Atmosfera Pământului este eterogenă: la diferite altitudini există diferite densități și presiuni ale aerului, modificări ale temperaturii și compoziției gazelor. Pe baza comportamentului temperaturii aerului ambiant (adică temperatura crește sau scade odată cu înălțimea), în acesta se disting următoarele straturi: troposferă, stratosferă, mezosferă, termosferă și exosferă. Granițele dintre straturi se numesc pauze: sunt 4, deoarece limita superioară a exosferei este foarte neclară și se referă adesea la spațiul apropiat. Structura generală a atmosferei poate fi găsită în diagrama atașată.
Fig.1 Structura atmosferei Pământului. Credit: site-ul web
Cel mai de jos strat atmosferic este troposfera, a cărei limită superioară, numită tropopauză, variază în funcție de latitudinea geografică și variază de la 8 km. în polar până la 20 km. în latitudini tropicale. În latitudinile medii sau temperate, limita superioară a acesteia se află la altitudini de 10-12 km.În timpul anului, limita superioară a troposferei suferă fluctuații în funcție de afluxul radiației solare. Astfel, ca urmare a sondajului la Polul Sud al Pământului de către serviciul meteorologic american, a fost dezvăluit că din martie până în august sau septembrie are loc o răcire constantă a troposferei, în urma căreia pentru o scurtă perioadă în august. sau septembrie limita sa se ridică la 11,5 km. Apoi, în perioada septembrie-decembrie, scade rapid și atinge poziția cea mai joasă - 7,5 km, după care înălțimea sa rămâne practic neschimbată până în martie. Acestea. Troposfera atinge cea mai mare grosime vara și cea mai subțire iarna.
Este de remarcat faptul că, pe lângă cele sezoniere, există și fluctuații zilnice ale înălțimii tropopauzei. De asemenea, poziția sa este influențată de cicloni și anticicloni: în primul cade, pentru că Presiunea din ele este mai mică decât în aerul din jur și, în al doilea rând, crește în consecință.
Troposfera conține până la 90% din masa totală a aerului pământului și 9/10 din toți vaporii de apă. Turbulența este foarte dezvoltată aici, în special în straturile apropiate de suprafață și cele mai înalte, se dezvoltă nori de toate nivelurile, se formează cicloni și anticicloni. Și datorită acumulării de gaze cu efect de seră (dioxid de carbon, metan, vapori de apă) reflectate de pe suprafața Pământului razele de soare se dezvoltă efectul de seră.
Efectul de seră este asociat cu o scădere a temperaturii aerului în troposferă odată cu înălțimea (deoarece Pământul încălzit degajă mai multă căldură straturilor de suprafață). Gradientul vertical mediu este de 0,65°/100 m (adică temperatura aerului scade cu 0,65° C la fiecare 100 de metri de creștere). Deci, dacă temperatura medie anuală a aerului la suprafața Pământului în apropierea ecuatorului este de +26 °, atunci la limita superioară este -70 °. Temperatura în apropierea tropopauzei de mai sus polul Nord pe tot parcursul anului variază de la -45° vara la -65° iarna.
Odată cu creșterea altitudinii, presiunea aerului scade și ea, ridicându-se la doar 12-20% din nivelul aproape de suprafață la limita superioară a troposferei.
La limita troposferei și stratul de deasupra stratosferei se află un strat al tropopauzei, de 1-2 km grosime. Limitele inferioare ale tropopauzei sunt de obicei considerate a fi un strat de aer în care gradientul vertical scade la 0,2°/100 m față de 0,65°/100 m în regiunile subiacente ale troposferei.
În tropopauză, se observă fluxuri de aer cu o direcție strict definită, numite fluxuri cu jet de mare altitudine sau „curenți cu jet”, formate sub influența rotației Pământului în jurul axei sale și a încălzirii atmosferei cu participarea radiației solare. . Curenții sunt observați la granițele zonelor cu diferențe semnificative de temperatură. Există mai multe centre de localizare a acestor curenți, de exemplu, arctic, subtropical, subpolar și altele. Cunoașterea localizării fluxurilor cu jet este foarte importantă pentru meteorologie și aviație: primul folosește fluxuri pentru prognoza meteo mai precisă, al doilea pentru construirea rutelor de zbor a aeronavelor, deoarece La limitele fluxurilor, există vârtejuri puternice turbulente, asemănătoare micilor vârtejuri, numite „turbulență în cer senin” din cauza absenței norilor la aceste altitudini.
Sub influența curenților cu jet de mare altitudine, se formează adesea rupturi în tropopauză și, uneori, dispare cu totul, deși apoi se formează din nou. Acest lucru este observat mai ales în latitudinile subtropicale, care sunt dominate de un puternic curent subtropical de mare altitudine. În plus, diferența dintre straturile de tropopauză în temperatura ambiantă duce la formarea de goluri. De exemplu, există un decalaj mare între tropopauza polară caldă și joasă și tropopauza înaltă și rece a latitudinilor tropicale. ÎN În ultima vreme Se remarcă și stratul de tropopauză al latitudinilor temperate, care are rupturi cu cele două straturi anterioare: polar și tropical.
Al doilea strat al atmosferei terestre este stratosfera. Stratosfera poate fi împărțită aproximativ în două regiuni. Prima dintre ele, situată până la altitudini de 25 km, este caracterizată de temperaturi aproape constante, care sunt egale cu temperaturile straturilor superioare ale troposferei dintr-o anumită zonă. A doua regiune, sau regiune de inversare, se caracterizează printr-o creștere a temperaturii aerului la altitudini de aproximativ 40 km. Acest lucru se întâmplă din cauza absorbției radiațiilor ultraviolete solare de către oxigen și ozon. În partea superioară a stratosferei, datorită acestei încălziri, temperatura este adesea pozitivă sau chiar comparabilă cu temperatura aerului de suprafață.
Deasupra regiunii de inversare există un strat de temperaturi constante, care se numește stratopauză și este granița dintre stratosferă și mezosferă. Grosimea sa ajunge la 15 km.
Spre deosebire de troposferă, perturbațiile turbulente sunt rare în stratosferă, dar există vânturi puternice orizontale sau curente cu jet care sufla în zone înguste de-a lungul limitelor latitudinilor temperate cu fața spre poli. Poziția acestor zone nu este constantă: ele se pot schimba, se pot extinde sau chiar să dispară cu totul. Adesea, fluxurile cu jet pătrund în straturile superioare ale troposferei sau, dimpotrivă, masele de aer din troposferă pătrund în straturile inferioare ale stratosferei. O astfel de amestecare a maselor de aer este tipică în special în zonele fronturilor atmosferice.
Există puțini vapori de apă în stratosferă. Aerul de aici este foarte uscat și, prin urmare, se formează puțini nori. Doar la altitudini de 20-25 km, fiind in latitudini mari Puteți vedea nori sidefați foarte subțiri, formați din picături de apă suprarăcite. În timpul zilei, acești nori nu sunt vizibili, dar odată cu apariția întunericului par să strălucească din cauza iluminării lor de către Soare, care a apus deja sub orizont.
La aceleași altitudini (20-25 km) în stratosfera inferioară se află așa-numitul strat de ozon - zona cu cel mai mare conținut de ozon, care se formează sub influența radiației solare ultraviolete (puteți afla mai multe despre aceasta proces pe pagină). Stratul de ozon sau ozonosfera este de o importanță extremă pentru menținerea vieții tuturor organismelor care trăiesc pe uscat, absorbind razele ultraviolete mortale cu o lungime de undă de până la 290 nm. Din acest motiv, organismele vii nu trăiesc deasupra stratului de ozon; este limita superioară a distribuției vieții pe Pământ.
Sub influența ozonului, câmpurile magnetice se schimbă, de asemenea, atomii și moleculele se dezintegrează, are loc ionizarea și are loc o nouă formare de gaze și alți compuși chimici.
Stratul atmosferei situat deasupra stratosferei se numește mezosferă. Se caracterizează printr-o scădere a temperaturii aerului cu înălțimea cu un gradient vertical mediu de 0,25-0,3°/100 m, ceea ce duce la turbulențe severe. La limitele superioare ale mezosferei, în regiunea numită mezopauză, au fost înregistrate temperaturi de până la -138°C, ceea ce reprezintă minimul absolut pentru întreaga atmosferă a Pământului în ansamblu.
Aici, în mezopauză, se află limita inferioară a regiunii de absorbție activă a razelor X și a radiațiilor ultraviolete cu unde scurte de la Soare. Acest proces energetic se numește transfer de căldură radiantă. Ca rezultat, gazul este încălzit și ionizat, ceea ce face ca atmosfera să strălucească.
La altitudini de 75-90 km la limitele superioare ale mezosferei s-au remarcat nori speciali, ocupand suprafete vaste in regiunile polare ale planetei. Acești nori sunt numiți noctilucenți datorită strălucirii lor la amurg, care este cauzată de reflectarea luminii solare din cristalele de gheață din care sunt alcătuiți acești nori.
Presiunea aerului în mezopauză este de 200 de ori mai mică decât la suprafața pământului. Acest lucru sugerează că aproape tot aerul din atmosferă este concentrat în cele 3 straturi inferioare ale sale: troposferă, stratosferă și mezosferă. Straturile de deasupra, termosfera și exosfera, reprezintă doar 0,05% din masa întregii atmosfere.
Termosfera se află la altitudini de la 90 la 800 km deasupra suprafeței Pământului.
Termosfera se caracterizează printr-o creștere continuă a temperaturii aerului până la altitudini de 200-300 km, unde poate ajunge la 2500°C. Temperatura crește din cauza absorbției razelor X și a radiațiilor ultraviolete cu lungime de undă scurtă de la Soare de către moleculele de gaz. Peste 300 km deasupra nivelului mării, creșterea temperaturii se oprește.
Concomitent cu creșterea temperaturii, presiunea și, în consecință, densitatea aerului din jur scade. Deci, dacă la limitele inferioare ale termosferei densitatea este de 1,8 × 10 -8 g/cm3, atunci la limitele superioare este deja de 1,8 × 10 -15 g/cm3, ceea ce corespunde aproximativ la 10 milioane - 1 miliard de particule. la 1 cm3.
Toate caracteristicile termosferei, cum ar fi compoziția aerului, temperatura, densitatea acestuia, sunt supuse unor fluctuații puternice: în funcție de locația geografică, anotimpul anului și ora din zi. Chiar și locația limitei superioare a termosferei se schimbă.
Stratul superior al atmosferei se numește exosferă sau strat de împrăștiere. Limita sa inferioară se modifică constant în limite foarte largi; Înălțimea medie este considerată a fi 690-800 km. Se instalează acolo unde probabilitatea de coliziuni intermoleculare sau interatomice poate fi neglijată, adică. distanța medie pe care o va parcurge o moleculă în mișcare haotică înainte de a se ciocni cu o altă moleculă similară (așa-numita cale liberă) va fi atât de mare încât, de fapt, moleculele nu se vor ciocni cu o probabilitate apropiată de zero. Stratul în care apare fenomenul descris se numește pauză termică.
Limita superioară a exosferei se află la altitudini de 2-3 mii km. Este foarte neclară și se transformă treptat într-un vid din apropierea spațiului. Uneori, din acest motiv, exosfera este considerată parte a spațiului cosmic, iar limita sa superioară este considerată a fi o înălțime de 190 mii km, la care influența presiunii radiației solare asupra vitezei atomilor de hidrogen depășește atracția gravitațională a Pământ. Acesta este așa-numitul coroana terestră, formată din atomi de hidrogen. Densitatea coroanei terestre este foarte mică: doar 1000 de particule pe centimetru cub, dar acest număr este de peste 10 ori mai mare decât concentrația de particule din spațiul interplanetar.
Datorită rarefării extreme a aerului din exosferă, particulele se mișcă în jurul Pământului pe orbite eliptice fără a se ciocni între ele. Unele dintre ele, deplasându-se de-a lungul traiectoriilor deschise sau hiperbolice la viteze cosmice (atomi de hidrogen și heliu), părăsesc atmosfera și merg în spațiul cosmic, motiv pentru care exosfera este numită sfera de împrăștiere.
Stratosfera este unul dintre straturile superioare carcasă de aer a planetei noastre. Începe la o altitudine de aproximativ 11 km deasupra solului. Avioanele de pasageri nu mai zboară aici și rareori se formează nori. Stratul de ozon al Pământului este situat în stratosferă - o înveliș subțire care protejează planeta de pătrunderea radiațiilor ultraviolete dăunătoare.
Învelișul de aer al planetei
Atmosfera este învelișul gazos al Pământului, adiacent cu suprafața sa interioară hidrosferei și scoarței terestre. Limita sa exterioară trece treptat în spațiul cosmic. Compoziția atmosferei include gaze: azot, oxigen, argon, dioxid de carbon și așa mai departe, precum și impurități sub formă de praf, picături de apă, cristale de gheață și produse de ardere. Raportul elementelor principale ale carcasei de aer rămâne constant. Excepțiile sunt dioxidul de carbon și apa - cantitatea lor în atmosferă se modifică adesea.
Straturi de carcasă de gaz
Atmosfera este împărțită în mai multe straturi, situate unul deasupra celuilalt și având următoarele caracteristici:
strat limită - direct adiacent suprafeței planetei, extinzându-se la o înălțime de 1-2 km;
troposfera - al doilea strat, limita exterioară este situată în medie la o altitudine de 11 km, aici se concentrează aproape toți vaporii de apă ai atmosferei, se formează nori, se ridică cicloni și anticicloni, iar pe măsură ce altitudinea crește, temperatura crește;
tropopauza - un strat de tranziție caracterizat prin încetarea scăderii temperaturii;
stratosfera este un strat care se extinde la o înălțime de 50 km și este împărțit în trei zone: de la 11 la 25 km temperatura se schimbă ușor, de la 25 la 40 - temperatura crește, de la 40 la 50 - temperatura rămâne constantă (stratopauza );
mezosfera se extinde la o înălțime de 80-90 km;
termosfera ajunge la 700-800 km deasupra nivelului mării, aici la o altitudine de 100 km se află linia Karman, care este luată ca graniță între atmosfera Pământului și spațiu;
Exosfera este numită și zonă de împrăștiere; particulele de materie se pierd foarte mult aici și zboară în spațiu.
Schimbările de temperatură în stratosferă
Deci, stratosfera este partea din învelișul de gaz al planetei care urmează troposfera. Aici temperatura aerului, constantă pe tot parcursul tropopauzei, începe să se schimbe. Înălțimea stratosferei este de aproximativ 40 km. Limita inferioară este de 11 km deasupra nivelului mării. Începând din acest punct, temperatura suferă ușoare modificări. La o altitudine de 25 km, viteza de încălzire începe să crească încet. La 40 km deasupra nivelului mării, temperatura crește de la -56,5° la +0,8°С. Apoi rămâne aproape de zero grade până la o altitudine de 50-55 km. Zona cuprinsă între 40 și 55 de kilometri se numește stratopauză deoarece temperatura nu se schimbă aici. Este o zonă de tranziție de la stratosferă la mezosferă.
Caracteristicile stratosferei
Stratosfera Pământului conține aproximativ 20% din masa întregii atmosfere. Aerul de aici este atât de rarefiat încât este imposibil ca o persoană să rămână fără un costum spațial special. Acest fapt este unul dintre motivele pentru care zborurile în stratosferă au început să fie efectuate doar relativ recent.
O altă caracteristică a învelișului gazos al planetei la o altitudine de 11-50 km este cantitatea foarte mică de vapori de apă. Din acest motiv, norii nu se formează aproape niciodată în stratosferă. Pur și simplu nu există material de construcție pentru ei. Cu toate acestea, rareori se pot observa așa-numiții nori sidefați cu care stratosfera este „împodobită” (foto de mai jos) la o altitudine de 20-30 km deasupra nivelului mării. Formațiunile subțiri, parcă strălucesc din interior, pot fi observate după apus sau înainte de răsărit. Forma norilor de nacru este similară cu cirrus sau cirrocumulus.
Stratul de ozon al Pământului
Principala trăsătură distinctivă a stratosferei este concentrația maximă de ozon în întreaga atmosferă. Se formează sub influența luminii solare și protejează toată viața de pe planetă de radiațiile lor distructive. Stratul de ozon al Pământului este situat la o altitudine de 20-25 km deasupra nivelului mării. Moleculele de O 3 sunt distribuite în toată stratosferă și chiar există în apropierea suprafeței planetei, dar la acest nivel se observă cea mai mare concentrație a acestora.
Trebuie remarcat faptul că stratul de ozon al Pământului are doar 3-4 mm. Aceasta va fi grosimea sa dacă particulele acestui gaz sunt plasate în condiții presiune normală, de exemplu, aproape de suprafața planetei. Ozonul se formează ca urmare a descompunerii unei molecule de oxigen sub influența radiațiilor ultraviolete în doi atomi. Una dintre ele se combină cu o moleculă „plină” și se formează ozon - O 3.
Apărător periculos
Astfel, astăzi stratosfera este un strat al atmosferei mai explorat decât la începutul secolului trecut. Cu toate acestea, viitorul stratului de ozon, fără de care viața pe Pământ nu ar fi apărut, rămâne nu foarte clar. În timp ce țările reduc producția de freon, unii oameni de știință spun că acest lucru nu va aduce prea multe beneficii, cel puțin în acest ritm, în timp ce alții spun că nu este deloc necesar, deoarece cea mai mare parte a substanțelor nocive se formează în mod natural. Timpul va judeca cine are dreptate.
Atmosfera a început să se formeze odată cu formarea Pământului. Pe parcursul evoluției planetei și pe măsură ce parametrii ei s-au apropiat de valorile moderne, au avut loc modificări fundamental calitative în compoziția sa chimică și proprietăți fizice. Conform modelului evolutiv, într-un stadiu incipient Pământul era într-o stare topită și acum aproximativ 4,5 miliarde de ani s-a format ca un corp solid. Această piatră de hotar este considerată începutul cronologiei geologice. Din acel moment a început evoluția lentă a atmosferei. Unele procese geologice (de exemplu, revărsările de lavă în timpul erupțiilor vulcanice) au fost însoțite de eliberarea de gaze din intestinele Pământului. Acestea includ azot, amoniac, metan, vapori de apă, oxid de CO și dioxid de carbon CO 2. Sub influența radiației ultraviolete solare, vaporii de apă s-au descompus în hidrogen și oxigen, dar oxigenul eliberat a reacționat cu monoxidul de carbon pentru a forma dioxid de carbon. Amoniacul descompus în azot și hidrogen. În timpul procesului de difuzie, hidrogenul s-a ridicat în sus și a părăsit atmosfera, iar azotul mai greu nu s-a putut evapora și s-a acumulat treptat, devenind componenta principală, deși o parte din el a fost legată în molecule ca urmare a reacțiilor chimice ( cm. CHIMIA ATMOSFEREI). Sub influența razelor ultraviolete și a descărcărilor electrice, un amestec de gaze prezent în atmosfera inițială a Pământului a intrat în reacții chimice, care au dus la formarea de substanțe organice, în special aminoacizi. Odată cu apariția plantelor primitive, a început procesul de fotosinteză, însoțit de eliberarea de oxigen. Acest gaz, mai ales după difuzia în straturile superioare ale atmosferei, a început să-și protejeze straturile inferioare și suprafața Pământului de radiațiile ultraviolete și de raze X care pun viața în pericol. Conform estimărilor teoretice, conținutul de oxigen, de 25.000 de ori mai mic decât acum, ar putea duce deja la formarea unui strat de ozon cu doar jumătate din concentrație decât acum. Cu toate acestea, acest lucru este deja suficient pentru a oferi o protecție foarte semnificativă a organismelor de efectele distructive ale razelor ultraviolete.
Este probabil ca atmosfera primară să fi conținut mult dioxid de carbon. A fost consumat în timpul fotosintezei, iar concentrația sa trebuie să fi scăzut pe măsură ce lumea vegetală a evoluat și, de asemenea, datorită absorbției în timpul anumitor procese geologice. Deoarece Efect de sera asociate cu prezența dioxidului de carbon în atmosferă, fluctuațiile concentrației acestuia sunt unul dintre motivele importante pentru o asemenea amploare. schimbarea climeiîn istoria Pământului, ca epocile glaciare.
Heliul prezent în atmosfera modernă este în mare parte un produs al dezintegrarii radioactive a uraniului, toriului și radiului. Aceste elemente radioactive emit particule, care sunt nucleele atomilor de heliu. Deoarece în timpul dezintegrarii radioactive o sarcină electrică nu se formează și nici nu se distruge, odată cu formarea fiecărei particule a apar doi electroni care, recombinându-se cu particulele a, formează atomi neutri de heliu. Elementele radioactive sunt conținute în minerale dispersate în roci, astfel încât o parte semnificativă din heliul format ca urmare a dezintegrarii radioactive este reținută în ele, scăpând foarte lent în atmosferă. O anumită cantitate de heliu se ridică în sus în exosferă datorită difuziei, dar datorită afluxului constant de la suprafața pământului, volumul acestui gaz în atmosferă rămâne aproape neschimbat. Pe baza analizei spectrale a luminii stelelor și a studiului meteoriților, este posibil să se estimeze abundența relativă a diferitelor elemente chimice din Univers. Concentrația de neon în spațiu este de aproximativ zece miliarde de ori mai mare decât pe Pământ, krypton - de zece milioane de ori și xenon - de un milion de ori. Rezultă că concentrația acestor gaze inerte, aparent prezente inițial în atmosfera Pământului și nereumplute în timpul reacțiilor chimice, a scăzut foarte mult, probabil chiar în etapa de pierdere a atmosferei sale primare de către Pământ. O excepție este gazul inert argon, deoarece sub forma izotopului 40 Ar se formează încă în timpul dezintegrarii radioactive a izotopului de potasiu.
Distribuția presiunii barometrice.
Greutatea totală a gazelor atmosferice este de aproximativ 4,5 10 15 tone. Astfel, „greutatea” atmosferei pe unitatea de suprafață, sau presiunea atmosferică, la nivelul mării este de aproximativ 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Presiune egală cu P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Artă. = 1 atm, luată ca presiunea atmosferică medie standard. Pentru atmosfera în stare de echilibru hidrostatic avem: d P= –rgd h, asta înseamnă că în intervalul de înălțime de la h inainte de h+d h apare egalitate între modificarea presiunii atmosferice d Pși greutatea elementului corespunzător al atmosferei cu unitate de suprafață, densitate r și grosime d h. Ca relație între presiune R si temperatura T Se folosește ecuația de stare a unui gaz ideal cu densitatea r, care este destul de aplicabilă atmosferei terestre: P= r R T/m, unde m este greutatea moleculară și R = 8,3 J/(K mol) este constanta universală a gazului. Apoi d log P= – (m g/RT)d h= – bd h= – d h/H, unde gradientul de presiune este pe o scară logaritmică. Valoarea sa inversă H se numește scara de altitudine atmosferică.
Când se integrează această ecuație pentru o atmosferă izotermă ( T= const) sau la rândul său, unde o astfel de aproximare este permisă, se obține legea barometrică a distribuției presiunii cu înălțimea: P = P 0 exp(– h/H 0), unde referința de înălțime h produs de la nivelul oceanului, unde este presiunea medie standard P 0 . Expresie H 0 = R T/ mg, se numește scara de altitudine, care caracterizează întinderea atmosferei, cu condiția ca temperatura din aceasta să fie aceeași peste tot (atmosfera izotermă). Dacă atmosfera nu este izotermă, atunci integrarea trebuie să ia în considerare modificarea temperaturii cu înălțimea și parametrul N– unele caracteristici locale ale straturilor atmosferice, în funcție de temperatura acestora și de proprietățile mediului.
Atmosfera standard.
Model (tabel cu valorile parametrilor principali) corespunzător presiunii standard la baza atmosferei R 0 și compoziția chimică se numește atmosferă standard. Mai precis, acesta este un model condiționat al atmosferei, pentru care sunt specificate valorile medii ale temperaturii, presiunii, densității, vâscozității și altor caracteristici ale aerului la altitudini de la 2 km sub nivelul mării până la limita exterioară a atmosferei terestre. pentru latitudinea 45° 32ў 33І. Parametrii atmosferei medii la toate altitudinile au fost calculați folosind ecuația de stare a unui gaz ideal și legea barometrică. presupunând că la nivelul mării presiunea este de 1013,25 hPa (760 mm Hg) și temperatura este de 288,15 K (15,0 °C). În funcție de natura distribuției verticale a temperaturii, atmosfera medie este formată din mai multe straturi, în fiecare dintre ele temperatura fiind aproximativă. funcție liniarăînălţime. În stratul cel mai de jos - troposfera (h Ј 11 km), temperatura scade cu 6,5 ° C cu fiecare kilometru de creștere. Pe altitudini mari valoarea și semnul gradientului vertical de temperatură se modifică de la strat la strat. Peste 790 km temperatura este de aproximativ 1000 K și practic nu se schimbă cu altitudinea.
Atmosfera standard este un standard actualizat periodic, legalizat, emis sub formă de tabele.
| Tabelul 1. MODEL STANDARD AL ATMOSFEREI PĂMÂNTULUI. Tabelul arată: h- înălțimea față de nivelul mării, R- presiune, T– temperatura, r – densitatea, N– numărul de molecule sau atomi pe unitate de volum; H- scara de inaltime, l– lungimea drumului liber. Presiunea și temperatura la o altitudine de 80–250 km, obținute din datele rachetelor, au valori mai mici. Valorile pentru altitudini mai mari de 250 km obținute prin extrapolare nu sunt foarte precise. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g/cm 3) | N(cm –3) | H(km) | l(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 10 –3 | 2,55 10 19 | 8,4 | 7,4·10 –6 |
| 1 | 899 | 281 | 1.11·10 –3 | 2.31 10 19 | 8.1·10 –6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1.01·10 –3 | 2.10 10 19 | 8,9·10 –6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9.1·10 –4 | 1,89 10 19 | 9,9·10 –6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8.2·10 –4 | 1,70 10 19 | 1.1·10 –5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4·10 –4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2·10 –5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6·10 –4 | 1,37 10 19 | 1,4·10 –5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5,2·10 -4 | 1.09 10 19 | 1,7·10 –5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4.1·10 –4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2·10 –5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93·10 –4 | 4,0 10 18 | 4,6·10 –5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9·10 –5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0·10 –4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9·10 –5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8·10 –4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9·10 –6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4·10 –3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1.15·10 –6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5·10 –3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9·10 –7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1.1·10 –7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7·10 –8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8·10 –3 | 210 | 5,0·10 –9 | 9·10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8·10 –4 | 230 | 8,8·10 –10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7·10 –4 | 260 | 2.1·10 –10 | 5.4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6·10 –5 | 300 | 5,6·10 –11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5·10 –6 | 450 | 3.2·10 –12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 10 3 |
| 200 | 5·10 –7 | 700 | 1,6·10 –13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9·10 –8 | 800 | 3·10 –14 | 8 10 8 | 40 | 3·10 5 |
| 300 | 4·10 –8 | 900 | 8·10 –15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8·10 –9 | 1000 | 1·10 –15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2·10 –9 | 1000 | 2·10 –16 | 1·10 7 | 70 | |
| 700 | 2·10 –10 | 1000 | 2·10 –17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1·10 –11 | 1000 | 1·10 –18 | 1·10 5 | 80 | |
troposfera.
Stratul cel mai de jos și cel mai dens al atmosferei, în care temperatura scade rapid odată cu înălțimea, se numește troposferă. Conține până la 80% din masa totală a atmosferei și se extinde în latitudinile polare și medii până la altitudini de 8–10 km, iar la tropice până la 16–18 km. Aici se dezvoltă aproape toate procesele de formare a vremii, schimbul de căldură și umiditate are loc între Pământ și atmosfera sa, se formează nori și diverse fenomene meteorologice, apar ceață și precipitații. Aceste straturi ale atmosferei terestre sunt în echilibru convectiv și, datorită amestecării active, au o omogenizare. compoziție chimică, în principal din azot molecular (78%) și oxigen (21%). Marea majoritate a poluanților atmosferici cu aerosoli și gaze naturali și artificiali sunt concentrați în troposferă. Dinamica părții inferioare a troposferei, cu o grosime de până la 2 km, depinde puternic de proprietățile suprafeței subiacente a Pământului, care determină mișcările orizontale și verticale ale aerului (vânturilor) cauzate de transferul de căldură de pe pământul mai cald. prin radiația infraroșie a suprafeței terestre, care este absorbită în troposferă, în principal de vapori de apă și dioxid de carbon (efect de seră). Distribuția temperaturii cu înălțimea se stabilește ca urmare a amestecării turbulente și convective. În medie, corespunde unei scăderi de temperatură cu înălțimea de aproximativ 6,5 K/km.
Viteza vântului în stratul limită de suprafață crește inițial rapid odată cu înălțimea, iar deasupra acesteia continuă să crească cu 2–3 km/s pe kilometru. Uneori, fluxuri planetare înguste (cu o viteză mai mare de 30 km/s) apar în troposferă, la vest la latitudinile mijlocii și la est în apropierea ecuatorului. Se numesc fluxuri cu jet.
Tropopauza.
La limita superioară a troposferei (tropopauza), temperatura atinge valoarea sa minimă pentru atmosfera inferioară. Acesta este stratul de tranziție dintre troposferă și stratosferă situată deasupra acesteia. Grosimea tropopauzei variază de la sute de metri la 1,5–2 km, iar temperatura și, respectiv, altitudinea, variază de la 190 la 220 K și de la 8 la 18 km, în funcție de latitudine și anotimp. În latitudinile temperate și înalte iarna este cu 1–2 km mai jos decât vara și cu 8–15 K mai cald. La tropice, schimbările sezoniere sunt mult mai reduse (altitudine 16–18 km, temperatură 180–200 K). De mai sus curente cu jet pauzele de tropopauza sunt posibile.
Apa în atmosfera Pământului.
Cea mai importantă caracteristică a atmosferei Pământului este prezența cantitate semnificativă vapori de apă și apă sub formă de picături, care se observă cel mai ușor sub formă de nori și structuri de nori. Gradul de acoperire cu nori a cerului (la un anumit moment sau în medie pe o anumită perioadă de timp), exprimat pe o scară de 10 sau în procente, se numește înnorare. Forma norilor este determinată conform clasificării internaționale. În medie, norii acoperă aproximativ jumătate din glob. Înnorarea este un factor important care caracterizează vremea și clima. Iarna și noaptea, înnorarea împiedică scăderea temperaturii suprafeței pământului și a stratului de aer al solului; vara și în timpul zilei, slăbește încălzirea suprafeței pământului de către razele soarelui, înmuiind clima din interiorul continentelor. .
nori.
Norii sunt acumulări de picături de apă suspendate în atmosferă (nori de apă), cristale de gheață (nori de gheață) sau ambele împreună (nori amestecați). Pe măsură ce picăturile și cristalele devin mai mari, ele cad din nori sub formă de precipitații. Norii se formează în principal în troposferă. Acestea apar ca urmare a condensului vaporilor de apa continuti in aer. Diametrul picăturilor de nor este de ordinul mai multor microni. Conținutul de apă lichidă din nori variază de la fracțiuni la câteva grame pe m3. Norii sunt clasificați după înălțime: Conform clasificării internaționale, există 10 tipuri de nori: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
În stratosferă se observă și nori perlescenți, iar în mezosferă se observă nori noctilucenți.
Norii ciruși sunt nori transparenți sub formă de fire subțiri albe sau voaluri cu o strălucire mătăsoasă care nu oferă umbre. Norii Cirrus sunt formați din cristale de gheață și se formează în straturile superioare ale troposferei la temperaturi foarte ridicate. temperaturi scăzute. Unele tipuri de nori cirus servesc ca vestigii ale schimbărilor vremii.
Norii Cirrocumulus sunt creste sau straturi de nori albi subtiri in troposfera superioara. Norii Cirrocumulus sunt construiți din elemente mici care arată ca fulgi, ondulații, bile mici fără umbre și constau în principal din cristale de gheață.
Norii Cirrostratus sunt un văl translucid albicios în troposfera superioară, de obicei fibros, uneori neclar, format din mici cristale de gheață în formă de ac sau columnare.
Norii altocumulus sunt nori albi, gri sau alb-gri din straturile inferioare și mijlocii ale troposferei. Norii altocumulus au aspectul unor straturi și creste, parcă construiți din plăci, mase rotunjite, arbori, fulgi așezați unul peste altul. Norii altocumulus se formează în timpul activității convective intense și constau de obicei din picături de apă suprarăcite.
Norii Altostratus sunt nori cenușii sau albăstrui cu o structură fibroasă sau uniformă. În troposfera mijlocie se observă nori altostratus, extinzându-se pe câțiva kilometri înălțime și uneori mii de kilometri pe direcția orizontală. De obicei, norii altostratus fac parte din sistemele de nori frontali asociate cu mișcările în sus ale maselor de aer.
Norii Nimbostratus sunt un strat de nori amorf joasă (de la 2 km și mai sus), uniform gri dând naștere la ploi sau ninsori continue. Norii Nimbostratus sunt foarte dezvoltați pe verticală (până la câțiva km) și pe orizontală (câteva mii de km), constau din picături de apă suprarăcite amestecate cu fulgi de zăpadă, de obicei asociați cu fronturi atmosferice.
Norii stratificati sunt nori de nivel inferior sub forma unui strat omogen, fără contururi definite, de culoare gri. Înălțimea norilor stratus deasupra suprafeței pământului este de 0,5–2 km. Ocazional, din norii stratus cade burniță.
Norii cumulus sunt nori densi, albi strălucitori în timpul zilei, cu o dezvoltare verticală semnificativă (până la 5 km sau mai mult). Părțile superioare ale norilor cumulus arată ca cupole sau turnuri cu contururi rotunjite. De obicei, norii cumuluși apar ca nori de convecție în mase de aer rece.
Norii stratocumulus sunt nori joase (sub 2 km) sub formă de straturi nefibroase gri sau albe sau creste de blocuri rotunde mari. Grosimea verticală a norilor stratocumulus este mică. Ocazional, norii stratocumulus produc precipitații ușoare.
Norii cumulonimbus sunt nori puternici și denși, cu o dezvoltare verticală puternică (până la o înălțime de 14 km), producând precipitații abundente cu furtuni, grindină și furtună. Norii cumulonimbus se dezvoltă din nori cumulus puternici, diferiți de ei top parte constând din cristale de gheață.
Stratosferă.
Prin tropopauza, in medie la altitudini de la 12 la 50 km, troposfera trece in stratosfera. În partea inferioară, pentru aproximativ 10 km, adică. pana la altitudini de aproximativ 20 km, este izoterm (temperatura aproximativ 220 K). Apoi crește odată cu altitudinea, atingând un maxim de aproximativ 270 K la o altitudine de 50–55 km. Aici este granița dintre stratosferă și mezosfera de deasupra, numită stratopauză. .
Există semnificativ mai puțini vapori de apă în stratosferă. Totuși, uneori se observă nori subțiri, translucizi, sidefați, apărând ocazional în stratosferă la o altitudine de 20–30 km. Norii sidefați sunt vizibili pe cerul întunecat după apus și înainte de răsărit. În formă, norii nacru seamănă cu norii cirruși și cirrocumulus.
Atmosfera medie (mezosfera).
La o altitudine de aproximativ 50 km, mezosfera începe de la vârful maximului larg de temperatură . Motivul creșterii temperaturii în zona acestui maxim este o reacție fotochimică exotermă (adică însoțită de eliberarea de căldură) de descompunere a ozonului: O 3 + hv® O 2 + O. Ozonul apare ca urmare a descompunerii fotochimice a oxigenului molecular O 2
O 2 + hv® O + O și reacția ulterioară a unei triple ciocniri a unui atom de oxigen și a unei molecule cu o a treia moleculă M.
O + O2 + M® O3 + M
Ozonul absoarbe cu voracitate radiațiile ultraviolete în regiunea de la 2000 la 3000 Å, iar această radiație încălzește atmosfera. Ozonul, situat în atmosfera superioară, servește ca un fel de scut care ne protejează de efectele radiațiilor ultraviolete de la Soare. Fără acest scut, dezvoltarea vieții pe Pământ în formele sale moderne cu greu ar fi fost posibilă.
În general, în întreaga mezosferă, temperatura atmosferică scade la valoarea sa minimă de aproximativ 180 K la limita superioară a mezosferei (numită mezopauză, altitudine aproximativ 80 km). În vecinătatea mezopauzei, la altitudini de 70–90 km, poate apărea un strat foarte subțire de cristale de gheață și particule de praf vulcanic și de meteorit, observate sub forma unui spectacol frumos de nori noctilucenți. la scurt timp după apusul soarelui.
În mezosferă, particulele mici de meteorit solid care cad pe Pământ, provocând fenomenul meteorilor, ard în mare parte.
Meteori, meteoriți și bile de foc.
Erupțiile și alte fenomene din atmosfera superioară a Pământului cauzate de pătrunderea particulelor cosmice solide sau a corpurilor în ea cu o viteză de 11 km/s sau mai mare se numesc meteoroizi. Apare un traseu observabil de meteoriți strălucitori; cele mai puternice fenomene, adesea însoțite de căderea meteoriților, se numesc bile de foc; apariția meteorilor este asociată cu ploile de meteoriți.
Ploaia de meteoriți:
1) fenomenul căderilor multiple de meteori pe parcursul mai multor ore sau zile de la un radiant.
2) un roi de meteoroizi care se deplasează pe aceeași orbită în jurul Soarelui.
Apariția sistematică a meteorilor într-o anumită zonă a cerului și în anumite zile ale anului, cauzată de intersecția orbitei Pământului cu orbita comună a multor corpuri de meteoriți care se deplasează la viteze aproximativ aceleași și identic direcționate, datorită din care căile lor pe cer par să iasă din aceeași punct comun(radiant). Ele sunt numite după constelația în care se află radiantul.
Ploaia de meteori face o impresie profundă cu efectele lor de lumină, dar meteorii individuali sunt rareori vizibili. Mult mai numeroși sunt meteorii invizibili, prea mici pentru a fi vizibili atunci când sunt absorbiți în atmosferă. Unii dintre cei mai mici meteori probabil nu se încălzesc deloc, ci sunt doar capturați de atmosferă. Aceste particule mici cu dimensiuni cuprinse între câțiva milimetri și zece miimi de milimetru sunt numite micrometeoriți. Cantitatea de materie meteorică care intră în atmosferă în fiecare zi variază între 100 și 10.000 de tone, cea mai mare parte a acestui material provenind din micrometeoriți.
Deoarece materia meteorică arde parțial în atmosferă, compoziția sa de gaz este completată cu urme de diferite elemente chimice. De exemplu, meteorii stâncoși introduc litiu în atmosferă. Arderea meteorilor metalici duce la formarea de fier sferic minuscule, fier-nichel și alte picături care trec prin atmosferă și se așează pe suprafața pământului. Ele pot fi găsite în Groenlanda și Antarctica, unde calotele de gheață rămân aproape neschimbate ani de zile. Oceanologii le găsesc în sedimentele de pe fundul oceanului.
Majoritatea particulelor de meteori care intră în atmosferă se depun în aproximativ 30 de zile. Unii oameni de știință consideră că acest praf cosmic joacă un rol important în formarea fenomenelor atmosferice precum ploaia, deoarece servește drept nuclee de condensare pentru vaporii de apă. Prin urmare, se presupune că precipitațiile sunt legate statistic de ploile mari de meteoriți. Cu toate acestea, unii experți consideră că, deoarece cantitatea totală de material meteoric este de multe zeci de ori mai mare decât cea a chiar și cea mai mare ploaie de meteoriți, modificarea cantității totale a acestui material rezultată dintr-o astfel de ploaie poate fi neglijată.
Cu toate acestea, nu există nicio îndoială că cei mai mari micrometeoriți și meteoriți vizibili lasă urme lungi de ionizare în straturile înalte ale atmosferei, în principal în ionosferă. Astfel de urme pot fi folosite pentru comunicații radio pe distanțe lungi, deoarece reflectă undele radio de înaltă frecvență.
Energia meteorilor care intră în atmosferă este cheltuită în principal, și poate complet, pentru încălzirea acesteia. Aceasta este una dintre componentele minore echilibru termic atmosfera.
Un meteorit este un corp solid natural care a căzut la suprafața Pământului din spațiu. De obicei, se face o distincție între meteoriți pietroși, de fier și de fier. Acestea din urmă constau în principal din fier și nichel. Dintre meteoriții găsiți, cei mai mulți cântăresc de la câteva grame la câteva kilograme. Cel mai mare dintre cele găsite, meteoritul de fier Goba cântărește aproximativ 60 de tone și se află încă în același loc în care a fost descoperit, în Africa de Sud. Majoritatea meteoriților sunt fragmente de asteroizi, dar este posibil ca unii meteoriți să fi venit pe Pământ de pe Lună și chiar de pe Marte.
Un bolid este un meteor foarte strălucitor, uneori vizibil chiar și în timpul zilei, lăsând adesea în urmă o dâră de fum și însoțit de fenomene sonore; se termină adesea cu căderea meteoriților.
Termosferă.
Peste temperatura minimă a mezopauzei, începe termosfera, în care temperatura, mai întâi încet și apoi rapid, începe din nou să crească. Motivul este absorbția radiațiilor ultraviolete de la Soare la altitudini de 150–300 km, datorită ionizării oxigenului atomic: O + hv® O++ e.
În termosferă, temperatura crește continuu până la o altitudine de aproximativ 400 km, unde ajunge la 1800 K în timpul zilei în epoca de activitate solară maximă.În epoca de activitate solară minimă, această temperatură limită poate fi mai mică de 1000 K. Peste 400 km, atmosfera se transformă într-o exosferă izotermă. Nivelul critic (baza exosferei) se află la o altitudine de aproximativ 500 km.
Lumini polare și multe orbite de sateliți artificiali, precum și nori noctilucenți - toate aceste fenomene apar în mezosferă și termosferă.
Lumini polare.
La latitudini mari, aurorele sunt observate în timpul perturbărilor câmpului magnetic. Acestea pot dura câteva minute, dar sunt adesea vizibile timp de câteva ore. Aurorele variază foarte mult ca formă, culoare și intensitate, toate acestea se schimbă uneori foarte repede în timp. Spectrul de aurore este format din linii de emisie și benzi. Unele dintre emisiile din cerul nopții sunt îmbunătățite în spectrul aurorelor, în primul rând liniile verzi și roșii l 5577 Å și l 6300 Å oxigen. Se întâmplă ca una dintre aceste linii să fie de multe ori mai intensă decât cealaltă, iar asta determină culoare vizibilă aurora: verde sau rosie. Perturbațiile câmpului magnetic sunt, de asemenea, însoțite de întreruperi ale comunicațiilor radio în regiunile polare. Cauza perturbării sunt modificările ionosferei, ceea ce înseamnă că în timpul furtunilor magnetice există o sursă puternică de ionizare. S-a stabilit că furtunile magnetice puternice apar atunci când există grupuri mari de pete solare în apropierea centrului discului solar. Observațiile au arătat că furtunile nu sunt asociate cu petele solare în sine, ci cu erupții solare care apar în timpul dezvoltării unui grup de pete solare.
Aurorele sunt o gamă de lumină de intensitate variabilă cu mișcări rapide observate în regiunile de latitudine mare ale Pământului. Aurora vizuală conține linii de emisie atomică de oxigen verzi (5577Å) și roșii (6300/6364Å) și benzi moleculare N2, care sunt excitate de particule energetice de origine solară și magnetosferică. Aceste emisii apar de obicei la altitudini de aproximativ 100 km și peste. Termenul de auroră optică este folosit pentru a se referi la aurore vizuale și la spectrul lor de emisie din infraroșu în regiunea ultravioletă. Energia radiației din partea infraroșie a spectrului depășește semnificativ energia din regiunea vizibilă. Când au apărut aurorele, s-au observat emisii în intervalul ULF (
Formele reale de aurore sunt greu de clasificat; Termenii cei mai des folosiți sunt:
1. Arcuri sau dungi calme, uniforme. Arcul se extinde de obicei la ~1000 km în direcția paralelei geomagnetice (spre Soare în regiunile polare) și are o lățime de la unu la câteva zeci de kilometri. O dungă este o generalizare a conceptului de arc; de obicei nu are o formă regulată în formă de arc, ci se îndoaie sub forma literei S sau sub formă de spirale. Arcurile și dungile sunt situate la altitudini de 100–150 km.
2. Raze de aurora . Acest termen se referă la o structură aurorală alungită de-a lungul liniilor de câmp magnetic, cu o întindere verticală de câteva zeci până la câteva sute de kilometri. Extinderea orizontală a razelor este mică, de la câteva zeci de metri până la câțiva kilometri. Razele sunt de obicei observate în arce sau ca structuri separate.
3. Pete sau suprafete . Acestea sunt zone izolate de strălucire care nu au o formă specifică. Punctele individuale pot fi conectate între ele.
4. Voal. Forma neobișnuită aurora, care este o strălucire uniformă care acoperă zone mari ale cerului.
După structura lor, aurorele sunt împărțite în omogene, goale și radiante. Se folosesc diverși termeni; arc pulsat, suprafață pulsatorie, suprafață difuză, bandă radiantă, draperii etc. Există o clasificare a aurorelor în funcție de culoarea lor. Conform acestei clasificări, aurore de tip A. Partea superioară sau întreaga parte este roșie (6300–6364 Å). Ele apar de obicei la altitudini de 300–400 km cu activitate geomagnetică mare.
tip Aurora ÎN colorate în roșu în partea inferioară și asociate cu strălucirea benzilor primului sistem pozitiv N 2 și primului sistem negativ O 2. Astfel de forme de aurore apar în timpul celor mai active faze ale aurorelor.
Zonele lumini polare – Acestea sunt zonele de frecvență maximă a aurorelor pe timp de noapte, conform observatorilor la un punct fix de pe suprafața Pământului. Zonele sunt situate la 67° latitudine nordică și sudică, iar lățimea lor este de aproximativ 6°. Apariția maximă a aurorelor, corespunzătoare unui moment dat de timp local geomagnetic, are loc în centuri de tip oval (aurore ovale), care sunt situate asimetric în jurul polilor geomagnetici nord și sud. Ovalul aurorei este fixat în coordonate latitudine – timp, iar zona aurora este locul geometric al punctelor din regiunea de la miezul nopții a ovalului în coordonatele latitudine – longitudine. Centura ovală este situată la aproximativ 23° de polul geomagnetic în sectorul de noapte și 15° în sectorul de zi.
Aurora ovale și zone aurore. Locația ovalului aurorei depinde de activitatea geomagnetică. Ovalul devine mai larg la activitate geomagnetică ridicată. Zonele aurorale sau limitele ovale aurorale sunt mai bine reprezentate prin L 6.4 decât prin coordonatele dipolului. Liniile de câmp geomagnetic de la limita sectorului de zi al ovalului aurorei coincid cu magnetopauză. Se observă o modificare a poziţiei ovalului aurorei în funcţie de unghiul dintre axa geomagnetică şi direcţia Pământ-Soare. Ovalul auroral este determinat și pe baza datelor despre precipitarea particulelor (electroni și protoni) a anumitor energii. Poziția sa poate fi determinată independent din datele de pe Kaspakh pe partea de zi și în coada magnetosferei.
Variația zilnică a frecvenței de apariție a aurorelor în zona aurorelor are un maxim la miezul nopții geomagnetice și un minim la amiaza geomagnetică. Pe partea aproape ecuatorială a ovalului, frecvența de apariție a aurorelor scade brusc, dar forma variațiilor zilnice este păstrată. Pe partea polară a ovalului, frecvența aurorelor scade treptat și se caracterizează prin modificări diurne complexe.
Intensitatea aurorelor.
Intensitatea aurorei determinată prin măsurarea luminozității aparente a suprafeței. Suprafata de luminozitate eu aurora într-o anumită direcție este determinată de emisia totală de 4p eu foton/(cm 2 s). Deoarece această valoare nu este luminozitatea reală a suprafeței, ci reprezintă emisia din coloană, unitatea foton/(cm 2 coloană s) este de obicei utilizată atunci când se studiază aurore. Unitatea uzuală de măsurare a emisiei totale este Rayleigh (Rl) egal cu 10 6 fotoni/(cm 2 coloană s). Unitățile mai practice ale intensității aurorale sunt determinate de emisiile unei linii sau benzi individuale. De exemplu, intensitatea aurorelor este determinată de coeficienții internaționali de luminozitate (IBR) după intensitatea liniei verzi (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (intensitatea maximă a aurorei). Această clasificare nu poate fi utilizată pentru aurore roșii. Una dintre descoperirile epocii (1957–1958) a fost stabilirea distribuției spațio-temporale a aurorelor sub forma unui oval, deplasat față de polul magnetic. Din idei simple despre forma circulară a distribuției aurorelor în raport cu polul magnetic a existat Tranziția către fizica modernă a magnetosferei a fost finalizată. Onoarea descoperirii îi aparține lui O. Khorosheva, iar dezvoltarea intensivă a ideilor pentru ovalul auroral a fost realizată de G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu și o serie de alți cercetători. Ovalul auroral este regiunea cu cea mai intensă influență a vântului solar asupra atmosferei superioare a Pământului. Intensitatea aurorei este cea mai mare în oval, iar dinamica acesteia este monitorizată continuu cu ajutorul sateliților.
Arcuri roșii aurorale stabile.
Arc roșu auroral constant, altfel numit arc roșu de latitudine medie sau M-arc, este un arc subvizual (sub limita sensibilității ochiului) larg, care se întinde de la est la vest pe mii de kilometri și, eventual, înconjoară întregul Pământ. Lungimea latitudinala a arcului este de 600 km. Emisia arcului roșu auroral stabil este aproape monocromatică în liniile roșii l 6300 Å și l 6364 Å. Recent, au fost raportate linii de emisie slabe l 5577 Å (OI) și l 4278 Å (N+2). Arcurile roșii susținute sunt clasificate ca aurore, dar apar la altitudini mult mai mari. Limita inferioară este situată la o altitudine de 300 km, limita superioară este de aproximativ 700 km. Intensitatea arcului roșu auroral liniștit în emisia l 6300 Å variază de la 1 la 10 kRl (valoarea tipică 6 kRl). Pragul de sensibilitate al ochiului la această lungime de undă este de aproximativ 10 kRl, astfel încât arcurile sunt rareori observate vizual. Cu toate acestea, observațiile au arătat că luminozitatea lor este >50 kRL în 10% din nopți. Durata de viață obișnuită a arcurilor este de aproximativ o zi și apar rar în zilele următoare. Undele radio de la sateliți sau surse radio care traversează arcuri roșii aurorale persistente sunt supuse scintilației, indicând existența neomogenităților de densitate electronică. Explicația teoretică pentru arcurile roșii este că electronii încălziți ai regiunii F Ionosfera determină o creștere a atomilor de oxigen. Observațiile prin satelit arată o creștere a temperaturii electronilor de-a lungul liniilor de câmp geomagnetic care intersectează arcuri roșii aurorale persistente. Intensitatea acestor arce este corelată pozitiv cu activitatea geomagnetică (furtuni), iar frecvența de apariție a arcelor este corelată pozitiv cu activitatea petelor solare.
Schimbarea aurora.
Unele forme de aurore experimentează variații temporale cvasiperiodice și coerente în intensitate. Aceste aurore cu geometrie aproximativ staționară și variații periodice rapide care apar în fază sunt numite aurore în schimbare. Sunt clasificate ca aurore forme R conform Atlasului internațional al aurorelor O subdiviziune mai detaliată a aurorelor în schimbare:
R 1 (aurora pulsatorie) este o strălucire cu variații uniforme de fază în luminozitate pe tot parcursul formei aurorei. Prin definiție, într-o auroră pulsatorie ideală, părțile spațiale și temporale ale pulsației pot fi separate, i.e. luminozitatea eu(r,t)= eu s(r)· ACEASTA(t). Într-o auroră tipică R 1 pulsații apar cu o frecvență de la 0,01 la 10 Hz de intensitate scăzută (1–2 kRl). Cele mai multe aurore R 1 – acestea sunt puncte sau arce care pulsează cu o perioadă de câteva secunde.
R 2 (aurora de foc). Termenul este de obicei folosit pentru a se referi la mișcări precum flăcările care umplu cerul, mai degrabă decât pentru a descrie o formă distinctă. Aurorele au forma unor arce și de obicei se deplasează în sus de la o înălțime de 100 km. Aceste aurore sunt relativ rare și apar mai des în afara aurorei.
R 3 (aurora stralucitoare). Acestea sunt aurore cu variații rapide, neregulate sau regulate ale luminozității, dând impresia de flăcări pâlpâitoare pe cer. Ele apar cu puțin timp înainte ca aurora să se dezintegreze. Frecvența de variație observată de obicei R 3 este egal cu 10 ± 3 Hz.
Termenul de aurore în flux, folosit pentru o altă clasă de aurore pulsatoare, se referă la variațiile neregulate ale luminozității care se mișcă rapid pe orizontală în arcuri și dungi aurorale.
Aurora în schimbare este unul dintre fenomenele solar-terestre care însoțesc pulsațiile câmpului geomagnetic și radiațiile de raze X aurorale cauzate de precipitarea particulelor de origine solară și magnetosferică.
Strălucirea calotei polare este caracterizată de intensitatea ridicată a benzii primului sistem negativ N + 2 (l 3914 Å). De obicei, aceste benzi N + 2 sunt de cinci ori mai intense decât linia verde OI l 5577 Å; intensitatea absolută a strălucirii capacului polar variază de la 0,1 la 10 kRl (de obicei 1-3 kRl). În timpul acestor aurore, care apar în perioadele de PCA, o strălucire uniformă acoperă întreaga calotă polară până la o latitudine geomagnetică de 60° la altitudini de 30 până la 80 km. Este generat predominant de protoni solari și particule d cu energii de 10–100 MeV, creând o ionizare maximă la aceste altitudini. Există un alt tip de strălucire în zonele de auroră, numită aurora mantalei. Pentru acest tip de strălucire aurorală, intensitatea maximă zilnică, care apare în orele dimineții, este de 1-10 kRL, iar intensitatea minimă este de cinci ori mai slabă. Observațiile aurorelor de manta sunt puține și îndepărtate; intensitatea lor depinde de activitatea geomagnetică și solară.
Strălucire atmosferică este definită ca radiație produsă și emisă de atmosfera unei planete. Aceasta este radiația non-termică a atmosferei, cu excepția emisiei de aurore, a descărcărilor de fulgere și a emisiei de urme de meteori. Acest termen este folosit în relație cu atmosfera pământului (strălucire de noapte, strălucire crepusculară și strălucire de zi). Strălucirea atmosferică constituie doar o parte din lumina disponibilă în atmosferă. Alte surse includ lumina stelelor, lumina zodiacală și lumina difuză în timpul zilei de la Soare. Uneori, strălucirea atmosferică poate fi de până la 40% numărul total Sveta. Strălucirea atmosferică apare în straturile atmosferice de diferite înălțimi și grosimi. Spectrul de strălucire atmosferică acoperă lungimi de undă de la 1000 Å la 22,5 microni. Linia principală de emisie în strălucirea atmosferică este l 5577 Å, care apare la o altitudine de 90–100 km într-un strat gros de 30–40 km. Apariția luminiscenței se datorează mecanismului Chapman, bazat pe recombinarea atomilor de oxigen. Alte linii de emisie sunt l 6300 Å, apărând în cazul recombinării disociative de O + 2 și de emisie NI l 5198/5201 Å și NI l 5890/5896 Å.
Intensitatea strălucirii aerului este măsurată în Rayleigh. Luminozitatea (în Rayleigh) este egală cu 4 rv, unde b este luminozitatea unghiulară a suprafeței stratului emițător în unități de 10 6 fotoni/(cm 2 ster·s). Intensitatea strălucirii depinde de latitudine (diferită pentru diferite emisii) și, de asemenea, variază pe parcursul zilei, cu un maxim aproape de miezul nopții. S-a observat o corelație pozitivă pentru strălucirea aerului în emisia de l 5577 Å cu numărul de pete solare și fluxul de radiație solară la o lungime de undă de 10,7 cm.Strălucirea aerului este observată în timpul experimentelor prin satelit. Din spațiul cosmic, apare ca un inel de lumină în jurul Pământului și are o culoare verzuie.
Ozonosfera.
La altitudini de 20–25 km se atinge concentrația maximă a unei cantități nesemnificative de ozon O 3 (până la 2×10 –7 din conținutul de oxigen!), care ia naștere sub influența radiației ultraviolete solare la altitudini de aproximativ 10. până la 50 km, protejând planeta de radiațiile solare ionizante. În ciuda numărului extrem de mic de molecule de ozon, ele protejează întreaga viață de pe Pământ de efectele nocive ale radiațiilor cu unde scurte (ultraviolete și raze X) de la Soare. Dacă depuneți toate moleculele la baza atmosferei, veți obține un strat de cel mult 3-4 mm grosime! La altitudini de peste 100 km, proporția gazelor ușoare crește, iar la altitudini foarte mari predomină heliul și hidrogenul; multe molecule se disociază în atomi individuali, care, ionizați sub influența radiațiilor dure de la Soare, formează ionosfera. Presiunea și densitatea aerului din atmosfera Pământului scad odată cu altitudinea. În funcție de distribuția temperaturii, atmosfera Pământului este împărțită în troposferă, stratosferă, mezosferă, termosferă și exosferă. .
La o altitudine de 20–25 km există strat de ozon. Ozonul se formează din cauza defalcării moleculelor de oxigen atunci când absorb radiația ultravioletă de la Soare cu lungimi de undă mai scurte de 0,1–0,2 microni. Oxigenul liber se combină cu moleculele de O 2 și formează ozonul O 3, care absoarbe cu lăcomie toate radiațiile ultraviolete mai scurte de 0,29 microni. Moleculele de ozon O3 sunt ușor distruse de radiația cu unde scurte. Prin urmare, în ciuda rarefierii sale, stratul de ozon absoarbe eficient radiațiile ultraviolete de la Soare care au trecut prin straturi atmosferice mai înalte și mai transparente. Datorită acestui fapt, organismele vii de pe Pământ sunt protejate de efectele nocive ale luminii ultraviolete de la Soare.
ionosferă.
Radiația de la soare ionizează atomii și moleculele atmosferei. Gradul de ionizare devine semnificativ deja la o altitudine de 60 de kilometri și crește constant odată cu distanța de la Pământ. La diferite altitudini în atmosferă au loc procese secvenţiale de disociere a diferitelor molecule şi ionizarea ulterioară a diferiţilor atomi şi ioni. Acestea sunt în principal molecule de oxigen O 2 , azot N 2 și atomii lor. În funcție de intensitatea acestor procese, diferitele straturi ale atmosferei situate peste 60 de kilometri sunt numite straturi ionosferice. , iar totalitatea lor este ionosfera . Stratul inferior, a cărui ionizare este nesemnificativă, se numește neutrosferă.
Concentrația maximă de particule încărcate în ionosferă este atinsă la altitudini de 300–400 km.
Istoria studiului ionosferei.
Ipoteza despre existența unui strat conducător în atmosfera superioară a fost înaintată în 1878 de omul de știință englez Stuart pentru a explica caracteristicile câmpului geomagnetic. Apoi, în 1902, independent unul de celălalt, Kennedy în SUA și Heaviside în Anglia au subliniat că pentru a explica propagarea undelor radio pe distanțe mari era necesar să se presupună existența unor regiuni de conductivitate ridicată în straturile înalte ale atmosferei. În 1923, academicianul M.V. Shuleikin, având în vedere caracteristicile propagării undelor radio de diferite frecvențe, a ajuns la concluzia că există cel puțin două straturi reflectorizante în ionosferă. Apoi, în 1925, cercetătorii englezi Appleton și Barnett, precum și Breit și Tuve, au demonstrat pentru prima dată experimental existența unor regiuni care reflectă undele radio și au pus bazele studiului lor sistematic. De atunci, s-a efectuat un studiu sistematic al proprietăților acestor straturi, numite în general ionosferă, care joacă un rol semnificativ într-o serie de fenomene geofizice care determină reflexia și absorbția undelor radio, ceea ce este foarte important pentru practică. scopuri, în special pentru asigurarea unor comunicații radio fiabile.
În anii 1930 au început observațiile sistematice ale stării ionosferei. La noi, la inițiativa lui M.A. Bonch-Bruevich, au fost create instalații pentru sondarea pulsului acestuia. Au fost studiate multe proprietăți generale ale ionosferei, înălțimile și concentrația de electroni a straturilor sale principale.
La altitudini de 60–70 km se observă stratul D, la altitudini de 100–120 km stratul E, la altitudini, la altitudini de 180–300 km strat dublu F 1 și F 2. Principalii parametri ai acestor straturi sunt prezentați în Tabelul 4.
| Tabelul 4. | ||||||
| Regiunea ionosferică | Inaltime maxima, km | T i , K | Zi | Noapte n e , cm –3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min n e , cm –3 | Max n e , cm –3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| E | 110 | 270 | 1,5 10 5 | 3·10 5 | 3000 | 10 –7 |
| F 1 | 180 | 800–1500 | 3·10 5 | 5 10 5 | – | 3·10 –8 |
| F 2 (iarnă) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2·10 –10 |
| F 2 (vară) | 250–320 | 1000–2000 | 2·10 5 | 8 10 5 | ~3·10 5 | 10 –10 |
| n e– concentrația de electroni, e – sarcina electronilor, T i– temperatura ionilor, a΄ – coeficientul de recombinare (care determină valoarea n eși schimbarea ei în timp) | ||||||
Valorile medii sunt date deoarece variază la diferite latitudini, în funcție de momentul zilei și anotimpuri. Astfel de date sunt necesare pentru a asigura comunicațiile radio pe distanțe lungi. Ele sunt utilizate în selectarea frecvențelor de operare pentru diverse legături radio cu unde scurte. Cunoașterea modificărilor lor în funcție de starea ionosferei în diferite momente ale zilei și în anotimpuri diferite extrem de important pentru a asigura comunicaţii radio fiabile. Ionosfera este o colecție de straturi ionizate ale atmosferei terestre, pornind de la altitudini de aproximativ 60 km și extinzându-se la altitudini de zeci de mii de km. Principala sursă de ionizare a atmosferei Pământului este radiația ultravioletă și de raze X de la Soare, care apare în principal în cromosfera solară și coroană. În plus, gradul de ionizare atmosfera superioară influențate de fluxurile corpusculare solare care apar în timpul erupțiilor solare, precum și de razele cosmice și particulele de meteoriți.
Straturi ionosferice
- acestea sunt zone din atmosferă în care sunt atinse concentrațiile maxime de electroni liberi (adică numărul lor pe unitate de volum). Electronii liberi încărcați electric și (într-o măsură mai mică, ionii mai puțin mobili) care rezultă din ionizarea atomilor gazelor atmosferice, care interacționează cu undele radio (adică, oscilații electromagnetice), își pot schimba direcția, reflectându-i sau refractându-le și le pot absorbi energia. . Ca urmare a acestui fapt, la recepționarea posturilor de radio la distanță, pot apărea diferite efecte, de exemplu, estomparea comunicațiilor radio, audibilitatea crescută a stațiilor de la distanță, pene de curentși așa mai departe. fenomene.
Metode de cercetare.
Metodele clasice de studiere a ionosferei de pe Pământ se reduc la sondarea impulsurilor - trimiterea de impulsuri radio și observarea reflexiilor acestora din diferite straturi ale ionosferei, măsurarea timpului de întârziere și studierea intensității și formei semnalelor reflectate. Măsurând înălțimile de reflexie a impulsurilor radio la diferite frecvențe, determinând frecvențele critice ale diferitelor zone (frecvența critică este frecvența purtătoare a unui impuls radio, pentru care o anumită regiune a ionosferei devine transparentă), este posibil să se determine valoarea concentrației de electroni în straturi și înălțimile efective pentru frecvențe date și selectați frecvențele optime pentru căi radio date. Odată cu dezvoltarea tehnologiei rachetelor și apariția erei spațiale a sateliților Pământeni artificiali (AES) și altele nava spatiala, a devenit posibil să se măsoare direct parametrii plasmei spațiale din apropierea Pământului, a cărei parte inferioară este ionosfera.
Măsurătorile concentrației de electroni, efectuate la bordul rachetelor special lansate și de-a lungul traseelor de zbor prin satelit, au confirmat și clarificat datele obținute anterior prin metode la sol privind structura ionosferei, distribuția concentrației de electroni cu înălțimea deasupra diferitelor regiuni ale Pământului și a făcut posibilă obținerea unor valori ale concentrației de electroni peste maximul principal - stratul F. Anterior, acest lucru era imposibil de realizat folosind metode de sondare bazate pe observații ale impulsurilor radio de unde scurte reflectate. S-a descoperit că în unele zone ale globului există zone destul de stabile, cu o concentrație redusă de electroni, „vânturi ionosferice” obișnuite, în ionosferă apar procese de undă deosebite care poartă perturbări ionosferice locale la mii de kilometri de locul excitației lor, și mult mai mult. Crearea unor dispozitive de recepție deosebit de sensibile a făcut posibilă recepționarea semnalelor de impuls parțial reflectate din cele mai joase regiuni ale ionosferei (stații de reflexie parțială) la stațiile de sondare a impulsurilor ionosferice. Utilizarea unor instalații puternice în impulsuri în intervalele de lungimi de undă de contor și decimetru cu utilizarea antenelor care permit o concentrație mare de energie emisă a făcut posibilă observarea semnalelor împrăștiate de ionosferă la diferite altitudini. Studiul caracteristicilor spectrelor acestor semnale, împrăștiate incoerent de electroni și ioni ai plasmei ionosferice (pentru aceasta, au fost utilizate stații de împrăștiere incoerentă a undelor radio) a făcut posibilă determinarea concentrației de electroni și ioni, echivalentul acestora. temperatura la diferite altitudini până la altitudini de câteva mii de kilometri. S-a dovedit că ionosfera este destul de transparentă pentru frecvențele folosite.
Concentrația sarcinilor electrice (concentrația electronilor este egală cu concentrația ionilor) în ionosfera terestră la o altitudine de 300 km este de aproximativ 10 6 cm –3 în timpul zilei. Plasma cu o astfel de densitate reflectă undele radio cu o lungime mai mare de 20 m și le transmite pe cele mai scurte.
Distribuția verticală tipică a concentrației de electroni în ionosferă pentru condiții de zi și de noapte.
Propagarea undelor radio în ionosferă.
Recepția stabilă a stațiilor de emisie pe distanțe lungi depinde de frecvențele utilizate, precum și de ora din zi, sezon și, în plus, de activitatea solară. Activitatea solară afectează semnificativ starea ionosferei. Undele radio emise de o stație terestră se deplasează în linie dreaptă, ca toate tipurile de unde electromagnetice. Cu toate acestea, trebuie luat în considerare faptul că atât suprafața Pământului, cât și straturile ionizate ale atmosferei sale servesc drept plăci ale unui condensator imens, acționând asupra lor ca efectul oglinzilor asupra luminii. Reflectându-se din ele, undele radio pot parcurge multe mii de kilometri, înconjurând globul în salturi uriașe de sute și mii de kilometri, reflectându-se alternativ dintr-un strat de gaz ionizat și de pe suprafața Pământului sau a apei.
În anii 20 ai secolului trecut, se credea că undele radio mai scurte de 200 m nu erau în general potrivite pentru comunicațiile la distanță lungă din cauza absorbției puternice. Primele experimente privind recepția la distanță lungă a undelor scurte peste Atlantic, între Europa și America, au fost efectuate de fizicianul englez Oliver Heaviside și de inginerul electric american Arthur Kennelly. Independent unul de celălalt, ei au sugerat că undeva în jurul Pământului există un strat ionizat al atmosferei capabil să reflecte undele radio. A fost numit stratul Heaviside-Kennelly, iar apoi ionosfera.
Conform idei moderne Ionosfera este formată din electroni liberi încărcați negativ și ioni încărcați pozitiv, în principal oxigen molecular O+ și oxid nitric NO+. Ionii și electronii se formează ca urmare a disocierii moleculelor și ionizării atomilor de gaz neutru de către razele X solare și radiațiile ultraviolete. Pentru a ioniza un atom, este necesar să i se imparte energie de ionizare, a cărei sursă principală pentru ionosferă este radiația ultravioletă, razele X și corpusculare de la Soare.
Pa plicul de gaz Pământul este iluminat de Soare, în el se formează continuu din ce în ce mai mulți electroni, dar, în același timp, unii dintre electroni, ciocnind cu ioni, se recombină, formând din nou particule neutre. După apusul soarelui, formarea de noi electroni aproape se oprește, iar numărul de electroni liberi începe să scadă. Cu cât sunt mai mulți electroni liberi în ionosferă, cu atât undele de înaltă frecvență sunt reflectate mai bine din ea. Odată cu scăderea concentrației de electroni, trecerea undelor radio este posibilă numai în intervalele de frecvență joasă. De aceea, noaptea, de regulă, este posibil să primiți stații îndepărtate numai în intervalele de 75, 49, 41 și 31 m. Electronii sunt distribuiți inegal în ionosferă. La altitudini de la 50 la 400 km există mai multe straturi sau regiuni cu concentrație crescută de electroni. Aceste zone tranzitează fără probleme una în alta și au efecte diferite asupra propagării undelor radio HF. Stratul superior al ionosferei este desemnat prin literă F. Aici cel mai înalt grad de ionizare (fracția de particule încărcate este de aproximativ 10 –4). Este situat la o altitudine de peste 150 km deasupra suprafeței Pământului și joacă rolul principal de reflexie în propagarea pe distanțe lungi a undelor radio HF de înaltă frecvență. În lunile de vară, regiunea F se împarte în două straturi - F 1 și F 2. Stratul F1 poate ocupa înălțimi de la 200 la 250 km și stratul F 2 pare să „plutească” în intervalul de altitudine de 300–400 km. De obicei strat F 2 este ionizat mult mai puternic decât stratul F 1 . Stratul de noapte F 1 dispare și stratul F 2 rămâne, pierzând încet până la 60% din gradul său de ionizare. Sub stratul F la altitudini de la 90 la 150 km există un strat E a căror ionizare are loc sub influența radiațiilor moi de raze X de la Soare. Gradul de ionizare al stratului E este mai mic decât cel al F, în timpul zilei, recepția stațiilor în intervalele HF de joasă frecvență de 31 și 25 m are loc atunci când semnalele sunt reflectate din strat E. De obicei, acestea sunt stații situate la o distanță de 1000–1500 km. Noaptea în strat E Ionizarea scade brusc, dar chiar și în acest moment continuă să joace un rol semnificativ în recepția semnalelor de la stațiile de pe intervalele 41, 49 și 75 m.
De mare interes pentru recepţionarea semnalelor de frecvenţă înaltă HF de 16, 13 şi 11 m sunt cele care apar în zonă. E straturi (nori) de ionizare foarte crescută. Suprafața acestor nori poate varia de la câțiva la sute de kilometri pătrați. Acest strat de ionizare crescută se numește strat sporadic E si este desemnat Es. Norii Es se pot deplasa în ionosferă sub influența vântului și ating viteze de până la 250 km/h. Vara la latitudini medii în timpul zilei Originea undelor radio datorate norilor Es are loc 15-20 de zile pe lună. În apropierea ecuatorului este aproape întotdeauna prezent, iar la latitudini mari apare de obicei noaptea. Uneori, în anii de activitate solară scăzută, când nu există transmisie pe benzile HF de înaltă frecvență, pe benzile de 16, 13 și 11 m apar brusc stații îndepărtate cu volum bun, ale căror semnale sunt reflectate de multe ori de la Es.
Cea mai joasă regiune a ionosferei este regiunea D situat la altitudini cuprinse intre 50 si 90 km. Sunt relativ puțini electroni liberi aici. Din zonă D Undele lungi și medii sunt bine reflectate, iar semnalele de la stațiile HF de joasă frecvență sunt puternic absorbite. După apus, ionizarea dispare foarte repede și devine posibilă recepționarea stațiilor îndepărtate în intervalele de 41, 49 și 75 m, ale căror semnale sunt reflectate din straturi. F 2 și E. Straturile individuale ale ionosferei joacă un rol important în propagarea semnalelor radio HF. Efectul asupra undelor radio se produce în principal din cauza prezenței electronilor liberi în ionosferă, deși mecanismul de propagare a undelor radio este asociat cu prezența ionilor mari. Acestea din urmă sunt, de asemenea, de interes atunci când se studiază proprietățile chimice ale atmosferei, deoarece sunt mai active decât atomii și moleculele neutre. Reacțiile chimice care au loc în ionosferă joacă un rol important în echilibrul energetic și electric al acesteia.
Ionosfera normală. Observațiile efectuate folosind rachete geofizice și sateliți au oferit o mulțime de informație nouă, indicând faptul că ionizarea atmosferei are loc sub influența radiației solare cu spectru larg. Partea sa principală (mai mult de 90%) este concentrată în partea vizibilă a spectrului. Radiația ultravioletă, care are o lungime de undă mai scurtă și o energie mai mare decât razele de lumină violetă, este emisă de hidrogen în atmosfera interioară a Soarelui (cromosfera), iar razele X, care au o energie și mai mare, sunt emise de gazele din învelișul exterior al Soarelui. (coroana).
Starea normală (medie) a ionosferei se datorează radiației puternice constante. În ionosfera normală apar modificări regulate datorită rotației zilnice a Pământului și a diferențelor sezoniere ale unghiului de incidență a razelor solare la amiază, dar apar și schimbări imprevizibile și bruște ale stării ionosferei.
Tulburări în ionosferă.
După cum se știe, la Soare apar manifestări puternice de activitate care se repetă ciclic, care ating un maxim la fiecare 11 ani. Observațiile din cadrul programului Anului Geofizic Internațional (IGY) au coincis cu perioada celei mai mari activități solare pentru întreaga perioadă de activitate sistematică. observatii meteorologice, adică de la începutul secolului al XVIII-lea. În perioadele de mare activitate, luminozitatea unor zone de pe Soare crește de câteva ori, iar puterea radiațiilor ultraviolete și a razelor X crește brusc. Astfel de fenomene se numesc erupții solare. Acestea durează de la câteva minute la una până la două ore. În timpul erupției, plasma solară (în mare parte protoni și electroni) este eruptă, iar particulele elementare se repezi în spațiul cosmic. Radiațiile electromagnetice și corpusculare de la Soare în timpul unor astfel de erupții au un impact puternic asupra atmosferei Pământului.
Reacția inițială se observă la 8 minute după erupție, când radiațiile intense ultraviolete și cu raze X ajung pe Pământ. Ca urmare, ionizarea crește brusc; Razele X pătrund în atmosferă până la limita inferioară a ionosferei; numărul de electroni din aceste straturi crește atât de mult încât semnalele radio sunt aproape complet absorbite („stinse”). Absorbția suplimentară a radiațiilor determină încălzirea gazului, ceea ce contribuie la dezvoltarea vântului. Gazul ionizat este un conductor electric, iar atunci când se mișcă în câmpul magnetic al Pământului, are loc un efect de dinam și se creează un curent electric. Astfel de curenți pot provoca, la rândul lor, perturbări vizibile în câmpul magnetic și se pot manifesta sub formă de furtuni magnetice.
Structura și dinamica atmosferei superioare sunt determinate în mod semnificativ de procese de neechilibru în sensul termodinamic asociate cu ionizarea și disocierea prin radiația solară, procesele chimice, excitarea moleculelor și atomilor, dezactivarea acestora, ciocnirile și alte procese elementare. În acest caz, gradul de dezechilibru crește odată cu înălțimea pe măsură ce densitatea scade. Până la altitudini de 500–1000 km și adesea mai mari, gradul de dezechilibru pentru multe caracteristici ale atmosferei superioare este destul de mic, ceea ce face posibilă utilizarea hidrodinamicii clasice și hidromagnetice, ținând cont de reacțiile chimice, pentru a o descrie.
Exosfera este stratul exterior al atmosferei Pământului, începând de la altitudini de câteva sute de kilometri, din care atomii de hidrogen ușori, cu mișcare rapidă, pot scăpa în spațiul cosmic.
Edward Kononovici
Literatură:
Pudovkin M.I. Fundamentele fizicii solare. Sankt Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomia azi. Prentice-Hall, Inc. Râul Upper Saddle, 2002
Materiale pe internet: http://ciencia.nasa.gov/
Structura atmosferei Pământului
Atmosfera este învelișul gazos al Pământului cu particulele de aerosoli pe care le conține, mișcându-se împreună cu Pământul în spațiu ca un întreg și participând în același timp la rotația Pământului. Cea mai mare parte a vieții noastre se desfășoară în fundul atmosferei.
Aproape toate planetele noastre au propriile atmosfere. sistem solar, dar numai atmosfera pământului este capabilă să susțină viața.
Când planeta noastră s-a format acum 4,5 miliarde de ani, se pare că era lipsită de atmosferă. Atmosfera s-a format ca urmare a emisiilor vulcanice de vapori de apă amestecați cu dioxid de carbon, azot și alte substanțe chimice din interiorul tinerei planete. Dar atmosfera poate conține o cantitate limitată de umiditate, astfel încât excesul ei ca urmare a condensului a dat naștere oceanelor. Dar atunci atmosfera era lipsită de oxigen. Primele organisme vii care au apărut și s-au dezvoltat în ocean, ca urmare a reacției de fotosinteză (H 2 O + CO 2 = CH 2 O + O 2), au început să elibereze mici porțiuni de oxigen, care au început să intre în atmosferă.
Formarea oxigenului în atmosfera Pământului a dus la formarea stratului de ozon la altitudini de aproximativ 8 – 30 km. Și, astfel, planeta noastră a dobândit protecție împotriva efectelor nocive ale studiului ultraviolet. Această împrejurare a servit drept imbold pentru evoluția ulterioară a formelor de viață pe Pământ, deoarece Ca urmare a creșterii fotosintezei, cantitatea de oxigen din atmosferă a început să crească rapid, ceea ce a contribuit la formarea și menținerea formelor de viață, inclusiv pe uscat.
Astăzi, atmosfera noastră este formată din 78,1% azot, 21% oxigen, 0,9% argon și 0,04% dioxid de carbon. Fracțiuni foarte mici în comparație cu gazele principale sunt neonul, heliul, metanul și criptonul.
Particulele de gaz conținute în atmosferă sunt afectate de forța gravitațională a Pământului. Și, având în vedere că aerul este compresibil, densitatea lui scade treptat odată cu înălțimea, trecând în spațiul exterior fără o limită clară. Jumătate din masa totală a atmosferei terestre este concentrată în cei 5 km inferiori, trei sferturi în cei 10 km inferiori, nouă zecimi în cei 20 km inferiori. 99% din masa atmosferei Pământului este concentrată sub o altitudine de 30 km, ceea ce reprezintă doar 0,5% din raza ecuatorială a planetei noastre.
La nivelul mării, numărul de atomi și molecule pe centimetru cub de aer este de aproximativ 2 * 10 19, la o altitudine de 600 km doar 2 * 10 7. La nivelul mării, un atom sau o moleculă călătorește aproximativ 7 * 10 -6 cm înainte de a se ciocni cu o altă particulă. La o altitudine de 600 km aceasta distanta este de aproximativ 10 km. Și la nivelul mării, aproximativ 7 * 10 9 astfel de coliziuni apar în fiecare secundă, la o altitudine de 600 km - doar aproximativ una pe minut!
Dar nu numai presiunea se schimbă odată cu altitudinea. Se schimbă și temperatura. De exemplu, la poalele unui munte înalt poate fi destul de cald, în timp ce vârful muntelui este acoperit de zăpadă și temperatura de acolo este în același timp sub zero. Și dacă luați un avion la o altitudine de aproximativ 10-11 km, puteți auzi un mesaj că afară sunt -50 de grade, în timp ce la suprafața pământului este cu 60-70 de grade mai cald...
Inițial, oamenii de știință au presupus că temperatura scade odată cu înălțimea până când ajunge la zero absolut (-273,16°C). Dar asta nu este adevărat.
Atmosfera Pământului este formată din patru straturi: troposferă, stratosferă, mezosferă, ionosferă (termosferă). Această împărțire în straturi a fost adoptată și pe baza datelor privind schimbările de temperatură cu înălțimea. Stratul cel mai de jos, unde temperatura aerului scade odată cu înălțimea, se numește troposferă. Stratul de deasupra troposferei, unde scăderea temperaturii se oprește, este înlocuit cu izotermă, iar în final temperatura începe să crească, se numește stratosferă. Stratul de deasupra stratosferei în care temperatura scade din nou rapid este mezosfera. Și în cele din urmă, stratul în care temperatura începe să crească din nou se numește ionosferă sau termosferă.
Troposfera se extinde în medie până la cei 12 km inferioare. Aici se formează vremea noastră. Cei mai înalți nori (cirrus) se formează în straturile superioare ale troposferei. Temperatura din troposferă scade adiabatic cu înălțimea, adică. Schimbarea temperaturii se produce ca urmare a scaderii presiunii cu inaltimea. Profilul de temperatură al troposferei este determinat în mare măsură de radiația solară care ajunge la suprafața Pământului. Ca urmare a încălzirii suprafeței Pământului de către Soare, se formează fluxuri convective și turbulente, îndreptate în sus, care formează vremea. Este de remarcat faptul că influența suprafeței subiacente asupra straturilor inferioare ale troposferei se extinde până la o înălțime de aproximativ 1,5 km. Desigur, excluzând zonele muntoase.
Limita superioară a troposferei este tropopauza - un strat izoterm. Tine minte aspectul caracteristic nori de tunete al căror vârf este o „explozie” de nori cirus numită „nicovală”. Această „nicovală” doar „se răspândește” sub tropopauză, pentru că din cauza izotermei, curenții de aer ascendenți sunt slăbiți semnificativ, iar norul încetează să se dezvolte pe verticală. Dar în cazuri speciale, rare, vârfurile norilor cumulonimbus pot invada straturile inferioare ale stratosferei, rupând tropopauza.
Înălțimea tropopauzei depinde de latitudine. Astfel, la ecuator se află la o altitudine de aproximativ 16 km, iar temperatura sa este de aproximativ –80°C. La poli, tropopauza este situată mai jos, la aproximativ 8 km altitudine. Vara temperatura aici este de –40°C, iar iarna –60°C. Astfel, în ciuda temperaturilor mai ridicate la suprafața Pământului, tropopauza tropicală este mult mai rece decât la poli.
Atmosfera este una dintre cele mai importante componente ale planetei noastre. Ea este cea care „adăpostește” oamenii de condițiile dure ale spațiului cosmic, cum ar fi radiația solară și resturile spațiale. Cu toate acestea, multe fapte despre atmosferă sunt necunoscute pentru majoritatea oamenilor.
1. Culoarea adevărată a cerului
Deși este greu de crezut, cerul este de fapt mov. Când lumina intră în atmosferă, particulele de aer și apă absorb lumina, împrăștiind-o. În acest caz, cel mai mult se risipește Violet De aceea oamenii văd cerul albastru.
2. Un element exclusiv în atmosfera Pământului
După cum mulți își amintesc de la școală, atmosfera Pământului este formată din aproximativ 78% azot, 21% oxigen și cantități mici de argon, dioxid de carbon și alte gaze. Dar puțini oameni știu că atmosfera noastră este singura descoperită până acum de oamenii de știință (în afară de cometa 67P) care are oxigen liber. Deoarece oxigenul este un gaz foarte reactiv, el reacționează adesea cu alte substanțe chimice din spațiu. Forma sa pură pe Pământ face planeta locuibilă.
3. Dună albă pe cer
Cu siguranță, unii oameni s-au întrebat uneori de ce o dungă albă rămâne pe cer în spatele unui avion cu reacție. Aceste urme albe, cunoscute sub numele de contraile, se formează atunci când gazele de eșapament fierbinți și umede de la motorul unui avion se amestecă cu aerul exterior mai rece. Vaporii de apă din evacuare îngheață și devin vizibili.
4. Straturile principale ale atmosferei
Atmosfera Pământului este formată din cinci straturi principale, care fac posibilă viața pe planetă. Prima dintre acestea, troposfera, se extinde de la nivelul mării până la o altitudine de aproximativ 17 km la ecuator. Cele mai multe evenimente meteorologice au loc aici.
5. Stratul de ozon
Următorul strat al atmosferei, stratosfera, atinge o altitudine de aproximativ 50 km la ecuator. Conține stratul de ozon, care protejează oamenii de razele ultraviolete periculoase. Chiar dacă acest strat se află deasupra troposferei, poate fi de fapt mai cald datorită energiei absorbite din razele soarelui. Cele mai multe avioane cu reacție și baloane meteorologice zboară în stratosferă. Avioanele pot zbura mai repede în el, deoarece sunt mai puțin afectate de gravitație și frecare. Baloanele meteorologice pot oferi o imagine mai bună a furtunilor, dintre care majoritatea apar mai jos în troposferă.6. Mezosfera
Mezosfera este stratul mijlociu, extinzându-se la o înălțime de 85 km deasupra suprafeței planetei. Temperatura sa oscilează în jurul -120 ° C. Majoritatea meteorilor care intră în atmosfera Pământului ard în mezosferă. Ultimele două straturi care se extind în spațiu sunt termosfera și exosfera.
7. Dispariția atmosferei
Cel mai probabil, Pământul și-a pierdut atmosfera de mai multe ori. Când planeta a fost acoperită de oceane de magmă, obiecte interstelare masive s-au prăbușit în ea. Aceste impacturi, care au format și Luna, ar fi putut forma atmosfera planetei pentru prima dată.
8. Dacă nu ar exista gaze atmosferice...
Fără diferitele gaze din atmosferă, Pământul ar fi prea rece pentru existența umană. Vaporii de apă, dioxidul de carbon și alte gaze atmosferice absorb căldura de la soare și o „distribuie” pe suprafața planetei, contribuind la crearea unui climat locuibil.
9. Formarea stratului de ozon
Notoriu (și esențial) strat de ozon a fost creat atunci când atomii de oxigen au reacționat cu lumina ultravioletă de la soare pentru a forma ozon. Ozonul este cel care absoarbe cea mai mare parte a radiațiilor nocive de la soare. În ciuda importanței sale, stratul de ozon s-a format relativ recent după ce în oceane a apărut suficientă viață pentru a elibera în atmosferă cantitatea de oxigen necesară pentru a crea o concentrație minimă de ozon.
10. Ionosferă
Ionosfera este numită așa, deoarece particulele de înaltă energie din spațiu și soare ajută la formarea ionilor, creând un „strat electric” în jurul planetei. Când nu existau sateliți, acest strat ajuta la reflectarea undelor radio.
11. Ploaie acidă
Ploaia acidă, care distruge păduri întregi și devastează ecosistemele acvatice, se formează în atmosferă atunci când particulele de dioxid de sulf sau de oxid de azot se amestecă cu vaporii de apă și cad la pământ sub formă de ploaie. Acești compuși chimici se găsesc și în natură: dioxidul de sulf este produs în timpul erupțiilor vulcanice, iar oxidul de azot este produs în timpul loviturilor de fulger.
12. Puterea fulgerului
Fulgerul este atât de puternic încât doar un șurub poate încălzi aerul din jur până la 30.000 ° C. Încălzirea rapidă provoacă o expansiune explozivă a aerului din apropiere, care este auzită ca o undă sonoră numită tunet.
Aurora Borealis și Aurora Australis (aurorele de nord și de sud) sunt cauzate de reacții ionice care au loc în al patrulea nivel al atmosferei, termosfera. Când particulele puternic încărcate de vântul solar se ciocnesc cu moleculele de aer deasupra polilor magnetici ai planetei, ele strălucesc și creează spectacole de lumină orbitoare.
14. Apusuri
Apusurile de soare arată adesea ca și cum cerul ar arde, deoarece particulele atmosferice mici împrăștie lumina, reflectând-o în nuanțe portocalii și galbene. Același principiu stă la baza formării curcubeului.
În 2013, oamenii de știință au descoperit că microbii minusculi pot supraviețui la mulți kilometri deasupra suprafeței Pământului. La o altitudine de 8-15 km deasupra planetei, au fost descoperiți microbi care distrug substanțele chimice organice și plutesc în atmosferă, „hrănindu-se” cu ele.
Adepții teoriei apocalipsei și ai diverselor alte povești de groază vor fi interesați să afle despre.