A atmosfera começou a se formar junto com a formação da Terra. No decorrer da evolução do planeta e à medida que seus parâmetros se aproximavam dos valores modernos, ocorreram mudanças fundamentalmente qualitativas em sua composição química e propriedades físicas. De acordo com o modelo evolutivo, em um estágio inicial, a Terra estava em estado fundido e se formou como um corpo sólido há cerca de 4,5 bilhões de anos. Este marco é tido como o início da cronologia geológica. Desde então, começou a lenta evolução da atmosfera. Alguns processos geológicos (por exemplo, derrames de lava durante erupções vulcânicas) foram acompanhados pela liberação de gases das entranhas da Terra. Eles incluíam nitrogênio, amônia, metano, vapor de água, óxido de CO2 e dióxido de carbono de CO2. Sob a influência da radiação ultravioleta solar, o vapor de água se decompôs em hidrogênio e oxigênio, mas o oxigênio liberado reagiu com o monóxido de carbono, formando dióxido de carbono. A amônia se decompõe em nitrogênio e hidrogênio. O hidrogênio, em processo de difusão, subiu e saiu da atmosfera, enquanto o nitrogênio mais pesado não conseguiu escapar e se acumulou gradativamente, tornando-se o principal componente, embora parte dele tenha se ligado em moléculas como resultado de reações químicas. cm. QUÍMICA DA ATMOSFERA). Sob a influência de raios ultravioleta e descargas elétricas, uma mistura de gases que estavam presentes na atmosfera original da Terra entrou em reações químicas, resultando na formação de substâncias orgânicas, em particular aminoácidos. Com o advento das plantas primitivas, iniciou-se o processo de fotossíntese, acompanhado pela liberação de oxigênio. Este gás, especialmente após a difusão na atmosfera superior, começou a proteger suas camadas inferiores e a superfície da Terra da radiação ultravioleta e de raios-X com risco de vida. De acordo com estimativas teóricas, o teor de oxigênio, que é 25.000 vezes menor do que agora, já poderia levar à formação de uma camada de ozônio com apenas metade do que é agora. No entanto, isso já é suficiente para fornecer uma proteção muito significativa dos organismos contra os efeitos nocivos dos raios ultravioleta.

É provável que a atmosfera primária continha muito dióxido de carbono. Foi consumido durante a fotossíntese, e sua concentração deve ter diminuído à medida que o mundo vegetal evoluiu, e também devido à absorção durante alguns processos geológicos. Na medida em que o efeito estufa associadas à presença de dióxido de carbono na atmosfera, as flutuações em sua concentração são uma das causas importantes de mudanças climáticas de grande escala na história da Terra, como Era do Gelo.

O hélio presente na atmosfera moderna é principalmente um produto do decaimento radioativo do urânio, tório e rádio. Esses elementos radioativos emitem partículas a, que são os núcleos dos átomos de hélio. Como não se forma uma carga elétrica e não desaparece durante o decaimento radioativo, com a formação de cada partícula a aparecem dois elétrons que, recombinando-se com as partículas a, formam átomos de hélio neutros. Os elementos radioativos estão contidos em minerais dispersos na espessura das rochas, de modo que uma parte significativa do hélio formado como resultado do decaimento radioativo é armazenado neles, volatilizando muito lentamente na atmosfera. Uma certa quantidade de hélio sobe para a exosfera devido à difusão, mas devido ao influxo constante da superfície da Terra, o volume desse gás na atmosfera permanece quase inalterado. Com base na análise espectral da luz das estrelas e no estudo de meteoritos, é possível estimar a abundância relativa de vários elementos químicos no Universo. A concentração de néon no espaço é cerca de dez bilhões de vezes maior do que na Terra, criptônio - dez milhões de vezes e xenônio - um milhão de vezes. Segue-se daí que a concentração desses gases inertes, aparentemente originalmente presentes na atmosfera da Terra e não reabastecidos no curso de reações químicas, diminuiu muito, provavelmente mesmo no estágio da perda da atmosfera primária da Terra. Uma exceção é o gás inerte argônio, pois ainda é formado na forma do isótopo 40 Ar no processo de decaimento radioativo do isótopo de potássio.

Distribuição da pressão barométrica.

O peso total dos gases atmosféricos é de aproximadamente 4,5 10 15 toneladas Assim, o "peso" da atmosfera por unidade de área, ou pressão atmosférica, é de aproximadamente 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2 ao nível do mar. Pressão igual a P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Arte. = 1 atm, tomada como a pressão atmosférica média padrão. Para uma atmosfera em equilíbrio hidrostático, temos: d P= -rgd h, o que significa que no intervalo de alturas de h antes h+d h acontece em igualdade entre a mudança de pressão atmosférica d P e o peso do elemento correspondente da atmosfera com unidade de área, densidade r e espessura d h. Como uma razão entre a pressão R e temperatura T a equação de estado de um gás ideal com densidade r, que é bastante aplicável para a atmosfera terrestre, é usada: P= r R T/m, onde m é o peso molecular e R = 8,3 J/(K mol) é a constante universal do gás. Então d log P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, onde o gradiente de pressão está em uma escala logarítmica. A recíproca de H deve ser chamada de escala da altura da atmosfera.

Ao integrar esta equação para uma atmosfera isotérmica ( T= const) ou por sua vez, onde tal aproximação é aceitável, obtém-se a lei barométrica da distribuição de pressão com altura: P = P 0 exp(- h/H 0), onde a leitura da altura h produzido a partir do nível do oceano, onde a pressão média padrão é P 0. Expressão H 0=R T/ mg, é chamada de escala de altura, que caracteriza a extensão da atmosfera, desde que a temperatura nela seja a mesma em todos os lugares (atmosfera isotérmica). Se a atmosfera não for isotérmica, é necessário integrar levando em consideração a mudança de temperatura com a altura e o parâmetro H- alguma característica local das camadas da atmosfera, dependendo de sua temperatura e das propriedades do meio.

Atmosfera padrão.

Modelo (tabela de valores dos principais parâmetros) correspondente à pressão padrão na base da atmosfera R 0 e a composição química é chamada de atmosfera padrão. Mais precisamente, este é um modelo condicional da atmosfera, para o qual os valores médios de temperatura, pressão, densidade, viscosidade e outras características do ar para uma latitude de 45° 32° 33І são definidos em altitudes de 2 km abaixo do mar nível até o limite externo da atmosfera terrestre. Os parâmetros da atmosfera média em todas as altitudes foram calculados usando a equação de estado do gás ideal e a lei barométrica assumindo que ao nível do mar a pressão é 1013,25 hPa (760 mmHg) e a temperatura é 288,15 K (15,0°C). De acordo com a natureza da distribuição vertical da temperatura, a atmosfera média consiste em várias camadas, em cada uma das quais a temperatura é aproximada por uma função linear da altura. Na mais baixa das camadas - a troposfera (h Ј 11 km), a temperatura cai 6,5 ° C a cada quilômetro de subida. Em altitudes elevadas, o valor e o sinal do gradiente de temperatura vertical mudam de camada para camada. Acima de 790 km, a temperatura é de cerca de 1000 K e praticamente não muda com a altura.

A atmosfera padrão é uma norma legalizada, atualizada periodicamente, emitida na forma de tabelas.

Tabela 1. Modelo Padrão da Atmosfera Terrestre

Tabela 1. MODELO DE ATMOSFERA DE TERRA PADRÃO. A tabela mostra: h- altura do nível do mar, R- pressão, T– temperatura, r – densidade, Né o número de moléculas ou átomos por unidade de volume, H- escala de altura, eué o comprimento do caminho livre. A pressão e a temperatura a uma altitude de 80 a 250 km, obtidas a partir de dados de foguetes, apresentam valores mais baixos. Valores extrapolados para alturas superiores a 250 km não são muito precisos.
h(km)	P(mbar)	T(°C)	r (g/cm3)	N(cm -3)	H(km)	eu(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

Troposfera.

A camada mais baixa e mais densa da atmosfera, na qual a temperatura diminui rapidamente com a altura, é chamada de troposfera. Ele contém até 80% da massa total da atmosfera e se estende nas latitudes polares e médias até altitudes de 8 a 10 km e nos trópicos até 16 a 18 km. Quase todos os processos de formação de clima se desenvolvem aqui, a troca de calor e umidade ocorre entre a Terra e sua atmosfera, formam-se nuvens, ocorrem vários fenômenos meteorológicos, ocorrem nevoeiros e precipitação. Essas camadas da atmosfera terrestre estão em equilíbrio convectivo e, devido à mistura ativa, possuem composição química homogênea, principalmente a partir de nitrogênio molecular (78%) e oxigênio (21%). A grande maioria dos aerossóis e gases poluentes naturais e artificiais do ar estão concentrados na troposfera. A dinâmica da parte inferior da troposfera até 2 km de espessura depende fortemente das propriedades da superfície subjacente da Terra, que determina os movimentos horizontais e verticais do ar (ventos) devido à transferência de calor de uma terra mais quente através a radiação IR da superfície terrestre, que é absorvida na troposfera, principalmente por vapor de água e dióxido de carbono (efeito estufa). A distribuição da temperatura com a altura é estabelecida como resultado da mistura turbulenta e convectiva. Em média, corresponde a uma queda de temperatura com altura de cerca de 6,5 K/km.

A velocidade do vento na camada limite da superfície aumenta rapidamente com a altura e, mais alto, continua a aumentar de 2 a 3 km/s por quilômetro. Às vezes na troposfera existem correntes planetárias estreitas (com velocidade superior a 30 km/s), ocidentais em latitudes médias e orientais perto do equador. Eles são chamados de correntes de jato.

tropopausa.

No limite superior da troposfera (tropopausa), a temperatura atinge seu valor mínimo para a atmosfera inferior. Esta é a camada de transição entre a troposfera e a estratosfera acima dela. A espessura da tropopausa é de centenas de metros a 1,5-2 km, e a temperatura e altitude, respectivamente, variam de 190 a 220 K e de 8 a 18 km, dependendo da latitude geográfica e estação do ano. Em latitudes temperadas e altas, no inverno é 1-2 km mais baixo do que no verão e 8-15 K mais quente. Nos trópicos, as mudanças sazonais são muito menores (altitude 16–18 km, temperatura 180–200 K). Acima de correntes de jato possível ruptura da tropopausa.

Água na atmosfera da Terra.

A característica mais importante da atmosfera da Terra é a presença de uma quantidade significativa de vapor d'água e água na forma de gotículas, que é mais facilmente observada na forma de nuvens e estruturas de nuvens. O grau de cobertura de nuvens do céu (em um determinado momento ou em média durante um determinado período de tempo), expresso em uma escala de 10 pontos ou em porcentagem, é chamado de nebulosidade. A forma das nuvens é determinada pela classificação internacional. Em média, as nuvens cobrem cerca de metade do globo. A nebulosidade é um fator importante que caracteriza o tempo e o clima. No inverno e à noite, a nebulosidade impede a diminuição da temperatura da superfície terrestre e da camada superficial do ar, no verão e durante o dia enfraquece o aquecimento da superfície terrestre pelos raios solares, suavizando o clima dentro dos continentes.

Nuvens.

Nuvens são acumulações de gotículas de água suspensas na atmosfera (nuvens de água), cristais de gelo (nuvens de gelo) ou ambos (nuvens mistas). À medida que gotas e cristais se tornam maiores, eles caem das nuvens na forma de precipitação. As nuvens se formam principalmente na troposfera. Resultam da condensação do vapor de água contido no ar. O diâmetro das gotas de nuvens é da ordem de vários mícrons. O conteúdo de água líquida nas nuvens é de frações a vários gramas por m3. As nuvens se distinguem pela altura: De acordo com a classificação internacional, existem 10 gêneros de nuvens: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

Nuvens de madrepérola também são observadas na estratosfera e nuvens noctilucentes na mesosfera.

Nuvens cirros - nuvens transparentes na forma de finos fios brancos ou véus com um brilho sedoso, não dando sombra. As nuvens cirrus são compostas de cristais de gelo e se formam na troposfera superior a temperaturas muito baixas. Alguns tipos de nuvens cirrus servem como precursores de mudanças climáticas.

Nuvens Cirrocumulus são cristas ou camadas de finas nuvens brancas na troposfera superior. Nuvens Cirrocumulus são construídas a partir de pequenos elementos que parecem flocos, ondulações, pequenas bolas sem sombras e consistem principalmente em cristais de gelo.

Nuvens Cirrostratus - um véu translúcido esbranquiçado na troposfera superior, geralmente fibroso, às vezes embaçado, consistindo de pequenas agulhas ou cristais de gelo colunares.

Nuvens altocúmulos são nuvens brancas, cinzentas ou branco-acinzentadas das camadas inferiores e médias da troposfera. As nuvens altocumulus têm a forma de camadas e cristas, como se fossem construídas a partir de placas dispostas umas sobre as outras, massas arredondadas, eixos, flocos. Nuvens de altocúmulos se formam durante intensa atividade convectiva e geralmente consistem em gotículas de água super-resfriadas.

As nuvens altostratus são nuvens acinzentadas ou azuladas de estrutura fibrosa ou uniforme. Nuvens altostratus são observadas na troposfera média, estendendo-se por vários quilômetros de altura e às vezes milhares de quilômetros na direção horizontal. Normalmente, as nuvens altostratus fazem parte de sistemas de nuvens frontais associadas a movimentos ascendentes de massas de ar.

Nuvens Nimbostratus - uma camada amorfa baixa (a partir de 2 km) de nuvens de cor cinza uniforme, dando origem a chuva ou neve nublada. Nuvens Nimbostratus - altamente desenvolvidas verticalmente (até vários km) e horizontalmente (vários milhares de km), consistem em gotas de água super-resfriadas misturadas com flocos de neve, geralmente associadas a frentes atmosféricas.

Nuvens Stratus - nuvens da camada inferior na forma de uma camada homogênea sem contornos definidos, de cor cinza. A altura das nuvens stratus acima da superfície da Terra é de 0,5 a 2 km. A garoa ocasional cai das nuvens stratus.

As nuvens cumulus são nuvens brancas densas e brilhantes durante o dia com desenvolvimento vertical significativo (até 5 km ou mais). As partes superiores das nuvens cumulus parecem cúpulas ou torres com contornos arredondados. As nuvens cumulus geralmente se formam como nuvens de convecção em massas de ar frio.

Nuvens Stratocumulus - nuvens baixas (abaixo de 2 km) na forma de camadas não fibrosas cinzentas ou brancas ou cumes de grandes blocos redondos. A espessura vertical das nuvens estratocúmulos é pequena. Ocasionalmente, as nuvens estratocúmulos dão precipitação leve.

As nuvens cumulonimbus são nuvens poderosas e densas com um forte desenvolvimento vertical (até uma altura de 14 km), dando chuvas fortes com trovoadas, granizo, rajadas de vento. Nuvens cumulonimbus se desenvolvem a partir de poderosas nuvens cumulus, diferindo delas na parte superior, consistindo de cristais de gelo.

Estratosfera.

Através da tropopausa, em média em altitudes de 12 a 50 km, a troposfera passa para a estratosfera. Na parte inferior, por cerca de 10 km, ou seja, até alturas de cerca de 20 km, é isotérmico (temperatura de cerca de 220 K). Em seguida, aumenta com a altitude, atingindo um máximo de cerca de 270 K a uma altitude de 50 a 55 km. Aqui está o limite entre a estratosfera e a mesosfera sobrejacente, chamada de estratopausa. .

Há muito menos vapor de água na estratosfera. No entanto, nuvens finas e translúcidas em madrepérola são ocasionalmente observadas, ocasionalmente aparecendo na estratosfera a uma altura de 20 a 30 km. Nuvens de madrepérola são visíveis no céu escuro após o pôr do sol e antes do nascer do sol. Na forma, as nuvens de madrepérola se assemelham a nuvens cirros e cirrocúmulos.

Atmosfera média (mesosfera).

A uma altitude de cerca de 50 km, a mesosfera começa com o pico de uma ampla temperatura máxima. . A razão para o aumento da temperatura na região deste máximo é uma reação fotoquímica exotérmica (ou seja, acompanhada pela liberação de calor) de decomposição do ozônio: O 3 + hv® O 2 + O. O ozônio surge como resultado da decomposição fotoquímica do oxigênio molecular O 2

Cerca de 2+ hv® O + O e a reação subsequente de uma colisão tripla de um átomo e uma molécula de oxigênio com alguma terceira molécula M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

O ozônio absorve avidamente a radiação ultravioleta na região de 2.000 a 3.000Å, e essa radiação aquece a atmosfera. O ozônio, localizado na alta atmosfera, serve como uma espécie de escudo que nos protege da ação da radiação ultravioleta do sol. Sem este escudo, o desenvolvimento da vida na Terra em suas formas modernas dificilmente teria sido possível.

Em geral, em toda a mesosfera, a temperatura da atmosfera diminui para seu valor mínimo de cerca de 180 K no limite superior da mesosfera (chamado de mesopausa, a altura é de cerca de 80 km). Nas proximidades da mesopausa, em altitudes de 70 a 90 km, pode aparecer uma camada muito fina de cristais de gelo e partículas de poeira vulcânica e de meteoritos, observada na forma de um belo espetáculo de nuvens noctilucentes. logo após o pôr do sol.

Na mesosfera, em sua maioria, pequenas partículas sólidas de meteoritos que caem na Terra são queimadas, causando o fenômeno dos meteoros.

Meteoros, meteoritos e bolas de fogo.

Flares e outros fenômenos na atmosfera superior da Terra causados ​​pela intrusão nela a uma velocidade de 11 km / se acima de partículas ou corpos cósmicos sólidos são chamados de meteoróides. Há um rastro de meteoro brilhante observado; os fenômenos mais poderosos, muitas vezes acompanhados pela queda de meteoritos, são chamados bolas de fogo; meteoros estão associados a chuvas de meteoros.

chuva de meteoros:

1) o fenômeno da queda de vários meteoros ao longo de várias horas ou dias de um radiante.

2) um enxame de meteoróides movendo-se em uma órbita ao redor do Sol.

O aparecimento sistemático de meteoros em uma determinada região do céu e em determinados dias do ano, causado pela interseção da órbita da Terra com uma órbita comum de muitos corpos de meteoritos movendo-se aproximadamente na mesma velocidade e igualmente direcionada, devido à qual sua caminhos no céu parecem sair de um ponto comum (radiante). Eles são nomeados após a constelação onde o radiante está localizado.

Chuvas de meteoros causam uma impressão profunda com seus efeitos de iluminação, mas meteoros individuais raramente são vistos. Muito mais numerosos são os meteoros invisíveis, pequenos demais para serem vistos no momento em que são engolidos pela atmosfera. Alguns dos menores meteoros provavelmente não aquecem, mas são capturados apenas pela atmosfera. Essas pequenas partículas que variam em tamanho de alguns milímetros a dez milésimos de milímetro são chamadas de micrometeoritos. A quantidade de matéria meteórica que entra na atmosfera todos os dias é de 100 a 10.000 toneladas, sendo a maior parte dessa matéria micrometeoritos.

Como a matéria meteórica queima parcialmente na atmosfera, sua composição gasosa é reabastecida com vestígios de vários elementos químicos. Por exemplo, meteoros de pedra trazem lítio para a atmosfera. A combustão de meteoros metálicos leva à formação de minúsculas gotículas esféricas de ferro, ferro-níquel e outras que passam pela atmosfera e se depositam na superfície da Terra. Eles podem ser encontrados na Groenlândia e na Antártida, onde as camadas de gelo permanecem quase inalteradas por anos. Oceanologistas os encontram em sedimentos do fundo do oceano.

A maioria das partículas de meteoros que entram na atmosfera são depositadas em aproximadamente 30 dias. Alguns cientistas acreditam que essa poeira cósmica desempenha um papel importante na formação de fenômenos atmosféricos como a chuva, pois serve como núcleo de condensação do vapor d'água. Portanto, assume-se que a precipitação está estatisticamente associada a grandes chuvas de meteoros. No entanto, alguns especialistas acreditam que, como a entrada total de matéria meteórica é muitas dezenas de vezes maior do que com a maior chuva de meteoros, a mudança na quantidade total desse material que ocorre como resultado de uma dessas chuvas pode ser negligenciada.

No entanto, não há dúvida de que os maiores micrometeoritos e meteoritos visíveis deixam longos vestígios de ionização nas altas camadas da atmosfera, principalmente na ionosfera. Esses traços podem ser usados ​​para comunicações de rádio de longa distância, pois refletem ondas de rádio de alta frequência.

A energia dos meteoros que entram na atmosfera é gasta principalmente, e talvez completamente, em seu aquecimento. Este é um dos componentes menores do equilíbrio térmico da atmosfera.

Um meteorito é um corpo sólido de origem natural que caiu na superfície da Terra do espaço. Geralmente distinguem meteoritos de pedra, ferro-pedra e ferro. Estes últimos são compostos principalmente de ferro e níquel. Entre os meteoritos encontrados, a maioria tem um peso de vários gramas a vários quilos. O maior dos encontrados, o meteorito de ferro Goba pesa cerca de 60 toneladas e ainda se encontra no mesmo local onde foi descoberto, na África do Sul. A maioria dos meteoritos são fragmentos de asteroides, mas alguns meteoritos podem ter chegado à Terra vindos da Lua e até de Marte.

Uma bola de fogo é um meteoro muito brilhante, às vezes observado mesmo durante o dia, muitas vezes deixando para trás um rastro de fumaça e acompanhado de fenômenos sonoros; muitas vezes termina com a queda de meteoritos.

Termosfera.

Acima da temperatura mínima da mesopausa, inicia-se a termosfera, em que a temperatura, primeiro lentamente, e depois rapidamente, começa a subir novamente. O motivo é a absorção de radiação ultravioleta, solar em altitudes de 150 a 300 km, devido à ionização do oxigênio atômico: O + hv®O++ e.

Na termosfera, a temperatura sobe continuamente a uma altura de cerca de 400 km, onde atinge 1800 K durante o dia durante a época de atividade solar máxima. Na época de mínima, essa temperatura limite pode ser inferior a 1000 K. Acima de 400 km, a atmosfera passa para uma exosfera isotérmica. O nível crítico (a base da exosfera) está localizado a uma altitude de cerca de 500 km.

Auroras e muitas órbitas de satélites artificiais, bem como nuvens noctilucentes - todos esses fenômenos ocorrem na mesosfera e na termosfera.

Luzes polares.

Em altas latitudes, as auroras são observadas durante as perturbações do campo magnético. Eles podem durar vários minutos, mas geralmente são visíveis por várias horas. As auroras variam muito em forma, cor e intensidade, as quais às vezes mudam muito rapidamente ao longo do tempo. O espectro da aurora consiste em linhas e bandas de emissão. Algumas das emissões do céu noturno são realçadas no espectro da aurora, principalmente as linhas verdes e vermelhas de l 5577 Å e l 6300 Å de oxigênio. Acontece que uma dessas linhas é muitas vezes mais intensa que a outra, e isso determina a cor visível do brilho: verde ou vermelho. Distúrbios no campo magnético também são acompanhados por interrupções nas comunicações de rádio nas regiões polares. A ruptura é causada por mudanças na ionosfera, o que significa que durante tempestades magnéticas opera uma poderosa fonte de ionização. Foi estabelecido que fortes tempestades magnéticas ocorrem quando há grandes grupos de manchas perto do centro do disco solar. As observações mostraram que as tempestades estão associadas não às manchas em si, mas a erupções solares que aparecem durante o desenvolvimento de um grupo de manchas.

As auroras são uma faixa de luz de intensidade variável com movimentos rápidos observados nas regiões de alta latitude da Terra. A aurora visual contém linhas de emissão verde (5577Å) e vermelha (6300/6364Å) de oxigênio atômico e bandas moleculares de N 2, que são excitadas por partículas energéticas de origem solar e magnetosférica. Essas emissões geralmente são exibidas a uma altitude de cerca de 100 km e acima. O termo aurora óptica é usado para se referir às auroras visuais e seu espectro de emissão de infravermelho a ultravioleta. A energia da radiação na parte infravermelha do espectro excede significativamente a energia da região visível. Quando as auroras apareceram, foram observadas emissões na faixa ULF (

As formas reais das auroras são difíceis de classificar; Os seguintes termos são mais comumente usados:

1. Arcos ou listras uniformes calmos. O arco geralmente se estende por ~1000 km na direção do paralelo geomagnético (em direção ao Sol nas regiões polares) e tem uma largura de uma a várias dezenas de quilômetros. Uma tira é uma generalização do conceito de arco, geralmente não tem uma forma arqueada regular, mas se dobra na forma de um S ou na forma de espirais. Arcos e bandas estão localizados em altitudes de 100 a 150 km.

2. Raios de aurora . Este termo refere-se a uma estrutura auroral esticada ao longo das linhas do campo magnético com uma extensão vertical de várias dezenas a várias centenas de quilômetros. O comprimento dos raios ao longo da horizontal é pequeno, de várias dezenas de metros a vários quilômetros. Os raios são geralmente observados em arcos ou como estruturas separadas.

3. Manchas ou superfícies . Estas são áreas isoladas de brilho que não têm uma forma específica. Pontos individuais podem estar relacionados.

4. Véu. Uma forma incomum de aurora, que é um brilho uniforme que cobre grandes áreas do céu.

De acordo com a estrutura, as auroras são divididas em homogêneas, polidas e radiantes. Vários termos são usados; arco pulsante, superfície pulsante, superfície difusa, faixa radiante, cortinas, etc. Existe uma classificação das auroras de acordo com sua cor. De acordo com esta classificação, as auroras do tipo MAS. A parte superior ou totalmente vermelha (6300–6364 Å). Eles geralmente aparecem em altitudes de 300 a 400 km durante alta atividade geomagnética.

Tipo Aurora NO são coloridos de vermelho na parte inferior e estão associados à luminescência das bandas do primeiro sistema N 2 positivo e do primeiro sistema O 2 negativo. Tais formas de aurora aparecem durante as fases mais ativas das auroras.

Zonas auroras – estas são zonas de máxima frequência de ocorrência de auroras à noite, segundo observadores em um ponto fixo na superfície da Terra. As zonas estão localizadas a 67° de latitude norte e sul, e sua largura é de cerca de 6°. A ocorrência máxima de auroras, correspondente a um dado momento do tempo geomagnético local, ocorre em cinturões ovais (aurora oval), que se localizam assimetricamente ao redor dos pólos geomagnéticos norte e sul. A aurora oval é fixada em coordenadas de latitude-tempo, e a zona de aurora é o locus de pontos na região da meia-noite da oval em coordenadas de latitude-longitude. O cinturão oval está localizado a aproximadamente 23° do pólo geomagnético no setor noturno e 15° no setor diurno.

Zonas ovais e auroras aurorais. A localização da aurora oval depende da atividade geomagnética. O oval torna-se mais largo em alta atividade geomagnética. Zonas de aurora ou limites ovais de aurora são melhor representadas por L 6.4 do que por coordenadas de dipolo. As linhas de campo geomagnético no limite do setor diurno da aurora oval coincidem com magnetopausa. Há uma mudança na posição da aurora oval dependendo do ângulo entre o eixo geomagnético e a direção Terra-Sol. O oval auroral também é determinado com base em dados sobre a precipitação de partículas (elétrons e prótons) de certas energias. Sua posição pode ser determinada independentemente a partir de dados caspakh no lado diurno e na cauda magnética.

A variação diária na frequência de ocorrência de auroras na zona de auroras tem um máximo à meia-noite geomagnética e um mínimo ao meio-dia geomagnético. No lado quase equatorial do oval, a frequência de ocorrência de auroras diminui acentuadamente, mas a forma das variações diurnas é mantida. No lado polar do oval, a frequência de ocorrência de auroras diminui gradualmente e é caracterizada por mudanças diurnas complexas.

Intensidade das auroras.

Intensidade da Aurora determinado pela medição da superfície de luminância aparente. Superfície de brilho EU auroras em uma determinada direção é determinada pela emissão total 4p EU fóton/(cm2s). Como este valor não é o brilho real da superfície, mas representa a emissão da coluna, a unidade fóton/(cm 2 coluna s) é normalmente usada no estudo das auroras. A unidade usual para medir a emissão total é Rayleigh (Rl) igual a 10 6 fótons / (cm 2 colunas s). Uma unidade mais prática de intensidade da aurora é determinada a partir das emissões de uma única linha ou faixa. Por exemplo, a intensidade das auroras é determinada pelos coeficientes internacionais de brilho (ICF) de acordo com os dados de intensidade da linha verde (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRI = III MKH, 1000 kRI = IV MKH (intensidade máxima da aurora). Esta classificação não pode ser usada para auroras vermelhas. Uma das descobertas da época (1957-1958) foi o estabelecimento da distribuição espacial e temporal das auroras na forma de um oval deslocado em relação ao pólo magnético. A partir de ideias simples sobre a forma circular da distribuição das auroras em relação ao pólo magnético, a transição para a física moderna da magnetosfera foi concluída. A honra da descoberta pertence a O. Khorosheva e G. Starkov, J. Feldshtein, S-I. A aurora oval é a região do impacto mais intenso do vento solar na atmosfera superior da Terra. A intensidade das auroras é maior no oval, e sua dinâmica é monitorada continuamente por satélites.

Arcos vermelhos aurorais estáveis.

Arco vermelho auroral constante, também chamado de arco vermelho de latitude média ou Arco M, é um amplo arco subvisual (abaixo do limite de sensibilidade do olho), que se estende de leste a oeste por milhares de quilômetros e circunda, possivelmente, toda a Terra. A extensão latitudinal do arco é de 600 km. A emissão do arco vermelho auroral estável é quase monocromática nas linhas vermelhas l 6300 Å e l 6364 Å. Recentemente, linhas de emissão fracas l 5577 Å (OI) e l 4278 Å (N + 2) também foram relatadas. Arcos vermelhos persistentes são classificados como auroras, mas aparecem em altitudes muito mais altas. O limite inferior está localizado a uma altitude de 300 km, o limite superior é de cerca de 700 km. A intensidade do arco vermelho auroral silencioso na emissão de l 6300 Å varia de 1 a 10 kRl (um valor típico é 6 kRl). O limiar de sensibilidade do olho neste comprimento de onda é de cerca de 10 kR, de modo que os arcos raramente são observados visualmente. No entanto, as observações mostraram que seu brilho é >50 kR em 10% das noites. A vida útil normal dos arcos é de cerca de um dia e raramente aparecem nos dias seguintes. Ondas de rádio de satélites ou fontes de rádio que cruzam arcos vermelhos aurorais estáveis ​​estão sujeitas a cintilações, indicando a existência de heterogeneidades de densidade eletrônica. A explicação teórica dos arcos vermelhos é que os elétrons aquecidos da região F ionosferas causam um aumento nos átomos de oxigênio. Observações de satélite mostram um aumento na temperatura dos elétrons ao longo das linhas de campo geomagnético que cruzam arcos vermelhos aurorais estáveis. A intensidade desses arcos correlaciona-se positivamente com a atividade geomagnética (tempestades), e a frequência de ocorrência de arcos correlaciona-se positivamente com a atividade das manchas solares.

Mudando a aurora.

Algumas formas de auroras experimentam variações de intensidade temporal quase periódicas e coerentes. Essas auroras, com uma geometria aproximadamente estacionária e rápidas variações periódicas ocorrendo em fase, são chamadas de auroras mutáveis. Eles são classificados como auroras formulários R de acordo com o Atlas Internacional de Auroras Uma subdivisão mais detalhada das auroras em mudança:

R 1 (aurora pulsante) é um brilho com variações de fase uniformes em toda a forma da aurora. Por definição, em uma aurora pulsante ideal, as partes espaciais e temporais da pulsação podem ser separadas, ou seja, brilho EU(r,t)= eu(r)· ISTO(t). Em uma aurora típica R 1, as pulsações ocorrem com uma frequência de 0,01 a 10 Hz de baixa intensidade (1–2 kR). A maioria das auroras R 1 são pontos ou arcos que pulsam com um período de vários segundos.

R 2 (aurora ardente). Este termo geralmente é usado para se referir a movimentos como chamas que enchem o céu, e não para descrever uma única forma. As auroras são em forma de arco e geralmente se movem para cima de uma altura de 100 km. Essas auroras são relativamente raras e ocorrem com mais frequência fora das auroras.

R 3 (aurora piscando). São auroras com variações rápidas, irregulares ou regulares de brilho, dando a impressão de uma chama bruxuleante no céu. Eles aparecem pouco antes do colapso da aurora. Frequência de variação comumente observada R 3 é igual a 10 ± 3 Hz.

O termo streaming aurora, usado para outra classe de auroras pulsantes, refere-se a variações irregulares de brilho movendo-se rapidamente horizontalmente em arcos e faixas de auroras.

A mudança da aurora é um dos fenômenos solar-terrestre que acompanha as pulsações do campo geomagnético e a radiação auroral de raios X causada pela precipitação de partículas de origem solar e magnetosférica.

O brilho da calota polar é caracterizado por uma alta intensidade da banda do primeiro sistema N + 2 negativo (λ 3914 Å). Normalmente essas bandas N + 2 são cinco vezes mais intensas que a linha verde OI l 5577 Å, a intensidade absoluta do brilho da calota polar é de 0,1 a 10 kRl (geralmente 1-3 kRl). Com essas auroras, que aparecem durante os períodos PCA, um brilho uniforme cobre toda a calota polar até a latitude geomagnética de 60° em altitudes de 30 a 80 km. É gerado principalmente por prótons solares e partículas d com energias de 10 a 100 MeV, que criam um máximo de ionização nessas alturas. Existe outro tipo de brilho nas zonas de aurora, chamado aurora do manto. Para esse tipo de brilho auroral, a intensidade máxima diária nas horas da manhã é de 1 a 10 kR, e a intensidade mínima é cinco vezes mais fraca. As observações de auroras do manto são poucas e sua intensidade depende da atividade geomagnética e solar.

Brilho atmosféricoé definida como a radiação produzida e emitida pela atmosfera de um planeta. Esta é a radiação não térmica da atmosfera, com exceção da emissão de auroras, descargas de raios e emissão de rastros de meteoros. Este termo é usado em relação à atmosfera da Terra (brilho noturno, brilho crepuscular e brilho diurno). O brilho atmosférico é apenas uma fração da luz disponível na atmosfera. Outras fontes são a luz das estrelas, a luz zodiacal e a luz diurna do Sol. Às vezes, o brilho da atmosfera pode ser de até 40% da quantidade total de luz. Airglow ocorre em camadas atmosféricas de altura e espessura variável. O espectro de brilho atmosférico cobre comprimentos de onda de 1000 Å a 22,5 µm. A principal linha de emissão no airglow é l 5577 Å, que aparece a uma altura de 90–100 km em uma camada de 30–40 km de espessura. A aparência do brilho se deve ao mecanismo de Champen baseado na recombinação de átomos de oxigênio. Outras linhas de emissão são l 6300 Å, aparecendo no caso de recombinação dissociativa O + 2 e emissão NI l 5198/5201 Å e NI l 5890/5896 Å.

A intensidade do brilho atmosférico é medida em Rayleighs. O brilho (em Rayleighs) é igual a 4 rb, onde c é a superfície angular da luminância da camada emissora em unidades de 10 6 fótons/(cm 2 sr s). A intensidade do brilho depende da latitude (diferente para diferentes emissões) e também varia durante o dia com um máximo próximo à meia-noite. Uma correlação positiva foi observada para o airglow na emissão de l 5577 Å com o número de manchas solares e o fluxo de radiação solar no comprimento de onda de 10,7 cm.O airglow foi observado durante experimentos de satélite. Do espaço sideral, parece um anel de luz ao redor da Terra e tem uma cor esverdeada.

Ozonosfera.

Em altitudes de 20–25 km, a concentração máxima de uma quantidade desprezível de ozônio O 3 (até 2×10–7 do conteúdo de oxigênio!), que ocorre sob a ação da radiação ultravioleta solar em altitudes de cerca de 10 a 50 km, é atingido, protegendo o planeta da radiação solar ionizante. Apesar do número extremamente pequeno de moléculas de ozônio, elas protegem toda a vida na Terra dos efeitos nocivos da radiação de ondas curtas (ultravioleta e raios X) do Sol. Se você precipitar todas as moléculas na base da atmosfera, obterá uma camada de não mais de 3 a 4 mm de espessura! Em altitudes acima de 100 km, a proporção de gases leves aumenta, e em altitudes muito elevadas predominam o hélio e o hidrogênio; muitas moléculas se dissociam em átomos separados, que, sendo ionizados sob a influência da forte radiação solar, formam a ionosfera. A pressão e a densidade do ar na atmosfera da Terra diminuem com a altura. Dependendo da distribuição da temperatura, a atmosfera da Terra é dividida em troposfera, estratosfera, mesosfera, termosfera e exosfera. .

A uma altitude de 20-25 km está localizado camada de ozônio. O ozônio é formado devido ao decaimento das moléculas de oxigênio durante a absorção da radiação ultravioleta solar com comprimentos de onda menores que 0,1-0,2 mícron. O oxigênio livre combina-se com as moléculas de O 2 e forma o ozônio O 3, que absorve avidamente toda a luz ultravioleta menor que 0,29 mícron. As moléculas de ozônio O 3 são facilmente destruídas pela radiação de ondas curtas. Portanto, apesar de sua rarefação, a camada de ozônio absorve efetivamente a radiação ultravioleta do Sol, que passou pelas camadas atmosféricas mais altas e transparentes. Graças a isso, os organismos vivos na Terra são protegidos dos efeitos nocivos da luz ultravioleta do Sol.

Ionosfera.

A radiação solar ioniza os átomos e moléculas da atmosfera. O grau de ionização torna-se significativo já a uma altitude de 60 quilômetros e aumenta constantemente com a distância da Terra. Em diferentes altitudes na atmosfera, ocorrem processos sucessivos de dissociação de várias moléculas e subsequente ionização de vários átomos e íons. Basicamente, são moléculas de oxigênio O 2, nitrogênio N 2 e seus átomos. Dependendo da intensidade desses processos, várias camadas da atmosfera situadas acima de 60 quilômetros são chamadas de camadas ionosféricas. , e sua totalidade é a ionosfera . A camada inferior, cuja ionização é insignificante, é chamada de neutrosfera.

A concentração máxima de partículas carregadas na ionosfera é alcançada em altitudes de 300 a 400 km.

História do estudo da ionosfera.

A hipótese da existência de uma camada condutora na atmosfera superior foi apresentada em 1878 pelo cientista inglês Stuart para explicar as características do campo geomagnético. Então, em 1902, independentemente um do outro, Kennedy nos EUA e Heaviside na Inglaterra apontaram que, para explicar a propagação das ondas de rádio a longas distâncias, é necessário supor a existência de regiões com alta condutividade nas altas camadas de a atmosfera. Em 1923, o acadêmico M.V. Shuleikin, considerando as características da propagação de ondas de rádio de várias frequências, chegou à conclusão de que existem pelo menos duas camadas refletivas na ionosfera. Então, em 1925, os pesquisadores ingleses Appleton e Barnet, bem como Breit e Tuve, provaram experimentalmente pela primeira vez a existência de regiões que refletem ondas de rádio e lançaram as bases para seu estudo sistemático. Desde então, vem sendo realizado um estudo sistemático das propriedades dessas camadas, geralmente chamadas de ionosfera, desempenhando um papel significativo em uma série de fenômenos geofísicos que determinam a reflexão e absorção de ondas de rádio, o que é muito importante para a prática propósitos, em particular, para garantir comunicações de rádio confiáveis.

Na década de 1930, começaram as observações sistemáticas do estado da ionosfera. Em nosso país, por iniciativa de M.A. Bonch-Bruevich, foram criadas instalações para sua sondagem pulsada. Muitas propriedades gerais da ionosfera, alturas e densidade eletrônica de suas camadas principais foram investigadas.

Em altitudes de 60 a 70 km, observa-se a camada D; em altitudes de 100 a 120 km, a camada E, em altitudes, em altitudes de 180-300 km dupla camada F 1 e F 2. Os principais parâmetros dessas camadas são dados na Tabela 4.

Tabela 4

Tabela 4
região da ionosfera	Altura máxima, km	Ti , K	Dia		Noite ne , cm-3	a΄, ρm 3 s – 1
			min ne , cm-3	Máx. ne , cm-3
D	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1,5 10 5	3 10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3 10 5	5 10 5	–	3 10 -8
F 2 (inverno)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2 10-10
F 2 (verão)	250–320	1000–2000	2 10 5	8 10 5	~3 10 5	10 –10
neé a concentração eletrônica, e é a carga eletrônica, Tié a temperatura do íon, a΄ é o coeficiente de recombinação (que determina a ne e sua mudança ao longo do tempo)

As médias são fornecidas, pois variam para diferentes latitudes, horas do dia e estações do ano. Esses dados são necessários para garantir comunicações de rádio de longo alcance. Eles são usados ​​na seleção de frequências de operação para vários links de rádio de ondas curtas. Conhecer sua mudança dependendo do estado da ionosfera em diferentes momentos do dia e em diferentes estações é extremamente importante para garantir a confiabilidade das comunicações de rádio. A ionosfera é um conjunto de camadas ionizadas da atmosfera terrestre, começando em altitudes de cerca de 60 km e estendendo-se a altitudes de dezenas de milhares de km. A principal fonte de ionização da atmosfera terrestre é a radiação ultravioleta e de raios X do Sol, que ocorre principalmente na cromosfera solar e na coroa. Além disso, o grau de ionização da atmosfera superior é afetado por correntes corpusculares solares que ocorrem durante as erupções solares, bem como raios cósmicos e partículas de meteoros.

Camadas ionosféricas

são áreas na atmosfera em que os valores máximos da concentração de elétrons livres são atingidos (ou seja, seu número por unidade de volume). Elétrons livres eletricamente carregados e (em menor grau, íons menos móveis) resultantes da ionização de átomos de gases atmosféricos, interagindo com ondas de rádio (ou seja, oscilações eletromagnéticas), podem mudar sua direção, refletindo ou refratando-os e absorvendo sua energia. Como resultado, ao receber estações de rádio distantes, vários efeitos podem ocorrer, por exemplo, desvanecimento do rádio, aumento da audibilidade de estações distantes, apagões etc. fenômenos.

Métodos de pesquisa.

Os métodos clássicos de estudar a ionosfera da Terra são reduzidos à sondagem de pulsos - enviando pulsos de rádio e observando seus reflexos de várias camadas da ionosfera, medindo o tempo de atraso e estudando a intensidade e a forma dos sinais refletidos. Medindo as alturas de reflexão dos pulsos de rádio em diferentes frequências, determinando as frequências críticas de várias regiões (a frequência portadora do pulso de rádio para a qual essa região da ionosfera se torna transparente é chamada de frequência crítica), é possível determinar a valor da densidade eletrônica nas camadas e as alturas efetivas para determinadas frequências e escolha as frequências ideais para determinados caminhos de rádio. Com o desenvolvimento da tecnologia de foguetes e o advento da era espacial dos satélites artificiais da Terra (AES) e outras naves espaciais, tornou-se possível medir diretamente os parâmetros do plasma espacial próximo à Terra, cuja parte inferior é a ionosfera.

Medições de densidade eletrônica realizadas a partir de foguetes especialmente lançados e ao longo de trajetórias de voo de satélite confirmaram e refinaram dados previamente obtidos por métodos terrestres sobre a estrutura da ionosfera, a distribuição da densidade eletrônica com altura em diferentes regiões da Terra, e tornaram possível para obter valores de densidade eletrônica acima do máximo principal - a camada F. Anteriormente, era impossível fazer isso por métodos de sondagem baseados em observações de pulsos de rádio de comprimento de onda curto refletidos. Verificou-se que em algumas regiões do globo existem regiões bastante estáveis ​​com baixa densidade eletrônica, “ventos ionosféricos” regulares, processos ondulatórios peculiares surgem na ionosfera que carregam distúrbios ionosféricos locais a milhares de quilômetros do local de sua excitação, e muito mais. A criação de dispositivos receptores especialmente altamente sensíveis permitiu realizar nas estações de sondagem pulsada da ionosfera a recepção de sinais pulsados ​​parcialmente refletidos das regiões mais baixas da ionosfera (estação de reflexões parciais). A utilização de potentes instalações de pulso nas faixas de comprimento de onda metro e decímetro com o uso de antenas que permitem uma alta concentração de energia irradiada possibilitou a observação de sinais dispersos pela ionosfera em várias alturas. O estudo das características dos espectros desses sinais, espalhados incoerentemente por elétrons e íons do plasma ionosférico (para isso, foram utilizadas estações de espalhamento incoerente de ondas de rádio) possibilitou determinar a concentração de elétrons e íons, seus equivalentes temperatura em várias altitudes até altitudes de vários milhares de quilômetros. Descobriu-se que a ionosfera é suficientemente transparente para as frequências utilizadas.

A concentração de cargas elétricas (a densidade eletrônica é igual à do íon) na ionosfera da Terra a uma altura de 300 km é de cerca de 106 cm–3 durante o dia. Um plasma dessa densidade reflete ondas de rádio com mais de 20 m, enquanto transmite ondas mais curtas.

Distribuição vertical típica da densidade eletrônica na ionosfera para condições diurnas e noturnas.

Propagação de ondas de rádio na ionosfera.

A recepção estável das estações de radiodifusão de longo alcance depende das frequências utilizadas, bem como da hora do dia, estação do ano e, além disso, da atividade solar. A atividade solar afeta significativamente o estado da ionosfera. As ondas de rádio emitidas por uma estação terrestre se propagam em linha reta, como todos os tipos de ondas eletromagnéticas. No entanto, deve-se levar em consideração que tanto a superfície da Terra quanto as camadas ionizadas de sua atmosfera servem como as placas de um enorme capacitor, agindo sobre elas como a ação de espelhos sobre a luz. Refletidas a partir delas, as ondas de rádio podem viajar muitos milhares de quilômetros, curvando-se ao redor do globo em enormes saltos de centenas e milhares de quilômetros, refletindo alternadamente de uma camada de gás ionizado e da superfície da Terra ou da água.

Na década de 1920, acreditava-se que as ondas de rádio menores que 200 m geralmente não eram adequadas para comunicações de longa distância devido à forte absorção. Os primeiros experimentos de recepção de ondas curtas de longo alcance através do Atlântico entre a Europa e a América foram realizados pelo físico inglês Oliver Heaviside e pelo engenheiro elétrico americano Arthur Kennelly. Independentemente um do outro, eles sugeriram que em algum lugar ao redor da Terra existe uma camada ionizada da atmosfera que pode refletir ondas de rádio. Foi chamada de camada Heaviside - Kennelly e depois - ionosfera.

De acordo com conceitos modernos, a ionosfera consiste em elétrons livres carregados negativamente e íons carregados positivamente, principalmente oxigênio molecular O + e óxido nítrico NO + . Íons e elétrons são formados como resultado da dissociação de moléculas e da ionização de átomos de gás neutros por raios-X solares e radiação ultravioleta. Para ionizar um átomo, é necessário informá-lo da energia de ionização, cuja principal fonte para a ionosfera é a radiação ultravioleta, de raios X e corpuscular do Sol.

Enquanto a camada de gás da Terra é iluminada pelo Sol, mais e mais elétrons são continuamente formados nela, mas, ao mesmo tempo, alguns dos elétrons, colidindo com íons, se recombinam, formando novamente partículas neutras. Após o pôr do sol, a produção de novos elétrons quase para e o número de elétrons livres começa a diminuir. Quanto mais elétrons livres na ionosfera, melhores ondas de alta frequência são refletidas por ela. Com uma diminuição na concentração de elétrons, a passagem de ondas de rádio só é possível em faixas de baixa frequência. É por isso que à noite, como regra, é possível receber estações distantes apenas nas faixas de 75, 49, 41 e 31 m. Os elétrons são distribuídos de forma desigual na ionosfera. A uma altitude de 50 a 400 km, existem várias camadas ou regiões de densidade eletrônica aumentada. Essas áreas transitam suavemente umas para as outras e afetam a propagação das ondas de rádio HF de diferentes maneiras. A camada superior da ionosfera é indicada pela letra F. Aqui está o mais alto grau de ionização (a fração de partículas carregadas é de cerca de 10-4). Ele está localizado a uma altitude de mais de 150 km acima da superfície da Terra e desempenha o principal papel refletor na propagação de longo alcance de ondas de rádio de bandas de HF de alta frequência. Nos meses de verão, a região F se divide em duas camadas - F 1 e F 2. A camada F1 pode ocupar alturas de 200 a 250 km, e a camada F 2 parece “flutuar” na faixa de altitude de 300 a 400 km. Geralmente camada F 2 é ionizado muito mais forte do que a camada F 1 . camada noturna F 1 desaparece e camada F 2 permanece, perdendo lentamente até 60% do seu grau de ionização. Abaixo da camada F, em altitudes de 90 a 150 km, há uma camada E, cuja ionização ocorre sob a influência da radiação de raios X suaves do Sol. O grau de ionização da camada E é menor que o da camada F, durante o dia, a recepção de estações de bandas de HF de baixa frequência de 31 e 25 m ocorre quando os sinais são refletidos da camada E. Normalmente, são estações localizadas a uma distância de 1.000 a 1.500 km. À noite em uma camada E a ionização diminui acentuadamente, mas mesmo neste momento continua a desempenhar um papel significativo na recepção de sinais de estações nas bandas 41, 49 e 75 m.

De grande interesse para recepção de sinais de bandas de HF de alta frequência de 16, 13 e 11 m são os que surgem na área E camadas intermediárias (nuvens) de ionização fortemente aumentada. A área dessas nuvens pode variar de alguns a centenas de quilômetros quadrados. Essa camada de ionização aumentada é chamada de camada esporádica. E e denotado Es. As nuvens Es podem se mover na ionosfera sob a influência do vento e atingir velocidades de até 250 km/h. No verão, nas latitudes médias durante o dia, a origem das ondas de rádio devido às nuvens Es ocorre de 15 a 20 dias por mês. Perto do equador, está quase sempre presente, e em altas latitudes costuma aparecer à noite. Às vezes, em anos de baixa atividade solar, quando não há passagem para as bandas de alta frequência de HF, estações distantes aparecem repentinamente com boa intensidade nas bandas de 16, 13 e 11 m, cujos sinais foram repetidamente refletidos de Es.

A região mais baixa da ionosfera é a região D localizadas em altitudes entre 50 e 90 km. Há relativamente poucos elétrons livres aqui. Da área D ondas longas e médias são bem refletidas, e os sinais das estações de baixa frequência HF são fortemente absorvidos. Após o pôr do sol, a ionização desaparece muito rapidamente e torna-se possível receber estações distantes nas faixas de 41, 49 e 75 m, cujos sinais são refletidos das camadas F 2 e E. Camadas separadas da ionosfera desempenham um papel importante na propagação de sinais de rádio HF. O impacto nas ondas de rádio se deve principalmente à presença de elétrons livres na ionosfera, embora o mecanismo de propagação das ondas de rádio esteja associado à presença de íons grandes. Estes últimos também são de interesse no estudo das propriedades químicas da atmosfera, pois são mais ativos que átomos e moléculas neutras. As reações químicas que ocorrem na ionosfera desempenham um papel importante em seu equilíbrio energético e elétrico.

ionosfera normal. Observações realizadas com a ajuda de foguetes e satélites geofísicos forneceram muitas informações novas, indicando que a ionização da atmosfera ocorre sob a influência da radiação solar de amplo espectro. Sua parte principal (mais de 90%) está concentrada na parte visível do espectro. A radiação ultravioleta com comprimento de onda mais curto e mais energia do que os raios de luz violeta é emitida pelo hidrogênio na parte interna da atmosfera do Sol (cromosfera), e a radiação de raios X, que tem energia ainda maior, é emitida pelos gases da camada externa do Sol. concha (coroa).

O estado normal (médio) da ionosfera é devido à radiação poderosa constante. Mudanças regulares ocorrem na ionosfera normal sob a influência da rotação diária da Terra e diferenças sazonais no ângulo de incidência dos raios solares ao meio-dia, mas também ocorrem mudanças imprevisíveis e abruptas no estado da ionosfera.

Distúrbios na ionosfera.

Como se sabe, poderosas manifestações de atividade repetidas ciclicamente ocorrem no Sol, que atingem um máximo a cada 11 anos. As observações no âmbito do programa do Ano Geofísico Internacional (AGI) coincidiram com o período de maior atividade solar para todo o período de observações meteorológicas sistemáticas, ou seja, desde o início do século XVIII. Durante períodos de alta atividade, o brilho de algumas áreas do Sol aumenta várias vezes e o poder da radiação ultravioleta e de raios X aumenta acentuadamente. Tais fenômenos são chamados de explosões solares. Eles duram de vários minutos a uma ou duas horas. Durante uma erupção, o plasma solar entra em erupção (principalmente prótons e elétrons), e partículas elementares correm para o espaço sideral. A radiação eletromagnética e corpuscular do Sol nos momentos de tais explosões tem um forte efeito sobre a atmosfera da Terra.

A reação inicial é notada 8 minutos após o flash, quando intensa radiação ultravioleta e de raios X atinge a Terra. Como resultado, a ionização aumenta acentuadamente; os raios X penetram na atmosfera até o limite inferior da ionosfera; o número de elétrons nessas camadas aumenta tanto que os sinais de rádio são quase completamente absorvidos ("extintos"). A absorção adicional de radiação causa aquecimento do gás, o que contribui para o desenvolvimento de ventos. O gás ionizado é um condutor elétrico e, quando se move no campo magnético da Terra, aparece um efeito dínamo e é gerada uma corrente elétrica. Tais correntes podem, por sua vez, causar perturbações perceptíveis no campo magnético e se manifestar na forma de tempestades magnéticas.

A estrutura e a dinâmica da atmosfera superior são essencialmente determinadas por processos termodinamicamente fora de equilíbrio associados à ionização e dissociação por radiação solar, processos químicos, excitação de moléculas e átomos, sua desativação, colisão e outros processos elementares. Neste caso, o grau de não equilíbrio aumenta com a altura à medida que a densidade diminui. Até altitudes de 500 a 1.000 km, e muitas vezes ainda mais altas, o grau de desequilíbrio para muitas características da atmosfera superior é suficientemente pequeno, o que permite usar hidrodinâmica clássica e hidromagnética com permissão para reações químicas para descrevê-la.

A exosfera é a camada externa da atmosfera da Terra, começando em altitudes de várias centenas de quilômetros, da qual átomos de hidrogênio leves e em movimento rápido podem escapar para o espaço sideral.

Eduardo Kononovich

Literatura:

Pudovkin M.I. Fundamentos da física solar. São Petersburgo, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomia hoje. Prentice Hall Inc. Upper Saddle River, 2002
Materiais online: http://ciencia.nasa.gov/



A atmosfera se estende para cima por muitas centenas de quilômetros. Seu limite superior, a uma altitude de cerca de 2000-3000 km, até certo ponto condicional, uma vez que os gases que a compõem, gradualmente rarefeitos, passam para o espaço do mundo. A composição química da atmosfera, pressão, densidade, temperatura e suas outras propriedades físicas mudam com a altura. Como mencionado anteriormente, a composição química do ar até uma altura de 100 km não muda significativamente. Um pouco mais alto, a atmosfera também consiste principalmente de nitrogênio e oxigênio. Mas em altitudes 100-110 km, Sob a influência da radiação ultravioleta do sol, as moléculas de oxigênio são divididas em átomos e o oxigênio atômico aparece. Acima de 110-120 km quase todo o oxigênio se torna atômico. Supõe-se que acima de 400-500 km os gases que compõem a atmosfera também estão no estado atômico.

A pressão e a densidade do ar diminuem rapidamente com a altura. Embora a atmosfera se estenda para cima por centenas de quilômetros, a maior parte dela está localizada em uma camada bastante fina adjacente à superfície da Terra em suas partes mais baixas. Então, na camada entre o nível do mar e as altitudes 5-6 km metade da massa da atmosfera está concentrada na camada 0-16 km-90%, e na camada 0-30 km- 99%. A mesma diminuição rápida na massa de ar ocorre acima de 30 km. Se peso 1 m 3 ar na superfície da Terra é 1033 g, então a uma altura de 20 kmé igual a 43 g, e a uma altura de 40 km apenas 4 anos

A uma altitude de 300-400 km e acima, o ar é tão rarefeito que durante o dia sua densidade muda muitas vezes. Estudos mostraram que essa mudança na densidade está relacionada à posição do Sol. A maior densidade do ar é por volta do meio-dia, a menor à noite. Isso é parcialmente explicado pelo fato de que as camadas superiores da atmosfera reagem às mudanças na radiação eletromagnética do Sol.

A mudança na temperatura do ar com a altura também é desigual. De acordo com a natureza da mudança de temperatura com a altura, a atmosfera é dividida em várias esferas, entre as quais existem camadas de transição, as chamadas pausas, onde a temperatura muda pouco com a altura.

Aqui estão os nomes e as principais características das esferas e camadas de transição.

Vamos apresentar os dados básicos sobre as propriedades físicas dessas esferas.

Troposfera. As propriedades físicas da troposfera são amplamente determinadas pela influência da superfície da Terra, que é seu limite inferior. A maior altura da troposfera é observada nas zonas equatoriais e tropicais. Aqui atinge 16-18 km e relativamente pouco sujeito a mudanças diárias e sazonais. Acima das regiões polares e adjacentes, o limite superior da troposfera situa-se, em média, a um nível de 8-10 km. Em latitudes médias, varia de 6-8 a 14-16 km.

O poder vertical da troposfera depende significativamente da natureza dos processos atmosféricos. Muitas vezes, durante o dia, o limite superior da troposfera sobre um determinado ponto ou área diminui ou aumenta vários quilômetros. Isto é principalmente devido a mudanças na temperatura do ar.

Mais de 4/5 da massa da atmosfera terrestre e quase todo o vapor d'água nela contido estão concentrados na troposfera. Além disso, da superfície da Terra até o limite superior da troposfera, a temperatura cai em média 0,6° para cada 100 m, ou 6° para 1 km elevar . Isso se deve ao fato de que o ar na troposfera é aquecido e resfriado principalmente a partir da superfície da Terra.

De acordo com o influxo de energia solar, a temperatura diminui do equador para os pólos. Assim, a temperatura média do ar perto da superfície terrestre no equador atinge +26°, nas regiões polares -34°, -36° no inverno e cerca de 0° no verão. Assim, a diferença de temperatura entre o equador e o pólo é de 60° no inverno e apenas 26° no verão. É verdade que temperaturas tão baixas no Ártico no inverno são observadas apenas perto da superfície da Terra devido ao resfriamento do ar sobre as extensões de gelo.

No inverno, na Antártida Central, a temperatura do ar na superfície do manto de gelo é ainda mais baixa. Na estação de Vostok em agosto de 1960, a temperatura mais baixa do globo foi registrada -88,3°, e na maioria das vezes na Antártida Central é -45°, -50°.

De uma altura, a diferença de temperatura entre o equador e o pólo diminui. Por exemplo, na altura 5 km no equador a temperatura atinge -2°, -4°, e na mesma altura no Ártico Central -37°, -39° no inverno e -19°, -20° no verão; portanto, a diferença de temperatura no inverno é de 35-36° e no verão de 16-17°. No hemisfério sul, essas diferenças são um pouco maiores.

A energia da circulação atmosférica pode ser determinada por contratos de temperatura do pólo equador. Como os contrastes de temperatura são maiores no inverno, os processos atmosféricos são mais intensos do que no verão. Isso também explica o fato de que os ventos de oeste predominantes na troposfera no inverno têm velocidades mais altas do que no verão. Neste caso, a velocidade do vento, via de regra, aumenta com a altura, atingindo um máximo no limite superior da troposfera. O transporte horizontal é acompanhado por movimentos aéreos verticais e movimentos turbulentos (desordenados). Devido à ascensão e queda de grandes volumes de ar, nuvens se formam e se dispersam, a precipitação ocorre e para. A camada de transição entre a troposfera e a esfera sobrejacente é tropopausa. Acima dela fica a estratosfera.

Estratosfera estende-se das alturas 8-17 a 50-55 km. Foi inaugurado no início do nosso século. Em termos de propriedades físicas, a estratosfera difere nitidamente da troposfera, pois a temperatura do ar aqui, como regra, aumenta em média de 1 a 2 ° por quilômetro de elevação e no limite superior, a uma altura de 50 a 55 km, até se torna positivo. O aumento da temperatura nesta área é causado pela presença de ozônio (O 3) aqui, que é formado sob a influência da radiação ultravioleta do Sol. A camada de ozônio cobre quase toda a estratosfera. A estratosfera é muito pobre em vapor de água. Não há processos violentos de formação de nuvens e nem precipitação.

Mais recentemente, assumiu-se que a estratosfera é um ambiente relativamente calmo, onde não ocorre mistura de ar, como na troposfera. Portanto, acreditava-se que os gases na estratosfera são divididos em camadas, de acordo com sua gravidade específica. Daí o nome da estratosfera ("stratus" - em camadas). Acreditava-se também que a temperatura na estratosfera é formada sob a influência do equilíbrio radiativo, ou seja, quando a radiação solar absorvida e refletida são iguais.

Novos dados de radiossondas e foguetes meteorológicos mostraram que a estratosfera, assim como a alta troposfera, está sujeita a intensa circulação de ar com grandes variações de temperatura e vento. Aqui, como na troposfera, o ar experimenta movimentos verticais significativos, movimentos turbulentos com fortes correntes de ar horizontais. Tudo isso é resultado de uma distribuição de temperatura não uniforme.

A camada de transição entre a estratosfera e a esfera sobrejacente é estratopausa. No entanto, antes de prosseguir com as características das camadas superiores da atmosfera, vamos nos familiarizar com a chamada ozonosfera, cujos limites correspondem aproximadamente aos limites da estratosfera.

Ozônio na atmosfera. O ozônio desempenha um papel importante na criação do regime de temperatura e correntes de ar na estratosfera. O ozônio (O 3) é sentido por nós após uma tempestade quando inalamos ar limpo com um sabor agradável. No entanto, aqui não falaremos sobre esse ozônio formado após uma tempestade, mas sobre o ozônio contido na camada 10-60 km com um máximo a uma altura de 22-25 km. O ozônio é produzido pela ação dos raios ultravioletas do sol e, embora sua quantidade total seja insignificante, desempenha um papel importante na atmosfera. O ozônio tem a capacidade de absorver a radiação ultravioleta do sol e, assim, protege o mundo animal e vegetal de seus efeitos nocivos. Mesmo aquela pequena fração de raios ultravioleta que atinge a superfície da terra queima muito o corpo quando uma pessoa gosta excessivamente de tomar banho de sol.

A quantidade de ozônio não é a mesma em diferentes partes da Terra. Há mais ozônio nas latitudes altas, menos nas latitudes médias e baixas, e essa quantidade varia de acordo com a mudança das estações do ano. Mais ozônio na primavera, menos no outono. Além disso, suas flutuações não periódicas ocorrem em função da circulação horizontal e vertical da atmosfera. Muitos processos atmosféricos estão intimamente relacionados com o teor de ozônio, uma vez que tem um efeito direto sobre o campo de temperatura.

No inverno, durante a noite polar, em altas latitudes, a camada de ozônio emite e resfria o ar. Como resultado, na estratosfera de altas latitudes (no Ártico e Antártico), forma-se uma região fria no inverno, um redemoinho ciclônico estratosférico com grandes gradientes horizontais de temperatura e pressão, que provoca ventos de oeste sobre as latitudes médias do globo.

No verão, em condições de um dia polar, em altas latitudes, a camada de ozônio absorve o calor solar e aquece o ar. Como resultado do aumento da temperatura na estratosfera de altas latitudes, uma região de calor e um vórtice anticiclônico estratosférico são formados. Portanto, nas latitudes médias do globo acima de 20 km no verão, os ventos de leste prevalecem na estratosfera.

Mesosfera. Observações com foguetes meteorológicos e outros métodos estabeleceram que o aumento geral de temperatura observado na estratosfera termina em altitudes de 50-55 km. Acima desta camada, a temperatura cai novamente e perto do limite superior da mesosfera (cerca de 80 km) atinge -75°, -90°. Além disso, a temperatura aumenta novamente com a altura.

É interessante notar que a diminuição da temperatura com a altura, característica da mesosfera, ocorre de forma diferente em diferentes latitudes e ao longo do ano. Em baixas latitudes, a queda de temperatura ocorre mais lentamente do que em altas latitudes: o gradiente de temperatura vertical médio para a mesosfera é, respectivamente, 0,23° - 0,31° por 100 m ou 2,3°-3,1° por 1 km. No verão é muito maior do que no inverno. Como mostrado pelas últimas pesquisas em altas latitudes, a temperatura no limite superior da mesosfera no verão é várias dezenas de graus mais baixa do que no inverno. Na mesosfera superior a uma altura de cerca de 80 km na camada da mesopausa, a diminuição da temperatura com a altura pára e começa o seu aumento. Aqui, sob a camada de inversão no crepúsculo ou antes do nascer do sol com tempo claro, são observadas nuvens finas e brilhantes, iluminadas pelo sol abaixo do horizonte. Contra o fundo escuro do céu, eles brilham com uma luz azul-prateada. Portanto, essas nuvens são chamadas de prateadas.

A natureza das nuvens noctilucentes ainda não é bem compreendida. Por muito tempo acreditou-se que eles eram compostos de poeira vulcânica. No entanto, a ausência de fenômenos ópticos característicos de nuvens vulcânicas reais levou à rejeição desta hipótese. Em seguida, foi sugerido que as nuvens noctilucentes são compostas de poeira cósmica. Nos últimos anos, foi proposta a hipótese de que essas nuvens são compostas de cristais de gelo, como nuvens cirros comuns. O nível de localização das nuvens noctilucentes é determinado pela camada de atraso devido a inversão de temperatura durante a transição da mesosfera para a termosfera a uma altura de cerca de 80 km. Uma vez que a temperatura na camada de subinversão atinge -80°C e inferior, as condições mais favoráveis ​​são criadas aqui para a condensação do vapor de água, que entra aqui da estratosfera como resultado do movimento vertical ou por difusão turbulenta. Nuvens noctilucentes são geralmente observadas no verão, às vezes em grande número e por vários meses.

Observações de nuvens noctilucentes estabeleceram que no verão em seu nível os ventos são altamente variáveis. A velocidade do vento varia muito: de 50 a 100 a várias centenas de quilômetros por hora.

Temperatura em altitude. Uma representação visual da natureza da distribuição de temperatura com altura, entre a superfície da Terra e altitudes de 90-100 km, no inverno e verão no hemisfério norte, é dada na Figura 5. As superfícies que separam as esferas são representadas aqui por negrito linhas tracejadas. No fundo, a troposfera se destaca bem, com uma diminuição característica da temperatura com a altura. Acima da tropopausa, na estratosfera, ao contrário, a temperatura aumenta com a altura em geral e nas alturas de 50-55 km atinge + 10°, -10°. Vamos prestar atenção a um detalhe importante. No inverno, na estratosfera de altas latitudes, a temperatura acima da tropopausa cai de -60 para -75 ° e apenas acima de 30 km sobe novamente para -15°. No verão, a partir da tropopausa, a temperatura aumenta com a altura e em 50 km atinge + 10°. Acima da estratopausa, a temperatura volta a diminuir com a altura, e a um nível de 80 km não excede -70°, -90°.

Da figura 5 segue que na camada 10-40 km a temperatura do ar no inverno e no verão em altas latitudes é muito diferente. No inverno, durante a noite polar, a temperatura aqui atinge -60°, -75°, e no verão um mínimo de -45° está próximo da tropopausa. Acima da tropopausa, a temperatura aumenta e em altitudes de 30-35 kmé apenas -30°, -20°, que é causado pelo aquecimento do ar na camada de ozônio durante o dia polar. Também decorre da figura que, mesmo em uma estação e no mesmo nível, a temperatura não é a mesma. Sua diferença entre diferentes latitudes excede 20-30°. Neste caso, a falta de homogeneidade é especialmente significativa na camada de baixa temperatura (18-30 km) e na camada de temperaturas máximas (50-60 km) na estratosfera, bem como na camada de baixas temperaturas na mesosfera superior (75-85km).

As temperaturas médias mostradas na Figura 5 são baseadas em observações no hemisfério norte, mas de acordo com as informações disponíveis, elas também podem ser atribuídas ao hemisfério sul. Algumas diferenças existem principalmente em altas latitudes. Sobre a Antártida no inverno, a temperatura do ar na troposfera e na estratosfera inferior é visivelmente mais baixa do que no Ártico Central.

Ventos em alta. A distribuição sazonal da temperatura determina um sistema bastante complexo de correntes de ar na estratosfera e na mesosfera.

A Figura 6 mostra uma seção vertical do campo de vento na atmosfera entre a superfície da Terra e uma altura de 90 km inverno e verão no hemisfério norte. As isolinhas mostram as velocidades médias do vento predominante (em EM). Segue-se da figura que o regime de ventos no inverno e no verão na estratosfera é bastante diferente. No inverno, tanto na troposfera quanto na estratosfera, os ventos de oeste prevalecem com velocidades máximas iguais a cerca de

100 EM a uma altura de 60-65 km. No verão, os ventos de oeste prevalecem apenas até as alturas de 18-20 km. Mais alto eles se tornam orientais, com velocidades máximas de até 70 EM a uma altura de 55-60km.

No verão, acima da mesosfera, os ventos tornam-se de oeste e, no inverno, de leste.

Termosfera. Acima da mesosfera está a termosfera, que é caracterizada por um aumento na temperatura com altura. De acordo com os dados obtidos, principalmente com a ajuda de foguetes, verificou-se que na termosfera já está no nível de 150 km a temperatura do ar atinge 220-240 °, e no nível de 200 km acima de 500°. Acima, a temperatura continua a subir e no nível de 500-600 km excede 1500°. Com base nos dados obtidos durante os lançamentos de satélites terrestres artificiais, verificou-se que na termosfera superior a temperatura atinge cerca de 2000° e flutua significativamente durante o dia. Surge a questão de como explicar uma temperatura tão alta nas altas camadas da atmosfera. Lembre-se de que a temperatura de um gás é uma medida da velocidade média das moléculas. Na parte mais baixa e mais densa da atmosfera, as moléculas de gás que compõem o ar geralmente colidem umas com as outras quando se movem e transferem instantaneamente energia cinética umas para as outras. Portanto, a energia cinética em um meio denso é, em média, a mesma. Em camadas altas, onde a densidade do ar é muito baixa, as colisões entre moléculas localizadas a grandes distâncias ocorrem com menos frequência. Quando a energia é absorvida, a velocidade das moléculas no intervalo entre as colisões muda muito; além disso, as moléculas de gases mais leves se movem a uma velocidade mais alta do que as moléculas de gases pesados. Como resultado, a temperatura dos gases pode ser diferente.

Nos gases rarefeitos, existem relativamente poucas moléculas de tamanhos muito pequenos (gases leves). Se eles se moverem em altas velocidades, a temperatura em um determinado volume de ar será alta. Na termosfera, cada centímetro cúbico de ar contém dezenas e centenas de milhares de moléculas de vários gases, enquanto na superfície da Terra existem cerca de cem milhões de bilhões delas. Portanto, temperaturas excessivamente altas nas altas camadas da atmosfera, mostrando a velocidade de movimento das moléculas neste meio muito fino, não podem causar nem um leve aquecimento do corpo aqui localizado. Assim como uma pessoa não sente calor ao ofuscar lâmpadas elétricas, embora os filamentos em um meio rarefeito aqueçam instantaneamente até vários milhares de graus.

Na termosfera inferior e na mesosfera, a maior parte das chuvas de meteoros queima antes de atingir a superfície da Terra.

Informações disponíveis sobre camadas atmosféricas acima de 60-80 km ainda são insuficientes para conclusões finais sobre a estrutura, regime e processos que neles se desenvolvem. No entanto, sabe-se que na mesosfera superior e na termosfera inferior, o regime de temperatura é criado como resultado da transformação do oxigênio molecular (O 2) em oxigênio atômico (O), que ocorre sob a ação da radiação solar ultravioleta. Na termosfera, o regime de temperatura é muito influenciado por corpuscular, raios-X e radiação. radiação ultravioleta do sol. Aqui, mesmo durante o dia, há mudanças bruscas de temperatura e vento.

Ionização atmosférica. A característica mais interessante da atmosfera acima de 60-80 kmé ela ionizacao, ou seja, o processo de formação de um grande número de partículas eletricamente carregadas - íons. Como a ionização dos gases é característica da termosfera inferior, ela também é chamada de ionosfera.

Os gases na ionosfera estão principalmente no estado atômico. Sob a ação da radiação ultravioleta e corpuscular do Sol, que possuem alta energia, ocorre o processo de separação de elétrons de átomos neutros e moléculas de ar. Esses átomos e moléculas, tendo perdido um ou mais elétrons, tornam-se carregados positivamente, e um elétron livre pode se reconectar a um átomo ou molécula neutra e dotá-los de sua carga negativa. Esses átomos e moléculas carregados positiva e negativamente são chamados de íons, e os gases ionizado, isto é, tendo recebido uma carga elétrica. Em uma concentração mais alta de íons, os gases tornam-se eletricamente condutores.

O processo de ionização ocorre mais intensamente em camadas espessas limitadas por alturas de 60-80 e 220-400 km. Nestas camadas, existem condições ideais para a ionização. Aqui, a densidade do ar é visivelmente maior do que na atmosfera superior, e o influxo de radiação ultravioleta e corpuscular do Sol é suficiente para o processo de ionização.

A descoberta da ionosfera é uma das conquistas mais importantes e brilhantes da ciência. Afinal, uma característica distintiva da ionosfera é sua influência na propagação das ondas de rádio. Nas camadas ionizadas, as ondas de rádio são refletidas e, portanto, a comunicação de rádio de longo alcance se torna possível. Átomos-íons carregados refletem ondas de rádio curtas e voltam novamente à superfície da Terra, mas já a uma distância considerável do local de transmissão de rádio. Obviamente, ondas de rádio curtas fazem esse caminho várias vezes e, assim, a comunicação de rádio de longo alcance é garantida. Se não fosse pela ionosfera, então, para a transmissão de sinais de estações de rádio a longas distâncias, seria necessário construir dispendiosas linhas de retransmissão de rádio.

No entanto, sabe-se que às vezes as comunicações de rádio de ondas curtas são interrompidas. Isso ocorre como resultado de explosões cromosféricas no Sol, devido às quais a radiação ultravioleta do Sol aumenta acentuadamente, levando a fortes distúrbios da ionosfera e do campo magnético da Terra - tempestades magnéticas. Durante tempestades magnéticas, a comunicação de rádio é interrompida, pois o movimento de partículas carregadas depende do campo magnético. Durante tempestades magnéticas, a ionosfera reflete as ondas de rádio pior ou as passa para o espaço. Principalmente com uma mudança na atividade solar, acompanhada de um aumento da radiação ultravioleta, a densidade eletrônica da ionosfera e a absorção de ondas de rádio durante o dia aumentam, levando à interrupção das comunicações de rádio de ondas curtas.

De acordo com uma nova pesquisa, em uma poderosa camada ionizada existem zonas onde a concentração de elétrons livres atinge uma concentração ligeiramente maior do que nas camadas vizinhas. Quatro dessas zonas são conhecidas, localizadas em altitudes de cerca de 60-80, 100-120, 180-200 e 300-400 km e estão marcados com letras D, E, F 1 e F 2 . Com o aumento da radiação do Sol, partículas carregadas (corpúsculos) sob a influência do campo magnético da Terra são desviadas para altas latitudes. Ao entrar na atmosfera, os corpúsculos intensificam a ionização dos gases a tal ponto que seu brilho começa. É assim auroras- na forma de belos arcos multicoloridos que se iluminam no céu noturno, principalmente nas altas latitudes da Terra. Auroras são acompanhadas por fortes tempestades magnéticas. Nesses casos, as auroras tornam-se visíveis nas latitudes médias e, em casos raros, até na zona tropical. Assim, por exemplo, a intensa aurora observada de 21 a 22 de janeiro de 1957 foi visível em quase todas as regiões do sul de nosso país.

Ao fotografar auroras de dois pontos localizados a várias dezenas de quilômetros, a altura da aurora é determinada com grande precisão. As auroras geralmente estão localizadas a uma altitude de cerca de 100 km, muitas vezes eles são encontrados a uma altitude de várias centenas de quilômetros, e às vezes a um nível de cerca de 1000 km. Embora a natureza das auroras tenha sido elucidada, ainda existem muitas questões não resolvidas relacionadas a esse fenômeno. As razões para a diversidade de formas de auroras ainda são desconhecidas.

De acordo com o terceiro satélite soviético, entre as alturas 200 e 1000 km durante o dia, predominam íons positivos de oxigênio molecular dividido, ou seja, oxigênio atômico (O). Cientistas soviéticos estão estudando a ionosfera com a ajuda de satélites artificiais da série Kosmos. Cientistas americanos também estão estudando a ionosfera com a ajuda de satélites.

A superfície que separa a termosfera da exosfera flutua dependendo das mudanças na atividade solar e outros fatores. Verticalmente, essas flutuações chegam a 100-200 km e mais.

Exosfera (esfera de dispersão) - a parte mais alta da atmosfera, localizada acima de 800 km. Ela é pouco estudada. De acordo com os dados de observações e cálculos teóricos, a temperatura na exosfera aumenta com a altura presumivelmente até 2000°. Em contraste com a ionosfera inferior, os gases na exosfera são tão rarefeitos que suas partículas, movendo-se em grandes velocidades, quase nunca se encontram.

Até há relativamente pouco tempo, assumia-se que o limite condicional da atmosfera está localizado a uma altitude de cerca de 1000 km. No entanto, com base na desaceleração dos satélites artificiais da Terra, foi estabelecido que em altitudes de 700-800 km em 1 cm3 contém até 160 mil íons positivos de oxigênio atômico e nitrogênio. Isso dá motivos para supor que as camadas carregadas da atmosfera se estendem no espaço por uma distância muito maior.

Em altas temperaturas, no limite condicional da atmosfera, as velocidades das partículas de gás atingem aproximadamente 12 km/s Nessas velocidades, os gases gradualmente deixam a região da gravidade da Terra para o espaço interplanetário. Isso vem acontecendo por muito tempo. Por exemplo, partículas de hidrogênio e hélio são removidas para o espaço interplanetário ao longo de vários anos.

No estudo das altas camadas da atmosfera, dados ricos foram obtidos tanto de satélites das séries Kosmos e Elektron, quanto de foguetes geofísicos e estações espaciais Mars-1, Luna-4, etc. Observações diretas de astronautas também foram valiosas. Assim, de acordo com fotografias tiradas no espaço por V. Nikolaeva-Tereshkova, descobriu-se que a uma altitude de 19 km há uma camada de poeira da Terra. Isso também foi confirmado pelos dados obtidos pela tripulação da espaçonave Voskhod. Aparentemente, existe uma estreita relação entre a camada de poeira e o chamado nuvens de madrepérola,às vezes observado em altitudes de cerca de 20-30km.

Da atmosfera ao espaço sideral. Suposições anteriores de que fora da atmosfera da Terra, no espaço interplanetário

espaço, os gases são muito rarefeitos e a concentração de partículas não excede várias unidades em 1 cm3, não foram justificados. Estudos mostraram que o espaço próximo à Terra é preenchido com partículas carregadas. Com base nisso, foi apresentada uma hipótese sobre a existência de zonas ao redor da Terra com um conteúdo marcadamente aumentado de partículas carregadas, ou seja, cintos de radiação- interno e externo. Novos dados ajudaram a esclarecer. Descobriu-se que também existem partículas carregadas entre os cinturões de radiação internos e externos. Seu número varia dependendo da atividade geomagnética e solar. Assim, de acordo com a nova suposição, em vez de cinturões de radiação, existem zonas de radiação sem limites claramente definidos. Os limites das zonas de radiação mudam dependendo da atividade solar. Com sua intensificação, ou seja, quando manchas e jatos de gás aparecem no Sol, ejetados ao longo de centenas de milhares de quilômetros, aumenta o fluxo de partículas cósmicas, que alimentam as zonas de radiação da Terra.

As zonas de radiação são perigosas para pessoas que voam em naves espaciais. Portanto, antes do vôo para o espaço, o estado e a posição das zonas de radiação são determinados e a órbita da espaçonave é escolhida de tal forma que ela passe fora das regiões de radiação aumentada. No entanto, as altas camadas da atmosfera, bem como o espaço sideral próximo à Terra, ainda não foram suficientemente estudados.

No estudo das altas camadas da atmosfera e do espaço próximo à Terra, são usados ​​dados ricos obtidos de satélites da série Kosmos e estações espaciais.

As camadas altas da atmosfera são as menos estudadas. No entanto, os métodos modernos de estudá-lo nos permitem esperar que nos próximos anos uma pessoa conheça muitos detalhes da estrutura da atmosfera no fundo da qual vive.

Em conclusão, apresentamos um corte vertical esquemático da atmosfera (Fig. 7). Aqui, as altitudes em quilômetros e a pressão do ar em milímetros são plotadas verticalmente e a temperatura é plotada horizontalmente. A curva sólida mostra a mudança na temperatura do ar com a altitude. Nas alturas correspondentes, foram anotados os fenômenos mais importantes observados na atmosfera, bem como as alturas máximas atingidas pelas radiossondas e outros meios de sondagem da atmosfera.

Seu limite superior está a uma altitude de 8-10 km em latitudes polares, 10-12 km em latitudes temperadas e 16-18 km em latitudes tropicais; menor no inverno do que no verão. A camada inferior e principal da atmosfera. Contém mais de 80% da massa total do ar atmosférico e cerca de 90% de todo o vapor de água presente na atmosfera. A turbulência e a convecção são fortemente desenvolvidas na troposfera, aparecem nuvens, desenvolvem-se ciclones e anticiclones. A temperatura diminui com a altitude com um gradiente vertical médio de 0,65°/100 m

Para "condições normais" na superfície da Terra são tomadas: densidade 1,2 kg/m3, pressão barométrica 101,35 kPa, temperatura mais 20 °C e umidade relativa de 50%. Esses indicadores condicionais têm um valor puramente de engenharia.

Estratosfera

A camada da atmosfera localizada a uma altitude de 11 a 50 km. Uma ligeira mudança na temperatura na camada de 11-25 km (camada inferior da estratosfera) e seu aumento na camada de 25-40 km de -56,5 para 0,8 ° (estratosfera superior ou região de inversão) são típicos. Tendo atingido um valor de cerca de 273 K (quase 0°C) a uma altitude de cerca de 40 km, a temperatura mantém-se constante até uma altitude de cerca de 55 km. Essa região de temperatura constante é chamada de estratopausa e é a fronteira entre a estratosfera e a mesosfera.

Estratopausa

A camada limite da atmosfera entre a estratosfera e a mesosfera. Existe um máximo na distribuição vertical da temperatura (cerca de 0 °C).

Mesosfera

mesopausa

Camada de transição entre a mesosfera e a termosfera. Há um mínimo na distribuição vertical de temperatura (cerca de -90°C).

Linha Karman

Altitude acima do nível do mar, que é convencionalmente aceita como o limite entre a atmosfera da Terra e o espaço.

Termosfera

O limite superior é de cerca de 800 km. A temperatura sobe para altitudes de 200-300 km, onde atinge valores da ordem de 1500 K, após o que permanece quase constante até altas altitudes. Sob a influência da radiação solar ultravioleta e de raios-x e da radiação cósmica, o ar é ionizado ("luzes polares") - as principais regiões da ionosfera estão dentro da termosfera. Em altitudes acima de 300 km, predomina o oxigênio atômico.

Exosfera (esfera de dispersão)

Até uma altura de 100 km, a atmosfera é uma mistura homogênea e bem misturada de gases. Nas camadas mais altas, a distribuição dos gases em altura depende de suas massas moleculares, a concentração de gases mais pesados ​​diminui mais rapidamente com a distância da superfície da Terra. Devido à diminuição da densidade do gás, a temperatura cai de 0°C na estratosfera para -110°C na mesosfera. No entanto, a energia cinética de partículas individuais em altitudes de 200 a 250 km corresponde a uma temperatura de ~1500°C. Acima de 200 km, flutuações significativas na temperatura e na densidade do gás são observadas no tempo e no espaço.

A uma altitude de cerca de 2.000-3.000 km, a exosfera passa gradualmente para o chamado vácuo espacial próximo, que é preenchido com partículas altamente rarefeitas de gás interplanetário, principalmente átomos de hidrogênio. Mas este gás é apenas parte da matéria interplanetária. A outra parte é composta por partículas semelhantes a poeira de origem cometária e meteórica. Além de partículas semelhantes a poeira extremamente rarefeitas, a radiação eletromagnética e corpuscular de origem solar e galáctica penetra nesse espaço.

A troposfera representa cerca de 80% da massa da atmosfera, a estratosfera representa cerca de 20%; a massa da mesosfera não é superior a 0,3%, a termosfera é inferior a 0,05% da massa total da atmosfera. Com base nas propriedades elétricas na atmosfera, a neutrosfera e a ionosfera são distinguidas. Atualmente, acredita-se que a atmosfera se estenda a uma altitude de 2.000-3.000 km.

Dependendo da composição do gás na atmosfera, eles emitem homosfera e heterosfera. heterosfera- esta é uma área onde a gravidade afeta a separação dos gases, uma vez que sua mistura a tal altura é desprezível. Daí segue a composição variável da heterosfera. Abaixo dela encontra-se uma parte homogênea e bem misturada da atmosfera, chamada de homosfera. O limite entre essas camadas é chamado de turbopausa, fica a uma altitude de cerca de 120 km.

Propriedades físicas

A espessura da atmosfera é de aproximadamente 2.000 a 3.000 km da superfície da Terra. A massa total de ar - (5,1-5,3)? 10 18 kg. A massa molar do ar limpo e seco é 28,966. Pressão a 0 °C ao nível do mar 101,325 kPa; temperatura crítica ?140,7°C; pressão crítica 3,7 MPa; Cp 1,0048?10? J/(kg K) (a 0°C), Cv 0,7159 10? J/(kg K) (a 0°C). Solubilidade do ar em água a 0°С - 0,036%, a 25°С - 0,22%.

Propriedades fisiológicas e outras da atmosfera

Já a uma altitude de 5 km acima do nível do mar, uma pessoa não treinada desenvolve fome de oxigênio e, sem adaptação, o desempenho de uma pessoa é significativamente reduzido. É aqui que termina a zona fisiológica da atmosfera. A respiração humana torna-se impossível a uma altitude de 15 km, embora até cerca de 115 km a atmosfera contenha oxigênio.

A atmosfera nos fornece o oxigênio que precisamos para respirar. No entanto, devido à diminuição da pressão total da atmosfera, à medida que se sobe a uma altura, a pressão parcial de oxigênio também diminui de acordo.

Os pulmões humanos contêm constantemente cerca de 3 litros de ar alveolar. A pressão parcial de oxigênio no ar alveolar à pressão atmosférica normal é de 110 mm Hg. Art., pressão de dióxido de carbono - 40 mm Hg. Art., e vapor de água - 47 mm Hg. Arte. Com o aumento da altitude, a pressão do oxigênio cai e a pressão total de vapor de água e dióxido de carbono nos pulmões permanece quase constante - cerca de 87 mm Hg. Arte. O fluxo de oxigênio para os pulmões parará completamente quando a pressão do ar circundante se tornar igual a esse valor.

A uma altitude de cerca de 19-20 km, a pressão atmosférica cai para 47 mm Hg. Arte. Portanto, nessa altura, a água e o fluido intersticial começam a ferver no corpo humano. Fora da cabine pressurizada nessas altitudes, a morte ocorre quase instantaneamente. Assim, do ponto de vista da fisiologia humana, o "espaço" já começa a uma altitude de 15 a 19 km.

Camadas densas de ar - a troposfera e a estratosfera - nos protegem dos efeitos nocivos da radiação. Com suficiente rarefação do ar, em altitudes superiores a 36 km, a radiação ionizante, raios cósmicos primários, tem um efeito intenso no corpo; em altitudes superiores a 40 km, a parte ultravioleta do espectro solar, que é perigosa para os seres humanos, opera.

À medida que nos elevamos a uma altura cada vez maior acima da superfície da Terra, fenômenos que nos são familiares observados nas camadas mais baixas da atmosfera, como a propagação do som, o surgimento da sustentação e arrasto aerodinâmico, a transferência de calor por convecção, etc. ., enfraquecem gradualmente e depois desaparecem completamente.

Em camadas rarefeitas de ar, a propagação do som é impossível. Até altitudes de 60 a 90 km, ainda é possível usar a resistência do ar e a sustentação para um voo aerodinâmico controlado. Mas a partir de altitudes de 100-130 km, os conceitos do número M e da barreira do som familiares a todo piloto perdem seu significado, passa a Linha Karman condicional, além da qual começa a esfera de vôo puramente balístico, que só pode ser controlada usando forças reativas.

Em altitudes acima de 100 km, a atmosfera também é privada de outra propriedade notável - a capacidade de absorver, conduzir e transferir energia térmica por convecção (ou seja, por meio de mistura de ar). Isso significa que vários elementos de equipamentos, equipamentos da estação espacial orbital não poderão ser resfriados de fora da maneira que geralmente é feito em um avião - com a ajuda de jatos de ar e radiadores de ar. A tal altura, como no espaço em geral, a única maneira de transferir calor é a radiação térmica.

Composição da atmosfera

A atmosfera da Terra consiste principalmente de gases e várias impurezas (poeira, gotas de água, cristais de gelo, sais marinhos, produtos de combustão).

A concentração de gases que compõem a atmosfera é quase constante, com exceção da água (H 2 O) e do dióxido de carbono (CO 2).

Composição do ar seco

Gás	Contente por volume, %	Contente por peso, %
Azoto	78,084	75,50
Oxigênio	20,946	23,10
Argônio	0,932	1,286
Água	0,5-4	-
Dióxido de carbono	0,032	0,046
Néon	1,818 × 10 −3	1,3 × 10 −3
Hélio	4,6 × 10 −4	7,2 × 10 −5
Metano	1,7 × 10 −4	-
Krypton	1,14 × 10 −4	2,9 × 10 −4
Hidrogênio	5 × 10 −5	7,6 × 10 −5
Xenon	8,7 × 10 −6	-
Óxido nitroso	5 × 10 −5	7,7 × 10 −5

Além dos gases indicados na tabela, a atmosfera contém SO 2, NH 3, CO, ozônio, hidrocarbonetos, HCl, vapores, I 2 e muitos outros gases em pequenas quantidades. Na troposfera há constantemente uma grande quantidade de partículas sólidas e líquidas em suspensão (aerossóis).

História da formação da atmosfera

De acordo com a teoria mais comum, a atmosfera da Terra esteve em quatro composições diferentes ao longo do tempo. Inicialmente, consistia em gases leves (hidrogênio e hélio) capturados do espaço interplanetário. Este chamado atmosfera primária(cerca de quatro bilhões de anos atrás). No estágio seguinte, a atividade vulcânica ativa levou à saturação da atmosfera com outros gases além do hidrogênio (dióxido de carbono, amônia, vapor de água). É assim atmosfera secundária(cerca de três bilhões de anos antes de nossos dias). Essa atmosfera era restauradora. Além disso, o processo de formação da atmosfera foi determinado pelos seguintes fatores:

• vazamento de gases leves (hidrogênio e hélio) no espaço interplanetário;
• reações químicas que ocorrem na atmosfera sob a influência da radiação ultravioleta, descargas de raios e alguns outros fatores.

Gradualmente, esses fatores levaram à formação atmosfera terciária, caracterizado por um teor muito menor de hidrogênio e um teor muito maior de nitrogênio e dióxido de carbono (formado como resultado de reações químicas de amônia e hidrocarbonetos).

Azoto

A formação de uma grande quantidade de N 2 deve-se à oxidação da atmosfera de amônia-hidrogênio pelo O 2 molecular, que começou a vir da superfície do planeta como resultado da fotossíntese, a partir de 3 bilhões de anos atrás. O N 2 também é liberado na atmosfera como resultado da desnitrificação de nitratos e outros compostos contendo nitrogênio. O nitrogênio é oxidado pelo ozônio a NO na alta atmosfera.

O nitrogênio N 2 entra em reações apenas sob condições específicas (por exemplo, durante uma descarga atmosférica). A oxidação do nitrogênio molecular pelo ozônio durante as descargas elétricas é utilizada na produção industrial de fertilizantes nitrogenados. Pode ser oxidado com baixo consumo de energia e convertido em uma forma biologicamente ativa por cianobactérias (algas verde-azuladas) e bactérias nódulos que formam rizóbios simbiose com leguminosas, as chamadas. estrume verde.

Oxigênio

A composição da atmosfera começou a mudar radicalmente com o advento dos organismos vivos na Terra, como resultado da fotossíntese, acompanhada pela liberação de oxigênio e absorção de dióxido de carbono. Inicialmente, o oxigênio era gasto na oxidação de compostos reduzidos - amônia, hidrocarbonetos, a forma ferrosa do ferro contida nos oceanos, etc. Ao final dessa etapa, o teor de oxigênio na atmosfera começou a crescer. Gradualmente, formou-se uma atmosfera moderna com propriedades oxidantes. Como isso causou mudanças sérias e abruptas em muitos processos que ocorrem na atmosfera, litosfera e biosfera, esse evento foi chamado de Catástrofe do Oxigênio.

Dióxido de carbono

O conteúdo de CO 2 na atmosfera depende da atividade vulcânica e dos processos químicos nas conchas da Terra, mas acima de tudo - da intensidade da biossíntese e decomposição da matéria orgânica na biosfera da Terra. Quase toda a biomassa atual do planeta (cerca de 2,4 × 10 12 toneladas) é formada devido ao dióxido de carbono, nitrogênio e vapor d'água contidos no ar atmosférico. Enterrada no oceano, pântanos e florestas, a matéria orgânica se transforma em carvão, petróleo e gás natural. (ver Ciclo geoquímico do carbono)

gases nobres

Poluição do ar

Recentemente, o homem começou a influenciar a evolução da atmosfera. O resultado de suas atividades foi um aumento constante e significativo do teor de dióxido de carbono na atmosfera devido à combustão de combustíveis de hidrocarbonetos acumulados em épocas geológicas anteriores. Grandes quantidades de CO 2 são consumidas durante a fotossíntese e absorvidas pelos oceanos do mundo. Este gás entra na atmosfera devido à decomposição de rochas carbonáticas e substâncias orgânicas de origem vegetal e animal, bem como devido ao vulcanismo e atividades de produção humana. Nos últimos 100 anos, o teor de CO 2 na atmosfera aumentou 10%, sendo a maior parte (360 bilhões de toneladas) proveniente da queima de combustíveis. Se a taxa de crescimento da combustão de combustível continuar, nos próximos 50 a 60 anos a quantidade de CO 2 na atmosfera dobrará e poderá levar a mudanças climáticas globais.

A combustão de combustível é a principal fonte de gases poluentes (CO , , SO 2). O dióxido de enxofre é oxidado pelo oxigênio atmosférico a SO 3 na alta atmosfera, que por sua vez interage com vapor de água e amônia, e o ácido sulfúrico resultante (H 2 SO 4) e sulfato de amônio ((NH 4) 2 SO 4) retornam ao a superfície da Terra sob a forma de um chamado. chuva ácida. O uso de motores de combustão interna leva a uma poluição significativa do ar com óxidos de nitrogênio, hidrocarbonetos e compostos de chumbo (tetraetil chumbo Pb (CH 3 CH 2) 4)).

A poluição da atmosfera por aerossóis é causada tanto por causas naturais (erupção vulcânica, tempestades de poeira, arrastamento de gotículas de água do mar e pólen de plantas, etc.) .). A intensa remoção em larga escala de partículas sólidas para a atmosfera é uma das possíveis causas das mudanças climáticas no planeta.

Literatura

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2. N. V. Gusakova "Environmental Chemistry", Rostov-on-Don: Phoenix, 2004, 192 s ISBN 5-222-05386-5
3. Sokolov V. A. Geoquímica de gases naturais, M., 1971;
4. McEwen M., Phillips L.. Atmospheric Chemistry, M., 1978;
5. Wark K., Warner S., poluição do ar. Fontes e controle, trad. do inglês, M.. 1980;
6. Monitoramento da poluição de fundo de ambientes naturais. dentro. 1, L., 1982.

Veja também

Links

atmosfera da Terra

A composição da terra. Ar

O ar é uma mistura mecânica de vários gases que compõem a atmosfera da Terra. O ar é essencial para a respiração dos organismos vivos e é amplamente utilizado na indústria.

O fato de o ar ser uma mistura, e não uma substância homogênea, foi comprovado durante os experimentos do cientista escocês Joseph Black. Durante um deles, o cientista descobriu que quando a magnésia branca (carbonato de magnésio) é aquecida, “ar preso”, ou seja, dióxido de carbono, é liberado, e magnésia queimada (óxido de magnésio) é formada. Em contraste, quando o calcário é queimado, o “ar preso” é removido. Com base nesses experimentos, o cientista concluiu que a diferença entre álcalis carbônicos e cáusticos é que o primeiro inclui o dióxido de carbono, que é um dos componentes do ar. Hoje sabemos que, além do dióxido de carbono, a composição do ar terrestre inclui:

A proporção de gases na atmosfera terrestre indicada na tabela é típica para suas camadas inferiores, até uma altura de 120 km. Nestas áreas encontra-se uma região bem misturada e homogênea, chamada de homosfera. Acima da homosfera encontra-se a heterosfera, que é caracterizada pela decomposição de moléculas de gás em átomos e íons. As regiões são separadas umas das outras por uma turbopausa.

A reação química na qual, sob a influência da radiação solar e cósmica, as moléculas se decompõem em átomos, é chamada de fotodissociação. Durante o decaimento do oxigênio molecular, é formado o oxigênio atômico, que é o principal gás da atmosfera em altitudes acima de 200 km. Em altitudes acima de 1200 km, hidrogênio e hélio, que são os gases mais leves, começam a predominar.

Como a maior parte do ar está concentrada nas 3 camadas atmosféricas inferiores, as mudanças na composição do ar em altitudes acima de 100 km não têm um efeito perceptível na composição geral da atmosfera.

O nitrogênio é o gás mais comum, representando mais de três quartos do volume de ar da Terra. O nitrogênio moderno foi formado pela oxidação da atmosfera inicial de amônia-hidrogênio com oxigênio molecular, que é formado durante a fotossíntese. Atualmente, uma pequena quantidade de nitrogênio da atmosfera entra na atmosfera como resultado da desnitrificação - o processo de redução de nitratos a nitritos, seguido pela formação de óxidos gasosos e nitrogênio molecular, que é produzido por procariontes anaeróbios. Algum nitrogênio entra na atmosfera durante as erupções vulcânicas.

Na alta atmosfera, quando exposto a descargas elétricas com a participação do ozônio, o nitrogênio molecular é oxidado a monóxido de nitrogênio:

N 2 + O 2 → 2NO

Em condições normais, o monóxido reage imediatamente com o oxigênio para formar óxido nitroso:

2NO + O 2 → 2N 2 O

O nitrogênio é o elemento químico mais importante da atmosfera terrestre. O nitrogênio faz parte das proteínas, fornece nutrição mineral às plantas. Ele determina a taxa de reações bioquímicas, desempenha o papel de um diluente de oxigênio.

O oxigênio é o segundo gás mais abundante na atmosfera da Terra. A formação deste gás está associada à atividade fotossintética de plantas e bactérias. E quanto mais diversos e numerosos organismos fotossintéticos se tornaram, mais significativo se tornou o processo de conteúdo de oxigênio na atmosfera. Uma pequena quantidade de oxigênio pesado é liberada durante a desgaseificação do manto.

Nas camadas superiores da troposfera e da estratosfera, sob a influência da radiação solar ultravioleta (denominamos hν), o ozônio é formado:

O 2 + hν → 2O

Como resultado da ação da mesma radiação ultravioleta, o ozônio decai:

O 3 + hν → O 2 + O

O 3 + O → 2O 2

Como resultado da primeira reação, o oxigênio atômico é formado, como resultado do segundo - oxigênio molecular. Todas as 4 reações são chamadas de mecanismo de Chapman, em homenagem ao cientista britânico Sidney Chapman que as descobriu em 1930.

O oxigênio é usado para a respiração dos organismos vivos. Com sua ajuda, ocorrem os processos de oxidação e combustão.

O ozônio serve para proteger os organismos vivos da radiação ultravioleta, que causa mutações irreversíveis. A maior concentração de ozônio é observada na estratosfera inferior dentro do chamado. camada de ozônio ou tela de ozônio situada em altitudes de 22-25 km. O conteúdo de ozônio é pequeno: sob pressão normal, todo o ozônio da atmosfera terrestre ocuparia uma camada de apenas 2,91 mm de espessura.

A formação do terceiro gás mais comum na atmosfera, o argônio, assim como o neônio, o hélio, o criptônio e o xenônio, está associada a erupções vulcânicas e ao decaimento de elementos radioativos.

Em particular, o hélio é um produto do decaimento radioativo do urânio, tório e rádio: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (nessas reações, o α- partícula é um núcleo de hélio, que no processo de perda de energia captura elétrons e se torna 4 He).

O argônio é formado durante o decaimento do isótopo radioativo do potássio: 40 K → 40 Ar + γ.

O néon escapa das rochas ígneas.

O criptônio é formado como o produto final do decaimento do urânio (235 U e 238 U) e do tório Th.

A maior parte do criptônio atmosférico foi formado nos estágios iniciais da evolução da Terra como resultado do decaimento de elementos transurânicos com uma meia-vida fenomenalmente curta ou veio do espaço, cujo conteúdo de criptônio é dez milhões de vezes maior do que na Terra .

O xenônio é o resultado da fissão do urânio, mas a maior parte desse gás é remanescente dos estágios iniciais da formação da Terra, da atmosfera primária.

O dióxido de carbono entra na atmosfera como resultado de erupções vulcânicas e no processo de decomposição da matéria orgânica. Seu conteúdo na atmosfera das latitudes médias da Terra varia muito dependendo das estações do ano: no inverno, a quantidade de CO 2 aumenta e no verão diminui. Essa flutuação está ligada à atividade das plantas que usam dióxido de carbono no processo de fotossíntese.

O hidrogênio é formado como resultado da decomposição da água pela radiação solar. Mas, sendo o mais leve dos gases que compõem a atmosfera, escapa constantemente para o espaço sideral e, portanto, seu conteúdo na atmosfera é muito pequeno.

O vapor de água é o resultado da evaporação da água da superfície de lagos, rios, mares e terras.

A concentração dos principais gases nas camadas inferiores da atmosfera, com exceção do vapor d'água e do dióxido de carbono, é constante. Em pequenas quantidades, a atmosfera contém óxido de enxofre SO 2, amônia NH 3, monóxido de carbono CO, ozônio O 3, cloreto de hidrogênio HCl, fluoreto de hidrogênio HF, monóxido de nitrogênio NO, hidrocarbonetos, vapor de mercúrio Hg, iodo I 2 e muitos outros. Na camada atmosférica inferior da troposfera, há constantemente uma grande quantidade de partículas sólidas e líquidas em suspensão.

As fontes de material particulado na atmosfera terrestre são erupções vulcânicas, pólen de plantas, microorganismos e, mais recentemente, atividades humanas como a queima de combustíveis fósseis em processos de fabricação. As menores partículas de poeira, que são os núcleos de condensação, são as causas da formação de nevoeiros e nuvens. Sem partículas sólidas constantemente presentes na atmosfera, a precipitação não cairia sobre a Terra.