meteoroid(meteorické teleso) - nebeské teleso strednej veľkosti medzi medziplanetárnym prachom a asteroidom.
Tu musíme pochopiť trochu terminológie. Letí veľkou rýchlosťou do zemskej atmosféry, v dôsledku trenia sa zahrieva a vyhorí, čím sa zmení na svetelný meteor, alebo ohnivá guľa, ktorú možno vidieť ako padajúca hviezda. Viditeľná stopa po vstupe meteoroidu do zemskej atmosféry je tzv meteor a meteoroid, ktorý spadol na povrch Zeme - meteorit.
Slnečná sústava je plná týchto malých vesmírnych odpadkov, ktoré sa nazývajú meteoroidy. Môžu to byť prachové častice z komét, veľké balvany alebo dokonca úlomky rozbitých asteroidov.
Podľa oficiálnej definície Medzinárodnej meteorologickej organizácie (IMO) meteoroid je pevný objekt pohybujúci sa v medziplanetárnom priestore, veľkosť je výrazne menšie ako asteroid, ale oveľa väčšie ako atóm. Britská kráľovská astronomická spoločnosť predložila inú formuláciu, podľa ktorej je meteoroid teleso s priemerom 100 mikrónov až 10 m.
nie je predmetom, ale fenomén, t.j. žiariaca stopa meteoroidu. Bez ohľadu na to, či vyletí z atmosféry späť do vesmíru, zhorí v atmosfére alebo spadne na Zem ako meteorit, tento jav sa nazýva meteor.
Charakteristickými charakteristikami meteoru, okrem hmotnosti a veľkosti, sú jeho rýchlosť, výška vznietenia, dĺžka dráhy (viditeľná dráha), jas žiary a chemické zloženie (ovplyvňuje farbu horenia).
Meteory sa často zhlukujú meteorické roje- konštantné hmotnosti meteorov, ktoré sa objavujú v určitom ročnom období, na určitej strane oblohy. Známe sú meteorické roje Leonidy, Kvadrantídy a Perzeidy. Všetky meteorické roje sú generované kométami v dôsledku deštrukcie počas procesu topenia počas prechodu vnútornou časťou slnečnej sústavy.
Stopa meteoru zvyčajne zmizne v priebehu niekoľkých sekúnd, ale niekedy môže zostať niekoľko minút a pohybovať sa pod vplyvom vetra vo výške meteoru. Niekedy Zem pretína dráhy meteoroidov. Potom, keď prejdú zemskou atmosférou a zohrejú sa, vzplanú jasnými pásmi svetla, ktoré sa nazývajú meteory alebo padajúce hviezdy.
Za jasnej noci môžete za hodinu vidieť niekoľko meteorov. A keď Zem prechádza prúdom prachových častíc, ktoré za sebou zanechala prechádzajúca kométa, každú hodinu je možné vidieť desiatky meteorov.
Občas sa nájdu kúsky meteoroidov, ktoré prežili po prechode atmosférou ako meteory a dopadli na zem vo forme zuhoľnatených kameňov. Zvyčajne majú tmavú farbu a sú veľmi ťažké. Niekedy vyzerajú hrdzavo. Stáva sa, že meteority prerazia strechy domov alebo spadnú v blízkosti domu. Ale nebezpečenstvo zasiahnutia meteoritom pre človeka je zanedbateľné. Jediný zdokumentovaný prípad, keď meteorit zasiahol človeka, sa vyskytol 30. novembra 1954 v štáte Alabama. Meteorit s hmotnosťou asi 4 kg prerazil strechu domu a odrazil Annu Elizabeth Hodgesovú na ruke a stehne. Žena dostala modriny.
Okrem vizuálnych a fotografických metód na štúdium meteorov sa v poslednom čase vyvinuli elektrónoptické, spektrometrické a najmä radarové metódy, založené na vlastnosti meteorickej stopy rozptyľovať rádiové vlny. Rádiové meteorologické sondy a štúdium pohybu meteorických stôp poskytujú dôležité informácie o stave a dynamike atmosféry vo výškach okolo 100 km. Je možné vytvoriť meteorologické rádiové kanály.
Teleso kozmického pôvodu, ktoré dopadlo na povrch veľkého nebeského objektu.
Väčšina nájdených meteoritov má hmotnosť od niekoľkých gramov do niekoľkých kilogramov. Najväčší meteorit, aký bol kedy nájdený Goba(hmotnosť cca 60 ton). Predpokladá sa, že na Zem padne 5 až 6 ton meteoritov denne alebo 2 000 ton ročne.
Ruská akadémia vied má teraz špeciálny výbor, ktorý riadi zber, štúdium a skladovanie meteoritov. Výbor má veľkú zbierku meteoritov.
Na mieste pádu veľkého meteoritu, kráter(astroblém). Jeden z najznámejších kráterov na svete - Arizona. Predpokladá sa, že najväčší meteoritový kráter na Zemi - Kráter Wilkes Land v Antarktíde(priemer cca 500 km).
Ako sa to stane
Meteor vstupuje do zemskej atmosféry rýchlosťou 11 až 72 km/s. Pri tejto rýchlosti sa začne zahrievať a svietiť. na náklady ablácia(vyhorenie a odfúknutie približujúcim sa prúdom častíc látky meteorického telesa), hmotnosť telesa, ktoré sa dostalo na povrch, môže byť menšia, a v niektorých prípadoch výrazne menšia ako jeho hmotnosť pri vstupe do atmosféry. Napríklad malé teleso, ktoré sa dostane do zemskej atmosféry rýchlosťou 25 km/s a viac, zhorí takmer úplne. Pri takejto rýchlosti vstupu do atmosféry sa z desiatok a stoviek ton počiatočnej hmoty dostane na povrch len niekoľko kilogramov či dokonca gramov hmoty. Stopy po spaľovaní meteoroidu v atmosfére možno nájsť takmer po celej dráhe jeho pádu.
Ak meteoroid nezhorel v atmosfére, tak pri spomaľovaní stráca horizontálnu zložku rýchlosti. To vedie k zmene trajektórie pádu. Keď sa meteorit spomaľuje, žiara telesa meteoru klesá, ochladzuje sa (často sa uvádza, že meteorit bol počas jesene teplý, nie horúci).
Okrem toho môže dôjsť k deštrukcii meteoroidu na úlomky, čo vedie k meteorickému roju.
Veľké meteority objavené v Rusku
Tunguzský meteorit(v súčasnosti nie je presne jasný meteoritový pôvod tunguzského fenoménu). Spadol 30. júna 1908 v povodí rieky Podkamennaja Tunguska na Sibíri. Celková energia sa odhaduje na 40-50 megaton TNT.
Tsarevsky meteorit(meteor Dážď). Spadol 6. decembra 1922 pri dedine Carev, región Volgograd. Toto je kamenný meteorit. Celková hmotnosť zozbieraných úlomkov je 1,6 tony na ploche asi 15 metrov štvorcových. km. Hmotnosť najväčšieho padnutého úlomku bola 284 kg.
Meteorit Sikhote-Alin(celková hmotnosť úlomkov je 30 ton, energia sa odhaduje na 20 kiloton). Bol to železný meteorit. Padol v ussurijskej tajge 12. februára 1947.
Vitim ohnivá guľa. V noci z 24. na 25. septembra 2002 spadol neďaleko dedín Mama a Vitimsky, okres Mamsko-Chuysky, oblasť Irkutsk. Celková energia výbuchu meteoritu je zjavne relatívne malá (200 ton TNT s počiatočným energie 2,3 kiloton), maximálna počiatočná hmotnosť (pred spaľovaním v atmosfére) je 160 ton a konečná hmotnosť úlomkov je asi niekoľko stoviek kilogramov.
Hoci meteority padajú na Zem často, objavenie meteoritu je pomerne zriedkavý jav. Laboratórium meteoritov uvádza: „Celkovo sa na území Ruskej federácie za 250 rokov našlo iba 125 meteoritov.
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, amoniak, metán, vodnú paru, oxid CO2 a oxid uhličitý CO2. Vplyvom slnečného ultrafialového žiarenia sa vodná para rozložila na vodík a kyslík, no uvoľnený kyslík reagoval s oxidom uhoľnatým a 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, stal sa hlavnou zložkou, aj keď 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 o polovicu menšej 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. Pokiaľ ide o 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 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, čiže atmosférický tlak, je teda približne 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2 na hladine mora. Tlak sa rovná 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 odohráva sa rovnosť medzi zmenami 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 / cm 3) | N(cm -3) | H(km) | l(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 10 -3 | 2,55 10 19 | 8,4 | 7,4 10 -6 |
| 1 | 899 | 281 | 1,11 10 -3 | 2,31 10 19 | 8,1 10 -6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1,01 10 -3 | 2.10 10 19 | 8,9 10 -6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9,1 10 -4 | 1,89 10 19 | 9,9 10 -6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2 10 -4 | 1,70 10 19 | 1,1 10 -5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4 10 -4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2 10 -5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6 10 -4 | 1,37 10 19 | 1,4 10 -5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5,2 10 -4 | 1,09 10 19 | 1,7 10 -5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4,1 10 -4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2 10 -5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93 10-4 | 4,0 10 18 | 4,6 10 -5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9 10 -5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0 10 -4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9 10 -5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8 10 -4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9 10 -6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4 10 -3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1,15 10 -6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5 10 -3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9 10 -7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1,1 10 -7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7 10 -8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8 10 -3 | 210 | 5,0 10 -9 | 9 10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8 10 -4 | 230 | 8,8 10 -10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7 10 -4 | 260 | 2,1 10 –10 | 5,4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6 10 -5 | 300 | 5,6 10 -11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5 10 -6 | 450 | 3,2 10 -12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 10 3 |
| 200 | 5 10 -7 | 700 | 1,6 10 -13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9 10 -8 | 800 | 3 10 -14 | 8 10 8 | 40 | 3 10 5 |
| 300 | 4 10 -8 | 900 | 8 10 -15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8 10 -9 | 1000 | 1 10 – 15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2 10 -9 | 1000 | 2 10 -16 | 1 10 7 | 70 | |
| 700 | 2 10 –10 | 1000 | 2 10 -17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1 10 – 11 | 1000 | 1 10 -18 | 1 10 5 | 80 | |
Troposféra.
Najnižšia a najhustejšia vrstva atmosféry, v ktorej s výškou rýchlo klesá teplota, sa nazýva troposféra. Obsahuje až 80 % celkovej hmoty 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 sa v troposfére vyskytujú úzke planetárne prúdy (s rýchlosťou vyššou ako 30 km/s), západné v stredných zemepisných šírkach a východné pri rovníku. 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, ktoré 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 pozorujeme aj perleťové oblaky a v mezosfére noctilentné 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 kryštálikov.
Altocumulus oblaky sú biele, sivé alebo bielosivé 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. Altocumulus sa vytvára počas intenzívnej konvekčnej aktivity a zvyčajne pozostáva z podchladených kvapiek vody.
Altostratus oblaky sú sivasté alebo modrasté oblaky vláknitej alebo jednotnej štruktúry. Oblaky Altostratus sú pozorované v strednej troposfére, siahajú 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 asi 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 následná reakcia trojitej zrážky atómu a molekuly kyslíka s nejakou treťou molekulou M.
O + 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 fenomén 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 obežnej dráhy Zeme so spoločnou obežnou 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 svojimi svetelnými efektmi pôsobia 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 do desaťtisícin 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 o stopy 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 mnohonásobne väčší ako pri najväčšom meteorickom roji, možno zanedbať zmenu celkového množstva tohto materiálu, ktorá nastane v dôsledku jedného takéhoto roja.
Niet pochýb o tom, že najväčšie mikrometeority a viditeľné meteority zanechávajú dlhé stopy po ionizácii 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. Ide o jednu 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 mezopauzy 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 nepretržite 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 obežné 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 Å 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 sprevádzané aj 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 prítomné 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 vysokej zemepisnej šírky 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 smerom 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 žiar, 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 žiar.
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 žiarov 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 priestorovej a časovej distribúcie 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. Khorosheva, a G. Starkov, J. Feldshtein, 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 aj 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 Å (OI) a l 4278 Å (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 Å 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 vyhrievanie elektrónov v 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 tvorby 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 žiaroviek Podrobnejšie rozdelenie meniacich sa polárnych žiaroviek:
R 1 (pulzujúca polárna žiara) je žiara s rovnomernými fázovými variáciami 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 polárnych žiaroviek.
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, ktorý sa používa pre inú triedu pulzujúcich polárnych žiar, sa vzťahuje na nepravidelné zmeny jasu rýchlo sa pohybujúce horizontálne 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.
Žiara polárnej čiapky sa vyznačuje vysokou intenzitou pásu prvého negatívneho systému N + 2 (λ 3914 Å). Zvyčajne sú tieto pásy N + 2 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, objavujú 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 svetla 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 uskutočňuje 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 20. storočia sa začalo so systematickým pozorovaním 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 ionizáciou 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 spodnou časťou je ionosféra.
Merania elektrónovej hustoty uskutočnené 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 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 sú 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 dosky obrovského kondenzátora, pôsobiaceho na ne ako pôsobenie zrkadiel na svetlo. Rádiové vlny, ktoré sa od nich odrážajú, môžu prejsť mnoho tisíc kilometrov, ohýbať sa okolo zemegule v obrovských skokoch na stovky a tisíce 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 zo záporne 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 osvetľovaný 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 (podiel 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, no 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 nadmorských výškach medzi 50 a 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. Samostatné vrstvy ionosféry zohrávajú 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 väčšou 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, objavuje sa 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 inými elementárnymi procesmi. V tomto prípade sa stupeň nerovnovážneho stavu zvyšuje s výškou, ako klesá hustota. Do nadmorských výšok 500 – 1000 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/
Pri vstupe telesa meteoroidu do zemskej atmosféry dochádza k mnohým zaujímavým javom, ktoré len spomenieme. Rýchlosť akéhokoľvek kozmického telesa vždy presahuje 11,2 km/s a v blízkosti zeme môže pri ľubovoľnom smere dosiahnuť 40 km/s. Lineárna rýchlosť Zeme pri pohybe okolo Slnka je v priemere 30 km/s, takže maximálna rýchlosť zrážky meteoroidov s atmosférou Zeme môže dosiahnuť približne 70 km/s (na opačných trajektóriách).
Po prvé, telo interaguje s veľmi riedkou hornou atmosférou, kde sú vzdialenosti medzi molekulami plynu väčšie ako jeho priemer. Je zrejmé, že interakcie s molekulami hornej atmosféry prakticky neovplyvňujú rýchlosť a stav dostatočne masívneho telesa. Ak je však hmotnosť tela malá (porovnateľná s hmotnosťou molekuly alebo ju presahuje o 2-3 rády), potom sa môže úplne spomaliť už v horných vrstvách atmosféry a pomaly sa usadí na zemskej úrovni. povrch pod vplyvom gravitácie. Ukazuje sa, že týmto spôsobom, teda vo forme prachu, dopadá na Zem leví podiel tuhej kozmickej hmoty. Už bolo vypočítané, že denne sa na Zem dostane od 100 do 1000 ton mimozemskej hmoty, no len 1 % z tohto množstva predstavujú veľké úlomky, ktoré majú schopnosť vyletieť na jej povrch.
Na pohybujúce sa dostatočne veľké teleso pôsobia tri hlavné sily: spomalenie, gravitácia a vypudzovanie (Archimedova sila), ktoré určujú jeho dráhu. Efektívne spomalenie najväčších objektov začína až v hustých vrstvách atmosféry, vo výškach pod 100 km.
Pohyb meteoroidu, ako každého pevného telesa v plynnom prostredí vysokou rýchlosťou, charakterizuje Machovo číslo – pomer rýchlosti telesa k rýchlosti zvuku. Toto číslo sa v rôznych výškach letu meteoroidov mení, často však presahuje 50. Pred meteoroidom sa vytvorí rázová vlna vo forme silne stlačených a zohriatych atmosférických plynov. Samotný povrch tela v dôsledku interakcie s nimi
Ak hmotnosť telesa nie je príliš malá a nie príliš veľká a jeho rýchlosť je v rozmedzí od 11 km/s do 22 km/s (to je možné na dráhach „dobiehajúcich“ Zem), potom má čas spomaliť v atmosfére bez toho, aby zhorel. Potom sa meteoroid pohybuje takou rýchlosťou, pri ktorej už ablácia nie je účinná, a môže dosiahnuť zemský povrch nezmenený. Ak hmotnosť telesa nie je príliš veľká, pokračuje ďalšie znižovanie jeho rýchlosti, kým sa sila odporu vzduchu nevyrovná gravitačnej sile a jeho takmer vertikálny pád začína rýchlosťou 50-150 m / s. Väčšina meteoritov dopadla na Zem takou rýchlosťou. Pri veľkej hmotnosti meteoroid nestihne ani vyhorieť, ani silne spomaliť a zrazí sa s povrchom kozmickou rýchlosťou. V tomto prípade nastáva výbuch, spôsobený prechodom veľkej kinetickej energie telesa na tepelnú, mechanickú a iné druhy energie a na zemskom povrchu vzniká výbušný kráter. V dôsledku toho sa významná časť meteoritu a zemského povrchu, ktoré sú vystavené nárazu, roztopí a vyparí.
Tento článok sa zameria na tie meteory a meteority, ktoré pri lete do zemskej atmosféry buď veľmi rýchlo zhoria vo vysokých nadmorských výškach a vytvoria na nočnej oblohe krátkodobú stopu nazývanú hviezdopád, alebo pri zrážke so zemou explodujú ako napr. napríklad Tunguska. Zároveň ani jedno, ani druhé, ako je známe a bežne sa verí, nezanechávajú tuhé produkty spaľovania.
Meteory zhoria pri najmenšom kontakte s atmosférou. Ich spaľovanie končí už vo výške 80 km. Koncentrácia kyslíka v tejto nadmorskej výške je nízka a dosahuje 0,004 g/m 3 a riedka atmosféra má tlak P = 0,000012 kg/m 2 a nemôže poskytnúť dostatočné trenie na okamžité zahriatie celého objemu telesa meteoru na dostatočnú teplotu. na jeho spaľovanie. Nezohriate teleso sa predsa nemôže vznietiť. Prečo teda dochádza k vznieteniu vo vysokých nadmorských výškach a takému rýchlemu a rovnomernému horeniu meteorov? Aké sú na to potrebné podmienky?
Jednou z podmienok vznietenia a rýchleho horenia meteoru musí byť prítomnosť dostatočne vysokej teploty jeho tela pred vstupom do atmosféry. Aby to bolo možné, musí byť vopred dobre zahriaty v celom objeme slnkom. Potom, aby sa celý objem meteoru mohol v kozmických podmienkach zohriať v dôsledku rozdielu teplôt svetla a tieňa a pri kontakte s atmosférou by mal aj čas na rýchle rozšírenie dodatočných teplo z trenia v celom tele, látka meteoru musí mať vysokú tepelnú vodivosť.
Ďalšou podmienkou horenia meteoru, zanechávajúceho rovnomernú ohnivú stopu, musí byť zachovanie sily tela pri horení. Keďže meteor vletel do atmosféry, aj keď riedky, stále je zaťažený prichádzajúcim prúdením a ak jeho telo vplyvom teploty zmäkne, prúdenie ho jednoducho roztrhne na samostatné časti a my by sme pozorovali letiaci zväzok ohňostrojov. .
Ďalej. Keďže horí veľa látok, kovových aj nekovových, začneme našu diskusiu o zložení meteorickej látky úplne prvým prvkom periodickej sústavy, vodíkom. Predpokladajme, že toto teleso pozostáva z pevného vodíka alebo jeho pevných zlúčenín, napríklad vodného ľadu. Po zahriatí na vysoké teploty sa toto teleso pred zapálením jednoducho vyparí aj vo vesmíre. Ak by sme predsa len predpokladali, že sa teleso obsahujúce vodík vznietilo a zhorelo v atmosfére, určite zanechá bielu stopu vodnej pary ako výsledok procesu spaľovania vodíka v kyslíku. Potom sme mohli počas dňa vidieť bielu stopu „pádu hviezd“, pri určitom osvetlení slnkom. Tieto meteory teda nemôžu obsahovať ani obsahovať vodík vo veľkých množstvách. A ľad vo vesmíre vôbec nemôže existovať, keďže podľa termodynamických vlastností vody pri kozmickom tlaku P = 0,001 m vody. čl. bod varu je blízko absolútnej nule, je to -273 °C, v slnečnej sústave taká teplota nie je. Ak sa ľad dostane do vesmíru v slnečnej sústave, okamžite sa vyparí z tepla silnej pochodne – Slnka. Ďalej predpokladáme, že naše meteory sú zložené z kovov alebo ich zliatin. Kovy majú dobrú tepelnú vodivosť, ktorá spĺňa vyššie uvedené požiadavky. Ale pri zahrievaní kovy strácajú svoju pevnosť a horia za vzniku oxidov, oxidov, t.j. pevné trosky sú dosť ťažké, ktoré by pri páde určite ľudia na zemi zafixovali, ako napríklad krúpy. Nikde však nebol zaznamenaný taký aktívny jav, že aj po silnom „hviezdnom páde“ niekde padali krúpy a koniec koncov, každý deň do nás vletí viac ako 3 tisíc ton hmoty. Jednotlivé úlomky kovových a nekovových meteoritov sa síce stále nachádzajú, ale ide o vzácnosť a pri každodennom jave „hviezdopádu“ sú tieto nálezy zanedbateľné. Naše meteory teda tiež neobsahujú kovy.
Aká látka môže spĺňať všetky tieto požiadavky? menovite:
1. Majú vysokú tepelnú vodivosť;
2. Udržujte pevnosť pri vysokých teplotách;
3. Aktívne reagovať so riedkou atmosférou vo vysokých nadmorských výškach;
4. Pri horení netvoria pevné trosky;
Existuje taká látka - je to uhlík. Navyše sa nachádza v najtvrdšej kryštalickej fáze nazývanej diamant. Práve diamant spĺňa všetky tieto požiadavky. Ak je uhlík v niektorej zo svojich ďalších fáz, potom nesplní našu druhú požiadavku, a to udržať pevnosť pri vysokých teplotách. Práve diamant si astronómovia pri pozorovaní „pádu hviezd“ mýlia s ľadom.
Ďalej, na spálenie pri koncentrácii kyslíka nižšej ako 0,004 g/m3 telo s hmotnosťou 1 g. potrebujete preletieť cca 13 000 km., preletí cca 40 km. Svetelná stopa od meteoru s najväčšou pravdepodobnosťou nie je výsledkom jeho spaľovania v kyslíku atmosféry, ale výsledkom reakcie redukcie uhlíka s vodíkom, pri ktorej vznikajú aj plyny. V týchto výškach sú v malých množstvách prítomné CH 4, C 2 H 2, C 6 H 6, v týchto výškach sú prítomné aj CO, CO 2, to naznačuje, že uhlík v týchto výškach horí a redukuje sa, tieto plyny samotné stúpajú z povrch Zeme do týchto výšok nemôže.
Čo sa týka tunguzského meteoritu a meteoritu, ktorý spadol na jeseň roku 2002 v Irkutskej oblasti v Rusku v údolí rieky Vitim, tieto meteority sú tiež s najväčšou pravdepodobnosťou iba obrovské diamanty. Kvôli svojej veľkej hmotnosti tieto meteority nestihli úplne vyhorieť v atmosfére. Po lete na zem a nezničený prúdom vzduchu a nárazom na tvrdý povrch veľkou silou sa tento blok diamantu rozpadol na malé kúsky. Je známe, že diamant je tvrdý, ale krehký materiál, ktorý pri náraze nefunguje dobre. Keďže diamant má vysokú tepelnú vodivosť, celé telo meteoritu bolo pred dopadom zahriate na spaľovaciu teplotu. Každý fragment, ktorý sa rozpadol na malé kúsky a odrazil sa od Zeme, sa dostal do kontaktu so vzdušným kyslíkom a okamžite vyhorel a súčasne uvoľnil určité množstvo energie. A práve nastal obrovský výbuch. Výbuch totiž nie je výsledkom silného mechanického nárazu, ako sa z nejakého dôvodu bežne verí v astronómii, ale výsledkom aktívnej chemickej reakcie a je jedno, kde na Zemi nastala, na Jupiteri, ako napr. pokiaľ je na čo reagovať. Všetok spálený uhlík vytvoril oxid uhličitý, ktorý sa rozpustil v atmosfére. Preto v týchto miestach nenachádzajú zvyšky meteorov. Je celkom možné, že v oblasti výbuchu týchto meteoritov možno nájsť pozostatky zvierat, ktoré zomreli nielen na rázovú vlnu, ale aj na udusenie oxidom uhoľnatým. A pre ľudí nie je bezpečné navštíviť tieto miesta bezprostredne po výbuchu. oxid uhoľnatý môže zostať v nížinách. Táto hypotéza tunguzského meteoritu poskytuje vysvetlenie pre takmer všetky anomálie pozorované po výbuchu. Ak tento meteorit spadne do nádrže, potom voda úplne nevypáli všetky úlomky a môžeme mať ďalšie diamantové ložisko. Všetky diamantové ložiská sa mimochodom nachádzajú v tenkej povrchovej vrstve Zeme, prakticky len na jej povrchu. Prítomnosť uhlíka v meteoritoch potvrdzuje aj meteorický roj, ku ktorému došlo 8. októbra 1871 v Chicagu, keď sa z neznámeho dôvodu vznietili domy a dokonca sa roztopil kovový sklz. Keď tisíce ľudí zomreli na udusenie, nachádzali sa dostatočne ďaleko od požiarov.
Pri páde na planéty alebo satelity planét, ktoré nemajú atmosféru a aktívne plyny, fragmenty týchto meteoritov, ktoré „nevyhoreli“, čiastočne pokryjú povrch týchto planét alebo satelitov. Možno aj preto náš prirodzený satelit Mesiac tak dobre odráža svetlo zo Slnka, pretože diamant má tiež vysoký index lomu. A systémy lúčov lunárnych kráterov, napríklad Tycho, Copernicus, jednoznačne pozostávajú z sypačov z priehľadného materiálu a určite nie z ľadu, pretože teplota na osvetlenom povrchu Mesiaca je + 120 ° C.
Diamanty tiež vykazujú vlastnosť fluorescencie, keď sú vystavené krátkovlnnému elektromagnetickému žiareniu. Možno táto vlastnosť poskytne vysvetlenie pôvodu chvostov komét pri približovaní sa k Slnku, silnému zdroju krátkovlnného žiarenia?
