Atmosféra sa začala formovať spolu so vznikom Zeme. V priebehu vývoja planéty a ako sa jej parametre približovali moderným hodnotám, došlo k zásadným kvalitatívnym zmenám v jej chemickom zložení a fyzikálnych vlastnostiach. Podľa evolučného modelu bola Zem v ranom štádiu v roztavenom stave a vznikla ako pevné teleso asi pred 4,5 miliardami rokov. Tento míľnik sa považuje za začiatok geologickej chronológie. Odvtedy sa začal pomalý vývoj atmosféry. Niektoré geologické procesy (napríklad výlevy lávy pri sopečných erupciách) boli sprevádzané uvoľňovaním plynov z útrob Zeme. Zahŕňali dusík, čpavok, metán, vodnú paru, oxid CO2 a oxid uhličitý CO2. Vplyvom slnečného ultrafialového žiarenia sa vodná para rozložila na vodík a kyslík, ale uvoľnený kyslík reagoval s oxidom uhoľnatým, čím vznikol oxid uhličitý. Amoniak sa rozkladá na dusík a vodík. Vodík v procese difúzie stúpal a opúšťal atmosféru, zatiaľ čo ťažší dusík nemohol uniknúť a postupne sa hromadil a stal sa hlavnou zložkou, hoci časť z neho bola viazaná do molekúl v dôsledku chemických reakcií ( cm. CHÉMIA ATMOSFÉRY). Vplyvom ultrafialových lúčov a elektrických výbojov sa zmes plynov, ktoré sa nachádzali v pôvodnej atmosfére Zeme, dostávala do chemických reakcií, v dôsledku ktorých vznikali organické látky, najmä aminokyseliny. S príchodom primitívnych rastlín sa začal proces fotosyntézy sprevádzaný uvoľňovaním kyslíka. Tento plyn, najmä po difúzii do vyšších vrstiev atmosféry, začal chrániť svoje spodné vrstvy a zemský povrch pred životu nebezpečným ultrafialovým a röntgenovým žiarením. Podľa teoretických odhadov by obsah kyslíka, ktorý je 25 000-krát nižší ako teraz, už mohol viesť k vytvoreniu ozónovej vrstvy len s polovičným množstvom ako teraz. To však už stačí na to, aby poskytovalo veľmi významnú ochranu organizmov pred škodlivými účinkami ultrafialových lúčov.
Je pravdepodobné, že primárna atmosféra obsahovala veľa oxidu uhličitého. Bol spotrebovaný počas fotosyntézy a jeho koncentrácia musela klesať s vývojom sveta rastlín a tiež v dôsledku absorpcie počas niektorých geologických procesov. Pretože Skleníkový efekt spojené s prítomnosťou oxidu uhličitého v atmosfére sú kolísanie jeho koncentrácie jednou z dôležitých príčin takých rozsiahlych klimatických zmien v histórii Zeme, ako napr. doby ľadové.
Hélium prítomné v modernej atmosfére je väčšinou produktom rádioaktívneho rozpadu uránu, tória a rádia. Tieto rádioaktívne prvky emitujú a-častice, ktoré sú jadrami atómov hélia. Keďže pri rádioaktívnom rozpade nevzniká a nezmizne elektrický náboj, pri vzniku každej a-častice sa objavia dva elektróny, ktoré po rekombinácii s a-časticami vytvoria neutrálne atómy hélia. Rádioaktívne prvky sú obsiahnuté v mineráloch rozptýlených v hrúbke hornín, takže značná časť hélia vzniknutého v dôsledku rádioaktívneho rozpadu je v nich uložená a veľmi pomaly prchá do atmosféry. Určité množstvo hélia stúpa do exosféry v dôsledku difúzie, ale v dôsledku neustáleho prílevu zo zemského povrchu zostáva objem tohto plynu v atmosfére takmer nezmenený. Na základe spektrálnej analýzy hviezdneho svetla a štúdia meteoritov je možné odhadnúť relatívne zastúpenie rôznych chemických prvkov vo vesmíre. Koncentrácia neónu vo vesmíre je asi desaťmiliardkrát vyššia ako na Zemi, kryptónu - desaťmiliónkrát a xenónu - miliónkrát. Z toho vyplýva, že koncentrácia týchto inertných plynov, zrejme pôvodne prítomných v zemskej atmosfére a nedoplňujúcich sa v priebehu chemických reakcií, výrazne klesla, pravdepodobne už v štádiu straty primárnej atmosféry Zeme. Výnimkou je inertný plyn argón, pretože ten stále vzniká vo forme izotopu 40 Ar v procese rádioaktívneho rozpadu izotopu draslíka.
Rozloženie barometrického tlaku.
Celková hmotnosť atmosférických plynov je približne 4,5 10 15 ton „Hmotnosť“ atmosféry na jednotku plochy alebo atmosférický tlak je teda približne 11 t / m 2 = 1,1 kg / cm 2 na hladine mora. Tlak rovný P 0 \u003d 1033,23 g / cm2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. čl. = 1 atm, braný ako štandardný stredný atmosférický tlak. Pre atmosféru v hydrostatickej rovnováhe platí: d P= -rgd h, čo znamená, že na intervale výšok od h predtým h+d h vyskytuje rovnosť medzi zmenou atmosférického tlaku d P a hmotnosť zodpovedajúceho prvku atmosféry s jednotkovou plochou, hustotou r a hrúbkou d h. Ako pomer medzi tlakom R a teplotu T používa sa stavová rovnica ideálneho plynu s hustotou r, ktorá je celkom použiteľná pre zemskú atmosféru: P= r R T/m, kde m je molekulová hmotnosť a R = 8,3 J/(K mol) je univerzálna plynová konštanta. Potom dlog P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, kde tlakový gradient je na logaritmickej stupnici. Prevrátená hodnota H sa nazýva mierka výšky atmosféry.
Pri integrácii tejto rovnice pre izotermickú atmosféru ( T= const) alebo ak je takáto aproximácia akceptovateľná, získa sa barometrický zákon rozloženia tlaku s výškou: P = P 0 exp(- h/H 0), kde je údaj o výške h vyrobené z hladiny oceánu, kde je štandardný stredný tlak P 0 Výraz H 0 = R T/ mg, sa nazýva výšková stupnica, ktorá charakterizuje rozsah atmosféry za predpokladu, že teplota v nej je všade rovnaká (izotermická atmosféra). Ak atmosféra nie je izotermická, potom je potrebné integrovať s prihliadnutím na zmenu teploty s výškou a parameter H- nejaká lokálna charakteristika vrstiev atmosféry v závislosti od ich teploty a vlastností prostredia.
Štandardná atmosféra.
Model (tabuľka hodnôt hlavných parametrov) zodpovedajúci štandardnému tlaku v spodnej časti atmosféry R 0 a chemické zloženie sa nazýva štandardná atmosféra. Presnejšie povedané, ide o podmienený model atmosféry, pre ktorý sú priemerné hodnoty teploty, tlaku, hustoty, viskozity a iných charakteristík vzduchu pre zemepisnú šírku 45° 32° 33І nastavené vo výškach od 2 km pod morom. úroveň k vonkajšej hranici zemskej atmosféry. Parametre strednej atmosféry vo všetkých nadmorských výškach boli vypočítané pomocou stavovej rovnice ideálneho plynu a barometrického zákona za predpokladu, že na hladine mora je tlak 1013,25 hPa (760 mmHg) a teplota 288,15 K (15,0 °C). Podľa charakteru vertikálneho rozloženia teplôt sa priemerná atmosféra skladá z niekoľkých vrstiev, v každej z nich je teplota aproximovaná lineárnou funkciou výšky. V najnižšej z vrstiev – troposfére (h Ј 11 km) teplota klesá o 6,5 °C s každým kilometrom stúpania. Vo vysokých nadmorských výškach sa hodnota a znamienko vertikálneho teplotného gradientu mení z vrstvy na vrstvu. Nad 790 km je teplota okolo 1000 K a s výškou sa prakticky nemení.
Štandardná atmosféra je periodicky aktualizovaná, legalizovaná norma, vydávaná vo forme tabuliek.
| Stôl 1. ŠTANDARDNÝ MODEL ZEMSKEJ ATMOSFÉRY. Tabuľka ukazuje: h- výška od hladiny mora, R- tlak, T– teplota, r – hustota, N je počet molekúl alebo atómov na jednotku objemu, H- výšková stupnica, l je dĺžka voľnej cesty. Tlak a teplota vo výške 80–250 km, získané z údajov o raketách, majú nižšie hodnoty. Extrapolované hodnoty pre výšky väčšie ako 250 km nie sú veľmi presné. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g/cm3) | N(cm -3) | H(km) | l(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 10-3 | 2,55 10 19 | 8,4 | 7,4 10 -6 |
| 1 | 899 | 281 | 1,11 10 -3 | 2,31 10 19 | 8,1 10 -6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1,01 10 -3 | 2.10 10 19 | 8,9 10 -6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9,1 10 -4 | 1,89 10 19 | 9,9 10 -6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2 10 -4 | 1,70 10 19 | 1,1 10 -5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4 10 -4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2 10-5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6 10 -4 | 1,37 10 19 | 1,4 10 -5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5,2 10 -4 | 1,09 10 19 | 1,7 10-5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4,1 10 -4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2 10 -5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93 10-4 | 4,0 10 18 | 4,6 10 -5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9 10 -5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0 10 -4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9 10 -5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8 10 -4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9 10 -6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4 10 -3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1,15 10 -6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5 10 -3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9 10 -7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1,1 10-7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7 10 -8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8 10 -3 | 210 | 5,0 10 -9 | 9 10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8 10 -4 | 230 | 8,8 10 -10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7 10 -4 | 260 | 2,1 10 –10 | 5,4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6 10 -5 | 300 | 5,6 10 -11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5 10 -6 | 450 | 3,2 10 -12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 10 3 |
| 200 | 5 10 -7 | 700 | 1,6 10 -13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9 10 -8 | 800 | 3 10 -14 | 8 10 8 | 40 | 3 10 5 |
| 300 | 4 10 -8 | 900 | 8 10 -15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8 10 -9 | 1000 | 1 10 – 15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2 10 -9 | 1000 | 2 10 -16 | 1 10 7 | 70 | |
| 700 | 2 10 – 10 | 1000 | 2 10 -17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1 10 – 11 | 1000 | 1 10 -18 | 1 10 5 | 80 | |
Troposféra.
Najnižšia a najhustejšia vrstva atmosféry, v ktorej s výškou rýchlo klesá teplota, sa nazýva troposféra. Obsahuje až 80 % celkovej hmotnosti atmosféry a siaha v polárnych a stredných zemepisných šírkach do výšok 8–10 km, v trópoch do 16–18 km. Rozvíjajú sa tu takmer všetky poveternostné procesy, dochádza k výmene tepla a vlhkosti medzi Zemou a jej atmosférou, vznikajú oblaky, vznikajú rôzne meteorologické javy, vznikajú hmly a zrážky. Tieto vrstvy zemskej atmosféry sú v konvekčnej rovnováhe a vďaka aktívnemu miešaniu majú homogénne chemické zloženie, hlavne z molekulárneho dusíka (78 %) a kyslíka (21 %). Prevažná väčšina prírodných a umelých aerosólových a plynných látok znečisťujúcich ovzdušie sa sústreďuje v troposfére. Dynamika spodnej časti troposféry s hrúbkou do 2 km silne závisí od vlastností podložného povrchu Zeme, ktorý určuje horizontálne a vertikálne pohyby vzduchu (vetrov) v dôsledku prenosu tepla z teplejšej krajiny cez IR žiarenie zemského povrchu, ktoré je v troposfére pohlcované najmä vodnou parou a oxidom uhličitým (skleníkový efekt). Rozloženie teploty s výškou je stanovené ako výsledok turbulentného a konvekčného miešania. V priemere to zodpovedá poklesu teploty s výškou asi 6,5 K/km.
Rýchlosť vetra v povrchovej hraničnej vrstve sa najprv rýchlo zvyšuje s výškou a pri vyššom sa ďalej zvyšuje o 2–3 km/s na kilometer. Niekedy v troposfére existujú úzke planetárne prúdy (s rýchlosťou viac ako 30 km / s), západné v stredných zemepisných šírkach a východné v blízkosti rovníka. Nazývajú sa tryskové prúdy.
tropopauza.
Na hornej hranici troposféry (tropopauza) teplota dosahuje svoju minimálnu hodnotu pre spodnú atmosféru. Ide o prechodovú vrstvu medzi troposférou a stratosférou nad ňou. Hrúbka tropopauzy je od stoviek metrov do 1,5–2 km a teplota a nadmorská výška sa pohybujú od 190 do 220 K a od 8 do 18 km v závislosti od zemepisnej šírky a ročného obdobia. V miernych a vysokých zemepisných šírkach je v zime o 1–2 km nižšia ako v lete a o 8–15 K teplejšia. V trópoch sú sezónne zmeny oveľa menšie (nadmorská výška 16–18 km, teplota 180–200 K). Vyššie prúdové prúdy možné pretrhnutie tropopauzy.
Voda v zemskej atmosfére.
Najdôležitejšou črtou zemskej atmosféry je prítomnosť značného množstva vodnej pary a vody vo forme kvapiek, ktorú možno najľahšie pozorovať vo forme oblakov a oblačných štruktúr. Stupeň oblačnosti oblohy (v určitom okamihu alebo v priemere za určité časové obdobie), vyjadrený na 10-bodovej stupnici alebo v percentách, sa nazýva oblačnosť. Tvar oblakov určuje medzinárodná klasifikácia. V priemere pokrývajú mraky asi polovicu zemegule. Oblačnosť je dôležitým faktorom charakterizujúcim počasie a klímu. V zime a v noci oblačnosť bráni poklesu teploty zemského povrchu a povrchovej vrstvy vzduchu, v lete a cez deň zoslabuje ohrievanie zemského povrchu slnečnými lúčmi, zjemňuje klímu vo vnútri kontinentov.
Mraky.
Oblaky sú nahromadenia kvapiek vody suspendovaných v atmosfére (vodné oblaky), ľadových kryštálikov (ľadové oblaky) alebo oboch (zmiešané oblaky). Keď sa kvapky a kryštály zväčšujú, vypadávajú z oblakov vo forme zrážok. Oblaky sa tvoria hlavne v troposfére. Vznikajú kondenzáciou vodnej pary obsiahnutej vo vzduchu. Priemer kvapiek oblaku je rádovo niekoľko mikrónov. Obsah kvapalnej vody v oblakoch je od zlomkov po niekoľko gramov na m3. Oblaky sa rozlišujú podľa výšky: Podľa medzinárodnej klasifikácie existuje 10 rodov oblakov: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
V stratosfére sú pozorované aj perleťové oblaky, v mezosfére nočné oblaky.
Cirrusové oblaky - priehľadné oblaky vo forme tenkých bielych nití alebo závojov s hodvábnym leskom, ktoré nedávajú tieň. Cirrusové oblaky sú tvorené ľadovými kryštálmi a vznikajú v hornej troposfére pri veľmi nízkych teplotách. Niektoré typy cirrusových oblakov slúžia ako predzvesť zmien počasia.
Oblaky Cirrocumulus sú hrebene alebo vrstvy tenkých bielych oblakov v hornej troposfére. Oblaky Cirrocumulus sú postavené z malých prvkov, ktoré vyzerajú ako vločky, vlnky, malé guľôčky bez tieňov a pozostávajú hlavne z ľadových kryštálikov.
Oblaky Cirrostratus - belavý priesvitný závoj v hornej troposfére, zvyčajne vláknitý, niekedy rozmazaný, pozostávajúci z malých ihličkovitých alebo stĺpcových ľadových kryštálov.
Altocumulus oblaky sú biele, sivé alebo bielo-sivé oblaky nižších a stredných vrstiev troposféry. Oblaky Altocumulus vyzerajú ako vrstvy a hrebene, ako keby boli postavené z dosiek ležiacich nad sebou, zaoblených hmôt, hriadeľov, vločiek. Oblaky Altocumulus vznikajú počas intenzívnej konvekčnej aktivity a zvyčajne pozostávajú z podchladených kvapiek vody.
Altostratus oblaky sú sivasté alebo modrasté oblaky vláknitej alebo jednotnej štruktúry. Oblaky Altostratus sú pozorované v strednej troposfére, siahajúce niekoľko kilometrov na výšku a niekedy tisíce kilometrov v horizontálnom smere. Oblaky altostratus sú zvyčajne súčasťou frontálnych oblakových systémov spojených so vzostupnými pohybmi vzdušných hmôt.
Oblaky Nimbostratus - nízka (od 2 km a viac) amorfná vrstva oblakov jednotnej šedej farby, ktorá vedie k zamračenému dažďu alebo snehu. Oblaky Nimbostratus - vysoko vyvinuté vertikálne (až niekoľko km) a horizontálne (niekoľko tisíc km), pozostávajú z podchladených kvapiek vody zmiešaných so snehovými vločkami, ktoré sú zvyčajne spojené s atmosférickými frontami.
Stratusové oblaky - oblaky nižšej úrovne vo forme homogénnej vrstvy bez určitých obrysov, šedej farby. Výška stratusových oblakov nad zemským povrchom je 0,5–2 km. Zo stratusovej oblačnosti občas mrholenie.
Kupovité oblaky sú husté, jasné biele oblaky počas dňa s výrazným vertikálnym vývojom (až 5 km a viac). Horné časti kupovitých oblakov vyzerajú ako kupoly alebo veže so zaoblenými obrysmi. Kumulové oblaky sa zvyčajne tvoria ako konvekčné oblaky v masách studeného vzduchu.
Oblaky Stratocumulus - nízke (pod 2 km) oblaky vo forme sivých alebo bielych nevláknitých vrstiev alebo hrebeňov okrúhlych veľkých blokov. Vertikálna hrúbka oblakov stratocumulus je malá. Oblaky stratocumulus občas poskytujú slabé zrážky.
Oblaky Cumulonimbus sú mohutné a husté oblaky so silným vertikálnym vývojom (až do výšky 14 km), ktoré poskytujú výdatné zrážky s búrkami, krupobitím, búrkami. Oblaky Cumulonimbus sa vyvíjajú zo silných kopovitých oblakov, ktoré sa od nich líšia v hornej časti, pozostávajúce z ľadových kryštálov.
Stratosféra.
Cez tropopauzu v priemere vo výškach od 12 do 50 km prechádza troposféra do stratosféry. V spodnej časti cca 10 km, t.j. do výšok okolo 20 km je izotermický (teplota okolo 220 K). Potom sa zvyšuje s nadmorskou výškou a dosahuje maximum okolo 270 K vo výške 50–55 km. Tu je hranica medzi stratosférou a nadložnou mezosférou, ktorá sa nazýva stratopauza. .
V stratosfére je oveľa menej vodnej pary. Napriek tomu sú občas pozorované tenké priesvitné perleťové oblaky, ktoré sa občas objavia v stratosfére vo výške 20–30 km. Perleťové oblaky sú viditeľné na tmavej oblohe po západe slnka a pred východom slnka. Tvarom sa perleťové oblaky podobajú oblakom cirrus a cirrocumulus.
Stredná atmosféra (mezosféra).
Vo výške okolo 50 km začína mezosféra vrcholom širokého teplotného maxima. . Dôvod zvýšenia teploty v oblasti tohto maxima je exotermická (t.j. sprevádzaná uvoľňovaním tepla) fotochemická reakcia rozkladu ozónu: O 3 + hv® O 2 + O. Ozón vzniká ako výsledok fotochemického rozkladu molekulárneho kyslíka O 2
Asi 2+ hv® O + O a následnou reakciou trojitej zrážky atómu a molekuly kyslíka s nejakou treťou molekulou M.
0 + 02 + M®03 + M
Ozón nenásytne absorbuje ultrafialové žiarenie v oblasti od 2000 do 3000 Á a toto žiarenie ohrieva atmosféru. Ozón nachádzajúci sa vo vyšších vrstvách atmosféry slúži ako akýsi štít, ktorý nás chráni pred pôsobením ultrafialového žiarenia zo Slnka. Bez tohto štítu by rozvoj života na Zemi v jeho moderných podobách bol sotva možný.
Vo všeobecnosti v celej mezosfére teplota atmosféry klesá na svoju minimálnu hodnotu asi 180 K na hornej hranici mezosféry (nazývaná mezopauza, výška je asi 80 km). V blízkosti mezopauzy, vo výškach 70 – 90 km, sa môže objaviť veľmi tenká vrstva ľadových kryštálikov a čiastočky sopečného a meteoritového prachu, pozorované v podobe krásnej podívanej na noctilucentnú oblačnosť. krátko po západe slnka.
V mezosfére sa väčšinou spaľujú malé pevné častice meteoritu, ktoré dopadajú na Zem, čo spôsobuje jav meteorov.
Meteory, meteority a ohnivé gule.
Vzplanutia a iné javy vo vyšších vrstvách atmosféry Zeme spôsobené vniknutím do nej rýchlosťou 11 km/sa nad pevnými kozmickými časticami alebo telesami sa nazývajú meteoroidy. Je tu pozorovaná stopa jasného meteoru; najmocnejšie javy, často sprevádzané pádom meteoritov, sú tzv ohnivé gule; meteory sú spojené s meteorickými rojmi.
meteorický roj:
1) jav viacnásobného meteoru padá počas niekoľkých hodín alebo dní z jedného radiantu.
2) roj meteoroidov pohybujúcich sa na jednej dráhe okolo Slnka.
Systematický výskyt meteorov v určitej oblasti oblohy a v určité dni v roku, spôsobený priesečníkom zemskej dráhy so spoločnou dráhou mnohých telies meteoritov pohybujúcich sa približne rovnakou a rovnako smerovanou rýchlosťou, v dôsledku čoho zdá sa, že cesty na oblohe vychádzajú z jedného spoločného bodu (žiariaceho) . Sú pomenované podľa súhvezdia, kde sa radiant nachádza.
Meteorické roje pôsobia svojimi svetelnými efektmi hlbokým dojmom, no jednotlivé meteory vidno len zriedka. Oveľa početnejšie sú neviditeľné meteory, príliš malé na to, aby ich bolo možné vidieť v momente, keď ich pohltí atmosféra. Niektoré z najmenších meteorov sa pravdepodobne vôbec nezohrievajú, ale sú zachytené iba atmosférou. Tieto malé častice s veľkosťou od niekoľkých milimetrov po desaťtisíciny milimetra sa nazývajú mikrometeority. Množstvo meteorickej hmoty vstupujúcej do atmosféry každý deň je od 100 do 10 000 ton, pričom väčšinu tejto hmoty tvoria mikrometeority.
Keďže meteorická hmota čiastočne horí v atmosfére, jej plynové zloženie je doplnené stopami rôznych chemických prvkov. Napríklad kamenné meteory prinášajú lítium do atmosféry. Spaľovanie kovových meteorov vedie k tvorbe drobných guľovitých železných, železo-niklových a iných kvapôčok, ktoré prechádzajú atmosférou a ukladajú sa na zemský povrch. Možno ich nájsť v Grónsku a Antarktíde, kde ľadové štíty zostávajú roky takmer nezmenené. Oceánológovia ich nachádzajú v sedimentoch dna oceánov.
Väčšina meteorických častíc vstupujúcich do atmosféry sa usadí do 30 dní. Niektorí vedci sa domnievajú, že tento kozmický prach hrá dôležitú úlohu pri tvorbe atmosférických javov, ako je dážď, keďže slúži ako zárodok kondenzácie vodnej pary. Preto sa predpokladá, že zrážky sú štatisticky spojené s veľkými meteorickými rojmi. Niektorí odborníci sa však domnievajú, že keďže celkový príkon meteorickej hmoty je niekoľko desiatokkrát väčší ako aj pri najväčšom meteorickom roji, možno zanedbať zmenu celkového množstva tohto materiálu, ku ktorej dôjde v dôsledku jedného takéhoto roja.
Niet pochýb o tom, že najväčšie mikrometeority a viditeľné meteority zanechávajú dlhé stopy ionizácie vo vysokých vrstvách atmosféry, najmä v ionosfére. Takéto stopy možno použiť na rádiovú komunikáciu na veľké vzdialenosti, pretože odrážajú vysokofrekvenčné rádiové vlny.
Energia meteorov vstupujúcich do atmosféry sa vynakladá hlavne a možno úplne na jej zahrievanie. Toto je jedna z vedľajších zložiek tepelnej bilancie atmosféry.
Meteorit je pevné teleso prírodného pôvodu, ktoré spadlo na povrch Zeme z vesmíru. Zvyčajne rozlišujte kameň, železo-kameň a železné meteority. Posledne menované pozostávajú hlavne zo železa a niklu. Spomedzi nájdených meteoritov má väčšina z nich hmotnosť od niekoľkých gramov do niekoľkých kilogramov. Najväčší z nájdených, železný meteorit Goba váži asi 60 ton a stále leží na tom istom mieste, kde bol objavený, v Južnej Afrike. Väčšina meteoritov sú fragmenty asteroidov, ale niektoré meteority mohli prísť na Zem z Mesiaca a dokonca aj z Marsu.
Ohnivá guľa je veľmi jasný meteor, niekedy pozorovaný aj cez deň, často zanechávajúci za sebou dymovú stopu a sprevádzaný zvukovými javmi; často končí pádom meteoritov.
Termosféra.
Nad teplotným minimom v mezopauze začína termosféra, pri ktorej teplota najskôr pomaly a potom rýchlo začne opäť stúpať. Dôvodom je absorpcia ultrafialového slnečného žiarenia vo výškach 150–300 km v dôsledku ionizácie atómového kyslíka: O + hv® O++ e.
V termosfére teplota plynule stúpa do výšky asi 400 km, kde v epoche maximálnej slnečnej aktivity dosahuje cez deň 1800 K. V epoche minima môže byť táto hraničná teplota nižšia ako 1000 K. Nad 400 st. km prechádza atmosféra do izotermickej exosféry. Kritická úroveň (základ exosféry) sa nachádza v nadmorskej výške asi 500 km.
Polárna žiara a mnohé dráhy umelých satelitov, ako aj noctilucentné oblaky – všetky tieto javy sa vyskytujú v mezosfére a termosfére.
Polárne svetlá.
Vo vysokých zemepisných šírkach sú počas porúch magnetického poľa pozorované polárne žiary. Môžu trvať niekoľko minút, ale často sú viditeľné aj niekoľko hodín. Polárne žiary sa veľmi líšia tvarom, farbou a intenzitou, pričom všetky sa niekedy v priebehu času veľmi rýchlo menia. Spektrum polárnej žiary pozostáva z emisných čiar a pásiem. Niektoré emisie z nočnej oblohy sú zosilnené v spektre polárnej žiary, predovšetkým zelené a červené čiary l 5577 Á a l 6300 Å kyslíka. Stáva sa, že jedna z týchto línií je mnohonásobne intenzívnejšia ako druhá, a to určuje viditeľnú farbu vyžarovania: zelená alebo červená. Poruchy v magnetickom poli sú tiež sprevádzané poruchami rádiovej komunikácie v polárnych oblastiach. Narušenie je spôsobené zmenami v ionosfére, čo znamená, že počas magnetických búrok funguje silný zdroj ionizácie. Zistilo sa, že silné magnetické búrky sa vyskytujú, keď sú v blízkosti stredu slnečného disku veľké skupiny škvŕn. Pozorovania ukázali, že búrky nesúvisia so samotnými škvrnami, ale so slnečnými erupciami, ktoré sa objavujú počas vývoja skupiny škvŕn.
Polárne žiary sú rozsahom svetla rôznej intenzity s rýchlymi pohybmi pozorovanými v oblastiach s vysokou zemepisnou šírkou Zeme. Vizuálna polárna žiara obsahuje zelené (5577Á) a červené (6300/6364Á) emisné čiary atómového kyslíka a molekulárne pásy N2, ktoré sú excitované energetickými časticami slnečného a magnetosférického pôvodu. Tieto emisie sa zvyčajne zobrazujú vo výške okolo 100 km a viac. Termín optická polárna žiara sa používa na označenie vizuálnych polárnych žiar a ich infračerveného až ultrafialového emisného spektra. Energia žiarenia v infračervenej časti spektra výrazne prevyšuje energiu viditeľnej oblasti. Keď sa objavili polárne žiary, emisie boli pozorované v rozsahu ULF (
Skutočné formy polárnej žiary je ťažké klasifikovať; Najčastejšie sa používajú tieto výrazy:
1. Pokojné jednotné oblúky alebo pruhy. Oblúk zvyčajne siaha ~1000 km v smere geomagnetickej rovnobežky (v polárnych oblastiach k Slnku) a má šírku od jedného do niekoľkých desiatok kilometrov. Pás je zovšeobecnením pojmu oblúk, zvyčajne nemá pravidelný oblúkovitý tvar, ale ohýba sa v tvare S alebo v tvare špirál. Oblúky a pásy sa nachádzajú vo výškach 100–150 km.
2. Lúče polárnej žiary . Tento termín označuje aurorálnu štruktúru natiahnutú pozdĺž magnetických siločiar s vertikálnym predĺžením od niekoľkých desiatok do niekoľkých stoviek kilometrov. Dĺžka lúčov pozdĺž horizontály je malá, od niekoľkých desiatok metrov do niekoľkých kilometrov. Lúče sa zvyčajne pozorujú v oblúkoch alebo ako samostatné štruktúry.
3. Škvrny alebo povrchy . Ide o izolované oblasti žiary, ktoré nemajú špecifický tvar. Jednotlivé škvrny môžu spolu súvisieť.
4. Závoj. Nezvyčajná forma polárnej žiary, čo je jednotná žiara, ktorá pokrýva veľké plochy oblohy.
Podľa štruktúry sa polárne žiary delia na homogénne, leštené a žiarivé. Používajú sa rôzne výrazy; pulzujúci oblúk, pulzujúca plocha, difúzna plocha, žiarivý pás, drapéria a pod. Existuje klasifikácia polárnych žiarov podľa ich farby. Podľa tejto klasifikácie sú polárne žiary typu ALE. Horná časť alebo celá je červená (6300–6364 Å). Zvyčajne sa objavujú vo výškach 300–400 km počas vysokej geomagnetickej aktivity.
Typ Aurora AT sú v spodnej časti sfarbené do červena a sú spojené s luminiscenciou pásov prvého pozitívneho systému N2 a prvého negatívneho systému O2. Takéto formy polárnej žiary sa objavujú počas najaktívnejších fáz polárnej žiary.
Zóny polárne žiary – ide o zóny maximálnej frekvencie výskytu polárnych žiaroviek v noci, podľa pozorovateľov na pevnom bode na povrchu Zeme. Zóny sa nachádzajú na 67° severnej a južnej šírky a ich šírka je asi 6°. Maximálny výskyt polárnych žiaroviek, zodpovedajúci danému momentu miestneho geomagnetického času, sa vyskytuje v oválnych pásoch (aurora oval), ktoré sú umiestnené asymetricky okolo severného a južného geomagnetického pólu. Ovál polárnej žiary je pevne stanovený v súradniciach zemepisnej šírky a času a zóna polárnej žiary je miestom bodov v polnočnej oblasti oválu v súradniciach zemepisnej šírky a dĺžky. Oválny pás sa nachádza približne 23° od geomagnetického pólu v nočnom sektore a 15° v dennom sektore.
Polárny ovál a zóny polárnej žiary. Umiestnenie oválu polárnej žiary závisí od geomagnetickej aktivity. Pri vysokej geomagnetickej aktivite sa ovál stáva širším. Zóny polárnej žiary alebo oválne hranice polárnej žiary sú lepšie reprezentované L 6.4 ako dipólovými súradnicami. Čiary geomagnetického poľa na hranici denného sektora oválu polárnej žiary sa zhodujú s magnetopauza. Dochádza k zmene polohy oválu polárnej žiary v závislosti od uhla medzi geomagnetickou osou a smerom Zem – Slnko. Polárny ovál sa určuje aj na základe údajov o precipitácii častíc (elektrónov a protónov) určitých energií. Jeho polohu možno nezávisle určiť z údajov o kaspach na dennej strane a v magnetotaile.
Denná odchýlka vo frekvencii výskytu polárnych žiaroviek v zóne polárnej žiary má maximum o geomagnetickej polnoci a minimum o geomagnetickom poludní. Na takmer rovníkovej strane oválu frekvencia výskytu polárnych žiaroviek prudko klesá, no tvar denných variácií je zachovaný. Na polárnej strane oválu frekvencia výskytu polárnych žiaroviek postupne klesá a je charakterizovaná komplexnými dennými zmenami.
Intenzita polárnych žiaroviek.
Intenzita Aurory určená meraním povrchu zdanlivého jasu. Svetlý povrch ja polárna žiara v určitom smere je určená celkovou emisiou 4p ja fotón/(cm 2 s). Keďže táto hodnota nie je skutočným jasom povrchu, ale predstavuje emisiu zo stĺpca, pri štúdiu polárnych žiar sa zvyčajne používa jednotka fotón/(cm 2 stĺpec s). Zvyčajná jednotka na meranie celkovej emisie je Rayleigh (Rl) rovná 106 fotónov / (cm 2 stĺpec s). Praktickejšia jednotka intenzity polárnej žiary sa určuje z emisií jednej čiary alebo pásma. Napríklad intenzita polárnej žiary je určená medzinárodnými koeficientmi jasu (ICF) podľa údajov intenzity zelenej čiary (5577 Á); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (maximálna intenzita polárnej žiary). Túto klasifikáciu nemožno použiť pre červené polárne žiary. Jedným z objavov epochy (1957–1958) bolo stanovenie priestorového a časového rozloženia polárnych žiaroviek vo forme oválu posunutého vzhľadom na magnetický pól. Z jednoduchých predstáv o kruhovom tvare rozloženia polárnych žiaroviek vzhľadom na magnetický pól, bol dokončený prechod k modernej fyzike magnetosféry. Česť objavu patrí O. Khoroshevovi a G. Starkovovi, J. Feldshteinovi, S-I. Ovál polárnej žiary je oblasťou najintenzívnejšieho dopadu slnečného vetra na hornú vrstvu atmosféry Zeme. Intenzita polárnej žiary je najväčšia na ovále a jej dynamiku nepretržite monitorujú satelity.
Stabilné polárne červené oblúky.
Pevný polárny červený oblúk, inak nazývaný červený oblúk strednej šírky alebo M-oblúk, je subvizuálny (pod hranicou citlivosti oka) široký oblúk, natiahnutý od východu na západ v dĺžke tisícok kilometrov a obopínajúci možno celú Zem. Zemepisná šírka oblúka je 600 km. Emisia zo stabilného aurorálneho červeného oblúka je takmer monochromatická v červených čiarach l 6300 Å a l 6364 Å. Nedávno boli zaznamenané aj slabé emisné čiary l 5577 Á (OI) a l 4278 Á (N + 2). Pretrvávajúce červené oblúky sú klasifikované ako polárne žiary, ale objavujú sa v oveľa vyšších nadmorských výškach. Dolná hranica sa nachádza v nadmorskej výške 300 km, horná hranica je asi 700 km. Intenzita tichého aurorálneho červeného oblúka v emisii l 6300 Á sa pohybuje od 1 do 10 kRl (typická hodnota je 6 kRl). Prah citlivosti oka pri tejto vlnovej dĺžke je asi 10 kR, takže oblúky sa vizuálne pozorujú len zriedka. Pozorovania však ukázali, že ich jasnosť je > 50 kR počas 10 % nocí. Obvyklá životnosť oblúkov je približne jeden deň a v nasledujúcich dňoch sa objavujú len zriedka. Rádiové vlny zo satelitov alebo rádiových zdrojov pretínajúce stabilné aurorálne červené oblúky podliehajú scintiláciám, čo naznačuje existenciu nehomogenít elektrónovej hustoty. Teoretickým vysvetlením červených oblúkov je to, že vyhrievané elektróny oblasti F ionosféry spôsobujú nárast atómov kyslíka. Satelitné pozorovania ukazujú zvýšenie teploty elektrónov pozdĺž geomagnetických siločiar, ktoré pretínajú stabilné aurorálne červené oblúky. Intenzita týchto oblúkov pozitívne koreluje s geomagnetickou aktivitou (búrky) a frekvencia výskytu oblúkov pozitívne koreluje s aktivitou slnečných škvŕn.
Zmena polárnej žiary.
Niektoré formy polárnej žiary zažívajú kvázi-periodické a koherentné časové zmeny intenzity. Tieto polárne žiary s približne stacionárnou geometriou a rýchlymi periodickými zmenami vyskytujúcimi sa vo fáze sa nazývajú meniace sa polárne žiary. Sú klasifikované ako polárne žiary formulárov R podľa Medzinárodného atlasu polárnych žiar Podrobnejšie rozdelenie meniacich sa polárnych žiaroviek:
R 1 (pulzujúca polárna žiara) je žiara s rovnomernými fázovými zmenami jasu v celej forme polárnej žiary. Podľa definície sa pri ideálnej pulzujúcej polárnej žiare dá oddeliť priestorová a časová časť pulzácie, t.j. jas ja(r,t)= ja s(r)· Ja T(t). V typickej polárnej žiare R 1 dochádza k pulzáciám s frekvenciou 0,01 až 10 Hz nízkej intenzity (1–2 kR). Väčšina polárnych žiar R 1 sú body alebo oblúky, ktoré pulzujú s periódou niekoľkých sekúnd.
R 2 (ohnivá polárna žiara). Tento výraz sa zvyčajne používa na označenie pohybov, ako sú plamene napĺňajúce oblohu, a nie na opis jedinej formy. Polárne žiary majú tvar oblúka a zvyčajne sa pohybujú nahor z výšky 100 km. Tieto polárne žiary sú pomerne zriedkavé a vyskytujú sa častejšie mimo polárnej žiary.
R 3 (blikajúca polárna žiara). Ide o polárne žiary s rýchlymi, nepravidelnými alebo pravidelnými zmenami jasu, ktoré na oblohe vyvolávajú dojem mihotavého plameňa. Objavujú sa krátko pred kolapsom polárnej žiary. Bežne pozorovaná variačná frekvencia R 3 sa rovná 10 ± 3 Hz.
Termín prúdiaca polárna žiara, používaný pre inú triedu pulzujúcich polárnych žiaroviek, sa týka nepravidelných zmien jasu, ktoré sa rýchlo horizontálne pohybujú v oblúkoch a pásoch polárnych žiaroviek.
Meniaca sa polárna žiara je jedným zo slnečno-pozemských javov sprevádzajúcich pulzácie geomagnetického poľa a polárneho röntgenového žiarenia spôsobeného zrážaním častíc slnečného a magnetosférického pôvodu.
Žiar polárnej čiapky je charakterizovaný vysokou intenzitou pásu prvého negatívneho systému N + 2 (λ 3914 Å). Zvyčajne sú tieto N + 2 pásy päťkrát intenzívnejšie ako zelená čiara OI l 5577 Å; absolútna intenzita žiaru polárnej čiapky je od 0,1 do 10 kRl (zvyčajne 1–3 kRl). S týmito polárnymi žiarami, ktoré sa objavujú počas periód PCA, rovnomerná žiara pokrýva celú polárnu čiapočku až po geomagnetickú šírku 60° vo výškach 30 až 80 km. Generujú ho najmä slnečné protóny a d-častice s energiami 10–100 MeV, ktoré v týchto výškach vytvárajú ionizačné maximum. V zónach polárnej žiary je ešte jeden typ žiary, nazývaný plášťová polárna žiara. Pre tento typ polárnej žiary je denné maximum intenzity v ranných hodinách 1–10 kR a minimum intenzity je päťkrát slabšie. Pozorovaní polárnej žiary v plášti sú málo a ich intenzita závisí od geomagnetickej a slnečnej aktivity.
Atmosférická žiara je definované ako žiarenie produkované a emitované atmosférou planéty. Ide o netepelné žiarenie atmosféry, s výnimkou vyžarovania polárnych žiaroviek, výbojov bleskov a vyžarovania meteorických stôp. Tento výraz sa používa vo vzťahu k zemskej atmosfére (nočná žiara, žiara súmraku a denná žiara). Atmosférická žiara je len zlomkom svetla dostupného v atmosfére. Ďalšími zdrojmi sú svetlo hviezd, zodiakálne svetlo a denné rozptýlené svetlo zo Slnka. Žiara atmosféry môže niekedy predstavovať až 40 % celkového množstva svetla. Airglow sa vyskytuje v atmosférických vrstvách rôznej výšky a hrúbky. Spektrum atmosférického žiarenia pokrýva vlnové dĺžky od 1000 Å do 22,5 µm. Hlavná emisná čiara vo vzduchu je l 5577 Å, ktorá sa objavuje vo výške 90–100 km vo vrstve hrubej 30–40 km. Vzhľad žiary je spôsobený Champenovým mechanizmom založeným na rekombinácii atómov kyslíka. Ďalšie emisné čiary sú 1 6300 Á, objavujúce sa v prípade disociatívnej O + 2 rekombinácie a emisie NI 1 5198/5201 Á a NI 1 5890/5896 Á.
Intenzita atmosférickej žiary sa meria v Rayleigh. Jas (v Rayleighových údajoch) sa rovná 4 rb, kde c je uhlová plocha jasu emitujúcej vrstvy v jednotkách 106 fotónov/(cm 2 sr s). Intenzita žiary závisí od zemepisnej šírky (rôzne pre rôzne emisie) a tiež sa mení počas dňa s maximom blízko polnoci. Pozitívna korelácia bola zaznamenaná pri žiare vzduchu v emisii l 5577 Á s počtom slnečných škvŕn a tokom slnečného žiarenia pri vlnovej dĺžke 10,7 cm.. Žiarenie vzduchu bolo pozorované počas satelitných experimentov. Z vesmíru vyzerá ako svetelný prstenec okolo Zeme a má zelenkastú farbu.
Ozonosféra.
Vo výškach 20–25 km je maximálna koncentrácia zanedbateľného množstva ozónu O 3 (až 2×10–7 obsahu kyslíka!), ktorý vzniká pôsobením slnečného ultrafialového žiarenia vo výškach okolo 10 až 50 st. km, chráni planétu pred ionizujúcim slnečným žiarením. Napriek extrémne malému počtu molekúl ozónu chránia všetok život na Zemi pred škodlivými účinkami krátkovlnného (ultrafialového a röntgenového) žiarenia zo Slnka. Ak vyzrážate všetky molekuly do základne atmosféry, získate vrstvu s hrúbkou nie väčšou ako 3–4 mm! Vo výškach nad 100 km sa zvyšuje podiel ľahkých plynov a vo veľmi vysokých nadmorských výškach prevláda hélium a vodík; mnohé molekuly disociujú na samostatné atómy, ktoré sú ionizované vplyvom tvrdého slnečného žiarenia a vytvárajú ionosféru. Tlak a hustota vzduchu v zemskej atmosfére klesá s výškou. V závislosti od rozloženia teploty sa zemská atmosféra delí na troposféru, stratosféru, mezosféru, termosféru a exosféru. .
V nadmorskej výške 20-25 km sa nachádza ozónová vrstva. Ozón sa tvorí v dôsledku rozpadu molekúl kyslíka počas absorpcie slnečného ultrafialového žiarenia s vlnovými dĺžkami kratšími ako 0,1–0,2 mikrónu. Voľný kyslík sa spája s molekulami O 2 a vytvára O 3 ozón, ktorý nenásytne absorbuje všetko ultrafialové svetlo kratšie ako 0,29 mikrónu. Molekuly ozónu O 3 sú ľahko zničené krátkovlnným žiarením. Ozónová vrstva preto aj napriek svojej riedkosti účinne pohlcuje ultrafialové žiarenie Slnka, ktoré prešlo cez vyššie a transparentnejšie vrstvy atmosféry. Vďaka tomu sú živé organizmy na Zemi chránené pred škodlivými účinkami ultrafialového žiarenia zo slnka.
Ionosféra.
Slnečné žiarenie ionizuje atómy a molekuly atmosféry. Stupeň ionizácie sa stáva významným už vo výške 60 kilometrov a neustále sa zvyšuje so vzdialenosťou od Zeme. V rôznych nadmorských výškach v atmosfére dochádza k postupným procesom disociácie rôznych molekúl a následnej ionizácii rôznych atómov a iónov. V podstate ide o molekuly kyslíka O 2, dusík N 2 a ich atómy. V závislosti od intenzity týchto procesov sa rôzne vrstvy atmosféry ležiace nad 60 kilometrov nazývajú ionosférické vrstvy. , a ich celok je ionosféra . Spodná vrstva, ktorej ionizácia je nevýznamná, sa nazýva neutrosféra.
Maximálna koncentrácia nabitých častíc v ionosfére sa dosahuje vo výškach 300–400 km.
História štúdia ionosféry.
Anglický vedec Stuart predložil v roku 1878 hypotézu o existencii vodivej vrstvy v hornej atmosfére, aby vysvetlil vlastnosti geomagnetického poľa. Potom v roku 1902 nezávisle od seba Kennedy v USA a Heaviside v Anglicku poukázali na to, že na vysvetlenie šírenia rádiových vĺn na veľké vzdialenosti je potrebné predpokladať existenciu oblastí s vysokou vodivosťou vo vysokých vrstvách atmosféra. V roku 1923 akademik M. V. Shuleikin, berúc do úvahy vlastnosti šírenia rádiových vĺn rôznych frekvencií, dospel k záveru, že v ionosfére sú najmenej dve reflexné vrstvy. Potom, v roku 1925, anglickí výskumníci Appleton a Barnet, ako aj Breit a Tuve, prvýkrát experimentálne dokázali existenciu oblastí, ktoré odrážajú rádiové vlny, a položili základ pre ich systematické štúdium. Odvtedy sa vykonáva systematické štúdium vlastností týchto vrstiev, všeobecne nazývaných ionosféra, ktoré zohrávajú významnú úlohu v množstve geofyzikálnych javov, ktoré určujú odraz a absorpciu rádiových vĺn, čo je veľmi dôležité pre praktické využitie. najmä na zabezpečenie spoľahlivej rádiovej komunikácie.
V 30. rokoch sa začali systematické pozorovania stavu ionosféry. U nás z iniciatívy M.A.Bonch-Bruevicha vznikli inštalácie na jeho pulzné ozvučenie. Boli skúmané mnohé všeobecné vlastnosti ionosféry, výšky a elektrónová hustota jej hlavných vrstiev.
Vo výškach 60–70 km sa pozoruje vrstva D, vo výškach 100–120 km E, vo výškach, vo výškach 180–300 km dvojvrstva F 1 a F 2. Hlavné parametre týchto vrstiev sú uvedené v tabuľke 4.
| Tabuľka 4 | ||||||
| Oblasť ionosféry | Maximálna výška, km | T i , K | deň | Noc nie , cm -3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min nie , cm -3 | Max nie , 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 (zima) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2 10 – 10 |
| F 2 (Leto) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| nie je koncentrácia elektrónu, e je náboj elektrónu, T i je teplota iónov, a΄ je rekombinačný koeficient (ktorý určuje nie a jeho zmena v čase) | ||||||
Priemery sú uvedené, pretože sa líšia pre rôzne zemepisné šírky, dennú dobu a ročné obdobia. Takéto údaje sú potrebné na zabezpečenie rádiovej komunikácie na veľké vzdialenosti. Používajú sa pri výbere prevádzkových frekvencií pre rôzne krátkovlnné rádiové spojenia. Poznanie ich zmeny v závislosti od stavu ionosféry v rôznych denných dobách a v rôznych ročných obdobiach je mimoriadne dôležité pre zabezpečenie spoľahlivosti rádiovej komunikácie. Ionosféra je súbor ionizovaných vrstiev zemskej atmosféry, začínajúci vo výškach okolo 60 km a siahajúci do výšok desiatok tisíc km. Hlavným zdrojom ionizácie zemskej atmosféry je ultrafialové a röntgenové žiarenie Slnka, ktoré sa vyskytuje najmä v slnečnej chromosfére a koróne. Okrem toho je stupeň ionizácie hornej atmosféry ovplyvnený slnečnými korpuskulárnymi prúdmi, ktoré sa vyskytujú počas slnečných erupcií, ako aj kozmickým žiarením a časticami meteorov.
Ionosférické vrstvy
sú oblasti v atmosfére, v ktorých sa dosahujú maximálne hodnoty koncentrácie voľných elektrónov (t.j. ich počet na jednotku objemu). Elektricky nabité voľné elektróny a (v menšej miere menej pohyblivé ióny) vznikajúce pri ionizácii atómov atmosférického plynu, interagujúce s rádiovými vlnami (t. j. elektromagnetické oscilácie), môžu meniť svoj smer, odrážať ich alebo lámať a absorbovať ich energiu. V dôsledku toho sa pri príjme vzdialených rozhlasových staníc môžu vyskytnúť rôzne efekty, napríklad slabnutie rádia, zvýšená počuteľnosť vzdialených staníc, výpadky prúdu atď. javov.
Výskumné metódy.
Klasické metódy štúdia ionosféry zo Zeme sa redukujú na pulzné sondovanie - vysielanie rádiových impulzov a pozorovanie ich odrazov od rôznych vrstiev ionosféry s meraním doby oneskorenia a štúdiom intenzity a tvaru odrazených signálov. Meraním výšok odrazu rádiových impulzov na rôznych frekvenciách, určením kritických frekvencií rôznych oblastí (nosná frekvencia rádiového impulzu, pre ktorú sa táto oblasť ionosféry stáva transparentnou, sa nazýva kritická frekvencia), je možné určiť hodnoty elektrónovej hustoty vo vrstvách a efektívnych výšok pre dané frekvencie a zvoliť optimálne frekvencie pre dané rádiové cesty. S rozvojom raketovej techniky a nástupom kozmického veku umelých družíc Zeme (AES) a iných kozmických lodí bolo možné priamo merať parametre blízkozemskej vesmírnej plazmy, ktorej spodná časť je ionosféra.
Merania elektrónovej hustoty vykonané zo špeciálne vypustených rakiet a pozdĺž dráh satelitných letov potvrdili a spresnili údaje predtým získané pozemnými metódami o štruktúre ionosféry, rozložení hustoty elektrónov s výškou v rôznych oblastiach Zeme a umožnili to získať hodnoty hustoty elektrónov nad hlavným maximom - vrstvou F. Predtým to nebolo možné urobiť sondážnymi metódami založenými na pozorovaní odrazených krátkovlnných rádiových impulzov. Zistilo sa, že v niektorých oblastiach zemegule existujú pomerne stabilné oblasti s nízkou hustotou elektrónov, pravidelné „ionosférické vetry“, v ionosfére vznikajú zvláštne vlnové procesy, ktoré prenášajú lokálne ionosférické poruchy tisíce kilometrov od miesta ich excitácie a oveľa viac. Vytvorenie obzvlášť vysoko citlivých prijímacích zariadení umožnilo na staniciach pulzného sondovania ionosféry vykonávať príjem pulzných signálov čiastočne odrazených od najnižších oblastí ionosféry (stanica čiastočných odrazov). Použitie výkonných impulzných inštalácií v rozsahu vlnových dĺžok metrov a decimetrov s použitím antén, ktoré umožňujú vysokú koncentráciu vyžarovanej energie, umožnilo pozorovať signály rozptýlené ionosférou v rôznych výškach. Štúdium vlastností spektier týchto signálov, nekoherentne rozptýlených elektrónmi a iónmi ionosférickej plazmy (na to boli použité stanice nekoherentného rozptylu rádiových vĺn), umožnilo určiť koncentráciu elektrónov a iónov, ich ekvivalent. teplota v rôznych nadmorských výškach až do nadmorských výšok niekoľko tisíc kilometrov. Ukázalo sa, že ionosféra je dostatočne transparentná pre použité frekvencie.
Koncentrácia elektrických nábojov (hustota elektrónov sa rovná iónovej) v zemskej ionosfére vo výške 300 km je počas dňa asi 106 cm–3. Plazma tejto hustoty odráža rádiové vlny dlhšie ako 20 m, pričom vysiela kratšie.
Typické vertikálne rozloženie hustoty elektrónov v ionosfére pre denné a nočné podmienky.
Šírenie rádiových vĺn v ionosfére.
Stabilný príjem vysielacích staníc s dlhým dosahom závisí od používaných frekvencií, ako aj od dennej doby, ročného obdobia a navyše od slnečnej aktivity. Slnečná aktivita výrazne ovplyvňuje stav ionosféry. Rádiové vlny vysielané pozemnou stanicou sa šíria priamočiaro ako všetky typy elektromagnetických vĺn. Treba však vziať do úvahy, že povrch Zeme aj ionizované vrstvy jej atmosféry slúžia ako platne obrovského kondenzátora, pôsobiaceho na ne ako pôsobenie zrkadiel na svetlo. Rádiové vlny, ktoré sa od nich odrážajú, môžu prejsť mnoho tisíc kilometrov, obchádzať zemeguľu v obrovských skokoch stoviek a tisícok kilometrov, pričom sa odrážajú striedavo od vrstvy ionizovaného plynu a od povrchu Zeme alebo vody.
V 20. rokoch 20. storočia sa verilo, že rádiové vlny kratšie ako 200 m vo všeobecnosti nie sú vhodné na komunikáciu na veľké vzdialenosti kvôli silnej absorpcii. Prvé experimenty s diaľkovým príjmom krátkych vĺn cez Atlantik medzi Európou a Amerikou uskutočnili anglický fyzik Oliver Heaviside a americký elektrotechnik Arthur Kennelly. Nezávisle od seba navrhli, že niekde okolo Zeme je ionizovaná vrstva atmosféry, ktorá dokáže odrážať rádiové vlny. Nazývalo sa to Heavisideova vrstva - Kennelly a potom - ionosféra.
Podľa moderných koncepcií pozostáva ionosféra z negatívne nabitých voľných elektrónov a kladne nabitých iónov, najmä molekulárneho kyslíka O+ a oxidu dusnatého NO+. Ióny a elektróny vznikajú ako výsledok disociácie molekúl a ionizácie atómov neutrálneho plynu slnečným röntgenovým a ultrafialovým žiarením. Na ionizáciu atómu je potrebné informovať ho o ionizačnej energii, ktorej hlavným zdrojom pre ionosféru je ultrafialové, röntgenové a korpuskulárne žiarenie Slnka.
Pokiaľ je plynový obal Zeme osvetlený Slnkom, neustále sa v ňom vytvára stále viac a viac elektrónov, no zároveň sa časť elektrónov, zrážajúcich sa s iónmi, rekombinuje a opäť vytvára neutrálne častice. Po západe slnka sa produkcia nových elektrónov takmer zastaví a počet voľných elektrónov sa začne znižovať. Čím viac voľných elektrónov je v ionosfére, tým lepšie sa od nej odrážajú vysokofrekvenčné vlny. S poklesom koncentrácie elektrónov je prechod rádiových vĺn možný len v nízkofrekvenčných rozsahoch. Preto je v noci spravidla možné prijímať vzdialené stanice len v rozsahu 75, 49, 41 a 31 m. Elektróny sú v ionosfére rozmiestnené nerovnomerne. Vo výške 50 až 400 km sa nachádza niekoľko vrstiev alebo oblastí so zvýšenou hustotou elektrónov. Tieto oblasti hladko prechádzajú jedna do druhej a rôznymi spôsobmi ovplyvňujú šírenie HF rádiových vĺn. Horná vrstva ionosféry je označená písmenom F. Tu je najvyšší stupeň ionizácie (frakcia nabitých častíc je asi 10–4). Nachádza sa vo výške viac ako 150 km nad zemským povrchom a zohráva hlavnú reflexnú úlohu pri diaľkovom šírení rádiových vĺn vysokofrekvenčných KV pásiem. V letných mesiacoch sa oblasť F rozpadá na dve vrstvy - F 1 a F 2. Vrstva F1 môže zaberať výšky od 200 do 250 km a vrstva F 2 akoby „plávala“ v rozsahu nadmorskej výšky 300–400 km. Zvyčajne vrstva F 2 je ionizovaný oveľa silnejšie ako vrstva F jeden . nočná vrstva F 1 zmizne a vrstvíme F 2 zostáva, pomaly stráca až 60 % svojho stupňa ionizácie. Pod vrstvou F sa vo výškach od 90 do 150 km nachádza vrstva E, ktorého ionizácia nastáva vplyvom mäkkého röntgenového žiarenia zo Slnka. Stupeň ionizácie vrstvy E je nižší ako stupeň ionizácie vrstvy E F, cez deň dochádza pri odraze signálov od vrstvy k príjmu staníc nízkofrekvenčných KV pásiem 31 a 25 m. E. Zvyčajne ide o stanice umiestnené vo vzdialenosti 1000–1500 km. V noci vo vrstve E ionizácia prudko klesá, ale aj v tejto dobe sa naďalej významne podieľa na príjme signálov zo staníc v pásmach 41, 49 a 75 m.
Veľký záujem o príjem signálov vysokofrekvenčných KV pásiem 16, 13 a 11 m sú tie, ktoré vznikajú v oblasti E medzivrstvy (oblaky) silne zvýšenej ionizácie. Plocha týchto oblakov sa môže pohybovať od niekoľkých do stoviek kilometrov štvorcových. Táto vrstva so zvýšenou ionizáciou sa nazýva sporadická vrstva. E a označené Es. Oblaky Es sa môžu pod vplyvom vetra pohybovať v ionosfére a dosahovať rýchlosť až 250 km/h. V lete v stredných zemepisných šírkach počas dňa vznikajú rádiové vlny v dôsledku oblakov Es 15–20 dní v mesiaci. V blízkosti rovníka sa vyskytuje takmer vždy a vo vysokých zemepisných šírkach sa zvyčajne objavuje v noci. Niekedy sa v rokoch nízkej slnečnej aktivity, keď nie je prechod do vysokofrekvenčných KV pásiem, náhle objavia s dobrou hlasitosťou vzdialené stanice na pásmach 16, 13 a 11 m, ktorých signály sa opakovane odrážali od Es.
Najnižšia oblasť ionosféry je oblasť D nachádza sa v nadmorskej výške od 50 do 90 km. Voľných elektrónov je tu relatívne málo. Z oblasti D dlhé a stredné vlny sa dobre odrážajú a signály nízkofrekvenčných KV staníc sú silne absorbované. Po západe slnka ionizácia veľmi rýchlo mizne a je možné prijímať vzdialené stanice v rozsahu 41, 49 a 75 m, ktorých signály sa odrážajú od vrstiev F 2 a E. Oddelené vrstvy ionosféry hrajú dôležitú úlohu pri šírení vysokofrekvenčných rádiových signálov. Vplyv na rádiové vlny je spôsobený najmä prítomnosťou voľných elektrónov v ionosfére, hoci mechanizmus šírenia rádiových vĺn je spojený s prítomnosťou veľkých iónov. Posledne menované sú tiež zaujímavé pri štúdiu chemických vlastností atmosféry, pretože sú aktívnejšie ako neutrálne atómy a molekuly. Chemické reakcie prebiehajúce v ionosfére hrajú dôležitú úlohu v jej energetickej a elektrickej rovnováhe.
normálna ionosféra. Pozorovania uskutočnené pomocou geofyzikálnych rakiet a satelitov priniesli množstvo nových informácií, ktoré naznačujú, že k ionizácii atmosféry dochádza pod vplyvom širokospektrálneho slnečného žiarenia. Jeho hlavná časť (viac ako 90 %) je sústredená vo viditeľnej časti spektra. Ultrafialové žiarenie s kratšou vlnovou dĺžkou a vyššou energiou ako fialové svetelné lúče vyžaruje vodík vo vnútornej časti slnečnej atmosféry (chromosféra) a röntgenové žiarenie, ktoré má ešte vyššiu energiu, je vyžarované plynmi vonkajšieho Slnka. škrupina (koróna).
Normálny (priemerný) stav ionosféry je spôsobený konštantným silným žiarením. V normálnej ionosfére dochádza vplyvom dennej rotácie Zeme a sezónnych rozdielov v uhle dopadu slnečných lúčov na poludnie k pravidelným zmenám, ale dochádza aj k nepredvídateľným a náhlym zmenám stavu ionosféry.
Poruchy v ionosfére.
Ako je známe, na Slnku sa vyskytujú silné cyklicky sa opakujúce prejavy aktivity, ktoré dosahujú maximum každých 11 rokov. Pozorovania v rámci programu Medzinárodného geofyzikálneho roka (IGY) sa zhodovali s obdobím najvyššej slnečnej aktivity za celé obdobie systematických meteorologických pozorovaní, t.j. zo začiatku 18. storočia. V obdobiach vysokej aktivity sa jas niektorých oblastí na Slnku niekoľkonásobne zvyšuje a prudko sa zvyšuje sila ultrafialového a röntgenového žiarenia. Takéto javy sa nazývajú slnečné erupcie. Trvajú od niekoľkých minút do jednej alebo dvoch hodín. Počas erupcie slnečná plazma vybuchne (hlavne protóny a elektróny) a elementárne častice sa rútia do vesmíru. Elektromagnetické a korpuskulárne žiarenie Slnka v momentoch takýchto erupcií má silný vplyv na zemskú atmosféru.
Počiatočná reakcia je zaznamenaná 8 minút po záblesku, keď Zem dosiahne intenzívne ultrafialové a röntgenové žiarenie. V dôsledku toho sa ionizácia prudko zvyšuje; röntgenové lúče prenikajú atmosférou až k spodnej hranici ionosféry; počet elektrónov v týchto vrstvách narastá natoľko, že rádiové signály sú takmer úplne absorbované ("zhasnuté"). Dodatočná absorpcia žiarenia spôsobuje zahrievanie plynu, čo prispieva k rozvoju vetrov. Ionizovaný plyn je elektrický vodič a keď sa pohybuje v magnetickom poli Zeme, vzniká efekt dynama a vzniká elektrický prúd. Takéto prúdy môžu zase spôsobiť citeľné poruchy magnetického poľa a prejaviť sa vo forme magnetických búrok.
Štruktúra a dynamika hornej atmosféry je v podstate určená termodynamicky nerovnovážnymi procesmi spojenými s ionizáciou a disociáciou slnečným žiarením, chemickými procesmi, excitáciou molekúl a atómov, ich deaktiváciou, kolíziami a ďalšími elementárnymi procesmi. V tomto prípade sa stupeň nerovnovážneho stavu zvyšuje s výškou, ako klesá hustota. Do nadmorských výšok 500 – 1 000 km a často aj vyššie je stupeň nerovnovážneho stavu pre mnohé charakteristiky hornej atmosféry dostatočne malý, čo umožňuje použiť na jej opis klasickú a hydromagnetickú hydrodynamiku s prihliadnutím na chemické reakcie.
Exosféra je vonkajšia vrstva zemskej atmosféry začínajúca vo výškach niekoľko stoviek kilometrov, z ktorej môžu ľahké, rýchlo sa pohybujúce atómy vodíka unikať do vesmíru.
Edward Kononovič
Literatúra:
Pudovkin M.I. Základy slnečnej fyziky. Petrohrad, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronómia dnes. Prentice Hall Inc. Upper Saddle River, 2002
Online materiály: http://ciencia.nasa.gov/
Atmosféra sa tiahne nahor na mnoho stoviek kilometrov. Jeho horná hranica, v nadmorskej výške asi 2000-3000 km, do určitej miery podmienené, keďže plyny, ktoré ho tvoria, postupne riedené, prechádzajú do svetového priestoru. S výškou sa mení chemické zloženie atmosféry, tlak, hustota, teplota a jej ďalšie fyzikálne vlastnosti. Ako už bolo spomenuté, chemické zloženie vzduchu do výšky 100 km sa výrazne nemení. O niečo vyššie sa atmosféra tiež skladá hlavne z dusíka a kyslíka. Ale vo výškach 100-110 km, Pod vplyvom ultrafialového žiarenia zo slnka sa molekuly kyslíka rozdelia na atómy a objaví sa atómový kyslík. Nad 110-120 km takmer všetok kyslík sa stáva atómovým. Predpokladá sa, že nad 400-500 km plyny, ktoré tvoria atmosféru, sú tiež v atómovom stave.
Tlak a hustota vzduchu s výškou rýchlo klesajú. Atmosféra sa síce rozprestiera nahor na stovky kilometrov, no väčšina z nej sa nachádza v dosť tenkej vrstve priliehajúcej k zemskému povrchu v jej najnižších častiach. Takže vo vrstve medzi hladinou mora a nadmorskou výškou 5-6 km polovica hmoty atmosféry je sústredená vo vrstve 0-16 km-90% a vo vrstve 0-30 km- 99 %. Rovnaký rýchly pokles hmotnosti vzduchu nastáva nad 30 km. Ak hmotnosť 1 m 3 vzduchu pri zemskom povrchu je 1033 g, potom vo výške 20 km rovná sa 43 g a pri výške 40 km len 4 roky
V nadmorskej výške 300-400 km a vyššie je vzduch tak riedky, že počas dňa sa jeho hustota mnohokrát mení. Štúdie ukázali, že táto zmena hustoty súvisí s polohou Slnka. Najvyššia hustota vzduchu je okolo poludnia, najnižšia v noci. Čiastočne sa to vysvetľuje tým, že horné vrstvy atmosféry reagujú na zmeny elektromagnetického žiarenia Slnka.
Zmena teploty vzduchu s výškou je tiež nerovnomerná. Podľa charakteru zmeny teploty s výškou sa atmosféra delí na niekoľko sfér, medzi ktorými sú prechodné vrstvy, takzvané pauzy, kde sa teplota s výškou mení málo.
Tu sú názvy a hlavné charakteristiky sfér a prechodových vrstiev.
Uveďme základné údaje o fyzikálnych vlastnostiach týchto gúľ.
Troposféra. Fyzikálne vlastnosti troposféry sú do značnej miery determinované vplyvom zemského povrchu, ktorý je jej spodnou hranicou. Najvyššia výška troposféry sa pozoruje v rovníkových a tropických zónach. Tu dosahuje 16-18 km a relatívne málo podlieha denným a sezónnym zmenám. Nad polárnymi a priľahlými oblasťami leží horná hranica troposféry v priemere na úrovni 8-10 km. V stredných zemepisných šírkach sa pohybuje od 6-8 do 14-16 km.
Vertikálna sila troposféry výrazne závisí od charakteru atmosférických procesov. Často počas dňa horná hranica troposféry nad daným bodom alebo oblasťou klesá alebo stúpa o niekoľko kilometrov. Je to spôsobené najmä zmenami teploty vzduchu.
Viac ako 4/5 hmoty zemskej atmosféry a takmer všetka vodná para v nej obsiahnutá sa sústreďuje v troposfére. Navyše od zemského povrchu po hornú hranicu troposféry teplota klesá v priemere o 0,6° na každých 100 m, alebo o 6° na 1. km pozdvihnutie . Je to spôsobené tým, že vzduch v troposfére sa ohrieva a ochladzuje hlavne z povrchu zeme.
V súlade s prílevom slnečnej energie klesá teplota od rovníka k pólom. Priemerná teplota vzduchu v blízkosti zemského povrchu na rovníku teda dosahuje +26°, nad polárnymi oblasťami -34°, v zime -36° a v lete okolo 0°. Teplotný rozdiel medzi rovníkom a pólom je teda v zime 60° a v lete len 26°. Je pravda, že takéto nízke teploty v Arktíde v zime sú pozorované iba blízko povrchu zeme v dôsledku ochladzovania vzduchu nad ľadovými plochami.
V zime je v strednej Antarktíde teplota vzduchu na povrchu ľadovej pokrývky ešte nižšia. Na stanici Vostok v auguste 1960 bola zaznamenaná najnižšia teplota na zemeguli -88,3° a v strednej Antarktíde najčastejšie -45°, -50°.
Z výšky sa teplotný rozdiel medzi rovníkom a pólom zmenšuje. Napríklad vo výške 5 km na rovníku dosahuje teplota -2°, -4° a v rovnakej výške v strednej Arktíde -37°, -39° v zime a -19°, -20° v lete; preto je teplotný rozdiel v zime 35-36° a v lete 16-17°. Na južnej pologuli sú tieto rozdiely o niečo väčšie.
Energia atmosférickej cirkulácie môže byť určená kontraktmi teploty medzi rovníkovým pólom. Keďže teplotné kontrasty sú väčšie v zime, atmosférické procesy sú intenzívnejšie ako v lete. To vysvetľuje aj skutočnosť, že prevládajúce západné vetry v troposfére v zime majú vyššiu rýchlosť ako v lete. V tomto prípade sa rýchlosť vetra spravidla zvyšuje s výškou a dosahuje maximum na hornej hranici troposféry. Horizontálny transport je sprevádzaný vertikálnymi pohybmi vzduchu a turbulentným (neusporiadaným) pohybom. V dôsledku stúpania a klesania veľkých objemov vzduchu sa vytvárajú a rozptyľujú oblaky, dochádza k zrážkam a ich zastavenie. Prechodová vrstva medzi troposférou a nadložnou sférou je tropopauza. Nad ním leží stratosféra.
Stratosféra siaha od výšky 8-17 do 50-55 km. Bol otvorený na začiatku nášho storočia. Z hľadiska fyzikálnych vlastností sa stratosféra výrazne líši od troposféry tým, že teplota vzduchu tu spravidla stúpa v priemere o 1 - 2 ° na kilometer prevýšenia a na hornej hranici, vo výške 50 - 55 ° C. km, dokonca sa stáva pozitívnym. Nárast teploty v tejto oblasti je spôsobený prítomnosťou ozónu (O 3), ktorý tu vzniká vplyvom ultrafialového žiarenia zo Slnka. Ozónová vrstva pokrýva takmer celú stratosféru. Stratosféra je veľmi chudobná na vodnú paru. Neexistujú žiadne prudké procesy tvorby oblačnosti a žiadne zrážky.
Nedávno sa predpokladalo, že stratosféra je relatívne pokojné prostredie, kde nedochádza k miešaniu vzduchu, ako v troposfére. Preto sa verilo, že plyny v stratosfére sú rozdelené do vrstiev v súlade s ich špecifickou hmotnosťou. Odtiaľ pochádza názov stratosféry („stratus“ – vrstvený). Tiež sa verilo, že teplota v stratosfére sa vytvára pod vplyvom radiačnej rovnováhy, t.j. keď sú absorbované a odrazené slnečné žiarenie rovnaké.
Nové údaje z rádiosond a meteorologických rakiet ukázali, že stratosféra, podobne ako horná troposféra, podlieha intenzívnej cirkulácii vzduchu s veľkými zmenami teploty a vetra. Vzduch tu rovnako ako v troposfére zažíva výrazné vertikálne pohyby, turbulentné pohyby so silnými horizontálnymi prúdmi vzduchu. To všetko je výsledkom nerovnomerného rozloženia teploty.
Prechodová vrstva medzi stratosférou a nadložnou sférou je stratopauza. Kým však pristúpime k charakteristike vyšších vrstiev atmosféry, zoznámime sa s takzvanou ozonosférou, ktorej hranice približne zodpovedajú hraniciam stratosféry.
Ozón v atmosfére. Ozón zohráva dôležitú úlohu pri vytváraní teplotného režimu a prúdenia vzduchu v stratosfére. Ozón (O 3) cítime po búrke, keď sa nadýchneme čistého vzduchu s príjemnou pachuťou. Tu však nebudeme hovoriť o tomto ozóne vzniknutom po búrke, ale o ozóne obsiahnutom vo vrstve 10-60 km s maximom vo výške 22-25 km. Ozón vzniká pôsobením ultrafialových lúčov slnka a hoci jeho celkové množstvo je zanedbateľné, v atmosfére hrá dôležitú úlohu. Ozón má schopnosť pohlcovať ultrafialové slnečné žiarenie a tým chráni živočíšny a rastlinný svet pred jeho škodlivými účinkami. Dokonca aj ten nepatrný zlomok ultrafialových lúčov, ktoré dopadnú na zemský povrch, pri nadmernej obľube opaľovania telo zle popáli.
Množstvo ozónu nie je na rôznych miestach Zeme rovnaké. Ozónu je viac vo vysokých zemepisných šírkach, menej v stredných a nízkych a toto množstvo sa mení v závislosti od zmeny ročných období. Viac ozónu na jar, menej na jeseň. Okrem toho dochádza k jeho neperiodickým výkyvom v závislosti od horizontálnej a vertikálnej cirkulácie atmosféry. Množstvo atmosférických procesov úzko súvisí s obsahom ozónu, pretože má priamy vplyv na teplotné pole.
V zime, počas polárnej noci, vo vysokých zemepisných šírkach ozónová vrstva vyžaruje a ochladzuje vzduch. V dôsledku toho sa v stratosfére vysokých zemepisných šírok (v Arktíde a Antarktíde) vytvára v zime chladná oblasť, stratosférický cyklónový vír s veľkými horizontálnymi teplotnými a tlakovými gradientmi, ktorý spôsobuje západné vetry nad strednými šírkami zemegule.
V lete, v podmienkach polárneho dňa, vo vysokých zemepisných šírkach ozónová vrstva absorbuje slnečné teplo a ohrieva vzduch. V dôsledku zvýšenia teploty v stratosfére vysokých zemepisných šírok sa vytvára oblasť tepla a stratosférický anticyklonálny vír. Preto v priemerných zemepisných šírkach nad 20 km v lete prevládajú v stratosfére východné vetry.
mezosféra. Pozorovania pomocou meteorologických rakiet a iných metód preukázali, že všeobecný nárast teploty pozorovaný v stratosfére končí vo výškach 50-55 km. Nad touto vrstvou teplota opäť klesá a blízko hornej hranice mezosféry (asi 80 km) dosahuje -75°, -90°. Ďalej teplota opäť stúpa s výškou.
Je zaujímavé poznamenať, že pokles teploty s výškou, charakteristický pre mezosféru, sa vyskytuje rôzne v rôznych zemepisných šírkach a počas roka. V nízkych zemepisných šírkach dochádza k poklesu teploty pomalšie ako vo vysokých zemepisných šírkach: priemerný vertikálny teplotný gradient pre mezosféru je 0,23° - 0,31° na 100 st. m alebo 2,3°-3,1° na 1 km. V lete je oveľa väčšia ako v zime. Ako ukázali najnovšie výskumy vo vysokých zemepisných šírkach, teplota na hornej hranici mezosféry je v lete o niekoľko desiatok stupňov nižšia ako v zime. V hornej mezosfére vo výške asi 80 km vo vrstve mezopauzy sa pokles teploty s výškou zastaví a začne sa jej zvyšovanie. Tu sa pod inverznou vrstvou za súmraku alebo pred východom slnka za jasného počasia pozorujú brilantné tenké oblaky, osvetlené slnkom pod obzorom. Na tmavom pozadí oblohy žiaria strieborno-modrým svetlom. Preto sa tieto oblaky nazývajú striebristé.
Povaha noctilucentných oblakov ešte nie je dobre pochopená. Dlho sa verilo, že sú zložené zo sopečného prachu. Absencia optických javov charakteristických pre skutočné vulkanické oblaky však viedla k zamietnutiu tejto hypotézy. Potom sa predpokladalo, že noctilucentné oblaky sú zložené z kozmického prachu. V posledných rokoch bola navrhnutá hypotéza, že tieto oblaky sú zložené z ľadových kryštálov, ako obyčajné cirry. Úroveň umiestnenia noctilucentných oblakov je určená vrstvou oneskorenia v dôsledku teplotná inverzia pri prechode z mezosféry do termosféry vo výške okolo 80 km. Keďže teplota v subinverznej vrstve dosahuje -80°C a nižšie, sú tu vytvorené najpriaznivejšie podmienky pre kondenzáciu vodnej pary, ktorá sa sem dostáva zo stratosféry v dôsledku vertikálneho pohybu alebo turbulentnou difúziou. Nočné svietiace oblaky sa zvyčajne pozorujú v lete, niekedy vo veľmi veľkom počte a niekoľko mesiacov.
Pozorovania noctilucentných oblakov ukázali, že v lete na ich úrovni sú vetry veľmi premenlivé. Rýchlosť vetra sa veľmi líši: od 50 do 100 až po niekoľko stoviek kilometrov za hodinu.
Teplota v nadmorskej výške. Vizuálne znázornenie charakteru rozloženia teplôt s výškou, medzi zemským povrchom a nadmorskými výškami 90-100 km, v zime a v lete na severnej pologuli, je uvedené na obrázku 5. Povrchy oddeľujúce gule sú tu znázornené hrubými prerušované čiary. Úplne dole sa dobre vyníma troposféra s charakteristickým poklesom teploty s výškou. Nad tropopauzou, v stratosfére, naopak teplota stúpa s výškou všeobecne a vo výškach 50-55 km dosahuje + 10°, -10°. Venujme pozornosť dôležitému detailu. V zime, v stratosfére vysokých zemepisných šírok, teplota nad tropopauzou klesá z -60 na -75 ° a iba nad 30 km opäť stúpa na -15°. V lete, počnúc tropopauzou, sa teplota zvyšuje s výškou a o 50 km dosahuje + 10°. Nad stratopauzou teplota opäť začína klesať s výškou a na úrovni 80 km nepresahuje -70°, -90°.
Z obrázku 5 vyplýva, že vo vrstve 10-40 km teplota vzduchu v zime a v lete vo vysokých zemepisných šírkach je výrazne odlišná. V zime počas polárnej noci tu teplota dosahuje -60°, -75° a v lete je v blízkosti tropopauzy minimum -45°. Nad tropopauzou sa teplota zvyšuje a vo výškach 30-35 km je len -30°, -20°, čo je spôsobené zahrievaním vzduchu v ozónovej vrstve počas polárneho dňa. Z obrázku tiež vyplýva, že ani v jednom ročnom období a na rovnakej úrovni nie je teplota rovnaká. Ich rozdiel medzi rôznymi zemepisnými šírkami presahuje 20-30°. V tomto prípade je nehomogenita obzvlášť výrazná v nízkoteplotnej vrstve (18-30 km) a vo vrstve maximálnych teplôt (50-60 km) v stratosfére, ako aj vo vrstve nízkych teplôt v hornej mezosfére (75-85km).
Priemerné teploty zobrazené na obrázku 5 sú odvodené z pozorovaní na severnej pologuli, no podľa dostupných informácií ich možno pripísať aj južnej pologuli. Niektoré rozdiely existujú najmä vo vysokých zemepisných šírkach. Nad Antarktídou v zime je teplota vzduchu v troposfére a nižšej stratosfére výrazne nižšia ako nad centrálnou Arktídou.
Silný vietor. Sezónne rozloženie teplôt určuje pomerne zložitý systém prúdenia vzduchu v stratosfére a mezosfére.
Obrázok 6 zobrazuje vertikálny rez veterným poľom v atmosfére medzi zemským povrchom a výškou 90 km zima a leto na severnej pologuli. Izoliary ukazujú priemerné rýchlosti prevládajúceho vetra (v pani). Z obrázku vyplýva, že veterný režim v zime a v lete v stratosfére je výrazne odlišný. V zime prevládajú v troposfére aj stratosfére západné vetry s maximálnou rýchlosťou cca.
100 pani vo výške 60-65 km. V lete prevládajú západné vetry len do výšok 18-20 km. Vyššie sa stávajú východnými s maximálnymi rýchlosťami až 70 pani vo výške 55-60km.
V lete nad mezosférou sa vetry stávajú západnými a v zime východnými.
Termosféra. Nad mezosférou sa nachádza termosféra, ktorá sa vyznačuje zvýšením teploty s výška. Podľa získaných údajov hlavne pomocou rakiet sa zistilo, že v termosfére je už na úrovni 150 km teplota vzduchu dosahuje 220-240 ° a na úrovni 200 km nad 500°. Vyššie teplota stále stúpa a na úrovni 500-600 km presahuje 1500°. Na základe údajov získaných pri štartoch umelých družíc Zeme sa zistilo, že v hornej termosfére dosahuje teplota okolo 2000° a počas dňa výrazne kolíše. Vzniká otázka, ako vysvetliť takú vysokú teplotu vo vysokých vrstvách atmosféry. Pripomeňme, že teplota plynu je mierou priemernej rýchlosti molekúl. V spodnej, najhustejšej časti atmosféry sa molekuly plynov, ktoré tvoria vzduch, často pri pohybe navzájom zrážajú a okamžite si navzájom odovzdávajú kinetickú energiu. Preto je kinetická energia v hustom médiu v priemere rovnaká. Vo vysokých vrstvách, kde je hustota vzduchu veľmi nízka, sa kolízie medzi molekulami umiestnenými vo veľkých vzdialenostiach vyskytujú zriedkavejšie. Keď je energia absorbovaná, rýchlosť molekúl v intervale medzi zrážkami sa výrazne mení; okrem toho sa molekuly ľahších plynov pohybujú vyššou rýchlosťou ako molekuly ťažkých plynov. V dôsledku toho môže byť teplota plynov odlišná.
V riedených plynoch je relatívne málo molekúl veľmi malých rozmerov (ľahké plyny). Ak sa pohybujú vysokou rýchlosťou, potom bude teplota v danom objeme vzduchu vysoká. V termosfére obsahuje každý kubický centimeter vzduchu desiatky a stovky tisíc molekúl rôznych plynov, zatiaľ čo na povrchu zeme je ich asi sto miliónov miliárd. Preto príliš vysoké teploty vo vysokých vrstvách atmosféry, ukazujúce rýchlosť pohybu molekúl v tomto veľmi tenkom prostredí, nemôžu spôsobiť ani mierne zahriatie tu umiestneného telesa. Rovnako ako človek necíti teplo pri oslňovaní elektrických lámp, hoci vlákna v riedkom médiu sa okamžite zahrejú na niekoľko tisíc stupňov.
V nižšej termosfére a mezosfére hlavná časť meteorických rojov vyhorí skôr, ako sa dostanú na zemský povrch.
Dostupné informácie o atmosférických vrstvách nad 60-80 km sú stále nedostatočné na konečné závery o štruktúre, režime a procesoch, ktoré sa v nich vyvíjajú. Je však známe, že v hornej mezosfére a dolnej termosfére sa teplotný režim vytvára v dôsledku premeny molekulárneho kyslíka (O 2) na atómový kyslík (O), ku ktorému dochádza pôsobením ultrafialového slnečného žiarenia. V termosfére je teplotný režim značne ovplyvnený korpuskulárnym, röntgenovým a radiačným žiarením. ultrafialové žiarenie zo slnka. Tu aj cez deň dochádza k prudkým zmenám teploty a vetra.
Atmosférická ionizácia. Najzaujímavejšia vlastnosť atmosféry nad 60-80 km je jej ionizácia, teda proces vzniku obrovského množstva elektricky nabitých častíc – iónov. Keďže ionizácia plynov je charakteristická pre spodnú termosféru, nazýva sa aj ionosféra.
Plyny v ionosfére sú väčšinou v atómovom stave. Pod vplyvom ultrafialového a korpuskulárneho žiarenia Slnka, ktoré majú vysokú energiu, dochádza k procesu oddeľovania elektrónov od neutrálnych atómov a molekúl vzduchu. Takéto atómy a molekuly, ktoré stratili jeden alebo viac elektrónov, sa stanú kladne nabitými a voľný elektrón sa môže znova pripojiť k neutrálnemu atómu alebo molekule a udeliť im svoj negatívny náboj. Tieto kladne a záporne nabité atómy a molekuly sa nazývajú ióny, a plyny ionizovaný, t.j. po prijatí elektrického náboja. Pri vyššej koncentrácii iónov sa plyny stávajú elektricky vodivými.
Ionizačný proces prebieha najintenzívnejšie v hrubých vrstvách ohraničených výškami 60-80 a 220-400 km. V týchto vrstvách sú optimálne podmienky pre ionizáciu. Hustota vzduchu je tu citeľne vyššia ako vo vyšších vrstvách atmosféry a na ionizačný proces postačuje prílev ultrafialového a korpuskulárneho žiarenia zo Slnka.
Objav ionosféry je jedným z najdôležitejších a najskvelejších úspechov vedy. Koniec koncov, charakteristickým rysom ionosféry je jej vplyv na šírenie rádiových vĺn. V ionizovaných vrstvách sa odrážajú rádiové vlny, a preto je možná rádiová komunikácia na veľké vzdialenosti. Nabité atómy-ióny odrážajú krátke rádiové vlny a tie sa opäť vracajú na zemský povrch, ale už v značnej vzdialenosti od miesta rádiového prenosu. Je zrejmé, že krátke rádiové vlny urobia túto cestu niekoľkokrát, a tým je zabezpečená rádiová komunikácia na veľké vzdialenosti. Ak by nešlo o ionosféru, potom na prenos signálov rádiových staníc na veľké vzdialenosti by bolo potrebné vybudovať drahé rádioreléové linky.
Je však známe, že niekedy dochádza k prerušeniu krátkovlnnej rádiovej komunikácie. K tomu dochádza v dôsledku chromosférických erupcií na Slnku, v dôsledku ktorých sa ultrafialové žiarenie Slnka prudko zvyšuje, čo vedie k silným poruchám ionosféry a magnetického poľa Zeme - magnetickým búrkam. Počas magnetických búrok je rádiová komunikácia narušená, pretože pohyb nabitých častíc závisí od magnetického poľa. Počas magnetických búrok ionosféra horšie odráža rádiové vlny alebo ich prepúšťa do vesmíru. Predovšetkým so zmenou slnečnej aktivity, sprevádzanou nárastom ultrafialového žiarenia, elektrónovou hustotou ionosféry a absorpciou rádiových vĺn počas dňa, čo vedie k narušeniu krátkovlnnej rádiovej komunikácie.
Podľa nového výskumu sa v silnej ionizovanej vrstve nachádzajú zóny, kde koncentrácia voľných elektrónov dosahuje o niečo vyššiu koncentráciu ako v susedných vrstvách. Sú známe štyri takéto zóny, ktoré sa nachádzajú v nadmorských výškach okolo 60-80, 100-120, 180-200 a 300-400 km a sú označené písmenami D, E, F 1 a F 2 . S rastúcim žiarením zo Slnka sú nabité častice (telieska) pod vplyvom magnetického poľa Zeme vychyľované smerom k vysokým zemepisným šírkam. Po vstupe do atmosféry zintenzívnia častice ionizáciu plynov do takej miery, že začne ich žiara. To je ako polárne žiary- v podobe nádherných pestrofarebných oblúkov, ktoré sa rozžiaria na nočnej oblohe hlavne vo vysokých zemepisných šírkach Zeme. Polárne žiary sú sprevádzané silnými magnetickými búrkami. V takýchto prípadoch sa polárne žiary stávajú viditeľnými v stredných zemepisných šírkach a v zriedkavých prípadoch dokonca aj v tropickom pásme. Tak napríklad intenzívna polárna žiara pozorovaná 21. – 22. januára 1957 bola viditeľná takmer vo všetkých južných oblastiach našej krajiny.
Fotografovaním polárnej žiary z dvoch bodov nachádzajúcich sa vo vzdialenosti niekoľkých desiatok kilometrov sa výška polárnej žiary určuje s veľkou presnosťou. Polárne žiary sa zvyčajne nachádzajú v nadmorskej výške okolo 100 km,často sa nachádzajú v nadmorskej výške niekoľko stoviek kilometrov a niekedy v úrovni okolo 1000 km. Hoci povaha polárnych žiaroviek bola objasnená, stále existuje veľa nevyriešených otázok súvisiacich s týmto javom. Dôvody rôznorodosti foriem polárnych žiaroviek sú stále neznáme.
Podľa tretieho sovietskeho satelitu medzi výškami 200 a 1000 km počas dňa prevládajú kladné ióny štiepeného molekulárneho kyslíka, teda atómového kyslíka (O). Sovietski vedci študujú ionosféru pomocou umelých satelitov radu Kosmos. Americkí vedci študujú ionosféru aj pomocou satelitov.
Povrch oddeľujúci termosféru od exosféry kolíše v závislosti od zmien slnečnej aktivity a iných faktorov. Vertikálne tieto výkyvy dosahujú 100-200 km a viac.
Exosféra (rozptylová guľa) - najvrchnejšia časť atmosféry, ktorá sa nachádza nad 800 km. Je málo študovaná. Podľa údajov z pozorovaní a teoretických výpočtov sa teplota v exosfére zvyšuje s výškou pravdepodobne až do 2000°. Na rozdiel od nižšej ionosféry sú plyny v exosfére tak riedke, že ich častice, pohybujúce sa veľkou rýchlosťou, sa takmer nikdy nestretnú.
Až donedávna sa predpokladalo, že podmienená hranica atmosféry sa nachádza v nadmorskej výške okolo 1000 km. Na základe spomalenia umelých družíc Zeme sa však zistilo, že vo výškach 700-800 km v 1 cm 3 obsahuje až 160 tisíc kladných iónov atómového kyslíka a dusíka. To dáva dôvod predpokladať, že nabité vrstvy atmosféry siahajú do vesmíru na oveľa väčšiu vzdialenosť.
Pri vysokých teplotách na podmienenej hranici atmosféry dosahujú rýchlosti častíc plynu približne 12 km/s Pri týchto rýchlostiach plyny postupne opúšťajú oblasť zemskej príťažlivosti do medziplanetárneho priestoru. Toto sa deje už dlho. Napríklad častice vodíka a hélia sú odstránené do medziplanetárneho priestoru počas niekoľkých rokov.
Pri štúdiu vysokých vrstiev atmosféry boli získané bohaté údaje ako zo satelitov radu Kosmos a Elektron, tak aj z geofyzikálnych rakiet a vesmírnych staníc Mars-1, Luna-4 atď. Cenné boli aj priame pozorovania astronautov. Takže podľa fotografií, ktoré urobila vo vesmíre V. Nikolaeva-Tereshkova, sa zistilo, že v nadmorskej výške 19. km existuje vrstva prachu zo Zeme. Potvrdili to aj údaje, ktoré získala posádka kozmickej lode Voskhod. Zrejme existuje úzky vzťah medzi prachovou vrstvou a tzv perleťové oblaky, niekedy pozorované vo výškach okolo 20-30km.
Od atmosféry po vesmír. Predchádzajúce predpoklady, že mimo zemskej atmosféry, v medziplanetárnom
priestor, plyny sú veľmi riedke a koncentrácia častíc nepresahuje niekoľko jednotiek v 1 cm 3, neboli opodstatnené. Štúdie ukázali, že priestor v blízkosti Zeme je vyplnený nabitými časticami. Na tomto základe bola vyslovená hypotéza o existencii zón okolo Zeme s výrazne zvýšeným obsahom nabitých častíc, t.j. radiačné pásy- interný a externý. K objasneniu pomohli nové údaje. Ukázalo sa, že medzi vnútorným a vonkajším radiačným pásom sú aj nabité častice. Ich počet sa mení v závislosti od geomagnetickej a slnečnej aktivity. Podľa nového predpokladu teda namiesto radiačných pásov existujú radiačné zóny bez jasne definovaných hraníc. Hranice radiačných zón sa menia v závislosti od slnečnej aktivity. S jeho zosilnením, t. j. keď sa na Slnku objavia škvrny a výtrysky plynu, vyvrhnuté na státisíce kilometrov, zväčší sa prúdenie kozmických častíc, ktoré napájajú radiačné zóny Zeme.
Radiačné zóny sú nebezpečné pre ľudí lietajúcich na kozmických lodiach. Preto sa pred letom do vesmíru zisťuje stav a poloha radiačných zón a dráha kozmickej lode sa volí tak, aby prechádzala mimo oblastí zvýšeného vyžarovania. Vysoké vrstvy atmosféry, ako aj vesmír v blízkosti Zeme však ešte nie sú dostatočne prebádané.
Pri štúdiu vysokých vrstiev atmosféry a blízkozemského priestoru sa využívajú bohaté údaje získané zo satelitov série Kosmos a vesmírnych staníc.
Vysoké vrstvy atmosféry sú najmenej prebádané. Moderné metódy jej štúdia nám však dovoľujú dúfať, že v najbližších rokoch bude človek poznať mnohé podrobnosti o štruktúre atmosféry, na dne ktorej žije.
Na záver uvádzame schematický vertikálny rez atmosférou (obr. 7). Tu sa vertikálne vykresľujú nadmorské výšky v kilometroch a tlak vzduchu v milimetroch a horizontálne teplota. Plná krivka znázorňuje zmenu teploty vzduchu s nadmorskou výškou. V zodpovedajúcich výškach boli zaznamenané najdôležitejšie javy pozorované v atmosfére, ako aj maximálne výšky dosiahnuté rádiosondami a inými prostriedkami na meranie atmosféry.
Jeho horná hranica je v nadmorskej výške 8-10 km v polárnych, 10-12 km v miernych a 16-18 km v tropických zemepisných šírkach; v zime nižšia ako v lete. Spodná, hlavná vrstva atmosféry. Obsahuje viac ako 80 % celkovej hmotnosti atmosférického vzduchu a asi 90 % všetkej vodnej pary prítomnej v atmosfére. V troposfére je silne vyvinutá turbulencia a konvekcia, objavujú sa oblaky, vznikajú cyklóny a anticyklóny. Teplota klesá s nadmorskou výškou s priemerným vertikálnym gradientom 0,65°/100 m
Pre „normálne podmienky“ na zemskom povrchu sa berú: hustota 1,2 kg/m3, barometrický tlak 101,35 kPa, teplota plus 20 °C a relatívna vlhkosť 50 %. Tieto podmienené ukazovatele majú čisto inžiniersku hodnotu.
Stratosféra
Vrstva atmosféry sa nachádza vo výške 11 až 50 km. Charakteristická je mierna zmena teploty vo vrstve 11-25 km (spodná vrstva stratosféry) a jej zvýšenie vo vrstve 25-40 km z −56,5 na 0,8 ° (horná stratosféra alebo inverzná oblasť). Po dosiahnutí hodnoty asi 273 K (takmer 0 °C) vo výške asi 40 km zostáva teplota konštantná až do výšky asi 55 km. Táto oblasť konštantnej teploty sa nazýva stratopauza a je hranicou medzi stratosférou a mezosférou.
Stratopauza
Hraničná vrstva atmosféry medzi stratosférou a mezosférou. Vo vertikálnom rozložení teploty je maximum (asi 0 °C).
mezosféra
Mezopauza
Prechodná vrstva medzi mezosférou a termosférou. Vo vertikálnom rozložení teplôt je minimum (asi -90°C).
Línia Karman
Nadmorská výška, ktorá sa bežne považuje za hranicu medzi zemskou atmosférou a vesmírom.
Termosféra
Horná hranica je asi 800 km. Teplota stúpa do nadmorských výšok 200-300 km, kde dosahuje hodnoty rádovo 1500 K, potom zostáva takmer konštantná až do vysokých nadmorských výšok. Pod vplyvom ultrafialového a röntgenového slnečného žiarenia a kozmického žiarenia dochádza k ionizácii vzduchu ("polárne svetlá") - hlavné oblasti ionosféry ležia vo vnútri termosféry. Vo výškach nad 300 km prevláda atómový kyslík.
Exosféra (rozptylová guľa)
Do výšky 100 km je atmosféra homogénna, dobre premiešaná zmes plynov. Vo vyšších vrstvách závisí rozloženie plynov na výšku od ich molekulových hmotností, koncentrácia ťažších plynov klesá rýchlejšie so vzdialenosťou od zemského povrchu. V dôsledku poklesu hustoty plynu klesá teplota z 0 °C v stratosfére na -110 °C v mezosfére. Kinetická energia jednotlivých častíc však vo výškach 200–250 km zodpovedá teplote ~1500°C. Nad 200 km sú pozorované výrazné výkyvy teploty a hustoty plynu v čase a priestore.
Vo výške okolo 2000-3000 km exosféra postupne prechádza do tzv. blízke vesmírne vákuum, ktorý je naplnený vysoko riedkymi časticami medziplanetárneho plynu, najmä atómami vodíka. Tento plyn je však len časťou medziplanetárnej hmoty. Druhá časť je zložená z prachových častíc kometárneho a meteorického pôvodu. Okrem extrémne riedkych prachových častíc do tohto priestoru preniká elektromagnetické a korpuskulárne žiarenie slnečného a galaktického pôvodu.
Troposféra predstavuje asi 80 % hmotnosti atmosféry, stratosféra asi 20 %; hmotnosť mezosféry nie je väčšia ako 0,3 %, termosféra je menšia ako 0,05 % z celkovej hmotnosti atmosféry. Na základe elektrických vlastností v atmosfére sa rozlišuje neutrosféra a ionosféra. V súčasnosti sa verí, že atmosféra siaha do nadmorskej výšky 2000-3000 km.
V závislosti od zloženia plynu v atmosfére emitujú homosféra a heterosféra. heterosféra- toto je oblasť, kde gravitácia ovplyvňuje oddeľovanie plynov, pretože ich miešanie v takej výške je zanedbateľné. Z toho vyplýva premenlivé zloženie heterosféry. Pod ním leží dobre premiešaná, homogénna časť atmosféry, nazývaná homosféra. Hranica medzi týmito vrstvami sa nazýva turbopauza, leží vo výške okolo 120 km.
Fyzikálne vlastnosti
Hrúbka atmosféry je približne 2000 - 3000 km od povrchu Zeme. Celková hmotnosť vzduchu - (5,1-5,3)? 10 18 kg. Molárna hmotnosť čistého suchého vzduchu je 28,966. Tlak pri 0 °C na hladine mora 101,325 kPa; kritická teplota -140,7 °C; kritický tlak 3,7 MPa; Cp 1,0048-10? J/ (kg K) (pri 0 °C), Cv 0,7159 10? J/(kg K) (pri 0 °C). Rozpustnosť vzduchu vo vode pri 0°С - 0,036%, pri 25°С - 0,22%.
Fyziologické a iné vlastnosti atmosféry
Už vo výške 5 km nad morom sa u netrénovaného človeka rozvinie hladovanie kyslíkom a bez prispôsobenia sa výrazne znižuje výkonnosť človeka. Tu končí fyziologická zóna atmosféry. Ľudské dýchanie sa stáva nemožným vo výške 15 km, hoci asi do 115 km atmosféra obsahuje kyslík.
Atmosféra nám poskytuje kyslík, ktorý potrebujeme na dýchanie. Avšak v dôsledku poklesu celkového tlaku v atmosfére, keď stúpate do výšky, sa zodpovedajúcim spôsobom znižuje aj parciálny tlak kyslíka.
Ľudské pľúca neustále obsahujú asi 3 litre alveolárneho vzduchu. Parciálny tlak kyslíka v alveolárnom vzduchu pri normálnom atmosférickom tlaku je 110 mm Hg. Art., tlak oxidu uhličitého - 40 mm Hg. Art., a vodná para - 47 mm Hg. čl. So zvyšujúcou sa nadmorskou výškou tlak kyslíka klesá a celkový tlak vodnej pary a oxidu uhličitého v pľúcach zostáva takmer konštantný - asi 87 mm Hg. čl. Tok kyslíka do pľúc sa úplne zastaví, keď sa tlak okolitého vzduchu vyrovná tejto hodnote.
Vo výške asi 19-20 km klesá atmosférický tlak na 47 mm Hg. čl. Preto v tejto výške začne v ľudskom tele vrieť voda a intersticiálna tekutina. Mimo pretlakovej kabíny v týchto nadmorských výškach nastáva smrť takmer okamžite. Z hľadiska fyziológie človeka teda „vesmír“ začína už vo výške 15-19 km.
Husté vrstvy vzduchu – troposféra a stratosféra – nás chránia pred škodlivými účinkami žiarenia. Pri dostatočnej riedkosti vzduchu vo výškach nad 36 km intenzívne pôsobí na organizmus ionizujúce žiarenie, primárne kozmické žiarenie; vo výškach nad 40 km pôsobí pre človeka nebezpečná ultrafialová časť slnečného spektra.
Ako stúpame do stále väčšej výšky nad zemským povrchom, pozorujeme v nižších vrstvách atmosféry také javy, ktoré sú nám známe, ako napríklad šírenie zvuku, vznik aerodynamického vztlaku a odporu, prenos tepla konvekciou atď. ., postupne slabnúť a potom úplne zmiznúť.
V riedkych vrstvách vzduchu je šírenie zvuku nemožné. Do výšok 60-90 km je stále možné využiť odpor vzduchu a vztlak na riadený aerodynamický let. Počnúc výškami 100 - 130 km však pojmy čísla M a zvukovej bariéry, ktoré pozná každý pilot, strácajú svoj význam, prechádza podmienená Karmanova línia, za ktorou začína sféra čisto balistického letu, ktorú možno ovládať iba pomocou reaktívnych síl.
Vo výškach nad 100 km je atmosféra zbavená aj ďalšej pozoruhodnej vlastnosti - schopnosti absorbovať, viesť a odovzdávať tepelnú energiu konvekciou (t.j. pomocou miešania vzduchu). To znamená, že rôzne prvky vybavenia, vybavenie orbitálnej vesmírnej stanice nebude možné zvonku chladiť tak, ako sa to bežne robí v lietadle – pomocou vzduchových trysiek a vzduchových radiátorov. V takej výške, ako vo všeobecnosti vo vesmíre, je jediným spôsobom prenosu tepla tepelné žiarenie.
Zloženie atmosféry
Atmosféru Zeme tvoria najmä plyny a rôzne nečistoty (prach, kvapky vody, ľadové kryštály, morské soli, splodiny horenia).
Koncentrácia plynov, ktoré tvoria atmosféru, je takmer konštantná, s výnimkou vody (H 2 O) a oxidu uhličitého (CO 2).
| Plyn | Obsah podľa objemu, % |
Obsah % hmotnosti |
|---|---|---|
| Dusík | 78,084 | 75,50 |
| Kyslík | 20,946 | 23,10 |
| argón | 0,932 | 1,286 |
| Voda | 0,5-4 | - |
| Oxid uhličitý | 0,032 | 0,046 |
| Neon | 1,818 × 10 −3 | 1,3 × 10 −3 |
| hélium | 4,6 × 10 −4 | 7,2 × 10 −5 |
| metán | 1,7 × 10 −4 | - |
| Krypton | 1,14 × 10 −4 | 2,9 × 10 −4 |
| Vodík | 5 × 10 −5 | 7,6 × 10 −5 |
| xenón | 8,7 × 10 −6 | - |
| Oxid dusný | 5 × 10 −5 | 7,7 × 10 −5 |
Okrem plynov uvedených v tabuľke obsahuje atmosféra v malých množstvách SO 2, NH 3, CO, ozón, uhľovodíky, HCl, pary, I 2 a mnoho ďalších plynov. V troposfére je neustále veľké množstvo suspendovaných pevných a kvapalných častíc (aerosólov).
História vzniku atmosféry
Podľa najbežnejšej teórie mala zemská atmosféra v priebehu času štyri rôzne zloženie. Spočiatku ho tvorili ľahké plyny (vodík a hélium) zachytené z medziplanetárneho priestoru. Tento tzv primárna atmosféra(asi pred štyrmi miliardami rokov). V ďalšom štádiu aktívna sopečná činnosť viedla k nasýteniu atmosféry inými plynmi ako vodík (oxid uhličitý, amoniak, vodná para). To je ako sekundárna atmosféra(asi tri miliardy rokov pred našimi dňami). Táto atmosféra bola obnovujúca. Ďalej bol proces tvorby atmosféry určený nasledujúcimi faktormi:
- únik ľahkých plynov (vodík a hélium) do medziplanetárneho priestoru;
- chemické reakcie prebiehajúce v atmosfére pod vplyvom ultrafialového žiarenia, bleskových výbojov a niektorých ďalších faktorov.
Postupne tieto faktory viedli k vzniku terciárna atmosféra, vyznačujúci sa oveľa nižším obsahom vodíka a oveľa vyšším obsahom dusíka a oxidu uhličitého (vzniká ako výsledok chemických reakcií z amoniaku a uhľovodíkov).
Dusík
Tvorba veľkého množstva N 2 je spôsobená oxidáciou amoniakovo-vodíkovej atmosféry molekulárnym O 2, ktorý začal prichádzať z povrchu planéty v dôsledku fotosyntézy pred 3 miliardami rokov. N 2 sa tiež uvoľňuje do atmosféry v dôsledku denitrifikácie dusičnanov a iných zlúčenín obsahujúcich dusík. Dusík je oxidovaný ozónom na NO vo vyšších vrstvách atmosféry.
Dusík N 2 vstupuje do reakcií len za špecifických podmienok (napríklad pri výboji blesku). Oxidácia molekulárneho dusíka ozónom pri elektrických výbojoch sa využíva pri priemyselnej výrobe dusíkatých hnojív. Pri nízkej spotrebe energie ho dokážu okysličiť a premeniť na biologicky aktívnu formu sinice (modrozelené riasy) a uzlové baktérie, ktoré vytvárajú rizobiálnu symbiózu so strukovinami, tzv. zelené hnojenie.
Kyslík
Zloženie atmosféry sa začalo radikálne meniť s príchodom živých organizmov na Zem, v dôsledku fotosyntézy, sprevádzanej uvoľňovaním kyslíka a absorpciou oxidu uhličitého. Spočiatku sa kyslík vynakladal na oxidáciu redukovaných zlúčenín - amoniaku, uhľovodíkov, železitej formy železa obsiahnutej v oceánoch atď. Na konci tejto etapy začal obsah kyslíka v atmosfére rásť. Postupne sa vytvorila moderná atmosféra s oxidačnými vlastnosťami. Keďže to spôsobilo vážne a náhle zmeny v mnohých procesoch vyskytujúcich sa v atmosfére, litosfére a biosfére, táto udalosť sa nazývala kyslíková katastrofa.
Oxid uhličitý
Obsah CO 2 v atmosfére závisí od vulkanickej činnosti a chemických procesov v zemských obaloch, ale predovšetkým od intenzity biosyntézy a rozkladu organickej hmoty v biosfére Zeme. Takmer celá súčasná biomasa planéty (asi 2,4 × 10 12 ton) vzniká vďaka oxidu uhličitému, dusíku a vodnej pare obsiahnutej v atmosférickom vzduchu. Organická hmota, pochovaná v oceáne, močiaroch a lesoch, sa mení na uhlie, ropu a zemný plyn. (pozri geochemický uhlíkový cyklus)
vzácnych plynov
Znečistenie vzduchu
V poslednej dobe človek začal ovplyvňovať vývoj atmosféry. Výsledkom jeho činnosti bolo neustále výrazné zvyšovanie obsahu oxidu uhličitého v atmosfére v dôsledku spaľovania uhľovodíkových palív nahromadených v predchádzajúcich geologických epochách. Obrovské množstvá CO 2 sa spotrebúvajú počas fotosyntézy a absorbujú ho svetové oceány. Tento plyn sa dostáva do atmosféry rozkladom uhličitanových hornín a organických látok rastlinného a živočíšneho pôvodu, ako aj vulkanizmom a ľudskou výrobnou činnosťou. Za posledných 100 rokov sa obsah CO 2 v atmosfére zvýšil o 10 %, pričom hlavná časť (360 miliárd ton) pochádza zo spaľovania paliva. Ak bude tempo rastu spaľovania paliva pokračovať, potom sa v nasledujúcich 50 - 60 rokoch množstvo CO 2 v atmosfére zdvojnásobí a môže viesť ku globálnej zmene klímy.
Spaľovanie paliva je hlavným zdrojom znečisťujúcich plynov (СО,, SO 2). Oxid siričitý sa oxiduje vzdušným kyslíkom na SO 3 v hornej atmosfére, ktorý následne interaguje s vodnou parou a amoniakom a výsledná kyselina sírová (H 2 SO 4) a síran amónny ((NH 4) 2 SO 4) sa vracajú do povrch Zeme v podobe tzv. kyslý dážď. Používaním spaľovacích motorov dochádza k výraznému znečisťovaniu ovzdušia oxidmi dusíka, uhľovodíkmi a zlúčeninami olova (tetraetylolovo Pb (CH 3 CH 2) 4)).
Aerosólové znečistenie atmosféry je spôsobené jednak prírodnými príčinami (výbuch sopiek, prachové búrky, strhávanie kvapiek morskej vody a peľu rastlín atď.), ako aj hospodárskou činnosťou človeka (ťažba rúd a stavebných materiálov, spaľovanie palív, výroba cementu atď.). .). Intenzívne rozsiahle odstraňovanie pevných častíc do atmosféry je jednou z možných príčin klimatických zmien na planéte.
Literatúra
- V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov "Vesmírna biológia a medicína" (2. vydanie, prepracované a rozšírené), M.: "Prosveshchenie", 1975, 223 strán.
- N. V. Gusakova "Environmentálna chémia", Rostov na Done: Phoenix, 2004, 192 s ISBN 5-222-05386-5
- Sokolov V. A. Geochémia zemných plynov, M., 1971;
- McEwen M., Phillips L.. Atmospheric Chemistry, M., 1978;
- Wark K., Warner S., Znečistenie ovzdušia. Zdroje a riadenie, prekl. z angličtiny, M.. 1980;
- Monitorovanie znečistenia pozadia prírodného prostredia. v. 1, L., 1982.
pozri tiež
Odkazy
|
Zemská atmosféra |
Zloženie zeme. Vzduch
Vzduch je mechanická zmes rôznych plynov, ktoré tvoria zemskú atmosféru. Vzduch je nevyhnutný pre dýchanie živých organizmov a má široké využitie v priemysle.
Skutočnosť, že vzduch je zmes, a nie homogénna látka, bola dokázaná počas experimentov škótskeho vedca Josepha Blacka. Pri jednom z nich vedec zistil, že pri zahrievaní bielej magnézie (uhličitan horečnatý) sa uvoľňuje „viazaný vzduch“, teda oxid uhličitý, a vzniká spálená magnézia (oxid horečnatý). Naproti tomu pri spaľovaní vápenca sa odstraňuje „viazaný vzduch“. Na základe týchto experimentov vedec dospel k záveru, že rozdiel medzi uhličitými a žieravými zásadami je v tom, že prvá obsahuje oxid uhličitý, ktorý je jednou zo zložiek vzduchu. Dnes vieme, že okrem oxidu uhličitého zloženie zemského vzduchu zahŕňa:
Pomer plynov v zemskej atmosfére uvedený v tabuľke je typický pre jej spodné vrstvy, až do výšky 120 km. V týchto oblastiach leží dobre premiešaná, homogénna oblasť, nazývaná homosféra. Nad homosférou leží heterosféra, ktorá sa vyznačuje rozkladom molekúl plynu na atómy a ióny. Regióny sú od seba oddelené turbopauzou.
Chemická reakcia, pri ktorej sa vplyvom slnečného a kozmického žiarenia molekuly rozkladajú na atómy, sa nazýva fotodisociácia. Pri rozpade molekulárneho kyslíka vzniká atómový kyslík, ktorý je vo výškach nad 200 km hlavným plynom atmosféry. Vo výškach nad 1200 km začína prevládať vodík a hélium, ktoré sú z plynov najľahšie.
Keďže prevažná časť vzduchu je sústredená v 3 nižších vrstvách atmosféry, zmeny v zložení vzduchu vo výškach nad 100 km nemajú badateľný vplyv na celkové zloženie atmosféry.
Dusík je najbežnejším plynom, ktorý tvorí viac ako tri štvrtiny objemu zemského vzduchu. Moderný dusík vznikol, keď bola raná amoniakovo-vodíková atmosféra oxidovaná molekulárnym kyslíkom, ktorý vzniká pri fotosyntéze. V súčasnosti sa malé množstvo dusíka v atmosfére dostáva do atmosféry v dôsledku denitrifikácie - procesu redukcie dusičnanov na dusitany s následnou tvorbou plynných oxidov a molekulárneho dusíka, ktorý produkujú anaeróbne prokaryoty. Časť dusíka sa dostáva do atmosféry počas sopečných erupcií.
Vo vyšších vrstvách atmosféry, keď sú vystavené elektrickým výbojom za účasti ozónu, sa molekulárny dusík oxiduje na oxid dusnatý:
N2 + O2 -> 2NO
Za normálnych podmienok monoxid okamžite reaguje s kyslíkom za vzniku oxidu dusného:
2NO + 02 -> 2N20
Dusík je najdôležitejším chemickým prvkom v zemskej atmosfére. Dusík je súčasťou bielkovín, poskytuje rastlinám minerálnu výživu. Určuje rýchlosť biochemických reakcií, zohráva úlohu riedidla kyslíka.
Kyslík je druhým najrozšírenejším plynom v zemskej atmosfére. Tvorba tohto plynu je spojená s fotosyntetickou aktivitou rastlín a baktérií. A čím rozmanitejšie a početnejšie boli fotosyntetické organizmy, tým významnejší bol proces obsahu kyslíka v atmosfére. Pri odplyňovaní plášťa sa uvoľňuje malé množstvo ťažkého kyslíka.
V horných vrstvách troposféry a stratosféry sa vplyvom ultrafialového slnečného žiarenia (označujeme ho hν) tvorí ozón:
O 2 + hν → 2O
V dôsledku pôsobenia toho istého ultrafialového žiarenia sa ozón rozkladá:
O 3 + hν → O 2 + O
O3 + O → 2O2
V dôsledku prvej reakcie vzniká atómový kyslík v dôsledku druhého - molekulárneho kyslíka. Všetky 4 reakcie sa nazývajú Chapmanov mechanizmus podľa britského vedca Sidneyho Chapmana, ktorý ich objavil v roku 1930.
Kyslík sa používa na dýchanie živých organizmov. S jeho pomocou dochádza k procesom oxidácie a spaľovania.
Ozón slúži na ochranu živých organizmov pred ultrafialovým žiarením, ktoré spôsobuje nezvratné mutácie. Najvyššia koncentrácia ozónu je pozorovaná v spodnej stratosfére v rámci tzv. ozónová vrstva alebo ozónová clona ležiaca vo výškach 22-25 km. Obsah ozónu je malý: pri normálnom tlaku by všetok ozón zemskej atmosféry zaberal vrstvu hrubú len 2,91 mm.
Vznik tretieho najbežnejšieho plynu v atmosfére, argónu, ale aj neónu, hélia, kryptónu a xenónu, súvisí so sopečnými erupciami a rozpadom rádioaktívnych prvkov.
Najmä hélium je produktom rádioaktívneho rozpadu uránu, tória a rádia: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (v týchto reakciách sa α- častica je jadro hélia, ktoré v procese straty energie zachytáva elektróny a stáva sa 4 He).
Argón vzniká pri rozpade rádioaktívneho izotopu draslíka: 40 K → 40 Ar + γ.
Neón uniká z magmatických hornín.
Kryptón vzniká ako konečný produkt rozpadu uránu (235 U a 238 U) a tória Th.
Prevažná časť atmosférického kryptónu vznikla v raných fázach vývoja Zeme v dôsledku rozpadu transuránových prvkov s fenomenálne krátkym polčasom rozpadu alebo pochádza z vesmíru, pričom obsah kryptónu je desaťmiliónkrát vyšší ako na Zemi. .
Xenón je výsledkom štiepenia uránu, ale väčšina tohto plynu zostala z raných štádií formovania Zeme, z primárnej atmosféry.
Oxid uhličitý sa do atmosféry dostáva v dôsledku sopečných erupcií a v procese rozkladu organickej hmoty. Jeho obsah v atmosfére stredných zemepisných šírok Zeme sa značne líši v závislosti od ročných období: v zime sa množstvo CO 2 zvyšuje av lete klesá. Toto kolísanie súvisí s aktivitou rastlín, ktoré využívajú oxid uhličitý v procese fotosyntézy.
Vodík vzniká v dôsledku rozkladu vody slnečným žiarením. Keďže je však najľahším z plynov, ktoré tvoria atmosféru, neustále uniká do vesmíru, a preto je jeho obsah v atmosfére veľmi malý.
Vodná para je výsledkom odparovania vody z hladiny jazier, riek, morí a pevniny.
Koncentrácia hlavných plynov v spodných vrstvách atmosféry, s výnimkou vodnej pary a oxidu uhličitého, je konštantná. V malom množstve obsahuje atmosféra oxid síry SO 2, amoniak NH 3, oxid uhoľnatý CO, ozón O 3, chlorovodík HCl, fluorovodík HF, oxid dusnatý NO, uhľovodíky, pary ortuti Hg, jód I 2 a mnohé ďalšie. V spodnej atmosférickej vrstve troposféry sa neustále nachádza veľké množstvo suspendovaných pevných a kvapalných častíc.
Zdrojmi pevných častíc v zemskej atmosfére sú sopečné erupcie, peľ rastlín, mikroorganizmy a v poslednom čase aj ľudské aktivity, ako je spaľovanie fosílnych palív vo výrobných procesoch. Najmenšie čiastočky prachu, ktoré sú zárodkami kondenzácie, sú príčinou vzniku hmly a oblakov. Bez pevných častíc neustále prítomných v atmosfére by na Zem nepadali zrážky.
