radio terutama karena adanya elektron bebas di ionosfer, meskipun mekanisme propagasi gelombang radio dikaitkan dengan keberadaan ion besar. Yang terakhir ini juga menarik dalam studi sifat kimia atmosfer, karena mereka lebih aktif daripada atom dan molekul netral. Reaksi kimia yang terjadi di ionosfer memainkan peran penting dalam keseimbangan energi dan listriknya.
ionosfer biasa. Pengamatan yang dilakukan dengan bantuan roket geofisika dan satelit telah memberikan banyak informasi baru, menunjukkan bahwa ionisasi atmosfer terjadi di bawah pengaruh radiasi matahari spektrum luas. Bagian utamanya (lebih dari 90%) terkonsentrasi di bagian spektrum yang terlihat. Radiasi ultraviolet dengan panjang gelombang yang lebih pendek dan lebih banyak energi daripada sinar violet dipancarkan oleh hidrogen di bagian dalam atmosfer Matahari (kromosfer), dan radiasi sinar-X, yang bahkan memiliki energi lebih tinggi, dipancarkan oleh gas-gas di bagian luar Matahari. cangkang (korona).
Keadaan normal (rata-rata) ionosfer disebabkan oleh radiasi kuat yang konstan. Perubahan reguler terjadi di ionosfer normal di bawah pengaruh rotasi harian Bumi dan perbedaan musiman dalam sudut datangnya sinar matahari pada siang hari, tetapi perubahan tak terduga dan tiba-tiba dalam keadaan ionosfer juga terjadi.
Gangguan di ionosfer
Seperti diketahui, manifestasi aktivitas berulang yang kuat secara siklis terjadi di Matahari, yang mencapai maksimum setiap 11 tahun. Pengamatan di bawah program Tahun Geofisika Internasional (IGY) bertepatan dengan periode aktivitas matahari tertinggi untuk seluruh periode pengamatan meteorologi sistematis, yaitu. dari awal abad ke-18. Selama periode aktivitas tinggi, kecerahan beberapa area di Matahari meningkat beberapa kali, dan kekuatan radiasi ultraviolet dan sinar-X meningkat tajam. Fenomena seperti itu disebut semburan matahari. Mereka berlangsung dari beberapa menit hingga satu atau dua jam. Selama suar, plasma matahari meletus (terutama proton dan elektron), dan partikel elementer bergegas ke luar angkasa. Radiasi elektromagnetik dan sel-sel Matahari pada saat-saat semburan seperti itu memiliki efek yang kuat pada atmosfer Bumi.
Reaksi awal dicatat 8 menit setelah kilatan, ketika radiasi ultraviolet dan sinar-X yang intens mencapai Bumi. Akibatnya, ionisasi meningkat tajam; sinar-x menembus atmosfer hingga batas bawah ionosfer; jumlah elektron di lapisan ini meningkat sedemikian rupa sehingga sinyal radio hampir sepenuhnya diserap ("padam"). Penyerapan radiasi tambahan menyebabkan pemanasan gas, yang berkontribusi pada perkembangan angin. Gas terionisasi merupakan penghantar listrik, dan ketika bergerak dalam medan magnet bumi, muncul efek dinamo dan terjadi arus listrik. Arus seperti itu, pada gilirannya, dapat menyebabkan gangguan medan magnet yang nyata dan memanifestasikan dirinya dalam bentuk badai magnet.
Struktur dan dinamika atmosfer bagian atas pada dasarnya ditentukan oleh proses termodinamika nonequilibrium yang terkait dengan ionisasi dan disosiasi oleh radiasi matahari, proses kimia, eksitasi molekul dan atom, penonaktifannya, tumbukan, dan proses dasar lainnya. Dalam hal ini, tingkat nonequilibrium meningkat dengan tinggi sebagai kepadatan menurun. Hingga ketinggian 500–1000 km, dan seringkali bahkan lebih tinggi, tingkat ketidakseimbangan untuk banyak karakteristik atmosfer atas cukup kecil, yang memungkinkan seseorang untuk menggunakan hidrodinamika klasik dan hidromagnetik dengan memungkinkan reaksi kimia untuk menggambarkannya.
Eksosfer adalah lapisan luar atmosfer bumi, mulai dari ketinggian beberapa ratus kilometer, dari mana atom hidrogen yang ringan dan bergerak cepat dapat melarikan diri ke luar angkasa.
Edward Kononovich
Literatur:
Pudovkin M.I. Dasar-dasar fisika matahari. Sankt Peterburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomi hari ini. Prentice Hall Inc. Sungai Pelana Atas, 2002
Materi online: http://ciencia.nasa.gov/
Atmosfer memanjang ke atas hingga ratusan kilometer. Batas atasnya, pada ketinggian sekitar 2000-3000 km, sampai batas tertentu bersyarat, karena gas-gas yang membentuknya, secara bertahap dijernihkan, masuk ke ruang dunia. Komposisi kimia atmosfer, tekanan, kerapatan, suhu, dan sifat fisik lainnya berubah dengan ketinggian. Seperti disebutkan sebelumnya, komposisi kimia udara hingga ketinggian 100 km tidak berubah secara signifikan. Agak lebih tinggi, atmosfer juga terutama terdiri dari nitrogen dan oksigen. Tetapi pada ketinggian 100-110 km, Di bawah pengaruh radiasi ultraviolet dari matahari, molekul oksigen terpecah menjadi atom dan oksigen atom muncul. Di atas 110-120 km hampir semua oksigen menjadi atom. Diasumsikan bahwa di atas 400-500 km gas yang membentuk atmosfer juga dalam keadaan atom.
Tekanan dan densitas udara menurun dengan cepat seiring dengan ketinggian. Meskipun atmosfer memanjang ke atas sejauh ratusan kilometer, sebagian besar terletak di lapisan yang agak tipis yang berdekatan dengan permukaan bumi di bagian terendah. Jadi, di lapisan antara permukaan laut dan ketinggian 5-6 km setengah dari massa atmosfer terkonsentrasi di lapisan 0-16 km-90%, dan di lapisan 0-30 km- 99%. Penurunan cepat yang sama dalam massa udara terjadi di atas 30 km. Jika berat 1 m 3 udara di permukaan bumi adalah 1033 g, maka pada ketinggian 20 km itu sama dengan 43 g, dan pada ketinggian 40 km hanya 4 tahun
Pada ketinggian 300-400 km dan di atasnya, udara sangat jarang sehingga pada siang hari kerapatannya berubah berkali-kali. Penelitian telah menunjukkan bahwa perubahan kepadatan ini terkait dengan posisi Matahari. Kepadatan udara tertinggi terjadi pada siang hari, terendah pada malam hari. Ini sebagian dijelaskan oleh fakta bahwa lapisan atas atmosfer bereaksi terhadap perubahan radiasi elektromagnetik Matahari.
Perubahan suhu udara dengan ketinggian juga tidak merata. Menurut sifat perubahan suhu dengan ketinggian, atmosfer dibagi menjadi beberapa bidang, di antaranya ada lapisan transisi, yang disebut jeda, di mana suhu berubah sedikit dengan ketinggian.
Berikut adalah nama-nama dan ciri-ciri utama dari sphere dan transisi layer.
Mari kita sajikan data dasar tentang sifat fisik bola ini.
Troposfer. Sifat fisik troposfer sangat ditentukan oleh pengaruh permukaan bumi yang merupakan batas bawahnya. Ketinggian tertinggi troposfer diamati di zona khatulistiwa dan tropis. Ini mencapai 16-18 km dan relatif sedikit tunduk pada perubahan harian dan musiman. Di atas daerah kutub dan sekitarnya, batas atas troposfer rata-rata terletak pada ketinggian 8-10 km. Di garis lintang tengah, berkisar antara 6-8 hingga 14-16 km.
Kekuatan vertikal troposfer sangat bergantung pada sifat proses atmosfer. Seringkali pada siang hari, batas atas troposfer di atas titik atau area tertentu turun atau naik beberapa kilometer. Hal ini terutama disebabkan oleh perubahan suhu udara.
Lebih dari 4/5 massa atmosfer bumi dan hampir semua uap air yang terkandung di dalamnya terkonsentrasi di troposfer. Selain itu, dari permukaan bumi sampai batas atas troposfer, suhu turun rata-rata 0,6° untuk setiap 100 m, atau 6° untuk 1 km mengangkat . Ini disebabkan oleh fakta bahwa udara di troposfer dipanaskan dan didinginkan terutama dari permukaan bumi.
Sesuai dengan masuknya energi matahari, suhu menurun dari khatulistiwa ke kutub. Dengan demikian, suhu udara rata-rata di dekat permukaan bumi di ekuator mencapai +26°, di atas daerah kutub -34°, -36° di musim dingin, dan sekitar 0° di musim panas. Jadi, perbedaan suhu antara khatulistiwa dan kutub adalah 60° di musim dingin dan hanya 26° di musim panas. Benar, suhu rendah seperti itu di Kutub Utara pada musim dingin hanya diamati di dekat permukaan bumi karena pendinginan udara di atas hamparan es.
Di musim dingin, di Antartika Tengah, suhu udara di permukaan lapisan es bahkan lebih rendah. Di stasiun Vostok pada Agustus 1960, suhu terendah di dunia tercatat -88,3°, dan paling sering di Antartika Tengah adalah -45°, -50°.
Dari ketinggian, perbedaan suhu antara khatulistiwa dan kutub berkurang. Misalnya, pada ketinggian 5 km di khatulistiwa suhu mencapai -2°, -4°, dan pada ketinggian yang sama di Arktik Tengah -37°, -39° di musim dingin dan -19°, -20° di musim panas; oleh karena itu, perbedaan suhu di musim dingin adalah 35-36°, dan di musim panas 16-17°. Di belahan bumi selatan, perbedaan ini agak lebih besar.
Energi sirkulasi atmosfer dapat ditentukan oleh kontrak suhu kutub khatulistiwa. Karena kontras suhu lebih besar di musim dingin, proses atmosfer lebih intens daripada di musim panas. Ini juga menjelaskan fakta bahwa angin barat yang berlaku di troposfer di musim dingin memiliki kecepatan lebih tinggi daripada di musim panas. Dalam hal ini, kecepatan angin, sebagai suatu peraturan, meningkat dengan ketinggian, mencapai maksimum di batas atas troposfer. Transportasi horizontal disertai dengan pergerakan udara vertikal dan pergerakan turbulen (tidak teratur). Karena naik turunnya volume udara yang besar, awan terbentuk dan menyebar, curah hujan terjadi dan berhenti. Lapisan transisi antara troposfer dan bola di atasnya adalah tropopause Di atasnya terletak stratosfer.
Stratosfir memanjang dari ketinggian 8-17 hingga 50-55 km. Itu dibuka pada awal abad kita. Dalam hal sifat fisik, stratosfer berbeda tajam dari troposfer dalam hal suhu udara di sini, sebagai suatu peraturan, naik rata-rata 1 - 2 ° per kilometer ketinggian dan di batas atas, pada ketinggian 50-55 km, bahkan menjadi positif. Peningkatan suhu di daerah ini disebabkan oleh adanya ozon (O 3) di sini, yang terbentuk di bawah pengaruh radiasi ultraviolet dari Matahari. Lapisan ozon menutupi hampir seluruh stratosfer. Stratosfer sangat miskin uap air. Tidak ada proses kekerasan pembentukan awan dan tidak ada presipitasi.
Baru-baru ini, diasumsikan bahwa stratosfer adalah lingkungan yang relatif tenang, di mana pencampuran udara tidak terjadi, seperti di troposfer. Oleh karena itu, diyakini bahwa gas-gas di stratosfer terbagi menjadi lapisan-lapisan, sesuai dengan berat jenisnya. Karenanya nama stratosfer ("stratus" - berlapis). Juga diyakini bahwa suhu di stratosfer terbentuk di bawah aksi kesetimbangan radiasi, yaitu ketika radiasi matahari yang diserap dan dipantulkan sama.
Data baru dari radiosondes dan roket meteorologi telah menunjukkan bahwa stratosfer, seperti troposfer atas, tunduk pada sirkulasi udara yang intens dengan variasi suhu dan angin yang besar. Di sini, seperti di troposfer, udara mengalami gerakan vertikal yang signifikan, gerakan turbulen dengan arus udara horizontal yang kuat. Semua ini adalah hasil dari distribusi suhu yang tidak seragam.
Lapisan transisi antara stratosfer dan lapisan di atasnya adalah stratopause. Namun, sebelum melanjutkan ke karakteristik lapisan atmosfer yang lebih tinggi, mari berkenalan dengan apa yang disebut ozonosfer, yang batas-batasnya kira-kira sesuai dengan batas stratosfer.
Ozon di atmosfer. Ozon memainkan peran penting dalam menciptakan rezim suhu dan arus udara di stratosfer. Ozon (O 3) dirasakan oleh kita setelah badai petir ketika kita menghirup udara bersih dengan aftertaste yang menyenangkan. Namun, di sini kita tidak akan berbicara tentang ozon yang terbentuk setelah badai petir, tetapi tentang ozon yang terkandung dalam lapisan 10-60. km dengan maksimum pada ketinggian 22-25 km. Ozon diproduksi oleh aksi sinar ultraviolet matahari dan, meskipun jumlah totalnya tidak signifikan, memainkan peran penting di atmosfer. Ozon memiliki kemampuan untuk menyerap radiasi ultraviolet dari matahari dan dengan demikian melindungi dunia hewan dan tumbuhan dari efek destruktifnya. Bahkan sebagian kecil dari sinar ultraviolet yang mencapai permukaan bumi membakar tubuh dengan buruk ketika seseorang terlalu suka berjemur.
Jumlah ozon tidak sama di berbagai bagian Bumi. Ada lebih banyak ozon di lintang tinggi, lebih sedikit di lintang menengah dan rendah, dan jumlah ini berubah tergantung pada perubahan musim dalam setahun. Lebih banyak ozon di musim semi, lebih sedikit di musim gugur. Selain itu, fluktuasi non-periodiknya terjadi tergantung pada sirkulasi atmosfer horizontal dan vertikal. Banyak proses atmosfer terkait erat dengan kandungan ozon, karena memiliki efek langsung pada medan suhu.
Di musim dingin, selama malam kutub, di lintang tinggi, lapisan ozon memancarkan dan mendinginkan udara. Akibatnya, di stratosfer lintang tinggi (di Kutub Utara dan Antartika) daerah dingin terbentuk di musim dingin, pusaran siklon stratosfer dengan gradien suhu dan tekanan horizontal yang besar, yang menyebabkan angin barat di atas garis lintang tengah dunia.
Di musim panas, di bawah kondisi hari kutub, di lintang tinggi, lapisan ozon menyerap panas matahari dan menghangatkan udara. Sebagai hasil dari peningkatan suhu di stratosfer lintang tinggi, daerah panas dan pusaran antisiklonik stratosfer terbentuk. Oleh karena itu, di atas garis lintang rata-rata dunia di atas 20 km di musim panas, angin timur berlaku di stratosfer.
Mesosfer. Pengamatan dengan bantuan roket meteorologi dan metode lain telah menetapkan bahwa peningkatan umum suhu yang diamati di stratosfer berakhir pada ketinggian 50-55 km. Di atas lapisan ini, suhu turun lagi dan dekat batas atas mesosfer (sekitar 80 km) mencapai -75 °, -90 °. Selanjutnya, suhu naik lagi dengan ketinggian.
Sangat menarik untuk dicatat bahwa penurunan suhu dengan ketinggian, karakteristik mesosfer, terjadi secara berbeda pada garis lintang yang berbeda dan sepanjang tahun. Di lintang rendah, penurunan suhu terjadi lebih lambat daripada di lintang tinggi: gradien suhu vertikal rata-rata untuk mesosfer adalah, masing-masing, 0,23° - 0,31° per 100 m atau 2,3°-3,1° per 1 km. Di musim panas itu jauh lebih besar daripada di musim dingin. Seperti yang ditunjukkan oleh penelitian terbaru di lintang tinggi, suhu di batas atas mesosfer di musim panas beberapa puluh derajat lebih rendah daripada di musim dingin. Di mesosfer atas pada ketinggian sekitar 80 km di lapisan mesopause, penurunan suhu dengan ketinggian berhenti dan peningkatannya dimulai. Di sini, di bawah lapisan inversi saat senja atau sebelum matahari terbit dalam cuaca cerah, awan tipis yang cemerlang diamati, diterangi oleh matahari di bawah cakrawala. Terhadap latar belakang gelap langit, mereka bersinar dengan cahaya biru keperakan. Oleh karena itu, awan ini disebut keperakan.
Sifat awan noctilucent belum dipahami dengan baik. Untuk waktu yang lama diyakini bahwa mereka terdiri dari debu vulkanik. Namun, tidak adanya karakteristik fenomena optik dari awan vulkanik nyata menyebabkan penolakan hipotesis ini. Kemudian disarankan bahwa awan noctilucent terdiri dari debu kosmik. Dalam beberapa tahun terakhir, hipotesis telah diajukan bahwa awan ini terdiri dari kristal es, seperti awan cirrus biasa. Tingkat lokasi awan noctilucent ditentukan oleh lapisan penundaan karena inversi suhu selama transisi dari mesosfer ke termosfer pada ketinggian sekitar 80 km. Karena suhu di lapisan subinversi mencapai -80 °C dan lebih rendah, kondisi yang paling menguntungkan diciptakan di sini untuk kondensasi uap air, yang masuk ke sini dari stratosfer sebagai akibat dari gerakan vertikal atau difusi turbulen. Awan noctilucent biasanya diamati di musim panas, kadang-kadang dalam jumlah yang sangat besar dan selama beberapa bulan.
Pengamatan awan noctilucent telah menetapkan bahwa di musim panas pada tingkat mereka angin sangat bervariasi. Kecepatan angin sangat bervariasi: dari 50-100 hingga beberapa ratus kilometer per jam.
Suhu di ketinggian. Sebuah representasi visual dari sifat distribusi suhu dengan ketinggian, antara permukaan bumi dan ketinggian 90-100 km, di musim dingin dan musim panas di belahan bumi utara, diberikan pada Gambar 5. Permukaan yang memisahkan bola digambarkan di sini dengan huruf tebal garis putus-putus. Di bagian paling bawah, troposfer menonjol dengan baik, dengan karakteristik penurunan suhu dengan ketinggian. Di atas tropopause, di stratosfer, sebaliknya, suhu meningkat dengan ketinggian secara umum dan pada ketinggian 50-55 km mencapai + 10°, -10°. Mari kita perhatikan detail penting. Di musim dingin, di stratosfer lintang tinggi, suhu di atas tropopause turun dari -60 menjadi -75 ° dan hanya di atas 30 km naik lagi ke -15°. Di musim panas, mulai dari tropopause, suhu meningkat dengan ketinggian dan 50 km mencapai + 10°. Di atas stratopause, suhu mulai menurun lagi dengan ketinggian, dan pada tingkat 80 km itu tidak melebihi -70 °, -90 °.
Dari gambar 5 berikut bahwa pada lapisan 10-40 km suhu udara di musim dingin dan musim panas di lintang tinggi sangat berbeda. Di musim dingin, saat malam kutub, suhu di sini mencapai -60 °, -75 °, dan di musim panas minimal -45 ° dekat tropopause. Di atas tropopause, suhu meningkat dan pada ketinggian 30-35 km hanya -30 °, -20 °, yang disebabkan oleh pemanasan udara di lapisan ozon selama hari kutub. Hal ini juga mengikuti dari gambar bahwa bahkan dalam satu musim dan pada tingkat yang sama, suhu tidak sama. Perbedaannya antara garis lintang yang berbeda melebihi 20-30°. Dalam hal ini, ketidakhomogenan sangat signifikan pada lapisan suhu rendah (18-30 km) dan di lapisan suhu maksimum (50-60 km) di stratosfer, serta di lapisan suhu rendah di mesosfer atas (75-85km).
Suhu rata-rata yang ditunjukkan pada Gambar 5 berasal dari pengamatan di belahan bumi utara, tetapi menurut informasi yang tersedia, mereka juga dapat dikaitkan dengan belahan bumi selatan. Beberapa perbedaan ada terutama di lintang tinggi. Di atas Antartika pada musim dingin, suhu udara di troposfer dan stratosfer bawah terasa lebih rendah daripada di atas Kutub Utara Tengah.
Angin di tempat tinggi. Distribusi suhu musiman menentukan sistem arus udara yang agak rumit di stratosfer dan mesosfer.
Gambar 6 menunjukkan bagian vertikal dari medan angin di atmosfer antara permukaan bumi dan ketinggian 90 km musim dingin dan musim panas di belahan bumi utara. Isolin menunjukkan kecepatan rata-rata angin yang berlaku (dalam MS). Dari gambar terlihat bahwa rezim angin di musim dingin dan musim panas di stratosfer sangat berbeda. Di musim dingin, baik di troposfer maupun di stratosfer, angin barat berlaku dengan kecepatan maksimum sama dengan sekitar
100 MS pada ketinggian 60-65 km. Di musim panas, angin barat hanya berlaku hingga ketinggian 18-20 km. Lebih tinggi mereka menjadi timur, dengan kecepatan maksimum hingga 70 MS pada ketinggian 55-60km.
Di musim panas, di atas mesosfer, angin menjadi barat, dan di musim dingin, angin menjadi timur.
Termosfer. Di atas mesosfer adalah termosfer, yang ditandai dengan peningkatan suhu dengan tinggi. Menurut data yang diperoleh, terutama dengan bantuan roket, ditemukan bahwa di termosfer sudah berada di level 150 km suhu udara mencapai 220-240 °, dan pada level 200 km lebih dari 500 °. Di atas, suhu terus naik dan pada level 500-600 km melebihi 1500 °. Berdasarkan data yang diperoleh selama peluncuran satelit Bumi buatan, ditemukan bahwa di termosfer atas suhunya mencapai sekitar 2000° dan berfluktuasi secara signifikan pada siang hari. Timbul pertanyaan bagaimana menjelaskan suhu setinggi itu di lapisan atmosfer yang tinggi. Ingatlah bahwa suhu gas adalah ukuran kecepatan rata-rata molekul. Di bagian atmosfer yang lebih rendah dan terpadat, molekul-molekul gas yang membentuk udara sering bertabrakan satu sama lain ketika bergerak dan langsung mentransfer energi kinetik satu sama lain. Oleh karena itu, energi kinetik dalam medium padat rata-rata sama. Pada lapisan tinggi, di mana kerapatan udara sangat rendah, tumbukan antar molekul yang terletak pada jarak yang jauh lebih jarang terjadi. Ketika energi diserap, kecepatan molekul dalam interval antara tumbukan sangat berubah; Selain itu, molekul gas yang lebih ringan bergerak dengan kecepatan lebih tinggi daripada molekul gas berat. Akibatnya, suhu gas bisa berbeda.
Dalam gas yang dimurnikan, ada relatif sedikit molekul dengan ukuran yang sangat kecil (gas ringan). Jika mereka bergerak dengan kecepatan tinggi, maka suhu dalam volume udara tertentu akan tinggi. Di termosfer, setiap sentimeter kubik udara mengandung puluhan dan ratusan ribu molekul berbagai gas, sedangkan di permukaan bumi ada sekitar seratus juta miliar di antaranya. Oleh karena itu, suhu yang terlalu tinggi di lapisan atmosfer yang tinggi, yang menunjukkan kecepatan pergerakan molekul dalam medium yang sangat tipis ini, tidak dapat menyebabkan sedikit pun pemanasan pada tubuh yang terletak di sini. Sama seperti seseorang tidak merasakan panas saat menyilaukan lampu listrik, meskipun filamen dalam media yang dijernihkan langsung memanas hingga beberapa ribu derajat.
Di termosfer bawah dan mesosfer, bagian utama hujan meteor habis terbakar sebelum mencapai permukaan bumi.
Informasi yang tersedia tentang lapisan atmosfer di atas 60-80 km masih belum cukup untuk kesimpulan akhir tentang struktur, rezim dan proses yang berkembang di dalamnya. Namun, diketahui bahwa di mesosfer atas dan termosfer bawah, rezim suhu dibuat sebagai hasil dari transformasi oksigen molekuler (O 2) menjadi oksigen atom (O), yang terjadi di bawah aksi radiasi matahari ultraviolet. Di termosfer, rezim suhu sangat dipengaruhi oleh sel darah, sinar-X, dan radiasi. radiasi ultraviolet dari matahari. Di sini, bahkan pada siang hari, terjadi perubahan suhu dan angin yang tajam.
Ionisasi atmosfer. Fitur paling menarik dari atmosfer di atas 60-80 km apakah dia? ionisasi, yaitu, proses pembentukan sejumlah besar partikel bermuatan listrik - ion. Karena ionisasi gas adalah karakteristik dari termosfer bawah, ia juga disebut ionosfer.
Gas-gas di ionosfer sebagian besar dalam keadaan atom. Di bawah pengaruh radiasi ultraviolet dan sel-sel Matahari, yang memiliki energi tinggi, proses pemisahan elektron dari atom netral dan molekul udara terjadi. Atom dan molekul seperti itu, setelah kehilangan satu atau lebih elektron, menjadi bermuatan positif, dan elektron bebas dapat menempel kembali ke atom atau molekul netral dan memberi mereka muatan negatif. Atom dan molekul bermuatan positif dan negatif ini disebut ion, dan gas terionisasi, yaitu, setelah menerima muatan listrik. Pada konsentrasi ion yang lebih tinggi, gas menjadi konduktif secara elektrik.
Proses ionisasi paling intensif terjadi pada lapisan tebal yang dibatasi oleh ketinggian 60-80 dan 220-400 km. Di lapisan ini, ada kondisi optimal untuk ionisasi. Di sini, kerapatan udara terasa lebih tinggi daripada di atmosfer atas, dan masuknya radiasi ultraviolet dan sel-sel dari Matahari cukup untuk proses ionisasi.
Penemuan ionosfer adalah salah satu pencapaian ilmu pengetahuan yang paling penting dan cemerlang. Bagaimanapun, ciri khas ionosfer adalah pengaruhnya terhadap perambatan gelombang radio. Di lapisan terionisasi, gelombang radio dipantulkan, dan oleh karena itu komunikasi radio jarak jauh menjadi mungkin. Atom-ion bermuatan memantulkan gelombang radio pendek, dan mereka kembali lagi ke permukaan bumi, tetapi sudah pada jarak yang cukup jauh dari tempat transmisi radio. Jelas, gelombang radio pendek membuat jalur ini beberapa kali, dan dengan demikian komunikasi radio jarak jauh dipastikan. Jika bukan karena ionosfer, maka untuk transmisi sinyal stasiun radio jarak jauh perlu dibangun jalur relai radio yang mahal.
Namun, diketahui bahwa terkadang komunikasi radio gelombang pendek terganggu. Ini terjadi sebagai akibat dari suar kromosfer di Matahari, yang menyebabkan radiasi ultraviolet Matahari meningkat tajam, yang menyebabkan gangguan kuat pada ionosfer dan medan magnet Bumi - badai magnet. Selama badai magnet, komunikasi radio terganggu, karena pergerakan partikel bermuatan tergantung pada medan magnet. Selama badai magnetik, ionosfer memantulkan gelombang radio lebih buruk atau meneruskannya ke luar angkasa. Terutama dengan perubahan aktivitas matahari, disertai dengan peningkatan radiasi ultraviolet, kerapatan elektron ionosfer dan penyerapan gelombang radio di siang hari meningkat, yang menyebabkan gangguan komunikasi radio gelombang pendek.
Menurut penelitian baru, dalam lapisan terionisasi yang kuat ada zona di mana konsentrasi elektron bebas mencapai konsentrasi yang sedikit lebih tinggi daripada di lapisan tetangga. Empat zona seperti itu diketahui, yang terletak di ketinggian sekitar 60-80, 100-120, 180-200 dan 300-400 km dan ditandai dengan huruf D, E, F 1 dan F 2 . Dengan meningkatnya radiasi dari Matahari, partikel bermuatan (sel darah) di bawah pengaruh medan magnet bumi dibelokkan menuju garis lintang tinggi. Saat memasuki atmosfer, sel darah mengintensifkan ionisasi gas sedemikian rupa sehingga cahayanya dimulai. Begini caranya aurora- dalam bentuk busur multi-warna yang indah yang menyala di langit malam, terutama di garis lintang tinggi Bumi. Aurora disertai dengan badai magnet yang kuat. Dalam kasus seperti itu, aurora menjadi terlihat di garis lintang tengah, dan dalam kasus yang jarang terjadi bahkan di zona tropis. Jadi, misalnya, aurora intens yang diamati pada 21-22 Januari 1957, terlihat di hampir semua wilayah selatan negara kita.
Dengan memotret aurora dari dua titik yang terletak pada jarak beberapa puluh kilometer, ketinggian aurora ditentukan dengan sangat akurat. Aurora biasanya berada di ketinggian sekitar 100 . km, seringkali mereka ditemukan pada ketinggian beberapa ratus kilometer, dan terkadang pada ketinggian sekitar 1000 km. Meskipun sifat aurora telah dijelaskan, masih banyak masalah yang belum terselesaikan terkait dengan fenomena ini. Alasan keragaman bentuk aurora masih belum diketahui.
Menurut satelit Soviet ketiga, antara ketinggian 200 dan 1000 km pada siang hari, ion positif dari oksigen molekuler split, yaitu oksigen atom (O), mendominasi. Ilmuwan Soviet sedang mempelajari ionosfer dengan bantuan satelit buatan seri Kosmos. Ilmuwan Amerika juga mempelajari ionosfer dengan bantuan satelit.
Permukaan yang memisahkan termosfer dari eksosfer berfluktuasi tergantung pada perubahan aktivitas matahari dan faktor lainnya. Secara vertikal, fluktuasi ini mencapai 100-200 km dan banyak lagi.
Eksosfer (bola hamburan) - bagian paling atas dari atmosfer, terletak di atas 800 km. Dia sedikit dipelajari. Menurut data pengamatan dan perhitungan teoretis, suhu di eksosfer meningkat dengan ketinggian yang diperkirakan mencapai 2000°. Berbeda dengan ionosfer yang lebih rendah, gas di eksosfer sangat langka sehingga partikelnya, yang bergerak dengan kecepatan tinggi, hampir tidak pernah bertemu satu sama lain.
Sampai baru-baru ini, diasumsikan bahwa batas kondisional atmosfer terletak pada ketinggian sekitar 1000 . km. Namun, berdasarkan perlambatan satelit Bumi buatan, telah ditetapkan bahwa pada ketinggian 700-800 km dalam 1 cm 3 mengandung hingga 160 ribu ion positif atom oksigen dan nitrogen. Ini memberikan alasan untuk berasumsi bahwa lapisan atmosfer yang bermuatan meluas ke ruang angkasa untuk jarak yang jauh lebih besar.
Pada suhu tinggi, pada batas kondisi atmosfer, kecepatan partikel gas mencapai sekitar 12 km/s Pada kecepatan ini, gas secara bertahap meninggalkan wilayah gravitasi bumi ke ruang antarplanet. Ini sudah berlangsung lama. Misalnya, partikel hidrogen dan helium dipindahkan ke ruang antarplanet selama beberapa tahun.
Dalam studi tentang lapisan atmosfer yang tinggi, data yang kaya diperoleh baik dari satelit seri Kosmos dan Elektron, dan roket geofisika dan stasiun ruang angkasa Mars-1, Luna-4, dll. Pengamatan langsung terhadap astronot juga berharga. Jadi, menurut foto yang diambil di luar angkasa oleh V. Nikolaeva-Tereshkova, ditemukan bahwa pada ketinggian 19 km ada lapisan debu dari bumi. Ini juga dikonfirmasi oleh data yang diperoleh awak pesawat ruang angkasa Voskhod. Rupanya, ada hubungan erat antara lapisan debu dan apa yang disebut awan mutiara, kadang-kadang diamati pada ketinggian sekitar 20-30km.
Mulai dari atmosfer hingga luar angkasa. Asumsi sebelumnya bahwa di luar atmosfer bumi, di antarplanet
ruang, gas sangat langka dan konsentrasi partikel tidak melebihi beberapa unit dalam 1 cm3, tidak dibenarkan. Penelitian telah menunjukkan bahwa ruang dekat Bumi dipenuhi dengan partikel bermuatan. Atas dasar ini, sebuah hipotesis diajukan tentang keberadaan zona di sekitar Bumi dengan kandungan partikel bermuatan yang meningkat secara signifikan, mis. sabuk radiasi- internal dan eksternal. Data baru membantu memperjelas. Ternyata ada juga partikel bermuatan antara sabuk radiasi dalam dan luar. Jumlahnya bervariasi tergantung pada aktivitas geomagnetik dan matahari. Jadi, menurut asumsi baru, alih-alih sabuk radiasi, ada zona radiasi tanpa batas yang jelas. Batas zona radiasi berubah tergantung pada aktivitas matahari. Dengan intensifikasinya, yaitu, ketika bintik-bintik dan semburan gas muncul di Matahari, terlontar lebih dari ratusan ribu kilometer, aliran partikel kosmik meningkat, yang memberi makan zona radiasi Bumi.
Zona radiasi berbahaya bagi orang yang terbang dengan pesawat ruang angkasa. Oleh karena itu, sebelum penerbangan ke luar angkasa, keadaan dan posisi zona radiasi ditentukan, dan orbit pesawat ruang angkasa dipilih sedemikian rupa sehingga melewati di luar daerah peningkatan radiasi. Namun, lapisan atmosfer yang tinggi, serta ruang angkasa yang dekat dengan Bumi, belum cukup dipelajari.
Dalam studi tentang lapisan atmosfer yang tinggi dan ruang dekat Bumi, data kaya yang diperoleh dari satelit seri Kosmos dan stasiun ruang angkasa digunakan.
Lapisan atmosfer yang tinggi adalah yang paling sedikit dipelajari. Namun, metode modern mempelajarinya memungkinkan kita untuk berharap bahwa di tahun-tahun mendatang seseorang akan mengetahui banyak detail struktur atmosfer di bagian bawah tempat ia tinggal.
Sebagai kesimpulan, kami menyajikan bagian vertikal skema atmosfer (Gbr. 7). Di sini, ketinggian dalam kilometer dan tekanan udara dalam milimeter diplot secara vertikal, dan suhu diplot secara horizontal. Kurva padat menunjukkan perubahan suhu udara dengan ketinggian. Pada ketinggian yang sesuai, fenomena paling penting yang diamati di atmosfer, serta ketinggian maksimum yang dicapai oleh radiosonde dan cara lain untuk membunyikan atmosfer, dicatat.
Batas atasnya berada pada ketinggian 8-10 km di kutub, 10-12 km di daerah beriklim sedang, dan 16-18 km di garis lintang tropis; lebih rendah di musim dingin daripada di musim panas. Lapisan utama atmosfer yang lebih rendah. Ini mengandung lebih dari 80% dari total massa udara atmosfer dan sekitar 90% dari semua uap air yang ada di atmosfer. Turbulensi dan konveksi sangat berkembang di troposfer, awan muncul, siklon dan antisiklon berkembang. Suhu menurun dengan ketinggian dengan gradien vertikal rata-rata 0,65 °/100 m
Untuk "kondisi normal" di permukaan bumi diambil: massa jenis 1,2 kg/m3, tekanan barometrik 101,35 kPa, suhu ditambah 20 °C dan kelembaban relatif 50%. Indikator bersyarat ini memiliki nilai rekayasa murni.
Stratosfir
Lapisan atmosfer terletak pada ketinggian 11 sampai 50 km. Sedikit perubahan suhu pada lapisan 11-25 km (lapisan bawah stratosfer) dan peningkatannya pada lapisan 25-40 km dari 56,5 menjadi 0,8 ° (stratosfer atas atau wilayah inversi) adalah karakteristiknya. Setelah mencapai nilai sekitar 273 K (hampir 0 ° C) pada ketinggian sekitar 40 km, suhu tetap konstan hingga ketinggian sekitar 55 km. Daerah bersuhu konstan ini disebut stratopause dan merupakan batas antara stratosfer dan mesosfer.
Stratopause
Lapisan batas atmosfer antara stratosfer dan mesosfer. Ada maksimum dalam distribusi suhu vertikal (sekitar 0 °C).
Mesosfer
mesopause
Lapisan peralihan antara mesosfer dan termosfer. Ada minimum dalam distribusi suhu vertikal (sekitar -90 °C).
Garis Karman
Ketinggian di atas permukaan laut, yang secara konvensional diterima sebagai batas antara atmosfer bumi dan ruang angkasa.
Termosfer
Batas atas sekitar 800 km. Suhu naik ke ketinggian 200-300 km, di mana ia mencapai nilai urutan 1500 K, setelah itu tetap hampir konstan hingga ketinggian tinggi. Di bawah pengaruh ultraviolet dan radiasi sinar matahari dan radiasi kosmik, udara terionisasi ("lampu kutub") - wilayah utama ionosfer terletak di dalam termosfer. Pada ketinggian di atas 300 km, oksigen atom mendominasi.
Eksosfer (bola hamburan)
Hingga ketinggian 100 km, atmosfer adalah campuran gas yang homogen dan tercampur dengan baik. Di lapisan yang lebih tinggi, distribusi gas di ketinggian tergantung pada massa molekulnya, konsentrasi gas yang lebih berat berkurang lebih cepat dengan jarak dari permukaan bumi. Karena penurunan densitas gas, suhu turun dari 0 °C di stratosfer menjadi -110 °C di mesosfer. Namun, energi kinetik partikel individu pada ketinggian 200–250 km sesuai dengan suhu ~1500 °C. Di atas 200 km, fluktuasi suhu dan kerapatan gas yang signifikan diamati dalam ruang dan waktu.
Pada ketinggian sekitar 2000-3000 km, eksosfer secara bertahap melewati apa yang disebut dekat ruang hampa udara, yang diisi dengan partikel gas antarplanet yang sangat jarang, terutama atom hidrogen. Tapi gas ini hanya bagian dari materi antarplanet. Bagian lainnya terdiri dari partikel seperti debu yang berasal dari komet dan meteorik. Selain partikel seperti debu yang sangat langka, radiasi elektromagnetik dan sel-sel yang berasal dari matahari dan galaksi menembus ke dalam ruang ini.
Troposfer menyumbang sekitar 80% dari massa atmosfer, stratosfer menyumbang sekitar 20%; massa mesosfer tidak lebih dari 0,3%, termosfer kurang dari 0,05% dari total massa atmosfer. Berdasarkan sifat kelistrikan di atmosfer, neutrosfer dan ionosfer dibedakan. Saat ini diyakini bahwa atmosfer meluas ke ketinggian 2000-3000 km.
Tergantung pada komposisi gas di atmosfer, mereka memancarkan homosfer dan heterosfer. heterosfer- ini adalah area di mana gravitasi mempengaruhi pemisahan gas, karena pencampurannya pada ketinggian seperti itu dapat diabaikan. Oleh karena itu mengikuti komposisi variabel dari heterosfer. Di bawahnya terletak bagian atmosfer yang tercampur dengan baik dan homogen, yang disebut homosfer. Batas antara lapisan ini disebut turbopause, terletak di ketinggian sekitar 120 km.
Properti fisik
Ketebalan atmosfer kira-kira 2000 - 3000 km dari permukaan bumi. Massa total udara - (5.1-5.3)?10 18 kg. Massa molar udara kering bersih adalah 28,966. Tekanan pada 0 °C di permukaan laut 101,325 kPa; suhu kritis ?140,7 °C; tekanan kritis 3,7 MPa; Cp 1,0048?10? J / (kg K) (pada 0 °C), Cv 0,7159 10? J/(kg K) (pada 0 °C). Kelarutan udara dalam air pada 0° - 0,036%, pada 25°С - 0,22%.
Sifat fisiologis dan sifat atmosfer lainnya
Sudah di ketinggian 5 km di atas permukaan laut, orang yang tidak terlatih mengembangkan kelaparan oksigen dan, tanpa adaptasi, kinerja seseorang berkurang secara signifikan. Di sinilah zona fisiologis atmosfer berakhir. Pernapasan manusia menjadi tidak mungkin pada ketinggian 15 km, meskipun hingga sekitar 115 km atmosfer mengandung oksigen.
Atmosfer memberi kita oksigen yang kita butuhkan untuk bernapas. Namun, karena penurunan tekanan total atmosfer, saat seseorang naik ke ketinggian, tekanan parsial oksigen juga menurun.
Paru-paru manusia secara konstan mengandung sekitar 3 liter udara alveolus. Tekanan parsial oksigen dalam udara alveolus pada tekanan atmosfer normal adalah 110 mm Hg. Seni., tekanan karbon dioksida - 40 mm Hg. Seni., dan uap air - 47 mm Hg. Seni. Dengan meningkatnya ketinggian, tekanan oksigen turun, dan tekanan total uap air dan karbon dioksida di paru-paru hampir konstan - sekitar 87 mm Hg. Seni. Aliran oksigen ke paru-paru akan benar-benar berhenti ketika tekanan udara di sekitarnya menjadi sama dengan nilai ini.
Pada ketinggian sekitar 19-20 km, tekanan atmosfer turun menjadi 47 mm Hg. Seni. Oleh karena itu, pada ketinggian ini, air dan cairan interstisial mulai mendidih di dalam tubuh manusia. Di luar kabin bertekanan pada ketinggian ini, kematian terjadi hampir seketika. Jadi, dari sudut pandang fisiologi manusia, "ruang" sudah dimulai pada ketinggian 15-19 km.
Lapisan udara yang padat - troposfer dan stratosfer - melindungi kita dari efek radiasi yang merusak. Dengan penguraian udara yang cukup, pada ketinggian lebih dari 36 km, radiasi pengion, sinar kosmik primer, memiliki efek yang kuat pada tubuh; pada ketinggian lebih dari 40 km, bagian ultraviolet dari spektrum matahari, yang berbahaya bagi manusia, beroperasi.
Saat kita naik ke ketinggian yang lebih tinggi di atas permukaan bumi, fenomena seperti yang akrab bagi kita diamati di lapisan atmosfer yang lebih rendah, seperti propagasi suara, munculnya gaya angkat dan hambat aerodinamis, perpindahan panas secara konveksi, dll. ., secara bertahap melemah, dan kemudian benar-benar hilang.
Di lapisan udara yang dijernihkan, perambatan suara tidak mungkin dilakukan. Hingga ketinggian 60-90 km, masih dimungkinkan untuk menggunakan hambatan udara dan lift untuk penerbangan aerodinamis yang terkontrol. Tetapi mulai dari ketinggian 100-130 km, konsep nomor M dan penghalang suara yang akrab bagi setiap pilot kehilangan maknanya, melewati Garis Karman bersyarat, di mana bidang penerbangan balistik murni dimulai, yang hanya dapat dikendalikan menggunakan gaya reaktif.
Pada ketinggian di atas 100 km, atmosfer juga kehilangan properti luar biasa lainnya - kemampuan untuk menyerap, menghantarkan, dan mentransfer energi panas secara konveksi (yaitu, melalui pencampuran udara). Ini berarti bahwa berbagai elemen peralatan, peralatan stasiun ruang angkasa orbital tidak akan dapat didinginkan dari luar seperti yang biasanya dilakukan di pesawat terbang - dengan bantuan jet udara dan radiator udara. Pada ketinggian seperti itu, seperti di ruang angkasa pada umumnya, satu-satunya cara untuk mentransfer panas adalah radiasi termal.
Komposisi atmosfer
Atmosfer bumi terutama terdiri dari gas dan berbagai kotoran (debu, tetesan air, kristal es, garam laut, produk pembakaran).
Konsentrasi gas yang membentuk atmosfer hampir konstan, kecuali air (H 2 O) dan karbon dioksida (CO 2).
| Gas | Isi berdasarkan volume, % |
Isi dari berat, % |
|---|---|---|
| Nitrogen | 78,084 | 75,50 |
| Oksigen | 20,946 | 23,10 |
| Argon | 0,932 | 1,286 |
| Air | 0,5-4 | - |
| Karbon dioksida | 0,032 | 0,046 |
| Neon | 1.818×10 3 | 1.3×10 3 |
| Helium | 4.6×10 4 | 7.2×10 5 |
| metana | 1.7×10 4 | - |
| kripton | 1.14×10 4 | 2.9×10 4 |
| Hidrogen | 5×10 5 | 7.6×10 5 |
| Xenon | 8.7×10 6 | - |
| Dinitrogen oksida | 5×10 5 | 7.7×10 5 |
Selain gas-gas yang ditunjukkan dalam tabel, atmosfer mengandung SO2, NH3, CO, ozon, hidrokarbon, HCl, uap, I2, dan banyak gas lainnya dalam jumlah kecil. Di troposfer selalu ada sejumlah besar partikel padat dan cair tersuspensi (aerosol).
Sejarah terbentuknya atmosfer
Menurut teori yang paling umum, atmosfer bumi telah berada dalam empat komposisi yang berbeda dari waktu ke waktu. Awalnya, itu terdiri dari gas ringan (hidrogen dan helium) yang ditangkap dari ruang antarplanet. Ini disebut atmosfer utama(sekitar empat miliar tahun yang lalu). Pada tahap selanjutnya, aktivitas vulkanik aktif menyebabkan kejenuhan atmosfer dengan gas selain hidrogen (karbon dioksida, amonia, uap air). Begini caranya atmosfer sekunder(sekitar tiga miliar tahun sebelum zaman kita). Suasana ini memulihkan. Selanjutnya, proses pembentukan atmosfer ditentukan oleh faktor-faktor berikut:
- kebocoran gas ringan (hidrogen dan helium) ke ruang antarplanet;
- reaksi kimia yang terjadi di atmosfer di bawah pengaruh radiasi ultraviolet, pelepasan petir dan beberapa faktor lainnya.
Secara bertahap, faktor-faktor ini menyebabkan pembentukan atmosfer tersier, dicirikan oleh kandungan hidrogen yang jauh lebih rendah dan kandungan nitrogen dan karbon dioksida yang jauh lebih tinggi (terbentuk sebagai hasil reaksi kimia dari amonia dan hidrokarbon).
Nitrogen
Pembentukan N2 dalam jumlah besar disebabkan oleh oksidasi atmosfer amonia-hidrogen oleh molekul O2, yang mulai muncul dari permukaan planet sebagai hasil fotosintesis, mulai dari 3 miliar tahun yang lalu. N2 juga dilepaskan ke atmosfer sebagai akibat dari denitrifikasi nitrat dan senyawa yang mengandung nitrogen lainnya. Nitrogen dioksidasi oleh ozon menjadi NO di atmosfer bagian atas.
Nitrogen N2 masuk ke dalam reaksi hanya dalam kondisi tertentu (misalnya, selama pelepasan petir). Oksidasi molekul nitrogen oleh ozon selama pelepasan listrik digunakan dalam produksi industri pupuk nitrogen. Hal ini dapat dioksidasi dengan konsumsi energi yang rendah dan diubah menjadi bentuk biologis aktif oleh cyanobacteria (ganggang biru-hijau) dan bakteri bintil yang membentuk simbiosis rhizobium dengan kacang-kacangan, yang disebut. pupuk hijau.
Oksigen
Komposisi atmosfer mulai berubah secara radikal dengan munculnya organisme hidup di Bumi, sebagai hasil dari fotosintesis, disertai dengan pelepasan oksigen dan penyerapan karbon dioksida. Awalnya, oksigen dihabiskan untuk oksidasi senyawa tereduksi - amonia, hidrokarbon, bentuk besi dari besi yang terkandung di lautan, dll. Pada akhir tahap ini, kandungan oksigen di atmosfer mulai tumbuh. Secara bertahap, atmosfer modern dengan sifat pengoksidasi terbentuk. Karena ini menyebabkan perubahan serius dan mendadak dalam banyak proses yang terjadi di atmosfer, litosfer dan biosfer, peristiwa ini disebut Bencana Oksigen.
Karbon dioksida
Kandungan CO 2 di atmosfer tergantung pada aktivitas vulkanik dan proses kimia di kulit bumi, tetapi yang terpenting - pada intensitas biosintesis dan dekomposisi bahan organik di biosfer bumi. Hampir seluruh biomassa planet saat ini (sekitar 2,4 × 10 12 ton) terbentuk karena karbon dioksida, nitrogen, dan uap air yang terkandung di udara atmosfer. Terkubur di laut, rawa-rawa dan hutan, bahan organik berubah menjadi batu bara, minyak dan gas alam. (lihat siklus karbon geokimia)
gas mulia
Polusi udara
Baru-baru ini, manusia mulai mempengaruhi evolusi atmosfer. Hasil dari aktivitasnya adalah peningkatan signifikan yang konstan dalam kandungan karbon dioksida di atmosfer karena pembakaran bahan bakar hidrokarbon yang terakumulasi dalam zaman geologis sebelumnya. Sejumlah besar CO2 dikonsumsi selama fotosintesis dan diserap oleh lautan dunia. Gas ini masuk ke atmosfer karena dekomposisi batuan karbonat dan zat organik yang berasal dari tumbuhan dan hewan, serta karena aktivitas vulkanisme dan produksi manusia. Selama 100 tahun terakhir, kandungan CO 2 di atmosfer telah meningkat sebesar 10%, dengan bagian utama (360 miliar ton) berasal dari pembakaran bahan bakar. Jika laju pertumbuhan pembakaran bahan bakar terus berlanjut, maka dalam 50 - 60 tahun mendatang jumlah CO 2 di atmosfer akan berlipat ganda dan dapat menyebabkan perubahan iklim global.
Pembakaran bahan bakar merupakan sumber utama gas pencemar (СО,, SO 2). Sulfur dioksida dioksidasi oleh oksigen atmosfer menjadi SO3 di atmosfer bagian atas, yang selanjutnya berinteraksi dengan uap air dan amonia, dan asam sulfat yang dihasilkan (H2SO4) dan amonium sulfat ((NH4)2SO4) kembali ke permukaan bumi dalam bentuk yang disebut. hujan asam. Penggunaan mesin pembakaran internal menyebabkan polusi udara yang signifikan dengan nitrogen oksida, hidrokarbon dan senyawa timbal (tetraetil timbal Pb (CH 3 CH 2) 4)).
Pencemaran aerosol di atmosfer disebabkan baik oleh penyebab alami (letusan gunung berapi, badai debu, terbawanya tetesan air laut dan serbuk sari tanaman, dll.) maupun oleh aktivitas ekonomi manusia (penambangan bijih dan bahan bangunan, pembakaran bahan bakar, produksi semen, dll.) .). Penghapusan partikel padat secara besar-besaran ke atmosfer adalah salah satu kemungkinan penyebab perubahan iklim di planet ini.
literatur
- V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov "Biologi ruang angkasa dan kedokteran" (edisi ke-2, direvisi dan diperbesar), M.: "Prosveshchenie", 1975, 223 halaman.
- N. V. Gusakova "Kimia Lingkungan", Rostov-on-Don: Phoenix, 2004, 192 s ISBN 5-222-05386-5
- Sokolov V. A. Geokimia gas alam, M., 1971;
- McEwen M., Phillips L. Kimia Atmosfer, M., 1978;
- Wark K., Warner S., Polusi udara. Sumber dan kontrol, trans. dari bahasa Inggris, M.. 1980;
- Pemantauan pencemaran latar belakang lingkungan alam. di. 1, L., 1982.
Lihat juga
Tautan
|
atmosfer bumi |
Komposisi bumi. Udara
Udara adalah campuran mekanis dari berbagai gas yang membentuk atmosfer bumi. Udara sangat penting untuk respirasi organisme hidup dan banyak digunakan dalam industri.
Fakta bahwa udara adalah campuran, dan bukan zat homogen, dibuktikan selama eksperimen ilmuwan Skotlandia Joseph Black. Selama salah satu dari mereka, ilmuwan menemukan bahwa ketika magnesium putih (magnesium karbonat) dipanaskan, "udara terikat", yaitu karbon dioksida, dilepaskan, dan magnesium yang terbakar (magnesium oksida) terbentuk. Sebaliknya, ketika batu kapur ditembakkan, "udara terikat" dihilangkan. Berdasarkan percobaan ini, ilmuwan menyimpulkan bahwa perbedaan antara alkali karbonat dan kaustik adalah bahwa yang pertama mengandung karbon dioksida, yang merupakan salah satu komponen udara. Hari ini kita tahu bahwa selain karbon dioksida, komposisi udara bumi meliputi:
Rasio gas di atmosfer bumi yang ditunjukkan dalam tabel adalah tipikal untuk lapisan bawahnya, hingga ketinggian 120 km. Di daerah-daerah ini terletak wilayah yang tercampur dengan baik dan homogen, yang disebut homosfer. Di atas homosfer terletak heterosfer, yang dicirikan oleh dekomposisi molekul gas menjadi atom dan ion. Daerah dipisahkan satu sama lain oleh turbopause.
Reaksi kimia di mana, di bawah pengaruh radiasi matahari dan kosmik, molekul terurai menjadi atom, disebut fotodisosiasi. Selama peluruhan oksigen molekuler, oksigen atom terbentuk, yang merupakan gas utama atmosfer pada ketinggian di atas 200 km. Pada ketinggian di atas 1200 km, hidrogen dan helium, yang merupakan gas paling ringan, mulai mendominasi.
Karena sebagian besar udara terkonsentrasi di 3 lapisan atmosfer yang lebih rendah, perubahan komposisi udara pada ketinggian di atas 100 km tidak memiliki efek nyata pada komposisi atmosfer secara keseluruhan.
Nitrogen adalah gas yang paling umum, terhitung lebih dari tiga perempat volume udara bumi. Nitrogen modern dibentuk oleh oksidasi atmosfer amonia-hidrogen awal dengan oksigen molekuler, yang terbentuk selama fotosintesis. Saat ini, sejumlah kecil nitrogen memasuki atmosfer sebagai hasil denitrifikasi - proses reduksi nitrat menjadi nitrit, diikuti oleh pembentukan gas oksida dan nitrogen molekuler, yang diproduksi oleh prokariota anaerob. Beberapa nitrogen memasuki atmosfer selama letusan gunung berapi.
Di atmosfer atas, ketika terkena pelepasan listrik dengan partisipasi ozon, molekul nitrogen dioksidasi menjadi nitrogen monoksida:
N 2 + O 2 → 2NO
Dalam kondisi normal, monoksida segera bereaksi dengan oksigen untuk membentuk oksida nitrat:
2NO + O 2 → 2N 2 O
Nitrogen adalah unsur kimia terpenting di atmosfer bumi. Nitrogen adalah bagian dari protein, menyediakan nutrisi mineral untuk tanaman. Ini menentukan laju reaksi biokimia, memainkan peran sebagai pengencer oksigen.
Oksigen adalah gas paling melimpah kedua di atmosfer bumi. Pembentukan gas ini terkait dengan aktivitas fotosintesis tanaman dan bakteri. Dan semakin beragam dan banyak organisme fotosintesis, semakin signifikan proses kandungan oksigen di atmosfer. Sejumlah kecil oksigen berat dilepaskan selama degassing mantel.
Di lapisan atas troposfer dan stratosfer, di bawah pengaruh radiasi matahari ultraviolet (kami menyatakannya sebagai hν), ozon terbentuk:
O 2 + hν → 2O
Sebagai hasil dari aksi radiasi ultraviolet yang sama, ozon meluruh:
O 3 + hν → O 2 + O
O 3 + O → 2O 2
Sebagai hasil dari reaksi pertama, oksigen atom terbentuk, sebagai hasil dari oksigen molekuler kedua. Semua 4 reaksi disebut mekanisme Chapman, setelah ilmuwan Inggris Sidney Chapman yang menemukannya pada tahun 1930.
Oksigen digunakan untuk respirasi makhluk hidup. Dengan bantuannya, proses oksidasi dan pembakaran terjadi.
Ozon berfungsi untuk melindungi organisme hidup dari radiasi ultraviolet, yang menyebabkan mutasi ireversibel. Konsentrasi ozon tertinggi diamati di stratosfer bawah dalam apa yang disebut. lapisan ozon atau lapisan ozon terletak pada ketinggian 22-25 km. Kandungan ozonnya kecil: pada tekanan normal, semua ozon di atmosfer bumi hanya akan menempati lapisan setebal 2,91 mm.
Pembentukan gas paling umum ketiga di atmosfer, argon, serta neon, helium, kripton, dan xenon, dikaitkan dengan letusan gunung berapi dan peluruhan unsur radioaktif.
Secara khusus, helium adalah produk peluruhan radioaktif uranium, torium dan radium: 238 U → 234 Th + , 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + (dalam reaksi ini, - partikel adalah inti helium, yang dalam proses kehilangan energi menangkap elektron dan menjadi 4 He).
Argon terbentuk selama peluruhan isotop radioaktif kalium: 40 K → 40 Ar + .
Neon lolos dari batuan beku.
Kripton terbentuk sebagai produk akhir peluruhan uranium (235 U dan 238 U) dan thorium Th.
Sebagian besar kripton atmosfer terbentuk pada tahap awal evolusi Bumi sebagai akibat dari peluruhan elemen transuranium dengan waktu paruh yang sangat pendek atau berasal dari luar angkasa, kandungan kripton di dalamnya sepuluh juta kali lebih tinggi daripada di Bumi. .
Xenon adalah hasil fisi uranium, tetapi sebagian besar gas ini tersisa dari tahap awal pembentukan bumi, dari atmosfer utama.
Karbon dioksida memasuki atmosfer sebagai akibat dari letusan gunung berapi dan dalam proses dekomposisi bahan organik. Kandungannya di atmosfer garis lintang tengah Bumi sangat bervariasi tergantung pada musim dalam setahun: di musim dingin, jumlah CO 2 meningkat, dan di musim panas berkurang. Fluktuasi ini berhubungan dengan aktivitas tumbuhan yang menggunakan karbon dioksida dalam proses fotosintesis.
Hidrogen terbentuk sebagai hasil penguraian air oleh radiasi matahari. Tetapi, sebagai gas paling ringan yang membentuk atmosfer, ia terus-menerus keluar ke luar angkasa, dan oleh karena itu kandungannya di atmosfer sangat kecil.
Uap air merupakan hasil penguapan air dari permukaan danau, sungai, laut dan daratan.
Konsentrasi gas utama di lapisan bawah atmosfer, dengan pengecualian uap air dan karbon dioksida, adalah konstan. Dalam jumlah kecil, atmosfer mengandung sulfur oksida SO 2, amonia NH 3, karbon monoksida CO, ozon O 3, hidrogen klorida HCl, hidrogen fluorida HF, nitrogen monoksida NO, hidrokarbon, uap merkuri Hg, yodium I 2 dan banyak lainnya. Di lapisan atmosfer bawah troposfer, selalu ada sejumlah besar partikel padat dan cair tersuspensi.
Sumber materi partikulat di atmosfer bumi adalah letusan gunung berapi, serbuk sari tanaman, mikroorganisme, dan, baru-baru ini, aktivitas manusia seperti pembakaran bahan bakar fosil dalam proses manufaktur. Partikel debu terkecil yang merupakan inti kondensasi merupakan penyebab terbentuknya kabut dan awan. Tanpa partikel padat yang terus-menerus hadir di atmosfer, curah hujan tidak akan jatuh di Bumi.
