Atmosfera a început să se formeze odată cu formarea Pământului. În cursul evoluției planetei și pe măsură ce parametrii ei s-au apropiat de valorile moderne, au existat modificări fundamental calitative în compoziția sa chimică și în proprietățile fizice. Conform modelului evolutiv, într-un stadiu incipient, Pământul era în stare topit și s-a format ca un corp solid acum aproximativ 4,5 miliarde de ani. Această piatră de hotar este considerată începutul cronologiei geologice. Din acel moment, a început evoluția lentă a atmosferei. Unele procese geologice (de exemplu, revărsări de lavă în timpul erupțiilor vulcanice) au fost însoțite de eliberarea de gaze din intestinele Pământului. Acestea includ azot, amoniac, metan, vapori de apă, oxid de CO2 și dioxid de carbon CO2. Sub influența radiației ultraviolete solare, vaporii de apă s-au descompus în hidrogen și oxigen, dar oxigenul eliberat a reacționat cu monoxidul de carbon, formând dioxid de carbon. Amoniacul descompus în azot și hidrogen. Hidrogenul, în procesul de difuzie, s-a ridicat și a părăsit atmosfera, în timp ce azotul mai greu nu a putut scăpa și s-a acumulat treptat, devenind componenta principală, deși o parte din el a fost legată în molecule ca urmare a reacțiilor chimice ( cm. CHIMIA ATMOSFEREI). Sub influența razelor ultraviolete și a descărcărilor electrice, un amestec de gaze care erau prezente în atmosfera inițială a Pământului a intrat în reacții chimice, în urma cărora s-au format substanțe organice, în special aminoacizi. Odată cu apariția plantelor primitive, a început procesul de fotosinteză, însoțit de eliberarea de oxigen. Acest gaz, mai ales după difuzia în atmosfera superioară, a început să-și protejeze straturile inferioare și suprafața Pământului de radiațiile ultraviolete și de raze X care pun viața în pericol. Conform estimărilor teoretice, conținutul de oxigen, care este de 25.000 de ori mai mic decât acum, ar putea duce deja la formarea unui strat de ozon cu doar jumătate din cantitatea actuală. Cu toate acestea, acest lucru este deja suficient pentru a oferi o protecție foarte semnificativă a organismelor de efectele dăunătoare ale razelor ultraviolete.

Este probabil ca atmosfera primară să fi conținut mult dioxid de carbon. A fost consumat în timpul fotosintezei, iar concentrația sa trebuie să fi scăzut pe măsură ce lumea vegetală a evoluat, dar și datorită absorbției în timpul unor procese geologice. În măsura în care Efectul de seră asociate cu prezența dioxidului de carbon în atmosferă, fluctuațiile concentrației acestuia sunt una dintre cauzele importante ale unor astfel de schimbări climatice la scară largă în istoria Pământului, cum ar fi epocile glaciare.

Heliul prezent în atmosfera modernă este în mare parte un produs al dezintegrarii radioactive a uraniului, toriului și radiului. Aceste elemente radioactive emit particule a, care sunt nucleele atomilor de heliu. Deoarece o sarcină electrică nu se formează și nu dispare în timpul dezintegrarii radioactive, odată cu formarea fiecărei particule a apar doi electroni care, recombinându-se cu particulele a, formează atomi de heliu neutri. Elementele radioactive sunt conținute în minerale dispersate în grosimea rocilor, astfel încât o parte semnificativă din heliul format ca urmare a descompunerii radioactive este stocată în ele, volatilizându-se foarte lent în atmosferă. O anumită cantitate de heliu se ridică în exosferă datorită difuziei, dar din cauza afluxului constant de la suprafața pământului, volumul acestui gaz în atmosferă rămâne aproape neschimbat. Pe baza analizei spectrale a luminii stelelor și a studiului meteoriților, este posibil să se estimeze abundența relativă a diferitelor elemente chimice din Univers. Concentrația de neon în spațiu este de aproximativ zece miliarde de ori mai mare decât pe Pământ, krypton - de zece milioane de ori și xenon - de un milion de ori. De aici rezultă că concentrația acestor gaze inerte, aparent prezente inițial în atmosfera Pământului și nereumplute în cursul reacțiilor chimice, a scăzut foarte mult, probabil chiar în stadiul de pierdere a atmosferei sale primare de către Pământ. O excepție este gazul inert de argon, deoarece se formează încă sub forma izotopului 40 Ar în procesul de dezintegrare radioactivă a izotopului de potasiu.

Distribuția presiunii barometrice.

Greutatea totală a gazelor atmosferice este de aproximativ 4,5 10 15 tone.Astfel, „greutatea” atmosferei pe unitatea de suprafață, sau presiunea atmosferică, este de aproximativ 11 t/m2 = 1,1 kg/cm2 la nivelul mării. Presiune egală cu P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Artă. = 1 atm, luată ca presiune atmosferică medie standard. Pentru o atmosferă în echilibru hidrostatic avem: d P= -rgd h, ceea ce înseamnă că pe intervalul de înălțimi de la h inainte de h+d h are loc egalitatea între modificarea presiunii atmosferice d Pși greutatea elementului corespunzător al atmosferei cu unitate de suprafață, densitate r și grosime d h. Ca raport între presiune R si temperatura T se folosește ecuația de stare a unui gaz ideal cu densitatea r, care este destul de aplicabilă pentru atmosfera terestră: P= r R T/m, unde m este greutatea moleculară și R = 8,3 J/(K mol) este constanta universală a gazului. Apoi dlog P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, unde gradientul de presiune este pe o scară logaritmică. Reciproca lui H se numește scara înălțimii atmosferei.

Când se integrează această ecuație pentru o atmosferă izotermă ( T= const) sau, la rândul său, acolo unde o astfel de aproximare este acceptabilă, se obține legea barometrică a distribuției presiunii cu înălțimea: P = P 0 exp(- h/H 0), unde citirea înălțimii h produs de la nivelul oceanului, unde este presiunea medie standard P 0 . Expresie H 0=R T/ mg, se numește scara de înălțime, care caracterizează întinderea atmosferei, cu condiția ca temperatura din aceasta să fie aceeași peste tot (atmosfera izotermă). Dacă atmosfera nu este izotermă, atunci este necesar să se integreze ținând cont de schimbarea temperaturii cu înălțimea și a parametrului H- unele caracteristici locale ale straturilor atmosferei, in functie de temperatura acestora si de proprietatile mediului.

Atmosfera standard.

Model (tabel cu valorile parametrilor principali) corespunzător presiunii standard la baza atmosferei R 0 și compoziția chimică se numește atmosfera standard. Mai precis, acesta este un model condiționat al atmosferei, pentru care valorile medii ale temperaturii, presiunii, densității, vâscozității și altor caracteristici ale aerului pentru o latitudine de 45° 32° 33І sunt stabilite la altitudini de la 2 km sub mări nivel până la limita exterioară a atmosferei pământului. Parametrii atmosferei medii la toate altitudinile au fost calculați folosind ecuația de stare a gazului ideal și legea barometrică. presupunând că la nivelul mării presiunea este de 1013,25 hPa (760 mmHg) și temperatura este de 288,15 K (15,0°C). După natura distribuției verticale a temperaturii, atmosfera medie este formată din mai multe straturi, în fiecare dintre ele temperatura fiind aproximată printr-o funcție liniară a înălțimii. În cel mai de jos strat - troposferă (h Ј 11 km), temperatura scade cu 6,5 ° C cu fiecare kilometru de urcare. La altitudini mari, valoarea și semnul gradientului vertical de temperatură se modifică de la strat la strat. Peste 790 km, temperatura este de aproximativ 1000 K și practic nu se modifică odată cu înălțimea.

Atmosfera standard este un standard actualizat periodic, legalizat, emis sub formă de tabele.

Tabelul 1. Modelul standard al atmosferei terestre

Tabelul 1. MODEL STANDARD DE ATMOSFERĂ Pământului. Tabelul arată: h- înălțimea față de nivelul mării, R- presiune, T– temperatura, r – densitatea, N este numărul de molecule sau atomi pe unitatea de volum, H- scara de inaltime, l este lungimea drumului liber. Presiunea și temperatura la o altitudine de 80–250 km, obținute din datele rachetelor, au valori mai mici. Valorile extrapolate pentru înălțimi mai mari de 250 km nu sunt foarte precise.
h(km)	P(mbar)	T(°C)	r (g/cm 3)	N(cm -3)	H(km)	l(cm)
0	1013	288	1,22 10 -3	2,55 10 19	8,4	7,4 10 -6
1	899	281	1,11 10 -3	2.31 10 19		8,1 10 -6
2	795	275	1,01 10 -3	2.10 10 19		8,9 10 -6
3	701	268	9,1 10 -4	1,89 10 19		9,9 10 -6
4	616	262	8,2 10 -4	1,70 10 19		1,1 10 -5
5	540	255	7,4 10 -4	1,53 10 19	7,7	1,2 10 -5
6	472	249	6,6 10 -4	1,37 10 19		1,4 10 -5
8	356	236	5,2 10 -4	1.09 10 19		1,7 10 -5
10	264	223	4,1 10 -4	8,6 10 18	6,6	2,2 10 -5
15	121	214	1,93 10 -4	4,0 10 18		4,6 10 -5
20	56	214	8,9 10 -5	1,85 10 18	6,3	1,0 10 -4
30	12	225	1,9 10 -5	3,9 10 17	6,7	4,8 10 -4
40	2,9	268	3,9 10 -6	7,6 10 16	7,9	2,4 10 -3
50	0,97	276	1,15 10 -6	2,4 10 16	8,1	8,5 10 -3
60	0,28	260	3,9 10 -7	7,7 10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1,1 10 -7	2,5 10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7 10 -8	5,0 10 14	6,1	0,41
90	2,8 10 -3	210	5,0 10 -9	9 10 13	6,5	2,1
100	5,8 10 -4	230	8,8 10 -10	1,8 10 13	7,4	9
110	1,7 10 -4	260	2,1 10 –10	5.4 10 12	8,5	40
120	6 10 -5	300	5,6 10 -11	1,8 10 12	10,0	130
150	5 10 -6	450	3,2 10 -12	9 10 10	15	1,8 10 3
200	5 10 -7	700	1,6 10 -13	5 10 9	25	3 10 4
250	9 10 -8	800	3 10 -14	8 10 8	40	3 10 5
300	4 10 -8	900	8 10 -15	3 10 8	50
400	8 10 -9	1000	1 10 –15	5 10 7	60
500	2 10 -9	1000	2 10 -16	1 10 7	70
700	2 10 –10	1000	2 10 -17	1 10 6	80
1000	1 10 –11	1000	1 10 -18	1 10 5	80

troposfera.

Stratul cel mai de jos și cel mai dens al atmosferei, în care temperatura scade rapid odată cu înălțimea, se numește troposferă. Conține până la 80% din masa totală a atmosferei și se extinde la latitudini polare și medii până la înălțimi de 8–10 km, iar la tropice până la 16–18 km. Aici se dezvoltă aproape toate procesele de formare a vremii, schimbul de căldură și umiditate are loc între Pământ și atmosfera sa, se formează nori, apar diverse fenomene meteorologice, apar ceață și precipitații. Aceste straturi ale atmosferei terestre sunt în echilibru convectiv și, datorită amestecării active, au o compoziție chimică omogenă, în principal din azot molecular (78%) și oxigen (21%). Marea majoritate a poluanților atmosferici cu aerosoli și gaze naturali și artificiali sunt concentrați în troposferă. Dinamica părții inferioare a troposferei cu o grosime de până la 2 km depinde puternic de proprietățile suprafeței subiacente a Pământului, care determină mișcările orizontale și verticale ale aerului (vânturilor) datorită transferului de căldură dintr-un pământ mai cald prin radiația IR a suprafeței terestre, care este absorbită în troposferă, în principal de vapori de apă și dioxid de carbon (efect de seră). Distribuția temperaturii cu înălțimea se stabilește ca urmare a amestecării turbulente și convective. În medie, corespunde unei scăderi a temperaturii cu înălțimea de aproximativ 6,5 K/km.

Viteza vântului în stratul limită de suprafață crește mai întâi rapid odată cu înălțimea, iar mai sus continuă să crească cu 2–3 km/s pe kilometru. Uneori, în troposferă există fluxuri planetare înguste (cu o viteză mai mare de 30 km/s), cele vestice la latitudini medii și cele estice în apropierea ecuatorului. Se numesc curenti cu jet.

tropopauza.

La limita superioară a troposferei (tropopauza), temperatura atinge valoarea minimă pentru atmosfera inferioară. Acesta este stratul de tranziție dintre troposferă și stratosferă de deasupra acestuia. Grosimea tropopauzei este de la sute de metri la 1,5–2 km, iar temperatura și respectiv altitudinea variază de la 190 la 220 K și de la 8 la 18 km, în funcție de latitudinea geografică și anotimp. La latitudini temperate și înalte, iarna este cu 1–2 km mai jos decât vara și cu 8–15 K mai cald. La tropice, schimbările sezoniere sunt mult mai reduse (altitudine 16–18 km, temperatură 180–200 K). De mai sus curente cu jet posibilă ruptură a tropopauzei.

Apa în atmosfera Pământului.

Cea mai importantă caracteristică a atmosferei Pământului este prezența unei cantități semnificative de vapori de apă și apă sub formă de picături, care se observă cel mai ușor sub formă de nori și structuri de nori. Gradul de acoperire cu nori a cerului (la un anumit moment sau în medie într-o anumită perioadă de timp), exprimat pe o scară de 10 puncte sau ca procent, se numește înnorare. Forma norilor este determinată de clasificarea internațională. În medie, norii acoperă aproximativ jumătate din glob. Înnorarea este un factor important care caracterizează vremea și clima. În timpul iernii și nopții, înnorabilitatea împiedică scăderea temperaturii suprafeței pământului și a stratului de aer de la suprafață, vara și ziua slăbește încălzirea suprafeței pământului de către razele solare, înmuiind clima din interiorul continentelor.

nori.

Norii sunt acumulări de picături de apă suspendate în atmosferă (nori de apă), cristale de gheață (nori de gheață) sau ambele (nori amestecați). Pe măsură ce picăturile și cristalele devin mai mari, ele cad din nori sub formă de precipitații. Norii se formează în principal în troposferă. Acestea rezultă din condensarea vaporilor de apă din aer. Diametrul picăturilor de nor este de ordinul mai multor microni. Conținutul de apă lichidă din nori este de la fracții la câteva grame pe m3. Norii se disting prin înălțime: Conform clasificării internaționale, există 10 genuri de nori: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

În stratosferă se observă și nori sidefați, iar nori noctilucenți în mezosferă.

Nori Cirrus - nori transparenți sub formă de fire subțiri albe sau voaluri cu o strălucire mătăsoasă, care nu dau umbră. Norii ciruri sunt formați din cristale de gheață și se formează în troposfera superioară la temperaturi foarte scăzute. Unele tipuri de nori cirrus servesc ca vestigii ale schimbărilor vremii.

Norii Cirrocumulus sunt creste sau straturi de nori albi subtiri in troposfera superioara. Norii Cirrocumulus sunt construiți din elemente mici care arată ca fulgi, ondulații, bile mici fără umbre și constau în principal din cristale de gheață.

Nori Cirrostratus - un văl translucid albicios în troposfera superioară, de obicei fibros, uneori neclar, format din cristale de gheață cu ace mici sau columnare.

Norii altocumulus sunt nori albi, gri sau alb-gri din straturile inferioare și mijlocii ale troposferei. Norii altocumulus arată ca niște straturi și creste, parcă ar fi construite din plăci situate una peste alta, mase rotunjite, arbori, fulgi. Norii altocumulus se formează în timpul activității convective intense și constau de obicei din picături de apă suprarăcite.

Norii altostratus sunt nori cenușii sau albăstrui cu o structură fibroasă sau uniformă. În troposfera mijlocie se observă nori altostratus, extinzându-se pe câțiva kilometri înălțime și uneori pe mii de kilometri pe direcție orizontală. De obicei, norii altostratus fac parte din sistemele de nori frontali asociate cu mișcările ascendente ale maselor de aer.

Nori Nimbostratus - un strat amorf joasă (de la 2 km și mai sus) de nori de o culoare cenușie uniformă, dând naștere la ploaie sau ninsoare. Norii Nimbostratus - foarte dezvoltați pe verticală (până la câțiva km) și pe orizontală (câteva mii de km), constau din picături de apă suprarăcită amestecate cu fulgi de zăpadă, de obicei asociați cu fronturi atmosferice.

Nori stratus - nori de nivel inferior sub forma unui strat omogen, fără contururi definite, de culoare gri. Înălțimea norilor stratus deasupra suprafeței pământului este de 0,5–2 km. Din nori stratus cade burniță ocazională.

Norii cumulus sunt nori densi, albi strălucitori în timpul zilei, cu o dezvoltare verticală semnificativă (până la 5 km sau mai mult). Părțile superioare ale norilor cumulus arată ca cupole sau turnuri cu contururi rotunjite. Norii cumuluși se formează de obicei ca nori de convecție în mase de aer rece.

Nori stratocumulus - nori joase (sub 2 km) sub formă de straturi nefibroase gri sau albe sau creste de blocuri rotunde mari. Grosimea verticală a norilor stratocumulus este mică. Ocazional, norii stratocumulus dau precipitații ușoare.

Norii cumulonimbus sunt nori puternici si densi cu o puternica dezvoltare verticala (pana la o inaltime de 14 km), dand precipitatii abundente cu furtuni, grindina, furtuni. Norii cumulonimbus se dezvoltă din nori cumulus puternici, diferiți de ei în partea superioară, constând din cristale de gheață.

Stratosferă.

Prin tropopauză, în medie la altitudini de la 12 la 50 km, troposfera trece în stratosferă. În partea inferioară, pentru aproximativ 10 km, adică. până la înălțimi de aproximativ 20 km, este izotermă (temperatura aproximativ 220 K). Apoi crește odată cu altitudinea, atingând un maxim de aproximativ 270 K la o altitudine de 50–55 km. Aici este granița dintre stratosferă și mezosfera de deasupra, numită stratopauză. .

Există mult mai puțini vapori de apă în stratosferă. Cu toate acestea, se observă ocazional nori subțiri de sidef transluci, care apar ocazional în stratosferă la o înălțime de 20–30 km. Norii sidefați sunt vizibili pe cerul întunecat după apus și înainte de răsărit. Ca formă, norii sidefați seamănă cu norii cirrus și cirrocumulus.

Atmosfera medie (mezosfera).

La o altitudine de aproximativ 50 km, mezosfera începe cu vârful unui maxim larg de temperatură. . Motivul creșterii temperaturii în zona acestui maxim este o reacție fotochimică exotermă (adică, însoțită de eliberarea de căldură) de descompunere a ozonului: O 3 + hv® O 2 + O. Ozonul apare ca urmare a descompunerii fotochimice a oxigenului molecular O 2

Aproximativ 2+ hv® O + O și reacția ulterioară a unei triple ciocniri a unui atom și a unei molecule de oxigen cu o a treia moleculă M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Ozonul absoarbe cu lăcomie radiația ultravioletă în regiunea de la 2000 la 3000Å, iar această radiație încălzește atmosfera. Ozonul, situat în atmosfera superioară, servește ca un fel de scut care ne protejează de acțiunea radiațiilor ultraviolete de la Soare. Fără acest scut, dezvoltarea vieții pe Pământ în formele sale moderne cu greu ar fi fost posibilă.

În general, în întreaga mezosferă, temperatura atmosferei scade la valoarea sa minimă de aproximativ 180 K la limita superioară a mezosferei (numită mezopauză, înălțimea este de aproximativ 80 km). În vecinătatea mezopauzei, la altitudini de 70–90 km, poate apărea un strat foarte subțire de cristale de gheață și particule de praf vulcanic și de meteorit, observate sub forma unui spectacol frumos de nori noctilucenți. la scurt timp după apusul soarelui.

În mezosferă, în cea mai mare parte, mici particule solide de meteorit care cad pe Pământ sunt arse, provocând fenomenul meteorilor.

Meteori, meteoriți și bile de foc.

Erupțiile și alte fenomene din atmosfera superioară a Pământului cauzate de pătrunderea în acesta cu o viteză de 11 km/s și deasupra particulelor sau corpurilor cosmice solide se numesc meteoroizi. Există o urmă de meteoriți strălucitoare observată; cele mai puternice fenomene, adesea însoțite de căderea meteoriților, se numesc bile de foc; meteorii sunt asociați cu ploile de meteoriți.

ploaia de meteoriți:

1) fenomenul mai multor meteori cade pe mai multe ore sau zile dintr-un radiant.

2) un roi de meteoriți care se deplasează pe o orbită în jurul Soarelui.

Apariția sistematică a meteorilor într-o anumită regiune a cerului și în anumite zile ale anului, cauzată de intersecția orbitei Pământului cu o orbită comună a multor corpuri de meteoriți care se deplasează la viteze aproximativ aceleași și egal direcționate, datorită cărora lor căile pe cer par să iasă dintr-un punct comun (radiant). Ele sunt numite după constelația în care se află radiantul.

Ploaia de meteori face o impresie profundă cu efectele lor de lumină, dar meteorii individuali sunt rar observați. Mult mai numeroși sunt meteorii invizibili, prea mici pentru a fi văzuți în momentul în care sunt înghițiți de atmosferă. Unii dintre cei mai mici meteori probabil nu se încălzesc deloc, ci sunt doar capturați de atmosferă. Aceste particule mici, cu dimensiuni de la câțiva milimetri la zece miimi de milimetru, sunt numite micrometeoriți. Cantitatea de materie meteorică care intră în atmosferă în fiecare zi este de la 100 la 10.000 de tone, cea mai mare parte a acestei materii fiind micrometeoriți.

Deoarece materia meteorică arde parțial în atmosferă, compoziția sa de gaz este completată cu urme de diferite elemente chimice. De exemplu, meteorii de piatră aduc litiu în atmosferă. Arderea meteorilor metalici duce la formarea de mici picături sferice de fier, fier-nichel și alte picături care trec prin atmosferă și se depun pe suprafața pământului. Pot fi găsite în Groenlanda și Antarctica, unde calotele de gheață rămân aproape neschimbate ani de zile. Oceanologii le găsesc în sedimentele de pe fundul oceanului.

Majoritatea particulelor de meteori care intră în atmosferă sunt depuse în aproximativ 30 de zile. Unii oameni de știință consideră că acest praf cosmic joacă un rol important în formarea fenomenelor atmosferice precum ploaia, deoarece servește drept nuclee de condensare a vaporilor de apă. Prin urmare, se presupune că precipitațiile sunt asociate statistic cu ploi mari de meteoriți. Cu toate acestea, unii experți consideră că, deoarece aportul total de materie meteorică este de multe zeci de ori mai mare decât chiar și cu cea mai mare ploaie de meteori, modificarea cantității totale a acestui material care are loc ca urmare a unei astfel de ploaie poate fi neglijată.

Cu toate acestea, nu există nicio îndoială că cei mai mari micrometeoriți și meteoriți vizibili lasă urme lungi de ionizare în straturile înalte ale atmosferei, în principal în ionosferă. Astfel de urme pot fi folosite pentru comunicații radio pe distanțe lungi, deoarece reflectă undele radio de înaltă frecvență.

Energia meteorilor care intră în atmosferă este cheltuită în principal, și poate complet, pentru încălzirea acesteia. Aceasta este una dintre componentele minore ale echilibrului termic al atmosferei.

Un meteorit este un corp solid de origine naturală care a căzut la suprafața Pământului din spațiu. De obicei, distinge piatra, piatra de fier și meteoriți de fier. Acestea din urmă sunt compuse în principal din fier și nichel. Dintre meteoriții găsiți, cei mai mulți au o greutate de la câteva grame până la câteva kilograme. Cel mai mare dintre cele găsite, meteoritul de fier Goba cântărește aproximativ 60 de tone și se află încă în același loc în care a fost descoperit, în Africa de Sud. Majoritatea meteoriților sunt fragmente de asteroizi, dar este posibil ca unii meteoriți să fi venit pe Pământ de pe Lună și chiar de pe Marte.

O minge de foc este un meteor foarte strălucitor, observat uneori chiar și în timpul zilei, lăsând adesea în urmă o dâră de fum și însoțit de fenomene sonore; se termină adesea cu căderea meteoriților.

Termosferă.

Peste temperatura minimă a mezopauzei, începe termosfera, în care temperatura, la început încet, apoi repede, începe să crească din nou. Motivul este absorbția radiației ultraviolete, solare la altitudini de 150–300 km, datorită ionizării oxigenului atomic: O + hv® O++ e.

În termosferă, temperatura crește continuu până la o înălțime de aproximativ 400 km, unde ajunge la 1800 K în timpul zilei în epoca de maximă activitate solară.În epoca minimelor, această temperatură limită poate fi mai mică de 1000 K. Peste 400 K. km, atmosfera trece într-o exosferă izotermă. Nivelul critic (baza exosferei) este situat la o altitudine de aproximativ 500 km.

Aurore și multe orbite de sateliți artificiali, precum și nori noctilucenți - toate aceste fenomene apar în mezosferă și termosferă.

Lumini polare.

La latitudini mari, aurorele sunt observate în timpul perturbărilor câmpului magnetic. Acestea pot dura câteva minute, dar sunt adesea vizibile câteva ore. Aurorele variază foarte mult ca formă, culoare și intensitate, toate acestea se schimbă uneori foarte rapid în timp. Spectrul de aurore este format din linii de emisie și benzi. Unele dintre emisiile de pe cerul nopții sunt îmbunătățite în spectrul aurorei, în primul rând liniile verzi și roșii de l 5577 Å și l 6300 Å de oxigen. Se întâmplă ca una dintre aceste linii să fie de multe ori mai intensă decât cealaltă, iar asta determină culoarea vizibilă a strălucirii: verde sau roșu. Perturbațiile în câmpul magnetic sunt, de asemenea, însoțite de întreruperi ale comunicațiilor radio în regiunile polare. Perturbarea este cauzată de modificările ionosferei, ceea ce înseamnă că în timpul furtunilor magnetice operează o sursă puternică de ionizare. S-a stabilit că furtunile magnetice puternice apar atunci când există grupuri mari de pete în apropierea centrului discului solar. Observațiile au arătat că furtunile nu sunt asociate cu petele în sine, ci cu erupții solare care apar în timpul dezvoltării unui grup de pete.

Aurorele sunt o gamă de lumină de intensitate variabilă cu mișcări rapide observate în regiunile de latitudine mare ale Pământului. Aurora vizuală conține linii de emisie verzi (5577Å) și roșii (6300/6364Å) de oxigen atomic și benzi moleculare de N2, care sunt excitate de particule energetice de origine solară și magnetosferică. Aceste emisii sunt de obicei afișate la o altitudine de aproximativ 100 km și mai mult. Termenul de auroră optică este folosit pentru a se referi la aurorele vizuale și la spectrul lor de emisie din infraroșu până la ultraviolete. Energia radiației din partea infraroșie a spectrului depășește semnificativ energia regiunii vizibile. Când aurorele au apărut, s-au observat emisii în intervalul ULF (

Formele reale de aurore sunt greu de clasificat; Următorii termeni sunt cei mai des utilizați:

1. Calmează arce sau dungi uniforme. Arcul se extinde de obicei pe ~1000 km în direcția paralelei geomagnetice (spre Soare în regiunile polare) și are o lățime de la unu la câteva zeci de kilometri. O bandă este o generalizare a conceptului de arc, de obicei nu are o formă arcuită obișnuită, ci se îndoaie sub formă de S sau sub formă de spirale. Arcurile și benzile sunt situate la altitudini de 100–150 km.

2. Raze de aurora . Acest termen se referă la o structură aurorală întinsă de-a lungul liniilor de câmp magnetic cu o extensie verticală de la câteva zeci la câteva sute de kilometri. Lungimea razelor de-a lungul orizontalei este mică, de la câteva zeci de metri la câțiva kilometri. Razele sunt de obicei observate în arce sau ca structuri separate.

3. Pete sau suprafete . Acestea sunt zone izolate de strălucire care nu au o formă specifică. Petele individuale pot fi legate.

4. Voal. O formă neobișnuită de auroră, care este o strălucire uniformă care acoperă zone mari ale cerului.

Conform structurii, aurorele sunt împărțite în omogene, lustruite și strălucitoare. Se folosesc diverși termeni; arc pulsatoriu, suprafață pulsatorie, suprafață difuză, bandă radiantă, drapaj etc. Există o clasificare a aurorelor în funcție de culoarea lor. Conform acestei clasificări, aurore de tip DAR. Partea superioară sau complet este roșie (6300–6364 Å). Ele apar de obicei la altitudini de 300–400 km în timpul activității geomagnetice ridicate.

tip Aurora LA sunt colorate în roșu în partea inferioară și sunt asociate cu luminiscența benzilor primului sistem N 2 pozitiv și primului sistem O 2 negativ. Astfel de forme de aurore apar în timpul celor mai active faze ale aurorelor.

Zonele aurore – acestea sunt zone cu frecvența maximă de apariție a aurorelor pe timp de noapte, conform observatorilor la un punct fix de pe suprafața Pământului. Zonele sunt situate la 67° latitudine nordică și sudică, iar lățimea lor este de aproximativ 6°. Apariția maximă a aurorelor, corespunzătoare unui moment dat al timpului geomagnetic local, are loc în centuri de tip oval (aurore ovale), care sunt situate asimetric în jurul polilor geomagnetici nord și sud. Ovalul aurorei este fixat în coordonate latitudine-timp, iar zona aurorei este locul punctelor din regiunea de la miezul nopții a ovalului în coordonate latitudine-longitudine. Centura ovală este situată la aproximativ 23° de polul geomagnetic în sectorul de noapte și 15° în sectorul de zi.

Zone aurorale ovale și aurore. Locația ovalului aurorei depinde de activitatea geomagnetică. Ovalul devine mai larg la activitate geomagnetică ridicată. Zonele de aurora sau limitele ovale ale aurorelor sunt mai bine reprezentate prin L 6.4 decât prin coordonatele dipolului. Liniile câmpului geomagnetic de la limita sectorului de zi al ovalului aurorei coincid cu magnetopauză. Există o schimbare a poziției ovalului aurorei în funcție de unghiul dintre axa geomagnetică și direcția Pământ-Soare. Ovalul auroral este determinat și pe baza datelor privind precipitarea particulelor (electroni și protoni) a anumitor energii. Poziția sa poate fi determinată independent din datele de pe caspakh pe zi și în magnetotail.

Variația zilnică a frecvenței de apariție a aurorelor în zona aurorelor are un maxim la miezul nopții geomagnetice și un minim la amiaza geomagnetică. Pe partea aproape ecuatorială a ovalului, frecvența de apariție a aurorelor scade brusc, dar se păstrează forma variațiilor diurne. Pe partea polară a ovalului, frecvența de apariție a aurorelor scade treptat și se caracterizează prin modificări diurne complexe.

Intensitatea aurorelor.

Intensitatea Aurora determinată prin măsurarea suprafeței de luminanță aparentă. Suprafață de luminozitate eu aurore într-o anumită direcție este determinată de emisia totală 4p eu foton/(cm 2 s). Deoarece această valoare nu este luminozitatea reală a suprafeței, ci reprezintă emisia din coloană, unitatea foton/(cm 2 coloană s) este de obicei utilizată în studiul aurorelor. Unitatea uzuală de măsurare a emisiei totale este Rayleigh (Rl) egal cu 10 6 fotoni / (cm 2 coloană s). O unitate mai practică de intensitate a aurorei este determinată din emisiile unei singure linii sau benzi. De exemplu, intensitatea aurorelor este determinată de coeficienții internaționali de luminozitate (ICF) conform datelor de intensitate a liniei verzi (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (intensitatea maximă a aurorei). Această clasificare nu poate fi utilizată pentru aurore roșii. Una dintre descoperirile epocii (1957–1958) a fost stabilirea distribuției spațiale și temporale a aurorelor sub forma unui oval deplasat față de polul magnetic. Din idei simple despre forma circulară a distribuției aurorelor în raport cu polul magnetic, trecerea la fizica modernă a magnetosferei a fost finalizată. Onoarea descoperirii îi aparține lui O. Khorosheva și G. Starkov, J. Feldshtein, S-I. Aurora ovală este regiunea cu cel mai intens impact al vântului solar asupra atmosferei superioare a Pământului. Intensitatea aurorelor este cea mai mare în oval, iar dinamica acestuia este monitorizată continuu de sateliți.

Arcuri roșii aurorale stabile.

Arc roșu auroral constant, altfel numit arc roșu de latitudine medie sau M-arc, este un arc subvizual (sub limita de sensibilitate a ochiului) larg, întins de la est la vest pe mii de kilometri și înconjurând, eventual, întregul Pământ. Întinderea latitudinală a arcului este de 600 km. Emisia din arcul roșu auroral stabil este aproape monocromatică în liniile roșii l 6300 Å și l 6364 Å. Recent, au fost raportate linii de emisie slabe l 5577 Å (OI) și l 4278 Å (N + 2). Arcurile roșii persistente sunt clasificate ca aurore, dar apar la altitudini mult mai mari. Limita inferioară este situată la o altitudine de 300 km, limita superioară este de aproximativ 700 km. Intensitatea arcului roșu auroral liniștit în emisia l 6300 Å variază de la 1 la 10 kRl (o valoare tipică este de 6 kRl). Pragul de sensibilitate al ochiului la această lungime de undă este de aproximativ 10 kR, astfel încât arcurile sunt rareori observate vizual. Cu toate acestea, observațiile au arătat că luminozitatea lor este >50 kR în 10% din nopți. Durata de viață obișnuită a arcurilor este de aproximativ o zi și apar rar în zilele următoare. Undele radio de la sateliți sau surse radio care traversează arcuri roșii aurorale stabile sunt supuse scintilațiilor, indicând existența neomogenităților de densitate electronică. Explicația teoretică a arcurilor roșii este că electronii încălziți ai regiunii F ionosferele determină o creștere a atomilor de oxigen. Observațiile prin satelit arată o creștere a temperaturii electronilor de-a lungul liniilor de câmp geomagnetic care traversează arcuri roșii aurorale stabile. Intensitatea acestor arce se corelează pozitiv cu activitatea geomagnetică (furtuni), iar frecvența de apariție a arcelor se corelează pozitiv cu activitatea petelor solare.

Schimbarea aurora.

Unele forme de aurore experimentează variații de intensitate temporală cvasi-periodice și coerente. Aceste aurore, cu o geometrie aproximativ staționară și variații periodice rapide care apar în fază, sunt numite aurore în schimbare. Sunt clasificate ca aurore forme R conform Atlasului internațional al aurorelor O subdiviziune mai detaliată a aurorelor în schimbare:

R 1 (aurora pulsatorie) este o strălucire cu variații uniforme de fază în luminozitate pe toată forma aurorei. Prin definiție, într-o auroră pulsatorie ideală, părțile spațiale și temporale ale pulsației pot fi separate, i.e. luminozitatea eu(r,t)= eu s(r)· ACEASTA(t). Într-o auroră tipică R 1, pulsațiile apar cu o frecvență de 0,01 până la 10 Hz de intensitate scăzută (1–2 kR). Cele mai multe aurore R 1 sunt puncte sau arce care pulsează cu o perioadă de câteva secunde.

R 2 (aurora de foc). Acest termen este de obicei folosit pentru a se referi la mișcări precum flăcările care umplu cerul și nu pentru a descrie o singură formă. Aurorele au formă de arc și se deplasează de obicei în sus de la o înălțime de 100 km. Aceste aurore sunt relativ rare și apar mai des în afara aurorelor.

R 3 (aurora pâlpâitoare). Acestea sunt aurore cu variații rapide, neregulate sau regulate de luminozitate, dând impresia unei flăcări pâlpâitoare pe cer. Ele apar cu puțin timp înainte de prăbușirea aurorei. Frecvența de variație observată frecvent R 3 este egal cu 10 ± 3 Hz.

Termenul de aurore în flux, folosit pentru o altă clasă de aurore pulsatoare, se referă la variațiile neregulate ale luminozității care se mișcă rapid orizontal în arce și benzi de aurore.

Aurora în schimbare este unul dintre fenomenele solar-terestre care însoțesc pulsațiile câmpului geomagnetic și radiația de raze X aurorale cauzate de precipitarea particulelor de origine solară și magnetosferică.

Strălucirea calotei polare este caracterizată de o intensitate ridicată a benzii primului sistem negativ N + 2 (λ 3914 Å). De obicei, aceste benzi N + 2 sunt de cinci ori mai intense decât linia verde OI l 5577 Å; intensitatea absolută a strălucirii capacului polar este de la 0,1 la 10 kRl (de obicei 1-3 kRl). Cu aceste aurore, care apar în perioadele PCA, o strălucire uniformă acoperă întreaga calotă polară până la latitudinea geomagnetică de 60° la altitudini de 30 până la 80 km. Este generat în principal de protoni solari și particule d cu energii de 10–100 MeV, care creează un maxim de ionizare la aceste înălțimi. Există un alt tip de strălucire în zonele aurorelor, numite aurore de manta. Pentru acest tip de strălucire aurorală, intensitatea maximă zilnică în orele dimineții este de 1–10 kR, iar intensitatea minimă este de cinci ori mai slabă. Observațiile aurorelor de manta sunt puține, iar intensitatea lor depinde de activitatea geomagnetică și solară.

Strălucire atmosferică este definită ca radiație produsă și emisă de atmosfera unei planete. Aceasta este radiația non-termică a atmosferei, cu excepția emisiei de aurore, a descărcărilor de fulgere și a emisiei de urme de meteori. Acest termen este folosit în relație cu atmosfera pământului (strălucire nocturnă, strălucire crepusculară și strălucire de zi). Strălucirea atmosferică este doar o fracțiune din lumina disponibilă în atmosferă. Alte surse sunt lumina stelelor, lumina zodiacală și lumina împrăștiată din timpul zilei de la soare. Uneori, strălucirea atmosferei poate fi de până la 40% din cantitatea totală de lumină. Lumina aerului apare în straturile atmosferice de diferite înălțimi și grosimi. Spectrul de strălucire atmosferică acoperă lungimi de undă de la 1000 Å la 22,5 µm. Linia principală de emisie în lumina aerului este l 5577 Å, care apare la o înălțime de 90–100 km într-un strat de 30–40 km gros. Apariția strălucirii se datorează mecanismului Champen bazat pe recombinarea atomilor de oxigen. Alte linii de emisie sunt l 6300 Å, apărând în cazul recombinării disociative O + 2 și emisie NI l 5198/5201 Å și NI l 5890/5896 Å.

Intensitatea strălucirii atmosferice este măsurată în Rayleighs. Luminozitatea (în Rayleighs) este egală cu 4 rb, unde c este suprafața unghiulară a luminanței stratului emițător în unități de 10 6 fotoni/(cm 2 sr s). Intensitatea strălucirii depinde de latitudine (diferit pentru diferite emisii) și, de asemenea, variază în timpul zilei, cu un maxim aproape de miezul nopții. O corelație pozitivă a fost observată pentru strălucirea aerului în emisia l 5577 Å cu numărul de pete solare și fluxul de radiație solară la o lungime de undă de 10,7 cm.Strălucirea aerului a fost observată în timpul experimentelor prin satelit. Din spațiul cosmic, arată ca un inel de lumină în jurul Pământului și are o culoare verzuie.

Ozonosfera.

La altitudini de 20–25 km, concentrația maximă a unei cantități neglijabile de ozon O 3 (până la 2×10–7 din conținutul de oxigen!), care apare sub acțiunea radiației ultraviolete solare la altitudini de aproximativ 10 până la 50 km. km, se ajunge, protejând planeta de radiațiile solare ionizante. În ciuda numărului extrem de mic de molecule de ozon, ele protejează întreaga viață de pe Pământ de efectele nocive ale radiațiilor cu unde scurte (ultraviolete și cu raze X) de la Soare. Dacă precipitați toate moleculele la baza atmosferei, obțineți un strat de cel mult 3-4 mm grosime! La altitudini de peste 100 km, proporția gazelor ușoare crește, iar la altitudini foarte mari predomină heliul și hidrogenul; multe molecule se disociază în atomi separați, care, fiind ionizați sub influența radiației solare dure, formează ionosfera. Presiunea și densitatea aerului din atmosfera Pământului scad odată cu înălțimea. În funcție de distribuția temperaturii, atmosfera Pământului este împărțită în troposferă, stratosferă, mezosferă, termosferă și exosferă. .

La o altitudine de 20-25 km este situat strat de ozon. Ozonul se formează din cauza degradarii moleculelor de oxigen în timpul absorbției radiației ultraviolete solare cu lungimi de undă mai scurte de 0,1–0,2 microni. Oxigenul liber se combină cu moleculele de O 2 și formează ozonul de O 3, care absoarbe cu lăcomie toată lumina ultravioletă mai scurtă de 0,29 microni. Moleculele de ozon O 3 sunt ușor distruse de radiația cu unde scurte. Prin urmare, în ciuda rarefierii sale, stratul de ozon absoarbe eficient radiația ultravioletă a Soarelui, care a trecut prin straturi atmosferice mai înalte și mai transparente. Datorită acestui fapt, organismele vii de pe Pământ sunt protejate de efectele nocive ale luminii ultraviolete de la Soare.

ionosferă.

Radiația solară ionizează atomii și moleculele atmosferei. Gradul de ionizare devine semnificativ deja la o altitudine de 60 de kilometri și crește constant odată cu distanța de la Pământ. La diferite altitudini din atmosferă au loc procese succesive de disociere a diferitelor molecule și ionizarea ulterioară a diferiților atomi și ioni. Practic, acestea sunt molecule de oxigen O 2 , azot N 2 și atomii lor. În funcție de intensitatea acestor procese, diferite straturi ale atmosferei situate peste 60 de kilometri sunt numite straturi ionosferice. , iar totalitatea lor este ionosfera . Stratul inferior, a cărui ionizare este nesemnificativă, se numește neutrosferă.

Concentrația maximă de particule încărcate în ionosferă este atinsă la altitudini de 300–400 km.

Istoria studiului ionosferei.

Ipoteza existenței unui strat conducător în atmosfera superioară a fost înaintată în 1878 de omul de știință englez Stuart pentru a explica caracteristicile câmpului geomagnetic. Apoi, în 1902, independent unul de celălalt, Kennedy în SUA și Heaviside în Anglia au subliniat că pentru a explica propagarea undelor radio pe distanțe mari, este necesar să se presupună existența unor regiuni cu conductivitate ridicată în straturile înalte ale atmosfera. În 1923, academicianul M.V. Shuleikin, având în vedere caracteristicile propagării undelor radio de diferite frecvențe, a ajuns la concluzia că în ionosferă există cel puțin două straturi reflectorizante. Apoi, în 1925, cercetătorii englezi Appleton și Barnet, precum și Breit și Tuve, au demonstrat experimental pentru prima dată existența unor regiuni care reflectă undele radio și au pus bazele studiului lor sistematic. Din acel moment, a fost efectuat un studiu sistematic al proprietăților acestor straturi, numite în general ionosferă, jucând un rol semnificativ într-o serie de fenomene geofizice care determină reflexia și absorbția undelor radio, ceea ce este foarte important pentru practică. scopul, în special, de a asigura comunicații radio fiabile.

În anii 1930 au început observațiile sistematice ale stării ionosferei. La noi, la inițiativa lui M.A. Bonch-Bruevich, au fost realizate instalații pentru sonorizarea lui pulsată. Au fost investigate multe proprietăți generale ale ionosferei, înălțimile și densitatea electronică a straturilor sale principale.

La altitudini de 60–70 km, se observă stratul D; la altitudini de 100–120 km, E, la altitudini, la altitudini de 180–300 km strat dublu F 1 și F 2. Principalii parametri ai acestor straturi sunt prezentați în Tabelul 4.

Tabelul 4

Tabelul 4
Regiunea ionosferei	Inaltime maxima, km	T i , K	Zi		Noapte ne , cm -3	a΄, ρm 3 s – 1
			min ne , cm -3	Max 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 (iarnă)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2 10 –10
F 2 (vară)	250–320	1000–2000	2 10 5	8 10 5	~3 10 5	10 –10
ne este concentrația de electroni, e este sarcina electronilor, T i este temperatura ionului, a΄ este coeficientul de recombinare (care determină neși schimbarea ei în timp)

Sunt date medii deoarece variază pentru diferite latitudini, momente ale zilei și anotimpuri. Astfel de date sunt necesare pentru a asigura comunicații radio pe distanță lungă. Ele sunt utilizate în selectarea frecvențelor de operare pentru diverse legături radio cu unde scurte. Cunoașterea modificării acestora în funcție de starea ionosferei în diferite momente ale zilei și în diferite anotimpuri este extrem de importantă pentru asigurarea fiabilității comunicațiilor radio. Ionosfera este o colecție de straturi ionizate ale atmosferei terestre, începând de la altitudini de aproximativ 60 km și extinzându-se la altitudini de zeci de mii de km. Principala sursă de ionizare a atmosferei Pământului este radiația ultravioletă și de raze X ale Soarelui, care apare în principal în cromosfera solară și coroană. În plus, gradul de ionizare al atmosferei superioare este afectat de fluxurile corpusculare solare care apar în timpul erupțiilor solare, precum și de razele cosmice și particulele de meteori.

Straturi ionosferice

sunt zone din atmosferă în care sunt atinse valorile maxime ale concentrației de electroni liberi (adică numărul acestora pe unitate de volum). Electronii liberi încărcați electric și (într-o măsură mai mică, ionii mai puțin mobili) rezultați din ionizarea atomilor de gaz atmosferici, care interacționează cu undele radio (adică oscilații electromagnetice), își pot schimba direcția, reflectându-i sau refractându-i și absorbindu-le energia. Ca urmare, la recepționarea posturilor de radio la distanță, pot apărea diferite efecte, de exemplu, estomparea radioului, audibilitatea crescută a posturilor îndepărtate, pene de curent etc. fenomene.

Metode de cercetare.

Metodele clasice de studiere a ionosferei de pe Pământ sunt reduse la sondarea impulsurilor - trimiterea de impulsuri radio și observarea reflexiilor acestora din diferite straturi ale ionosferei cu măsurarea timpului de întârziere și studierea intensității și formei semnalelor reflectate. Măsurând înălțimile de reflexie a impulsurilor radio la diferite frecvențe, determinând frecvențele critice ale diferitelor regiuni (frecvența purtătoare a impulsului radio pentru care această regiune a ionosferei devine transparentă se numește frecvența critică), este posibil să se determine valoarea densității electronilor din straturi și înălțimile efective pentru frecvențele date și alegeți frecvențele optime pentru căi radio date. Odată cu dezvoltarea tehnologiei rachetelor și apariția erei spațiale a sateliților artificiali de pe Pământ (AES) și a altor nave spațiale, a devenit posibilă măsurarea directă a parametrilor plasmei spațiale din apropierea Pământului, a cărei parte inferioară este ionosfera.

Măsurătorile densității electronilor efectuate de pe rachete lansate special și de-a lungul traseelor ​​de zbor prin satelit au confirmat și rafinat datele obținute anterior prin metode la sol privind structura ionosferei, distribuția densității electronilor cu înălțimea în diferite regiuni ale Pământului și au făcut posibilă. pentru a obține valori ale densității electronice peste maximul principal - stratul F. Anterior, era imposibil să se facă acest lucru prin metode de sondare bazate pe observații ale impulsurilor radio de lungimi de undă scurte reflectate. S-a descoperit că în unele regiuni ale globului există regiuni destul de stabile cu densitate scăzută de electroni, „vânturi ionosferice” obișnuite, procese de undă deosebite apar în ionosferă care poartă perturbări ionosferice locale la mii de kilometri de locul excitației și mult mai mult. Crearea unor dispozitive de recepție deosebit de sensibile a făcut posibilă efectuarea la stațiile de sondare pulsată a ionosferei a recepției de semnale pulsate reflectate parțial din regiunile cele mai joase ale ionosferei (stație de reflexii parțiale). Utilizarea unor instalații puternice de impulsuri în intervalele de lungimi de undă contoare și decimetrice cu utilizarea antenelor care permit o concentrație mare de energie radiată a făcut posibilă observarea semnalelor împrăștiate de ionosferă la diferite înălțimi. Studiul caracteristicilor spectrelor acestor semnale, împrăștiate incoerent de electroni și ioni ai plasmei ionosferice (pentru aceasta, au fost utilizate stații de împrăștiere incoerentă a undelor radio) a făcut posibilă determinarea concentrației de electroni și ioni, echivalentul acestora. temperatura la diferite altitudini până la altitudini de câteva mii de kilometri. S-a dovedit că ionosfera este suficient de transparentă pentru frecvențele utilizate.

Concentrația sarcinilor electrice (densitatea electronilor este egală cu cea ionică) în ionosfera terestră la o înălțime de 300 km este de aproximativ 106 cm–3 în timpul zilei. O plasmă cu această densitate reflectă undele radio mai lungi de 20 m, în timp ce le transmite pe cele mai scurte.

Distribuția verticală tipică a densității electronilor în ionosferă pentru condiții de zi și de noapte.

Propagarea undelor radio în ionosferă.

Recepția stabilă a stațiilor de emisie cu rază lungă de acțiune depinde de frecvențele utilizate, precum și de ora din zi, sezon și, în plus, de activitatea solară. Activitatea solară afectează semnificativ starea ionosferei. Undele radio emise de o stație terestră se propagă în linie dreaptă, ca toate tipurile de unde electromagnetice. Cu toate acestea, trebuie luat în considerare faptul că atât suprafața Pământului, cât și straturile ionizate ale atmosferei sale servesc ca și cum plăcile unui condensator uriaș, acționând asupra lor ca acțiunea oglinzilor asupra luminii. Reflectate de ele, undele radio pot parcurge multe mii de kilometri, aplecându-se în jurul globului în salturi uriașe de sute și mii de kilometri, reflectându-se alternativ dintr-un strat de gaz ionizat și de pe suprafața Pământului sau a apei.

În anii 1920, se credea că undele radio mai scurte de 200 m nu erau în general potrivite pentru comunicații la distanță lungă din cauza absorbției puternice. Primele experimente privind recepția pe distanță lungă a undelor scurte peste Atlantic, între Europa și America, au fost efectuate de fizicianul englez Oliver Heaviside și de inginerul electric american Arthur Kennelly. Independent unul de celălalt, ei au sugerat că undeva în jurul Pământului există un strat ionizat al atmosferei care poate reflecta undele radio. A fost numit stratul Heaviside - Kennelly, iar apoi - ionosfera.

Conform conceptelor moderne, ionosfera este formată din electroni liberi încărcați negativ și ioni încărcați pozitiv, în principal oxigen molecular O + și oxid nitric NO + . Ionii și electronii se formează ca urmare a disocierii moleculelor și a ionizării atomilor de gaz neutru prin raze X solare și radiații ultraviolete. Pentru a ioniza un atom, este necesar să-l informăm despre energia de ionizare, a cărei sursă principală pentru ionosferă este radiația ultravioletă, cu raze X și corpusculară a Soarelui.

Atâta timp cât învelișul de gaz al Pământului este iluminat de Soare, în ea se formează continuu tot mai mulți electroni, dar, în același timp, unii dintre electroni, ciocnind cu ioni, se recombină, formând din nou particule neutre. După apusul soarelui, producția de noi electroni aproape se oprește, iar numărul de electroni liberi începe să scadă. Cu cât sunt mai mulți electroni liberi în ionosferă, cu atât undele de înaltă frecvență sunt reflectate din ea. Odată cu scăderea concentrației de electroni, trecerea undelor radio este posibilă numai în intervalele de frecvență joasă. De aceea, noaptea, de regulă, este posibil să primiți stații îndepărtate doar în intervalele de 75, 49, 41 și 31 m. Electronii sunt distribuiți inegal în ionosferă. La o altitudine de 50 până la 400 km, există mai multe straturi sau regiuni cu densitate de electroni crescută. Aceste zone tranzitează fără probleme una în alta și afectează propagarea undelor radio HF în moduri diferite. Stratul superior al ionosferei este notat cu litera F. Aici este cel mai înalt grad de ionizare (fracția de particule încărcate este de aproximativ 10–4). Este situat la o altitudine de peste 150 km deasupra suprafeței Pământului și joacă principalul rol reflectorizant în propagarea pe distanță lungă a undelor radio ale benzilor HF de înaltă frecvență. În lunile de vară, regiunea F se împarte în două straturi - F 1 și F 2. Stratul F1 poate ocupa înălțimi de la 200 la 250 km, iar stratul F 2 pare să „plutească” în intervalul de altitudine de 300–400 km. De obicei strat F 2 este ionizat mult mai puternic decât stratul F unu . strat de noapte F 1 dispare și strat F 2 rămâne, pierzând încet până la 60% din gradul său de ionizare. Sub stratul F, la altitudini de la 90 la 150 km, există un strat E, a cărui ionizare are loc sub influența radiațiilor moi de raze X de la Soare. Gradul de ionizare al stratului E este mai mic decât cel al F, în timpul zilei, recepția stațiilor cu benzi HF de joasă frecvență de 31 și 25 m are loc atunci când semnalele sunt reflectate din strat E. De obicei, acestea sunt stații situate la o distanță de 1000–1500 km. Noaptea într-un strat E ionizarea scade brusc, dar chiar și în acest moment continuă să joace un rol semnificativ în recepția semnalelor de la stațiile din benzile 41, 49 și 75 m.

De mare interes pentru recepţionarea semnalelor din benzile HF de înaltă frecvenţă de 16, 13 şi 11 m sunt cele care apar în zonă. E straturile intermediare (norii) de ionizare puternic crescută. Suprafața acestor nori poate varia de la câțiva la sute de kilometri pătrați. Acest strat de ionizare crescută se numește strat sporadic. Eși notat Es. Norii Es se pot deplasa în ionosferă sub influența vântului și ating viteze de până la 250 km/h. Vara, la latitudinile mijlocii în timpul zilei, originea undelor radio datorate norilor Es are loc 15-20 de zile pe lună. În apropierea ecuatorului, este aproape întotdeauna prezent, iar la latitudini mari apare de obicei noaptea. Uneori, în ani de activitate solară scăzută, când nu există trecere către benzile de HF de înaltă frecvență, stațiile îndepărtate apar brusc cu zgomot bun pe benzile de 16, 13 și 11 m, ale căror semnale au fost reflectate în mod repetat de la Es.

Cea mai joasă regiune a ionosferei este regiunea D situat la altitudini cuprinse intre 50 si 90 km. Sunt relativ puțini electroni liberi aici. Din zonă D undele lungi și medii sunt bine reflectate, iar semnalele stațiilor HF de joasă frecvență sunt puternic absorbite. După apus, ionizarea dispare foarte repede și devine posibilă recepționarea stațiilor îndepărtate în intervalele de 41, 49 și 75 m, ale căror semnale sunt reflectate din straturi. F 2 și E. Straturile separate ale ionosferei joacă un rol important în propagarea semnalelor radio HF. Impactul asupra undelor radio se datorează în principal prezenței electronilor liberi în ionosferă, deși mecanismul de propagare a undelor radio este asociat cu prezența ionilor mari. Aceștia din urmă prezintă interes și în studiul proprietăților chimice ale atmosferei, deoarece sunt mai activi decât atomii și moleculele neutre. Reacțiile chimice care au loc în ionosferă joacă un rol important în echilibrul energetic și electric al acesteia.

ionosferă normală. Observațiile efectuate cu ajutorul rachetelor și sateliților geofizici au oferit o mulțime de informații noi, indicând faptul că ionizarea atmosferei are loc sub influența radiației solare cu spectru larg. Partea sa principală (mai mult de 90%) este concentrată în partea vizibilă a spectrului. Radiația ultravioletă cu o lungime de undă mai scurtă și mai multă energie decât razele de lumină violetă este emisă de hidrogen în partea interioară a atmosferei Soarelui (cromosferă), iar radiația de raze X, care are o energie și mai mare, este emisă de gazele din exteriorul Soarelui. coajă (corona).

Starea normală (medie) a ionosferei se datorează radiației puternice constante. În ionosfera normală apar schimbări regulate sub influența rotației zilnice a Pământului și a diferențelor sezoniere în unghiul de incidență a razelor solare la amiază, dar apar și schimbări imprevizibile și bruște ale stării ionosferei.

Tulburări în ionosferă.

După cum se știe, la Soare apar manifestări puternice de activitate care se repetă ciclic, care ating un maxim la fiecare 11 ani. Observațiile din programul Anului Geofizic Internațional (IGY) au coincis cu perioada celei mai mari activități solare pentru întreaga perioadă de observații meteorologice sistematice, i.e. de la începutul secolului al XVIII-lea. În perioadele de mare activitate, luminozitatea unor zone de pe Soare crește de câteva ori, iar puterea radiațiilor ultraviolete și a razelor X crește brusc. Astfel de fenomene se numesc erupții solare. Acestea durează de la câteva minute la una sau două ore. În timpul unei erupții, plasma solară erupe (în principal protoni și electroni), iar particulele elementare se repezi în spațiul cosmic. Radiația electromagnetică și corpusculară a Soarelui în momentele unor astfel de erupții au un efect puternic asupra atmosferei Pământului.

Reacția inițială este observată la 8 minute după fulger, când radiațiile intense ultraviolete și cu raze X ajung pe Pământ. Ca urmare, ionizarea crește brusc; razele X pătrund în atmosferă până la limita inferioară a ionosferei; numărul de electroni din aceste straturi crește atât de mult încât semnalele radio sunt aproape complet absorbite („stinse”). Absorbția suplimentară a radiațiilor determină încălzirea gazului, ceea ce contribuie la dezvoltarea vântului. Gazul ionizat este un conductor electric, iar atunci când se mișcă în câmpul magnetic al Pământului, apare un efect de dinam și se generează un curent electric. Astfel de curenți pot provoca, la rândul lor, perturbări vizibile ale câmpului magnetic și se pot manifesta sub formă de furtuni magnetice.

Structura și dinamica atmosferei superioare este determinată în esență de procese termodinamice de neechilibru asociate cu ionizarea și disocierea prin radiația solară, procese chimice, excitație a moleculelor și atomilor, dezactivarea lor, ciocnirea și alte procese elementare. În acest caz, gradul de dezechilibru crește odată cu înălțimea pe măsură ce densitatea scade. Până la altitudini de 500–1000 km, și adesea chiar mai mari, gradul de dezechilibru pentru multe caracteristici ale atmosferei superioare este suficient de mic, ceea ce permite folosirea hidrodinamicii clasice și hidromagnetice cu acordarea reacțiilor chimice pentru a o descrie.

Exosfera este stratul exterior al atmosferei Pământului, începând de la altitudini de câteva sute de kilometri, din care atomii de hidrogen ușori, cu mișcare rapidă, pot scăpa în spațiul cosmic.

Edward Kononovici

Literatură:

Pudovkin M.I. Fundamentele fizicii solare. Sankt Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomia azi. Prentice Hall Inc. Râul Upper Saddle, 2002
Materiale online: http://ciencia.nasa.gov/



Atmosfera se extinde în sus pe multe sute de kilometri. Limita sa superioară, la o altitudine de aproximativ 2000-3000 km,într-o oarecare măsură condiționată, întrucât gazele care o alcătuiesc, rarefiate treptat, trec în spațiul mondial. Compoziția chimică a atmosferei, presiunea, densitatea, temperatura și celelalte proprietăți fizice ale acesteia se modifică odată cu înălțimea. După cum am menționat mai devreme, compoziția chimică a aerului până la o înălțime de 100 km nu se modifica semnificativ. Ceva mai sus, atmosfera este formată în principal din azot și oxigen. Dar la altitudini 100-110 km, Sub influența radiațiilor ultraviolete de la soare, moleculele de oxigen sunt împărțite în atomi și apare oxigenul atomic. Peste 110-120 km aproape tot oxigenul devine atomic. Se presupune că peste 400-500 km gazele care alcătuiesc atmosfera sunt și ele în stare atomică.

Presiunea și densitatea aerului scad rapid odată cu înălțimea. Deși atmosfera se extinde în sus pe sute de kilometri, cea mai mare parte este situată într-un strat destul de subțire adiacent suprafeței pământului în părțile sale cele mai joase. Deci, în stratul dintre nivelul mării și altitudinile 5-6 km jumătate din masa atmosferei este concentrată în stratul 0-16 km-90%, iar în strat 0-30 km- 99%. Aceeași scădere rapidă a masei de aer are loc peste 30 km. Dacă greutatea 1 m 3 aerul de la suprafața pământului este de 1033 g, apoi la o înălțime de 20 km este egal cu 43 g și la o înălțime de 40 km doar 4 ani

La o altitudine de 300-400 km iar mai sus, aerul este atât de rarefiat încât în ​​timpul zilei densitatea lui se schimbă de multe ori. Studiile au arătat că această modificare a densității este legată de poziția Soarelui. Cea mai mare densitate a aerului este în jurul prânzului, cea mai scăzută noaptea. Acest lucru se explică parțial prin faptul că straturile superioare ale atmosferei reacționează la modificările radiației electromagnetice ale Soarelui.

Schimbarea temperaturii aerului cu înălțimea este, de asemenea, neuniformă. După natura schimbării temperaturii cu înălțimea, atmosfera este împărțită în mai multe sfere, între care există straturi de tranziție, așa-numitele pauze, unde temperatura se modifică puțin cu înălțimea.

Iată numele și principalele caracteristici ale sferelor și straturilor de tranziție.

Să prezentăm datele de bază despre proprietățile fizice ale acestor sfere.

troposfera. Proprietățile fizice ale troposferei sunt în mare măsură determinate de influența suprafeței pământului, care este limita sa inferioară. Cea mai mare înălțime a troposferei se observă în zonele ecuatoriale și tropicale. Aici se ajunge la 16-18 kmși relativ puțin supus schimbărilor zilnice și sezoniere. Deasupra regiunilor polare și adiacente, limita superioară a troposferei se află în medie la un nivel de 8-10. km. La latitudini medii, variază de la 6-8 la 14-16 km.

Puterea verticală a troposferei depinde în mod semnificativ de natura proceselor atmosferice. Adesea, în timpul zilei, limita superioară a troposferei într-un anumit punct sau zonă scade sau crește cu câțiva kilometri. Acest lucru se datorează în principal schimbărilor de temperatură a aerului.

Mai mult de 4/5 din masa atmosferei terestre si aproape toti vaporii de apa continuti in aceasta sunt concentrati in troposfera. În plus, de la suprafața pământului până la limita superioară a troposferei, temperatura scade cu o medie de 0,6° pentru fiecare 100 m, sau 6° pentru 1. kmînălţa . Acest lucru se datorează faptului că aerul din troposferă este încălzit și răcit în principal de la suprafața pământului.

În conformitate cu afluxul de energie solară, temperatura scade de la ecuator la poli. Astfel, temperatura medie a aerului de lângă suprafața pământului la ecuator atinge +26°, peste regiunile polare -34°, -36° iarna și aproximativ 0° vara. Astfel, diferența de temperatură dintre ecuator și pol este de 60° iarna și de doar 26° vara. Adevărat, astfel de temperaturi scăzute în Arctica în timpul iernii se observă numai în apropierea suprafeței pământului, datorită răcirii aerului deasupra întinderilor de gheață.

Iarna, în Antarctica Centrală, temperatura aerului de la suprafața calotei de gheață este și mai scăzută. La stația Vostok, în august 1960, cea mai scăzută temperatură de pe glob a fost înregistrată -88,3°, iar cel mai adesea în Antarctica Centrală este -45°, -50°.

De la înălțime, diferența de temperatură dintre ecuator și pol scade. De exemplu, la înălțimea 5 km la ecuator temperatura atinge -2°, -4°, iar la aceeași înălțime în Arctica Centrală -37°, -39° iarna și -19°, -20° vara; prin urmare, diferența de temperatură iarna este de 35-36°, iar vara de 16-17°. În emisfera sudică, aceste diferențe sunt ceva mai mari.

Energia circulației atmosferice poate fi determinată prin contracte de temperatură ecuator-pol. Întrucât contrastele de temperatură sunt mai mari iarna, procesele atmosferice sunt mai intense decât vara. Așa se explică și faptul că vânturile de vest predominante în troposferă în timpul iernii au viteze mai mari decât vara. În acest caz, viteza vântului, de regulă, crește odată cu înălțimea, atingând un maxim la limita superioară a troposferei. Transportul orizontal este însoțit de mișcări verticale ale aerului și mișcări turbulente (dezordonate). Datorită creșterii și căderii unor volume mari de aer, norii se formează și se dispersează, apar și se oprește precipitațiile. Stratul de tranziție dintre troposferă și sfera de deasupra este tropopauza. Deasupra ei se află stratosfera.

Stratosferă se extinde de la înălțimile 8-17 până la 50-55 km. A fost deschis la începutul secolului nostru. În ceea ce privește proprietățile fizice, stratosfera diferă puternic de troposferă prin faptul că temperatura aerului aici, de regulă, crește cu o medie de 1–2 ° pe kilometru de altitudine și la limita superioară, la o înălțime de 50–55 km, chiar devine pozitiv. Creșterea temperaturii în această zonă este cauzată de prezența aici a ozonului (O 3), care se formează sub influența radiațiilor ultraviolete de la Soare. Stratul de ozon acoperă aproape toată stratosfera. Stratosfera este foarte săracă în vapori de apă. Nu există procese violente de formare a norilor și nici precipitații.

Mai recent, s-a presupus că stratosfera este un mediu relativ calm, în care amestecarea aerului nu are loc, ca în troposferă. Prin urmare, se credea că gazele din stratosferă sunt împărțite în straturi, în funcție de greutatea lor specifică. De aici și numele stratosferei („stratus” – stratificat). De asemenea, se credea că temperatura din stratosferă se formează sub influența echilibrului radiativ, adică atunci când radiația solară absorbită și reflectată sunt egale.

Date noi de la radiosonde și rachete meteorologice au arătat că stratosfera, ca și troposfera superioară, este supusă unei circulații intense a aerului, cu variații mari de temperatură și vânt. Aici, ca și în troposferă, aerul experimentează mișcări verticale semnificative, mișcări turbulente cu curenți puternici de aer orizontal. Toate acestea sunt rezultatul unei distribuții neuniforme a temperaturii.

Stratul de tranziție dintre stratosferă și sfera de deasupra este stratopauza. Cu toate acestea, înainte de a trece la caracteristicile straturilor superioare ale atmosferei, să facem cunoștință cu așa-numita ozonosferă, ale cărei limite corespund aproximativ limitelor stratosferei.

Ozon în atmosferă. Ozonul joacă un rol important în crearea regimului de temperatură și a curenților de aer din stratosferă. Ozonul (O 3) este resimțit de noi după o furtună atunci când inhalăm aer curat cu un gust plăcut. Totuși, aici nu vom vorbi despre acest ozon format în urma unei furtuni, ci despre ozonul conținut în stratul 10-60. km cu maxim la inaltimea de 22-25 km. Ozonul este produs prin acțiunea razelor ultraviolete ale soarelui și, deși cantitatea sa totală este nesemnificativă, joacă un rol important în atmosferă. Ozonul are capacitatea de a absorbi radiațiile ultraviolete ale soarelui și, prin urmare, protejează lumea animală și vegetală de efectele sale nocive. Chiar și acea mică fracțiune de raze ultraviolete care ajunge la suprafața pământului arde puternic corpul atunci când unei persoane îi place excesiv să facă plajă.

Cantitatea de ozon nu este aceeași în diferite părți ale Pământului. Există mai mult ozon la latitudinile mari, mai puțin la latitudinile mijlocii și joase, iar această cantitate se modifică în funcție de schimbarea anotimpurilor anului. Mai mult ozon primăvara, mai puțin toamna. În plus, fluctuațiile sale neperiodice apar în funcție de circulația orizontală și verticală a atmosferei. Multe procese atmosferice sunt strâns legate de conținutul de ozon, deoarece acesta are un efect direct asupra câmpului de temperatură.

Iarna, în timpul nopții polare, la latitudini mari, stratul de ozon emite și răcește aerul. Drept urmare, în stratosfera latitudinilor înalte (în Arctica și Antarctica) se formează iarna o regiune rece, un vâltoare ciclonic stratosferic cu gradiente orizontale mari de temperatură și presiune, care provoacă vânturi de vest peste latitudinile mijlocii ale globului.

Vara, în condițiile unei zile polare, la latitudini mari, stratul de ozon absoarbe căldura solară și încălzește aerul. Ca urmare a creșterii temperaturii în stratosfera la latitudini înalte, se formează o regiune de căldură și un vortex anticiclonic stratosferic. Prin urmare, peste latitudinile medii ale globului peste 20 km vara, vânturile de est predomină în stratosferă.

Mezosfera. Observațiile cu ajutorul rachetelor meteorologice și a altor metode au stabilit că creșterea generală a temperaturii observată în stratosferă se termină la altitudini de 50-55 km. Deasupra acestui strat, temperatura scade din nou și aproape de limita superioară a mezosferei (aproximativ 80 km) atinge -75°, -90°. În plus, temperatura crește din nou odată cu înălțimea.

Este interesant de observat că scăderea temperaturii odată cu înălțimea, caracteristică mezosferei, are loc diferit la diferite latitudini și pe tot parcursul anului. La latitudini joase, scăderea temperaturii are loc mai lent decât la latitudini mari: gradientul de temperatură vertical mediu pentru mezosferă este, respectiv, 0,23° - 0,31° la 100 m sau 2,3°-3,1° pe 1 km. Vara este mult mai mare decât iarna. După cum arată cele mai recente cercetări la latitudini înalte, temperatura la limita superioară a mezosferei vara este cu câteva zeci de grade mai mică decât în ​​timpul iernii. În mezosfera superioară la o înălțime de aproximativ 80 kmîn stratul de mezopauză se oprește scăderea temperaturii odată cu înălțimea și începe creșterea acesteia. Aici, sub stratul de inversare în amurg sau înainte de răsăritul soarelui pe vreme senină, se observă nori subțiri strălucitori, luminați de soare sub orizont. Pe fundalul întunecat al cerului, strălucesc cu o lumină albastru-argintiu. Prin urmare, acești nori sunt numiți argintii.

Natura norilor noctilucenți nu este încă bine înțeleasă. Multă vreme s-a crezut că sunt compuse din praf vulcanic. Cu toate acestea, absența fenomenelor optice caracteristice norilor vulcanici reali a dus la respingerea acestei ipoteze. Apoi s-a sugerat că norii noctilucenți sunt alcătuiți din praf cosmic. În ultimii ani, s-a propus o ipoteză conform căreia acești nori sunt alcătuiți din cristale de gheață, ca norii cirus obișnuiți. Nivelul de localizare al norilor noctilucenți este determinat de stratul de întârziere datorat inversarea temperaturiiîn timpul trecerii de la mezosferă la termosferă la o înălțime de aproximativ 80 km.Întrucât temperatura în stratul de subinversiune atinge -80°C și mai mică, aici se creează condițiile cele mai favorabile pentru condensarea vaporilor de apă, care intră aici din stratosferă ca urmare a mișcării verticale sau prin difuzie turbulentă. Norii noctilucenți sunt de obicei observați vara, uneori în număr foarte mare și timp de câteva luni.

Observațiile norilor noctilucenți au stabilit că vara la nivelul lor vânturile sunt foarte variabile. Viteza vântului variază foarte mult: de la 50-100 la câteva sute de kilometri pe oră.

Temperatura la altitudine. O reprezentare vizuală a naturii distribuției temperaturii cu înălțimea, între suprafața pământului și altitudini de 90-100 km, iarna și vara în emisfera nordică, este dată în Figura 5. Suprafețele care separă sferele sunt prezentate aici cu caractere aldine. linii întrerupte. În partea de jos, troposfera iese bine în evidență, cu o scădere caracteristică a temperaturii odată cu înălțimea. Deasupra tropopauzei, în stratosferă, dimpotrivă, temperatura crește odată cu înălțimea în general și la înălțimi de 50-55 km atinge + 10°, -10°. Să fim atenți la un detaliu important. Iarna, în stratosfera latitudinilor înalte, temperatura de deasupra tropopauzei scade de la -60 la -75 ° și numai peste 30 °C. km se ridică din nou la -15°. Vara, începând de la tropopauză, temperatura crește odată cu înălțimea și cu 50 km atinge + 10°. Deasupra stratopauzei, temperatura începe din nou să scadă odată cu înălțimea și la un nivel de 80 km nu depășește -70°, -90°.

Din figura 5 rezultă că în stratul 10-40 km temperatura aerului iarna și vara la latitudini mari este puternic diferită. Iarna, în timpul nopții polare, temperatura aici ajunge la -60°, -75°, iar vara un minim de -45° este aproape de tropopauză. Deasupra tropopauzei, temperatura crește și la altitudini de 30-35 km este de numai -30°, -20°, ceea ce este cauzat de încălzirea aerului din stratul de ozon în timpul zilei polare. Din cifră mai rezultă că, chiar și într-un sezon și la același nivel, temperatura nu este aceeași. Diferența lor între diferitele latitudini depășește 20-30°. În acest caz, neomogenitatea este deosebit de semnificativă în stratul de temperatură scăzută (18-30 km) iar în stratul de temperaturi maxime (50-60 km)în stratosferă, precum și în stratul de temperaturi scăzute din mezosfera superioară (75-85km).

Temperaturile medii prezentate în Figura 5 sunt derivate din observații din emisfera nordică, dar conform informațiilor disponibile, ele pot fi atribuite și emisferei sudice. Unele diferențe există în principal la latitudini mari. Iarna peste Antarctica, temperatura aerului din troposferă și stratosferă inferioară este vizibil mai scăzută decât peste Arctica Centrală.

Vânturi înalte. Distribuția sezonieră a temperaturii determină un sistem destul de complex de curenți de aer în stratosferă și mezosferă.

Figura 6 prezintă o secțiune verticală a câmpului de vânt în atmosferă între suprafața pământului și o înălțime de 90. km iarna si vara peste emisfera nordica. Izoliniile arată vitezele medii ale vântului dominant (in Domnișoară). Din figură rezultă că regimul vântului iarna și vara în stratosferă este puternic diferit. Iarna, atât în ​​troposferă, cât și în stratosferă, predomină vânturile de vest cu viteze maxime egale cu aproximativ

100 Domnișoară la o înălţime de 60-65 km. Vara, vânturile de vest domină doar până la înălțimi de 18-20 km. Mai sus devin estice, cu viteze maxime de până la 70 Domnișoară la o înălţime de 55-60km.

Vara, deasupra mezosferei, vânturile devin vest, iar iarna, devin est.

Termosferă. Deasupra mezosferei se află termosfera, care se caracterizează printr-o creștere a temperaturii cuînălţime. Conform datelor obținute, în principal cu ajutorul rachetelor, s-a constatat că în termosferă este deja la nivelul de 150. km temperatura aerului ajunge la 220-240°, iar la nivelul de 200 km peste 500°. Deasupra, temperatura continuă să crească și la nivelul de 500-600 km depășește 1500°. Pe baza datelor obținute în timpul lansărilor de sateliți artificiali Pământeni, s-a constatat că în termosfera superioară temperatura atinge aproximativ 2000° și fluctuează semnificativ în timpul zilei. Se pune întrebarea cum se explică o temperatură atât de ridicată în straturile înalte ale atmosferei. Amintiți-vă că temperatura unui gaz este o măsură a vitezei medii a moleculelor. În partea inferioară, cea mai densă a atmosferei, moleculele gazelor care alcătuiesc aerul se ciocnesc adesea între ele atunci când se mișcă și transferă instantaneu energie cinetică. Prin urmare, energia cinetică într-un mediu dens este în medie aceeași. În straturile înalte, unde densitatea aerului este foarte scăzută, ciocnirile între moleculele situate la distanțe mari apar mai rar. Când energia este absorbită, viteza moleculelor în intervalul dintre ciocniri se modifică foarte mult; în plus, moleculele gazelor mai ușoare se mișcă cu o viteză mai mare decât moleculele gazelor grele. Ca urmare, temperatura gazelor poate fi diferită.

În gazele rarefiate, există relativ puține molecule de dimensiuni foarte mici (gaze ușoare). Dacă se mișcă la viteze mari, atunci temperatura într-un anumit volum de aer va fi ridicată. În termosferă, fiecare centimetru cub de aer conține zeci și sute de mii de molecule de diferite gaze, în timp ce la suprafața pământului sunt aproximativ o sută de milioane de miliarde. Prin urmare, temperaturile excesiv de ridicate din straturile înalte ale atmosferei, care arată viteza de mișcare a moleculelor în acest mediu foarte subțire, nu pot provoca nici măcar o încălzire ușoară a corpului situat aici. Așa cum o persoană nu simte căldură atunci când orbiește lămpile electrice, deși filamentele într-un mediu rarefiat se încălzesc instantaneu până la câteva mii de grade.

În termosfera inferioară și mezosferă, cea mai mare parte a ploilor de meteori se stinge înainte de a ajunge la suprafața pământului.

Informații disponibile despre straturile atmosferice peste 60-80 km sunt încă insuficiente pentru concluziile finale despre structura, regimul și procesele care se desfășoară în ele. Cu toate acestea, se știe că în mezosfera superioară și termosfera inferioară, regimul de temperatură este creat ca urmare a transformării oxigenului molecular (O 2) în oxigen atomic (O), care are loc sub acțiunea radiației solare ultraviolete. În termosferă, regimul de temperatură este foarte influențat de corpuscular, de raze X și de radiații. radiații ultraviolete de la soare. Aici, chiar și în timpul zilei, au loc schimbări bruște de temperatură și vânt.

Ionizarea atmosferei. Cea mai interesantă caracteristică a atmosferei peste 60-80 km este ea ionizare, adică procesul de formare a unui număr mare de particule încărcate electric - ioni. Deoarece ionizarea gazelor este caracteristică termosferei inferioare, se mai numește și ionosferă.

Gazele din ionosferă sunt în mare parte în stare atomică. Sub influența radiațiilor ultraviolete și corpusculare ale Soarelui, care au energie mare, are loc procesul de separare a electronilor din atomii neutri și moleculele de aer. Asemenea atomi și molecule, după ce au pierdut unul sau mai mulți electroni, devin încărcate pozitiv, iar un electron liber se poate atașa la un atom sau o moleculă neutră și le înzestra cu sarcina sa negativă. Acești atomi și molecule încărcate pozitiv și negativ sunt numite ioni, si gazele ionizat, adică, după ce a primit o încărcare electrică. La o concentrație mai mare de ioni, gazele devin conductoare electric.

Procesul de ionizare are loc cel mai intens în straturi groase limitate de înălțimi de 60-80 și 220-400 km.În aceste straturi, există condiții optime pentru ionizare. Aici, densitatea aerului este vizibil mai mare decât în ​​atmosfera superioară, iar afluxul de radiații ultraviolete și corpusculare de la Soare este suficient pentru procesul de ionizare.

Descoperirea ionosferei este una dintre cele mai importante și strălucitoare realizări ale științei. La urma urmei, o trăsătură distinctivă a ionosferei este influența acesteia asupra propagării undelor radio. În straturile ionizate, undele radio sunt reflectate și, prin urmare, comunicarea radio pe distanță lungă devine posibilă. Atomii-ioni încărcați reflectă undele radio scurte și se întorc din nou la suprafața pământului, dar deja la o distanță considerabilă de locul transmisiei radio. Evident, undele radio scurte fac acest drum de mai multe ori și astfel se asigură comunicația radio pe distanță lungă. Dacă nu pentru ionosferă, atunci pentru transmiterea semnalelor stațiilor radio pe distanțe lungi ar fi necesară construirea unor linii de releu radio costisitoare.

Cu toate acestea, se știe că uneori comunicațiile radio cu unde scurte sunt întrerupte. Acest lucru se întâmplă ca urmare a erupțiilor cromosferice de pe Soare, din cauza cărora radiația ultravioletă a Soarelui crește brusc, ducând la perturbări puternice ale ionosferei și ale câmpului magnetic al Pământului - furtuni magnetice. În timpul furtunilor magnetice, comunicația radio este întreruptă, deoarece mișcarea particulelor încărcate depinde de câmpul magnetic. În timpul furtunilor magnetice, ionosfera reflectă undele radio mai rău sau le trece în spațiu. În principal, cu o modificare a activității solare, însoțită de o creștere a radiației ultraviolete, densitatea electronică a ionosferei și absorbția undelor radio în timpul zilei cresc, ceea ce duce la întreruperea comunicațiilor radio cu unde scurte.

Potrivit unor noi cercetări, într-un strat ionizat puternic există zone în care concentrația de electroni liberi atinge o concentrație puțin mai mare decât în ​​straturile învecinate. Sunt cunoscute patru astfel de zone, care sunt situate la altitudini de aproximativ 60-80, 100-120, 180-200 și 300-400. kmși sunt marcate cu litere D, E, F 1 și F 2 . Odată cu creșterea radiației de la Soare, particulele încărcate (corpuscule) sub influența câmpului magnetic al Pământului sunt deviate către latitudini înalte. La intrarea în atmosferă, corpusculii intensifică ionizarea gazelor într-o asemenea măsură încât începe strălucirea lor. Acesta este cum aurore- sub formă de arce frumoase multicolore care se luminează pe cerul nopții, în principal la latitudinile înalte ale Pământului. Aurorele sunt însoțite de furtuni magnetice puternice. În astfel de cazuri, aurorele devin vizibile la latitudinile mijlocii și, în cazuri rare, chiar și în zona tropicală. Astfel, de exemplu, aurora intensă observată în perioada 21-22 ianuarie 1957, a fost vizibilă în aproape toate regiunile sudice ale ţării noastre.

Prin fotografierea aurorelor din două puncte situate la o distanță de câteva zeci de kilometri, se determină cu mare precizie înălțimea aurorei. Aurorele sunt de obicei situate la o altitudine de aproximativ 100 km, adesea se găsesc la o altitudine de câteva sute de kilometri și uneori la un nivel de aproximativ 1000 km. Deși natura aurorelor a fost elucidată, există încă multe probleme nerezolvate legate de acest fenomen. Motivele diversității formelor de aurore sunt încă necunoscute.

Potrivit celui de-al treilea satelit sovietic, între înălțimile 200 și 1000 kmîn timpul zilei, predomină ionii pozitivi ai oxigenului molecular divizat, adică oxigenul atomic (O). Oamenii de știință sovietici studiază ionosfera cu ajutorul sateliților artificiali din seria Kosmos. Oamenii de știință americani studiază și ionosfera cu ajutorul sateliților.

Suprafața care separă termosfera de exosferă fluctuează în funcție de modificările activității solare și de alți factori. Pe verticală, aceste fluctuații ajung la 100-200 kmși altele.

Exosfera (sfera de împrăștiere) - partea superioară a atmosferei, situată peste 800 km. E puțin studiată. Conform datelor observațiilor și calculelor teoretice, temperatura din exosferă crește cu înălțimea probabil până la 2000°. Spre deosebire de ionosfera inferioară, în exosferă gazele sunt atât de rarefiate încât particulele lor, mișcându-se cu viteze extraordinare, nu se întâlnesc aproape niciodată.

Până relativ recent, se presupunea că limita condiționată a atmosferei este situată la o altitudine de aproximativ 1000. km. Cu toate acestea, pe baza decelerarii sateliților artificiali de pe Pământ, s-a stabilit că la altitudini de 700-800 kmîn 1 cm 3 conține până la 160 de mii de ioni pozitivi de oxigen atomic și azot. Acest lucru dă motive să presupunem că straturile încărcate ale atmosferei se extind în spațiu pe o distanță mult mai mare.

La temperaturi ridicate, la limita condiționată a atmosferei, vitezele particulelor de gaz ajung la aproximativ 12 km/s La aceste viteze, gazele părăsesc treptat regiunea gravitațională a Pământului în spațiul interplanetar. Acest lucru se întâmplă de mult timp. De exemplu, particulele de hidrogen și heliu sunt îndepărtate în spațiul interplanetar pe parcursul mai multor ani.

În studiul straturilor înalte ale atmosferei, s-au obținut date bogate atât de la sateliții din seriile Kosmos și Elektron, cât și de la rachete geofizice și stațiile spațiale Mars-1, Luna-4 etc. Observațiile directe ale astronauților au fost, de asemenea, valoroase. Deci, conform fotografiilor făcute în spațiu de V. Nikolaeva-Tereshkova, s-a constatat că la o altitudine de 19 km există un strat de praf de pe Pământ. Acest lucru a fost confirmat și de datele obținute de echipajul navei spațiale Voskhod. Aparent, există o relație strânsă între stratul de praf și așa-numitul nori sidefați, observată uneori la altitudini de aproximativ 20-30km.

De la atmosferă la spațiul cosmic. Ipotezele anterioare că în afara atmosferei Pământului, în interplanetar

spațiu, gazele sunt foarte rarefiate și concentrația particulelor nu depășește câteva unități în 1 cm 3, nu erau justificate. Studiile au arătat că spațiul din apropierea Pământului este umplut cu particule încărcate. Pe această bază, a fost formulată o ipoteză despre existența unor zone în jurul Pământului cu un conținut semnificativ crescut de particule încărcate, adică. curele de radiații- intern si extern. Date noi au ajutat la clarificare. S-a dovedit că există și particule încărcate între centurile de radiații interioare și exterioare. Numărul lor variază în funcție de activitatea geomagnetică și solară. Astfel, conform noii ipoteze, în locul centurilor de radiații, există zone de radiații fără limite clar definite. Limitele zonelor de radiație se modifică în funcție de activitatea solară. Odată cu intensificarea sa, adică atunci când pe Soare apar pete și jeturi de gaz, aruncate pe sute de mii de kilometri, crește fluxul de particule cosmice, care alimentează zonele de radiații ale Pământului.

Zonele de radiații sunt periculoase pentru oamenii care zboară cu nave spațiale. Prin urmare, înainte de zborul în spațiu, se determină starea și poziția zonelor de radiație, iar orbita navei spațiale este aleasă în așa fel încât să treacă în afara regiunilor de radiație crescută. Cu toate acestea, straturile înalte ale atmosferei, precum și spațiul cosmic apropiat de Pământ, nu au fost încă studiate suficient.

În studiul straturilor înalte ale atmosferei și al spațiului din apropierea Pământului, sunt utilizate date bogate obținute de la sateliții din seria Kosmos și stațiile spațiale.

Straturile înalte ale atmosferei sunt cele mai puțin studiate. Cu toate acestea, metodele moderne de studiu ne permit să sperăm că în următorii ani o persoană va cunoaște multe detalii despre structura atmosferei în baza căreia trăiește.

În concluzie, prezentăm o secțiune verticală schematică a atmosferei (Fig. 7). Aici, altitudinile în kilometri și presiunea aerului în milimetri sunt reprezentate vertical, iar temperatura este reprezentată pe orizontală. Curba solidă arată modificarea temperaturii aerului cu înălțimea. La înălțimile corespunzătoare s-au remarcat cele mai importante fenomene observate în atmosferă, precum și înălțimile maxime atinse de radiosonde și alte mijloace de sondare atmosferică.

Limita sa superioară se află la o altitudine de 8-10 km în latitudini polare, 10-12 km în latitudinile temperate și 16-18 km în latitudini tropicale; mai scăzut iarna decât vara. Stratul inferior, principal al atmosferei. Conține mai mult de 80% din masa totală a aerului atmosferic și aproximativ 90% din toți vaporii de apă prezenți în atmosferă. Turbulența și convecția sunt puternic dezvoltate în troposferă, apar norii, se dezvoltă cicloni și anticicloni. Temperatura scade cu altitudinea cu un gradient vertical mediu de 0,65°/100 m

Pentru „condiții normale” la suprafața Pământului se iau: densitatea 1,2 kg/m3, presiunea barometrică 101,35 kPa, temperatura plus 20 °C și umiditatea relativă 50%. Acești indicatori condiționali au o valoare pur inginerească.

Stratosferă

Stratul atmosferei situat la o altitudine de 11 până la 50 km. O ușoară modificare a temperaturii în stratul de 11-25 km (stratul inferior al stratosferei) și creșterea acesteia în stratul de 25-40 km de la -56,5 la 0,8 ° (stratosfera superioară sau regiunea de inversare) sunt tipice. Atinsă o valoare de aproximativ 273 K (aproape 0 ° C) la o altitudine de aproximativ 40 km, temperatura rămâne constantă până la o altitudine de aproximativ 55 km. Această regiune de temperatură constantă se numește stratopauză și este granița dintre stratosferă și mezosferă.

Stratopauza

Stratul limită al atmosferei dintre stratosferă și mezosferă. Există un maxim în distribuția verticală a temperaturii (aproximativ 0 °C).

Mezosfera

Mezopauza

Stratul de tranziție între mezosferă și termosferă. Există un minim în distribuția verticală a temperaturii (aproximativ -90°C).

Linia Karman

Altitudinea deasupra nivelului mării, care este convențional acceptată ca graniță între atmosfera Pământului și spațiu.

Termosferă

Limita superioară este de aproximativ 800 km. Temperatura se ridică la altitudini de 200-300 km, unde atinge valori de ordinul a 1500 K, după care rămâne aproape constantă până la altitudini mari. Sub influența radiației solare ultraviolete și cu raze X și a radiației cosmice, aerul este ionizat („lumini polare”) - principalele regiuni ale ionosferei se află în interiorul termosferei. La altitudini de peste 300 km predomină oxigenul atomic.

Exosfera (sfera de împrăștiere)

Până la o înălțime de 100 km, atmosfera este un amestec omogen, bine amestecat de gaze. În straturile superioare, distribuția gazelor în înălțime depinde de masele lor moleculare, concentrația gazelor mai grele scade mai repede cu distanța de la suprafața Pământului. Datorită scăderii densității gazelor, temperatura scade de la 0 °C în stratosferă la -110 °C în mezosferă. Cu toate acestea, energia cinetică a particulelor individuale la altitudini de 200–250 km corespunde unei temperaturi de ~1500°C. Peste 200 km, se observă fluctuații semnificative ale temperaturii și densității gazelor în timp și spațiu.

La o altitudine de aproximativ 2000-3000 km, exosfera trece treptat în așa-numita în apropierea vidului spațial, care este umplut cu particule foarte rarefiate de gaz interplanetar, în principal atomi de hidrogen. Dar acest gaz este doar o parte din materia interplanetară. Cealaltă parte este compusă din particule asemănătoare prafului de origine cometă și meteorică. Pe lângă particulele extrem de rarefiate asemănătoare prafului, în acest spațiu pătrunde radiația electromagnetică și corpusculară de origine solară și galactică.

Troposfera reprezintă aproximativ 80% din masa atmosferei, stratosfera reprezintă aproximativ 20%; masa mezosferei nu este mai mare de 0,3%, termosfera este mai mică de 0,05% din masa totală a atmosferei. Pe baza proprietăților electrice din atmosferă, se disting neutrosfera și ionosfera. În prezent se crede că atmosfera se extinde până la o altitudine de 2000-3000 km.

În funcție de compoziția gazului din atmosferă, ele emit homosferăși heterosferă. heterosferă- aceasta este o zonă în care gravitația afectează separarea gazelor, deoarece amestecarea lor la o astfel de înălțime este neglijabilă. De aici urmează compoziția variabilă a heterosferei. Sub ea se află o parte bine amestecată, omogenă a atmosferei, numită homosferă. Limita dintre aceste straturi se numește turbopauză, se află la o altitudine de aproximativ 120 km.

Proprietăți fizice

Grosimea atmosferei este de aproximativ 2000 - 3000 km de suprafața Pământului. Masa totală de aer - (5,1-5,3)?10 18 kg. Masa molară a aerului curat uscat este 28,966. Presiune la 0 °C la nivelul mării 101,325 kPa; temperatura critică -140,7 °C; presiune critica 3,7 MPa; C p 1,0048?10? J/(kg K) (la 0 °C), C v 0,7159 10? J/(kg K) (la 0 °C). Solubilitatea aerului în apă la 0°С - 0,036%, la 25°С - 0,22%.

Proprietăți fiziologice și alte proprietăți ale atmosferei

Deja la o altitudine de 5 km deasupra nivelului mării, o persoană neantrenată dezvoltă foamete de oxigen și, fără adaptare, performanța unei persoane este redusă semnificativ. Aici se termină zona fiziologică a atmosferei. Respirația omului devine imposibilă la o altitudine de 15 km, deși până la aproximativ 115 km atmosfera conține oxigen.

Atmosfera ne oferă oxigenul de care avem nevoie pentru a respira. Cu toate acestea, din cauza scăderii presiunii totale a atmosferei, pe măsură ce se ridică la înălțime, presiunea parțială a oxigenului scade în mod corespunzător.

Plămânii omului conțin în mod constant aproximativ 3 litri de aer alveolar. Presiunea parțială a oxigenului din aerul alveolar la presiunea atmosferică normală este de 110 mm Hg. Art., presiunea dioxidului de carbon - 40 mm Hg. Art., si vapori de apa - 47 mm Hg. Artă. Odată cu creșterea altitudinii, presiunea oxigenului scade, iar presiunea totală a vaporilor de apă și a dioxidului de carbon din plămâni rămâne aproape constantă - aproximativ 87 mm Hg. Artă. Fluxul de oxigen în plămâni se va opri complet atunci când presiunea aerului din jur devine egală cu această valoare.

La o altitudine de aproximativ 19-20 km, presiunea atmosferică scade la 47 mm Hg. Artă. Prin urmare, la această înălțime, apa și lichidul interstițial încep să fiarbă în corpul uman. În afara cabinei presurizate la aceste altitudini, moartea are loc aproape instantaneu. Astfel, din punct de vedere al fiziologiei umane, „spațiul” începe deja la o altitudine de 15-19 km.

Straturile dense de aer - troposfera și stratosfera - ne protejează de efectele dăunătoare ale radiațiilor. Cu suficientă rarefiere a aerului, la altitudini mai mari de 36 km, radiațiile ionizante, razele cosmice primare, au un efect intens asupra organismului; la altitudini de peste 40 km, funcţionează partea ultravioletă a spectrului solar, care este periculoasă pentru oameni.

Pe măsură ce ne ridicăm la o înălțime din ce în ce mai mare deasupra suprafeței Pământului, astfel de fenomene care ne sunt familiare s-au observat în straturile inferioare ale atmosferei, cum ar fi propagarea sunetului, apariția portanței și rezistenței aerodinamice, transferul de căldură prin convecție etc. ., slăbesc treptat și apoi dispar complet.

În straturile rarefiate de aer, propagarea sunetului este imposibilă. Până la altitudini de 60-90 km, este încă posibilă utilizarea rezistenței aerului și a portanței pentru zborul aerodinamic controlat. Dar pornind de la altitudini de 100-130 km, conceptele de număr M și bariera sonoră familiară fiecărui pilot își pierd sensul, trece Linia Karman condiționată, dincolo de care începe sfera zborului pur balistic, care poate fi doar controlată. folosind forțe reactive.

La altitudini de peste 100 km, atmosfera este, de asemenea, lipsită de o altă proprietate remarcabilă - capacitatea de a absorbi, conduce și transfera energia termică prin convecție (adică prin amestecarea aerului). Aceasta înseamnă că diverse elemente de echipamente, echipamente ale stației spațiale orbitale nu vor putea fi răcite din exterior în modul în care se face de obicei pe un avion - cu ajutorul jeturilor de aer și radiatoarelor de aer. La o asemenea înălțime, ca și în spațiu în general, singura modalitate de a transfera căldura este radiația termică.

Compoziția atmosferei

Atmosfera Pământului este formată în principal din gaze și diverse impurități (praf, picături de apă, cristale de gheață, săruri marine, produse de ardere).

Concentrația gazelor care formează atmosfera este aproape constantă, cu excepția apei (H 2 O) și a dioxidului de carbon (CO 2).

Compoziția aerului uscat

Gaz	Conţinut în volum, %	Conţinut după greutate, %
Azot	78,084	75,50
Oxigen	20,946	23,10
argon	0,932	1,286
Apă	0,5-4	-
Dioxid de carbon	0,032	0,046
Neon	1,818×10 −3	1,3×10 −3
Heliu	4,6×10 −4	7,2×10 −5
Metan	1,7×10 −4	-
Krypton	1,14×10 −4	2,9×10 −4
Hidrogen	5×10 −5	7,6×10 −5
Xenon	8,7×10 −6	-
Oxid de azot	5×10 −5	7,7×10 −5

Pe lângă gazele indicate în tabel, atmosfera conține SO 2, NH 3, CO, ozon, hidrocarburi, HCl, vapori, I 2, precum și multe alte gaze în cantități mici. În troposferă există în mod constant o cantitate mare de particule solide și lichide în suspensie (aerosol).

Istoria formării atmosferei

Conform celei mai comune teorii, atmosfera Pământului a fost în patru compoziții diferite de-a lungul timpului. Inițial, a constat din gaze ușoare (hidrogen și heliu) captate din spațiul interplanetar. Acest așa-zis atmosfera primara(acum aproximativ patru miliarde de ani). În etapa următoare, activitatea vulcanică activă a dus la saturarea atmosferei cu alte gaze decât hidrogenul (dioxid de carbon, amoniac, vapori de apă). Acesta este cum atmosfera secundara(aproximativ trei miliarde de ani înainte de zilele noastre). Această atmosferă era reconfortantă. În plus, procesul de formare a atmosferei a fost determinat de următorii factori:

• scurgerea gazelor ușoare (hidrogen și heliu) în spațiul interplanetar;
• reacții chimice care au loc în atmosferă sub influența radiațiilor ultraviolete, a descărcărilor de fulgere și a altor factori.

Treptat, acești factori au dus la formare atmosfera tertiara, caracterizată printr-un conținut mult mai scăzut de hidrogen și un conținut mult mai mare de azot și dioxid de carbon (format ca urmare a reacțiilor chimice din amoniac și hidrocarburi).

Azot

Formarea unei cantități mari de N 2 se datorează oxidării atmosferei amoniac-hidrogen de către O 2 molecular, care a început să vină de la suprafața planetei ca urmare a fotosintezei, începând cu 3 miliarde de ani în urmă. N2 este, de asemenea, eliberat în atmosferă ca urmare a denitrificării nitraților și a altor compuși care conțin azot. Azotul este oxidat de ozon la NO în atmosfera superioară.

Azotul N 2 intră în reacții numai în condiții specifice (de exemplu, în timpul unei descărcări de fulgere). Oxidarea azotului molecular de către ozon în timpul descărcărilor electrice este utilizată în producția industrială de îngrășăminte cu azot. Poate fi oxidat cu un consum redus de energie și transformat într-o formă biologic activă de către cianobacteriile (alge albastre-verzi) și bacteriile nodulare care formează simbioză rizobială cu leguminoasele, așa-numitele. gunoi de grajd verde.

Oxigen

Compoziția atmosferei a început să se schimbe radical odată cu apariția organismelor vii pe Pământ, ca urmare a fotosintezei, însoțită de eliberarea de oxigen și absorbția de dioxid de carbon. Inițial, oxigenul a fost cheltuit pentru oxidarea compușilor reduși - amoniacul, hidrocarburile, forma feroasă a fierului conținută în oceane etc. La sfârșitul acestei etape, conținutul de oxigen din atmosferă a început să crească. Treptat, s-a format o atmosferă modernă cu proprietăți oxidante. Deoarece acest lucru a provocat schimbări grave și abrupte în multe procese care au loc în atmosferă, litosferă și biosferă, acest eveniment a fost numit Catastrofa oxigenului.

Dioxid de carbon

Conținutul de CO 2 din atmosferă depinde de activitatea vulcanică și de procesele chimice din învelișul pământului, dar mai ales - de intensitatea biosintezei și a descompunerii materiei organice din biosfera Pământului. Aproape întreaga biomasă actuală a planetei (aproximativ 2,4 × 10 12 tone) se formează din cauza dioxidului de carbon, azotului și vaporilor de apă conținute în aerul atmosferic. Îngropată în ocean, mlaștini și păduri, materia organică se transformă în cărbune, petrol și gaze naturale. (vezi ciclul geochimic al carbonului)

gaze nobile

Poluarea aerului

Recent, omul a început să influențeze evoluția atmosferei. Rezultatul activităților sale a fost o creștere constantă semnificativă a conținutului de dioxid de carbon din atmosferă datorită arderii combustibililor hidrocarburi acumulați în epocile geologice anterioare. Cantități uriașe de CO 2 sunt consumate în timpul fotosintezei și absorbite de oceanele lumii. Acest gaz pătrunde în atmosferă din cauza descompunerii rocilor carbonatice și a substanțelor organice de origine vegetală și animală, precum și din cauza vulcanismului și a activităților de producție umană. În ultimii 100 de ani, conținutul de CO 2 din atmosferă a crescut cu 10%, cea mai mare parte (360 de miliarde de tone) provenind din arderea combustibilului. Dacă rata de creștere a arderii combustibilului continuă, atunci în următorii 50 - 60 de ani cantitatea de CO 2 din atmosferă se va dubla și poate duce la schimbări climatice globale.

Arderea combustibilului este principala sursă de gaze poluante (СО,, SO 2). Dioxidul de sulf este oxidat de oxigenul atmosferic la SO 3 în atmosfera superioară, care la rândul său interacționează cu vaporii de apă și amoniacul, iar acidul sulfuric rezultat (H 2 SO 4) și sulfatul de amoniu ((NH 4 ) 2 SO 4) revin la suprafața Pământului sub forma unui așa-numit. ploaie acidă. Utilizarea motoarelor cu ardere internă conduce la o poluare semnificativă a aerului cu oxizi de azot, hidrocarburi și compuși de plumb (tetraetil plumb Pb (CH 3 CH 2) 4)).

Poluarea cu aerosoli a atmosferei este cauzată atât de cauze naturale (erupții vulcanice, furtuni de praf, antrenarea picăturilor de apă de mare și a polenului vegetal etc.), cât și de activitatea economică umană (exploatarea minereurilor și a materialelor de construcție, arderea combustibililor, producția de ciment etc.). .). Eliminarea intensă pe scară largă a particulelor solide în atmosferă este una dintre posibilele cauze ale schimbărilor climatice de pe planetă.

Literatură

1. V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov „Biologie și medicină spațială” (ediția a II-a, revizuită și mărită), M.: „Prosveshchenie”, 1975, 223 pagini.
2. N. V. Gusakova „Chimia mediului”, Rostov-pe-Don: Phoenix, 2004, 192 s ISBN 5-222-05386-5
3. Sokolov V. A. Geochimia gazelor naturale, M., 1971;
4. McEwen M., Phillips L.. Atmospheric Chemistry, M., 1978;
5. Wark K., Warner S., Poluarea aerului. Surse și control, trad. din engleză, M.. 1980;
6. Monitorizarea poluării de fond a mediilor naturale. în. 1, L., 1982.

Vezi si

Legături

Atmosfera Pământului

Compoziția pământului. Aer

Aerul este un amestec mecanic de diverse gaze care formează atmosfera Pământului. Aerul este esențial pentru respirația organismelor vii și este utilizat pe scară largă în industrie.

Faptul că aerul este un amestec, și nu o substanță omogenă, a fost dovedit în timpul experimentelor omului de știință scoțian Joseph Black. În timpul uneia dintre ele, omul de știință a descoperit că atunci când magnezia albă (carbonatul de magneziu) este încălzită, se eliberează „aerul legat”, adică dioxid de carbon, și se formează magnezia arsă (oxidul de magneziu). În schimb, atunci când se arde calcarul, „aerul legat” este îndepărtat. Pe baza acestor experimente, omul de știință a concluzionat că diferența dintre alcalii carbonici și caustici este că primul include dioxid de carbon, care este unul dintre componentele aerului. Astăzi știm că, pe lângă dioxidul de carbon, compoziția aerului pământului include:

Raportul dintre gazele din atmosfera terestră indicat în tabel este tipic pentru straturile sale inferioare, până la o înălțime de 120 km. În aceste zone se află o regiune bine amestecată, omogenă, numită homosferă. Deasupra homosferei se află heterosfera, care se caracterizează prin descompunerea moleculelor de gaz în atomi și ioni. Regiunile sunt separate unele de altele printr-o turbopauză.

Reacția chimică în care, sub influența radiațiilor solare și cosmice, moleculele se descompun în atomi, se numește fotodisociere. În timpul dezintegrarii oxigenului molecular, se formează oxigenul atomic, care este principalul gaz al atmosferei la altitudini de peste 200 km. La altitudini de peste 1200 km, hidrogenul și heliul, care sunt cele mai ușoare dintre gaze, încep să predomine.

Deoarece cea mai mare parte a aerului este concentrată în cele 3 straturi atmosferice inferioare, modificările compoziției aerului la altitudini de peste 100 km nu au un efect vizibil asupra compoziției generale a atmosferei.

Azotul este cel mai comun gaz, reprezentând mai mult de trei sferturi din volumul de aer al pământului. Azotul modern s-a format prin oxidarea atmosferei timpurii de amoniac-hidrogen cu oxigen molecular, care se formează în timpul fotosintezei. În prezent, o cantitate mică de azot intră în atmosferă ca urmare a denitrificării - procesul de reducere a nitraților la nitriți, urmat de formarea de oxizi gazoși și azot molecular, care este produs de procariotele anaerobe. O parte din azot intră în atmosferă în timpul erupțiilor vulcanice.

În atmosfera superioară, atunci când este expus la descărcări electrice cu participarea ozonului, azotul molecular este oxidat la monoxid de azot:

N2 + O2 → 2NO

În condiții normale, monoxidul reacționează imediat cu oxigenul pentru a forma protoxid de azot:

2NO + O 2 → 2N 2 O

Azotul este cel mai important element chimic din atmosfera pământului. Azotul face parte din proteine, oferă nutriție minerală plantelor. Determină viteza reacțiilor biochimice, joacă rolul unui diluant de oxigen.

Oxigenul este al doilea cel mai abundent gaz din atmosfera Pământului. Formarea acestui gaz este asociată cu activitatea fotosintetică a plantelor și bacteriilor. Și cu cât organismele fotosintetice au devenit mai diverse și mai numeroase, cu atât procesul de conținut de oxigen din atmosferă a devenit mai semnificativ. O cantitate mică de oxigen greu este eliberată în timpul degazării mantalei.

În straturile superioare ale troposferei și stratosferei, sub influența radiației solare ultraviolete (o notăm hν), se formează ozon:

O 2 + hν → 2O

Ca urmare a acțiunii aceleiași radiații ultraviolete, ozonul se descompune:

O 3 + hν → O 2 + O

O 3 + O → 2O 2

Ca rezultat al primei reacții, se formează oxigenul atomic, ca urmare a celei de-a doua - oxigenul molecular. Toate cele 4 reacții sunt numite mecanism Chapman, după omul de știință britanic Sidney Chapman care le-a descoperit în 1930.

Oxigenul este folosit pentru respirația organismelor vii. Cu ajutorul lui, au loc procesele de oxidare și ardere.

Ozonul servește la protejarea organismelor vii de radiațiile ultraviolete, care provoacă mutații ireversibile. Cea mai mare concentrație de ozon se observă în stratosfera inferioară în așa-numita. strat de ozon sau ecran de ozon situat la altitudini de 22-25 km. Conținutul de ozon este mic: la presiune normală, tot ozonul din atmosfera terestră ar ocupa un strat de numai 2,91 mm grosime.

Formarea celui de-al treilea cel mai frecvent gaz din atmosferă, argonul, precum și neonul, heliul, kriptonul și xenonul, este asociată cu erupțiile vulcanice și dezintegrarea elementelor radioactive.

În special, heliul este un produs al dezintegrarii radioactive a uraniului, toriului și radiului: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (în aceste reacții, α- particula este un nucleu de heliu, care în procesul de pierdere de energie captează electroni și devine 4 He).

Argonul se formează în timpul dezintegrarii izotopului radioactiv al potasiului: 40 K → 40 Ar + γ.

Neonul scapă din rocile magmatice.

Kryptonul se formează ca produs final al descompunerii uraniului (235 U și 238 U) și a toriului Th.

Cea mai mare parte a criptonului atmosferic s-a format în primele etape ale evoluției Pământului ca urmare a dezintegrarii elementelor transuraniu cu un timp de înjumătățire fenomenal de scurt sau provenind din spațiu, conținutul de cripton în care este de zece milioane de ori mai mare decât pe Pământ. .

Xenonul este rezultatul fisiunii uraniului, dar cea mai mare parte a acestui gaz este rămas din primele etape ale formării Pământului, din atmosfera primară.

Dioxidul de carbon intră în atmosferă ca urmare a erupțiilor vulcanice și în procesul de descompunere a materiei organice. Conținutul său în atmosfera latitudinilor mijlocii ale Pământului variază foarte mult în funcție de anotimpurile anului: iarna, cantitatea de CO 2 crește, iar vara scade. Această fluctuație este legată de activitatea plantelor care utilizează dioxid de carbon în procesul de fotosinteză.

Hidrogenul se formează ca urmare a descompunerii apei prin radiația solară. Dar, fiind cel mai ușor dintre gazele care alcătuiesc atmosfera, scapă constant în spațiul cosmic și, prin urmare, conținutul său în atmosferă este foarte mic.

Vaporii de apă sunt rezultatul evaporării apei de la suprafața lacurilor, râurilor, mărilor și pământului.

Concentrația gazelor principale în straturile inferioare ale atmosferei, cu excepția vaporilor de apă și a dioxidului de carbon, este constantă. În cantități mici, atmosfera conține oxid de sulf SO 2, amoniac NH 3, monoxid de carbon CO, ozon O 3, acid clorhidric HCl, acid fluorhidric HF, monoxid de azot NO, hidrocarburi, vapori de mercur Hg, iod I 2 și multe altele. În stratul atmosferic inferior al troposferei, există în mod constant o cantitate mare de particule solide și lichide în suspensie.

Sursele de particule din atmosfera Pământului sunt erupțiile vulcanice, polenul vegetal, microorganismele și, mai recent, activitățile umane, cum ar fi arderea combustibililor fosili în procesele de fabricație. Cele mai mici particule de praf, care sunt nucleele de condensare, sunt cauzele formării de ceață și nori. Fără particule solide prezente în mod constant în atmosferă, precipitațiile nu ar cădea pe Pământ.