Атмосферният въздух се състои от азот (77,99%), кислород (21%), инертни газове (1%) и въглероден диоксид (0,01%). Делът на въглеродния диоксид се увеличава с течение на времето поради факта, че продуктите от изгарянето на гориво се отделят в атмосферата и в допълнение площта на горите, които абсорбират въглероден диоксид и отделят кислород, намалява.

Атмосферата съдържа и малко количество озон, който се концентрира на височина около 25-30 км и образува така наречения озонов слой. Този слой създава бариера за слънчевата ултравиолетова радиация, която е опасна за живите организми на Земята.

Освен това атмосферата съдържа водна пара и различни примеси - прахови частици, вулканична пепел, сажди и др. Концентрацията на примеси е по-висока близо до повърхността на земята и в определени райони: над големи градове, пустини.

Тропосфера- по-ниско, съдържа по-голямата част от въздуха и. Височината на този слой не е еднаква: от 8-10 км близо до тропиците до 16-18 км близо до екватора. в тропосферата тя намалява с надморска височина: с 6°C на километър. В тропосферата се формира времето, образуват се ветрове, валежи, облаци, циклони и антициклони.

Следващият слой на атмосферата е стратосфера. Въздухът в него е много по-разреден, има много по-малко водни пари. Температурата в долната част на стратосферата е -60 - -80°C и спада с увеличаване на надморската височина. Озоновият слой е в стратосферата. Стратосферата се характеризира с висока скорост на вятъра (до 80-100 m/s).

Мезосфера- средният слой на атмосферата, разположен над стратосферата на височини от 50 до S0-S5 km. Мезосферата се характеризира с понижение на средната температура с височина от 0°C на долната граница до -90°C на горната граница. Близо до горната граница на мезосферата се наблюдават нощни облаци, осветени от слънцето през нощта. Налягането на въздуха на горната граница на мезосферата е 200 пъти по-малко, отколкото на земната повърхност.

Термосфера- разположен над мезосферата, на височини от SO до 400-500 km, в него температурата отначало бавно, а след това бързо започва да се повишава отново. Причината е поглъщането на ултравиолетовото лъчение от Слънцето на височини 150-300 км. В термосферата температурата се повишава непрекъснато до височина около 400 km, където достига 700-1500°C (в зависимост от слънчевата активност). Под действието на ултравиолетовото и рентгеновото и космическото лъчение се получава и йонизация на въздуха („полярно сияние“). Основните области на йоносферата се намират в термосферата.

Екзосфера- външният, най-разреден слой на атмосферата, той започва на височини от 450-000 km, а горната му граница се намира на разстояние няколко хиляди km от земната повърхност, където концентрацията на частици става същата като в междупланетната пространство. Екзосферата се състои от йонизиран газ (плазма); долната и средната част на екзосферата са съставени главно от кислород и азот; с увеличаване на надморската височина относителната концентрация на леки газове, особено йонизиран водород, бързо се увеличава. Температурата в екзосферата е 1300-3000°C; расте бавно с височината. Екзосферата съдържа радиационните пояси на Земята.

Дебелината на атмосферата е около 120 км от повърхността на Земята. Общата маса на въздуха в атмосферата е (5,1-5,3) 10 18 kg. От тях масата на сухия въздух е 5,1352 ± 0,0003 10 18 kg, общата маса на водните пари е средно 1,27 10 16 kg.

тропопауза

Преходният слой от тропосферата към стратосферата, слоят на атмосферата, в който спира намаляването на температурата с височина.

Стратосфера

Слоят на атмосферата, разположен на височина от 11 до 50 км. Характерна е лека промяна в температурата в слоя 11-25 km (долния слой на стратосферата) и повишаването му в слоя 25-40 km от −56,5 до 0,8 ° (горна стратосфера или инверсионна област). Достигнала стойност от около 273 K (почти 0 °C) на надморска височина от около 40 km, температурата остава постоянна до надморска височина от около 55 km. Тази област с постоянна температура се нарича стратопауза и е границата между стратосферата и мезосферата.

Стратопауза

Граничният слой на атмосферата между стратосферата и мезосферата. Има максимум във вертикалното разпределение на температурата (около 0 °C).

Мезосфера

Земна атмосфера

Границата на земната атмосфера

Термосфера

Горната граница е около 800 км. Температурата се повишава до надморска височина от 200-300 km, където достига стойности от порядъка на 1500 K, след което остава почти постоянна до голяма надморска височина. Под въздействието на ултравиолетовата и рентгеновата слънчева радиация и космическата радиация въздухът се йонизира ("полярно сияние") - основните области на йоносферата се намират вътре в термосферата. На надморска височина над 300 км преобладава атомният кислород. Горната граница на термосферата до голяма степен се определя от текущата активност на Слънцето. В периоди на ниска активност - например през 2008-2009 г. - има забележимо намаляване на размера на този слой.

Термопауза

Областта на атмосферата над термосферата. В този регион поглъщането на слънчевата радиация е незначително и температурата всъщност не се променя с височината.

Екзосфера (разсейваща сфера)

До височина 100 км атмосферата е хомогенна, добре смесена смес от газове. В по-високите слоеве разпределението на газовете по височина зависи от техните молекулни маси, концентрацията на по-тежките газове намалява по-бързо с отдалечаване от повърхността на Земята. Поради намаляването на плътността на газа температурата пада от 0 °C в стратосферата до −110 °C в мезосферата. Но кинетичната енергия на отделните частици на височини от 200–250 km съответства на температура от ~150 °C. Над 200 km се наблюдават значителни колебания в температурата и плътността на газа във времето и пространството.

На височина около 2000-3500 км екзосферата постепенно преминава в т.нар. близък космически вакуум, който е пълен със силно разредени частици от междупланетен газ, главно водородни атоми. Но този газ е само част от междупланетната материя. Другата част е съставена от прахообразни частици от кометен и метеоритен произход. В допълнение към изключително разредените прахообразни частици, в това пространство прониква електромагнитно и корпускулярно лъчение от слънчев и галактически произход.

Тропосферата представлява около 80% от масата на атмосферата, стратосферата представлява около 20%; масата на мезосферата е не повече от 0,3%, термосферата е по-малко от 0,05% от общата маса на атмосферата. Въз основа на електрическите свойства на атмосферата се разграничават неутросферата и йоносферата. В момента се смята, че атмосферата се простира до надморска височина от 2000-3000 км.

В зависимост от състава на газа в атмосферата те отделят хомосфераи хетеросфера. хетеросфера- това е област, в която гравитацията влияе върху разделянето на газовете, тъй като тяхното смесване на такава височина е незначително. Оттук следва променливият състав на хетеросферата. Под него се намира добре смесена, хомогенна част от атмосферата, наречена хомосфера. Границата между тези слоеве се нарича турбопауза, тя се намира на надморска височина от около 120 км.

Физиологични и други свойства на атмосферата

Вече на надморска височина от 5 км необучен човек развива кислороден глад и без адаптация производителността на човека значително намалява. Тук свършва физиологичната зона на атмосферата. Човешкото дишане става невъзможно на височина от 9 км, въпреки че до около 115 км атмосферата съдържа кислород.

Атмосферата ни осигурява необходимия кислород за дишане. Въпреки това, поради спада на общото налягане на атмосферата, докато се издигате на височина, парциалното налягане на кислорода също намалява съответно.

В разредените слоеве въздух разпространението на звука е невъзможно. До височини от 60-90 км все още е възможно да се използва въздушно съпротивление и повдигане за контролиран аеродинамичен полет. Но започвайки от надморска височина от 100-130 км, концепциите за числото М и звуковата бариера, познати на всеки пилот, губят значението си: там минава условната линия на Карман, отвъд която започва зоната на чисто балистичен полет, които могат да се контролират само с помощта на реактивни сили.

На височини над 100 km атмосферата е лишена и от друго забележително свойство - способността да абсорбира, провежда и пренася топлинна енергия чрез конвекция (т.е. чрез смесване на въздуха). Това означава, че различни елементи от оборудването, оборудването на орбиталната космическа станция няма да могат да се охлаждат отвън по начина, по който обикновено се прави в самолета - с помощта на въздушни струи и въздушни радиатори. На такава височина, както и в космоса като цяло, единственият начин за пренос на топлина е топлинното излъчване.

История на образуването на атмосферата

Според най-разпространената теория атмосферата на Земята е била в три различни състава във времето. Първоначално се състои от леки газове (водород и хелий), уловени от междупланетното пространство. Този т.нар първична атмосфера(преди около четири милиарда години). На следващия етап активната вулканична дейност доведе до насищане на атмосферата с газове, различни от водород (въглероден диоксид, амоняк, водни пари). Ето как вторична атмосфера(около три милиарда години преди наши дни). Тази атмосфера беше възстановяваща. Освен това процесът на образуване на атмосферата се определя от следните фактори:

• изтичане на леки газове (водород и хелий) в междупланетното пространство;
• химични реакции, протичащи в атмосферата под въздействието на ултравиолетово лъчение, мълнии и някои други фактори.

Постепенно тези фактори доведоха до образуването третична атмосфера, характеризиращ се с много по-ниско съдържание на водород и много по-високо съдържание на азот и въглероден диоксид (образуван в резултат на химични реакции от амоняк и въглеводороди).

Азот

Образуването на голямо количество азот N 2 се дължи на окисляването на амонячно-водородната атмосфера от молекулярния кислород O 2, който започва да идва от повърхността на планетата в резултат на фотосинтеза, започвайки от преди 3 милиарда години. Азот N 2 също се отделя в атмосферата в резултат на денитрификацията на нитрати и други азотсъдържащи съединения. Азотът се окислява от озона до NO в горните слоеве на атмосферата.

Азот N 2 влиза в реакции само при определени условия (например по време на мълния). Окисляването на молекулярен азот от озон по време на електрически разряди се използва в малки количества в промишленото производство на азотни торове. Може да се окислява с нисък разход на енергия и да се превръща в биологично активна форма от цианобактерии (синьо-зелени водорасли) и нодулни бактерии, които образуват ризобиална симбиоза с бобовите растения, т.нар. зелено торене.

Кислород

Съставът на атмосферата започва да се променя радикално с появата на живите организми на Земята, в резултат на фотосинтеза, придружена от освобождаване на кислород и усвояване на въглероден диоксид. Първоначално кислородът се изразходва за окисляване на редуцирани съединения - амоняк, въглеводороди, желязото, съдържащо се в океаните, и др. В края на този етап съдържанието на кислород в атмосферата започва да расте. Постепенно се формира модерна атмосфера с окислителни свойства. Тъй като това предизвика сериозни и резки промени в много процеси, протичащи в атмосферата, литосферата и биосферата, това събитие беше наречено Кислородна катастрофа.

благородни газове

Замърсяване на въздуха

Напоследък човекът започна да влияе върху еволюцията на атмосферата. Резултатът от неговите дейности беше постоянно значително увеличаване на съдържанието на въглероден диоксид в атмосферата поради изгарянето на въглеводородни горива, натрупани в предишни геоложки епохи. Огромни количества CO 2 се изразходват по време на фотосинтезата и се абсорбират от световните океани. Този газ навлиза в атмосферата поради разлагането на карбонатни скали и органични вещества от растителен и животински произход, както и поради вулканизъм и човешки производствени дейности. През последните 100 години съдържанието на CO 2 в атмосферата се е увеличило с 10%, като основната част (360 милиарда тона) идва от изгарянето на гориво. Ако темпът на нарастване на изгарянето на горива продължи, тогава през следващите 200-300 години количеството CO 2 в атмосферата ще се удвои и може да доведе до глобални промени в климата.

Изгарянето на горива е основният източник на замърсяващи газове (СО,, SO 2). Серният диоксид се окислява от атмосферния кислород до SO 3 в горните слоеве на атмосферата, който от своя страна взаимодейства с водни пари и амоняк, а получената сярна киселина (H 2 SO 4) и амониев сулфат ((NH 4) 2 SO 4) се връщат в повърхността на Земята под формата на т.нар. киселинен дъжд. Използването на двигатели с вътрешно горене води до значително замърсяване на въздуха с азотни оксиди, въглеводороди и оловни съединения (тетраетил олово Pb (CH 3 CH 2) 4)).

Аерозолното замърсяване на атмосферата се причинява както от естествени причини (изригване на вулкан, прашни бури, увличане на капчици морска вода и растителен прашец и др.), така и от стопанска дейност на човека (добив на руди и строителни материали, изгаряне на гориво, производство на цимент и др. .). Интензивното мащабно отстраняване на твърди частици в атмосферата е една от възможните причини за изменението на климата на планетата.

Вижте също

• Jacchia (модел на атмосферата)

Бележки

Връзки

Литература

1. В. В. Парин, Ф. П. Космолински, Б. А. Душков„Космическа биология и медицина“ (2-ро издание, преработено и допълнено), М .: „Просвещение“, 1975 г., 223 страници.
2. Н. В. Гусакова"Химия на околната среда", Ростов на Дон: Феникс, 2004, 192 с ISBN 5-222-05386-5
3. Соколов В. А.Геохимия на природните газове, М., 1971;
4. Макюен М, Филипс Л.Химия на атмосферата, М., 1978;
5. Уорк К., Уорнър С.Замърсяване на въздуха. Извори и контрол, прев. от англ., М.. 1980;
6. Мониторинг на фоново замърсяване на природните среди. в. 1, Л., 1982.

Земята
История на Земята	Възраст на Земята Геологична история на Земята Геологична времева скала История на живота на Земята Заледяване на Земята Парадокс на слабото младо слънце Теория на гигантския удар Хронология на еволюцията
География и геология	Австралия Азия Антарктика Африка Европа Северна Америка Южна Америка Атлантически океан Индийски океан Северен ледовит океан

Структурата и съставът на земната атмосфера, трябва да се каже, не винаги са били постоянни стойности в един или друг период от развитието на нашата планета. Днес вертикалната структура на този елемент, която има обща "дебелина" от 1,5-2,0 хиляди км, е представена от няколко основни слоя, включително:

1. Тропосфера.
2. тропопауза.
3. Стратосфера.
4. Стратопауза.
5. мезосфера и мезопауза.
6. Термосфера.
7. екзосфера.

Основни елементи на атмосферата

Тропосферата е слой, в който се наблюдават силни вертикални и хоризонтални движения, тук се формират времето, валежите и климатичните условия. Той се простира на 7-8 километра от повърхността на планетата почти навсякъде, с изключение на полярните региони (там - до 15 km). В тропосферата има постепенно намаляване на температурата, приблизително 6,4 ° C с всеки километър надморска височина. Тази цифра може да е различна за различните географски ширини и сезони.

Съставът на земната атмосфера в тази част е представен от следните елементи и техните проценти:

Азот - около 78 процента;

Кислород - почти 21 процента;

Аргон - около един процент;

Въглероден диоксид - по-малко от 0,05%.

Единична композиция до височина 90 километра

Освен това тук могат да бъдат открити прах, водни капчици, водна пара, продукти от горенето, ледени кристали, морски соли, много аерозолни частици и т. н. Този състав на земната атмосфера се наблюдава до приблизително деветдесет километра височина, така че въздухът е приблизително еднакъв по химичен състав не само в тропосферата, но и в горните слоеве. Но там атмосферата има коренно различни физични свойства. Слоят, който има общ химичен състав, се нарича хомосфера.

Какви други елементи има в земната атмосфера? Като процент (по обем, в сух въздух), газове като криптон (около 1,14 x 10 -4), ксенон (8,7 x 10 -7), водород (5,0 x 10 -5), метан (около 1,7 x 10 - 4), азотен оксид (5,0 х 10 -5) и др. По отношение на масовото съдържание на изброените компоненти най-много са азотният оксид и водородът, следвани от хелий, криптон и др.

Физични свойства на различни атмосферни слоеве

Физическите свойства на тропосферата са тясно свързани с нейното прикрепване към повърхността на планетата. Оттук отразената слънчева топлина под формата на инфрачервени лъчи се изпраща обратно нагоре, включително процесите на топлопроводимост и конвекция. Ето защо температурата пада с отдалечаване от земната повърхност. Това явление се наблюдава до височината на стратосферата (11-17 километра), след това температурата става практически непроменена до нивото от 34-35 километра, а след това отново има повишаване на температурите до височини от 50 километра ( горната граница на стратосферата). Между стратосферата и тропосферата има тънък междинен слой на тропопаузата (до 1-2 km), където се наблюдават постоянни температури над екватора - около минус 70 ° C и по-долу. Над полюсите тропопаузата се "затопля" през лятото до минус 45°C, през зимата температурите тук варират около -65°C.

Газовият състав на земната атмосфера включва такъв важен елемент като озон. Има сравнително малко от него близо до повърхността (десет на минус шеста степен на процента), тъй като газът се образува под въздействието на слънчевата светлина от атомарния кислород в горните части на атмосферата. По-специално, по-голямата част от озона е на надморска височина от около 25 км, а целият "озонов екран" е разположен в райони от 7-8 км в района на полюсите, от 18 км на екватора и до петдесет километра като цяло над повърхността на планетата.

Атмосферата предпазва от слънчева радиация

Съставът на въздуха на земната атмосфера играе много важна роля за запазването на живота, тъй като отделните химични елементи и състави успешно ограничават достъпа на слънчевата радиация до земната повърхност и хората, животните и растенията, живеещи на нея. Например, молекулите на водната пара ефективно абсорбират почти всички диапазони на инфрачервеното лъчение, с изключение на дължините в диапазона от 8 до 13 микрона. Озонът, от друга страна, абсорбира ултравиолетовото лъчение до дължина на вълната 3100 A. Без тънкия му слой (средно 3 mm, ако е поставен на повърхността на планетата), само водата на дълбочина над 10 метра и подземните пещери, където слънчевата радиация не достига, могат да бъдат обитавани.

Нула по Целзий при стратопауза

Между следващите две нива на атмосферата, стратосферата и мезосферата, има забележителен слой - стратопаузата. Тя приблизително съответства на височината на озоновите максимуми и тук се наблюдава относително комфортна за човека температура - около 0°C. Над стратопаузата, в мезосферата (започва някъде на височина 50 km и завършва на височина 80-90 km), отново има спад на температурата с увеличаване на разстоянието от повърхността на Земята (до минус 70-80 ° ° С). В мезосферата метеорите обикновено изгарят напълно.

В термосферата - плюс 2000 К!

Химическият състав на земната атмосфера в термосферата (започва след мезопаузата от надморска височина от около 85-90 до 800 km) определя възможността за такова явление като постепенното нагряване на слоеве от много разреден "въздух" под въздействието на слънчевата светлина радиация. В тази част на "въздушното одеяло" на планетата възникват температури от 200 до 2000 K, които се получават във връзка с йонизацията на кислорода (над 300 km е атомарният кислород), както и рекомбинацията на кислородните атоми в молекули , съпроводено с отделяне на голямо количество топлина. Термосферата е мястото, където произлизат полярните сияния.

Над термосферата е екзосферата - външният слой на атмосферата, от който светлината и бързо движещите се водородни атоми могат да излязат в открития космос. Химическият състав на земната атмосфера тук е представен повече от отделни кислородни атоми в долните слоеве, хелиеви атоми в средните и почти изключително водородни атоми в горните. Тук преобладават високи температури - около 3000 К и няма атмосферно налягане.

Как се е образувала земната атмосфера?

Но, както бе споменато по-горе, планетата не винаги е имала такъв състав на атмосферата. Общо има три концепции за произхода на този елемент. Първата хипотеза предполага, че атмосферата е взета в процеса на акреция от протопланетен облак. Днес обаче тази теория е обект на значителна критика, тъй като такава първична атмосфера трябва да е била унищожена от слънчевия „вятър“ от звезда в нашата планетарна система. Освен това се предполага, че летливите елементи не могат да останат в зоната на формиране на планети като земната група поради твърде високи температури.

Съставът на първичната атмосфера на Земята, както се предполага от втората хипотеза, може да се формира поради активното бомбардиране на повърхността от астероиди и комети, които са пристигнали от околностите на Слънчевата система в ранните етапи на развитие. Много е трудно да се потвърди или отхвърли тази концепция.

Експеримент в IDG RAS

Най-правдоподобна е третата хипотеза, която смята, че атмосферата се е появила в резултат на отделянето на газове от мантията на земната кора преди около 4 милиарда години. Тази концепция е тествана в Института по геология и геохимия на Руската академия на науките в хода на експеримент, наречен "Царев 2", когато проба от метеорно ​​вещество се нагрява във вакуум. Тогава е регистрирано отделянето на газове като H 2, CH 4, CO, H 2 O, N 2 и др.. Следователно учените правилно предположиха, че химичният състав на първичната атмосфера на Земята включва вода и въглероден диоксид, пари на флуороводород (HF), въглероден окис (CO), сероводород (H 2 S), азотни съединения, водород, метан (CH 4), амонячни пари (NH 3), аргон и др. Водните пари от първичната атмосфера участват в образувайки хидросферата, въглеродният диоксид се оказа повече в свързано състояние в органична материя и скали, азотът премина в състава на съвременния въздух, както и отново в седиментни скали и органична материя.

Съставът на първичната атмосфера на Земята не би позволил на съвременните хора да бъдат в нея без дихателни апарати, тъй като тогава нямаше кислород в необходимите количества. Този елемент се е появил в значителни количества преди милиард и половина години, както се смята, във връзка с развитието на процеса на фотосинтеза в синьо-зелените и други водорасли, които са най-старите обитатели на нашата планета.

Кислород минимум

Фактът, че съставът на земната атмосфера първоначално е бил почти аноксичен, се посочва от факта, че лесно окисляемият, но не окисляващ се графит (въглерод) се намира в най-древните (катархейски) скали. Впоследствие се появяват така наречените лентови железни руди, които включват междинни слоеве от обогатени железни оксиди, което означава появата на планетата на мощен източник на кислород в молекулярна форма. Но тези елементи се срещат само периодично (може би същите водорасли или други производители на кислород се появяват като малки острови в аноксична пустиня), докато останалият свят е анаеробен. Последното се подкрепя от факта, че лесно окисляемият пирит е открит под формата на обработени от потока камъчета без следи от химични реакции. Тъй като течащите води не могат да бъдат лошо аерирани, еволюира мнението, че предкамбрийската атмосфера е съдържала по-малко от един процент кислород от днешния състав.

Революционна промяна в състава на въздуха

Приблизително в средата на протерозоя (преди 1,8 милиарда години) се състоя „кислородната революция“, когато светът премина към аеробно дишане, по време на което 38 могат да бъдат получени от една хранителна молекула (глюкоза), а не от две (както при анаеробно дишане) единици за енергия. Съставът на земната атмосфера по отношение на кислорода започва да надвишава един процент от съвременния и започва да се появява озонов слой, който предпазва организмите от радиация. Именно от нея „скрити“ под дебели черупки, например, такива древни животни като трилобитите. Оттогава до наше време съдържанието на основния "дихателен" елемент постепенно и бавно нараства, осигурявайки разнообразно развитие на формите на живот на планетата.

Атмосферата започва да се формира заедно с формирането на Земята. В хода на еволюцията на планетата и приближаването на нейните параметри до съвременните стойности настъпиха фундаментални качествени промени в нейния химичен състав и физични свойства. Според еволюционния модел на ранен етап Земята е била в разтопено състояние и се е образувала като твърдо тяло преди около 4,5 милиарда години. Този крайъгълен камък се приема за начало на геоложката хронология. Оттогава започва бавната еволюция на атмосферата. Някои геоложки процеси (например изливания на лава по време на вулканични изригвания) бяха придружени от отделяне на газове от недрата на Земята. Те включват азот, амоняк, метан, водна пара, CO2 оксид и CO2 въглероден диоксид. Под въздействието на слънчевата ултравиолетова радиация водните пари се разлагат на водород и кислород, но освободеният кислород реагира с въглероден оксид, образувайки въглероден диоксид. Амонякът се разлага на азот и водород. Водородът в процеса на дифузия се издига нагоре и напуска атмосферата, докато по-тежкият азот не може да избяга и постепенно се натрупва, превръщайки се в основен компонент, въпреки че част от него е свързана в молекули в резултат на химични реакции ( см. ХИМИЯ НА АТМОСФЕРАТА). Под въздействието на ултравиолетовите лъчи и електрическите разряди смес от газове, присъстващи в първоначалната атмосфера на Земята, влизат в химични реакции, в резултат на които се образуват органични вещества, по-специално аминокиселини. С появата на примитивните растения започва процесът на фотосинтеза, придружен от освобождаване на кислород. Този газ, особено след дифузия в горните слоеве на атмосферата, започна да защитава долните й слоеве и земната повърхност от животозастрашаващо ултравиолетово и рентгеново лъчение. Според теоретични оценки съдържанието на кислород, което е 25 000 пъти по-ниско от сега, може вече да доведе до образуването на озонов слой само наполовина, отколкото сега. Това обаче вече е достатъчно, за да осигури много значителна защита на организмите от вредното въздействие на ултравиолетовите лъчи.

Вероятно първичната атмосфера е съдържала много въглероден диоксид. Консумира се по време на фотосинтезата и концентрацията му трябва да е намаляла с развитието на растителния свят, а също и поради усвояването по време на някои геоложки процеси. Тъй като Парников ефектсвързани с наличието на въглероден диоксид в атмосферата, колебанията в неговата концентрация са една от важните причини за такива мащабни климатични промени в историята на Земята, като напр. ледникови периоди.

Хелият, присъстващ в съвременната атмосфера, е предимно продукт от радиоактивното разпадане на уран, торий и радий. Тези радиоактивни елементи излъчват а-частици, които са ядрата на хелиевите атоми. Тъй като електрически заряд не се образува и не изчезва по време на радиоактивен разпад, с образуването на всяка а-частица се появяват два електрона, които, рекомбинирайки се с а-частици, образуват неутрални хелиеви атоми. Радиоактивните елементи се съдържат в минералите, разпръснати в дебелината на скалите, така че значителна част от образувания в резултат на радиоактивния разпад хелий се съхранява в тях, като се изпарява много бавно в атмосферата. Известно количество хелий се издига нагоре в екзосферата поради дифузия, но поради постоянния приток от земната повърхност обемът на този газ в атмосферата остава почти непроменен. Въз основа на спектралния анализ на звездната светлина и изследването на метеоритите е възможно да се оцени относителното изобилие на различни химични елементи във Вселената. Концентрацията на неон в космоса е около десет милиарда пъти по-висока от тази на Земята, на криптон - десет милиона пъти, а на ксенон - милион пъти. От това следва, че концентрацията на тези инертни газове, очевидно първоначално присъстващи в земната атмосфера и не възстановени в хода на химичните реакции, значително намалява, вероятно дори на етапа на загуба на първичната атмосфера от Земята. Изключение прави инертният газ аргон, тъй като той все още се образува под формата на изотопа 40 Ar в процеса на радиоактивно разпадане на изотопа на калия.

Разпределение на барометричното налягане.

Общото тегло на атмосферните газове е приблизително 4,5 10 15 тона.По този начин "теглото" на атмосферата на единица площ или атмосферното налягане е приблизително 11 t / m 2 = 1,1 kg / cm 2 на морското равнище. Налягане, равно на P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Изкуство. = 1 atm, взето като стандартно средно атмосферно налягане. За атмосфера в хидростатично равновесие имаме: d П= -rgd ч, което означава, че на интервала от височини от чпреди ч+г чвъзниква равенство между промяната на атмосферното налягане d Пи теглото на съответния елемент от атмосферата с единица площ, плътност r и дебелина d ч.Като съотношение между налягането Ри температура Tизползва се уравнението на състоянието на идеален газ с плътност r, което е напълно приложимо за земната атмосфера: П= r R T/m, където m е молекулното тегло, а R = 8,3 J/(K mol) е универсалната газова константа. След това d лог П= – (m g/RT)д ч= -bd ч= – d ч/H, където градиентът на налягането е в логаритмична скала. Реципрочната стойност на H трябва да се нарече мащаб на височината на атмосферата.

При интегриране на това уравнение за изотермична атмосфера ( T= const) или от своя страна, когато такова приближение е приемливо, се получава барометричният закон за разпределение на налягането с височина: П = П 0 опит (- ч/з 0), където отчитането на височината чпроизведени от нивото на океана, където е стандартното средно налягане П 0 . Изразяване з 0=R T/ mg, се нарича скала на височината, която характеризира степента на атмосферата, при условие че температурата в нея е еднаква навсякъде (изотермична атмосфера). Ако атмосферата не е изотермична, тогава е необходимо да се интегрира, като се вземе предвид промяната на температурата с височина и параметъра з- някаква локална характеристика на слоевете на атмосферата в зависимост от тяхната температура и свойствата на средата.

Стандартна атмосфера.

Модел (таблица със стойности на основните параметри), съответстващ на стандартното налягане в основата на атмосферата Р 0 и химически състав се нарича стандартна атмосфера. По-точно, това е условен модел на атмосферата, за който са дадени средните стойности за ширина 45° 32° 33І за температура, налягане, плътност, вискозитет и други характеристики на въздуха на височини от 2 km под морското равнище до външната граница на земната атмосфера. Параметрите на средната атмосфера на всички височини бяха изчислени с помощта на уравнението на състоянието на идеалния газ и барометричния закон приемайки, че на морското равнище налягането е 1013,25 hPa (760 mmHg), а температурата е 288,15 K (15,0°C). Според характера на вертикалното разпределение на температурата средната атмосфера се състои от няколко слоя, във всеки от които температурата се апроксимира чрез линейна функция на височината. В най-долния от слоевете - тропосферата (h Ј 11 km), температурата пада с 6,5 °C с всеки километър изкачване. На голяма надморска височина стойността и знакът на вертикалния температурен градиент се променят от слой на слой. Над 790 km температурата е около 1000 K и практически не се променя с височината.

Стандартната атмосфера е периодично актуализиран, легализиран стандарт, издаден под формата на таблици.

Таблица 1. Стандартен модел на земната атмосфера

Маса 1. СТАНДАРТЕН МОДЕЛ НА ЗЕМНАТА АТМОСФЕРА. Таблицата показва: ч- височина от морското равнище, Р- налягане, T– температура, r – плътност, не броят на молекулите или атомите на единица обем, з- скала за височина, ле дължината на свободния път. Налягането и температурата на височина 80–250 km, получени от ракетни данни, имат по-ниски стойности. Екстраполираните стойности за височини над 250 km не са много точни.
ч(км)	П(mbar)	T(°C)	r (g / cm 3)	н(cm -3)	з(км)	л(см)
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

Тропосфера.

Най-долният и плътен слой на атмосферата, в който температурата бързо намалява с височината, се нарича тропосфера. Съдържа до 80% от общата маса на атмосферата и се простира в полярните и средните ширини до височини 8–10 km, а в тропиците до 16–18 km. Тук се развиват почти всички метеорологични процеси, обменът на топлина и влага между Земята и нейната атмосфера, образуват се облаци, възникват различни метеорологични явления, възникват мъгли и валежи. Тези слоеве на земната атмосфера са в конвективно равновесие и поради активно смесване имат хомогенен химичен състав, главно от молекулярен азот (78%) и кислород (21%). По-голямата част от естествените и създадени от човека аерозолни и газови замърсители на въздуха са концентрирани в тропосферата. Динамиката на долната част на тропосферата с дебелина до 2 km силно зависи от свойствата на подстилащата повърхност на Земята, която определя хоризонталните и вертикални движения на въздуха (ветровете) поради преноса на топлина от по-топла земя през инфрачервеното лъчение на земната повърхност, което се абсорбира в тропосферата главно от водни пари и въглероден диоксид (парников ефект). Разпределението на температурата по височина се установява в резултат на турбулентно и конвективно смесване. Средно това съответства на спад на температурата с височина от около 6,5 K/km.

Скоростта на вятъра в повърхностния граничен слой първо нараства бързо с височина, а по-високо продължава да нараства с 2–3 km/s на километър. Понякога в тропосферата има тесни планетарни потоци (със скорост над 30 km / s), западни в средните ширини и източни близо до екватора. Те се наричат ​​струйни течения.

тропопауза.

На горната граница на тропосферата (тропопауза) температурата достига минималната си стойност за долната атмосфера. Това е преходният слой между тропосферата и стратосферата над нея. Дебелината на тропопаузата е от стотици метри до 1,5–2 km, а температурата и надморската височина съответно варират от 190 до 220 K и от 8 до 18 km в зависимост от географската ширина и сезона. В умерените и високи географски ширини през зимата тя е с 1–2 km по-ниска, отколкото през лятото и с 8–15 K по-топла. В тропиците сезонните промени са много по-малко (надморска височина 16–18 km, температура 180–200 K). По-горе струйни течениявъзможно разкъсване на тропопаузата.

Вода в земната атмосфера.

Най-важната характеристика на земната атмосфера е наличието на значително количество водна пара и вода под формата на капки, които най-лесно се наблюдават под формата на облаци и облачни структури. Степента на облачност на небето (в определен момент или средно за определен период от време), изразена по 10-бална скала или като процент, се нарича облачност. Формата на облаците се определя от международната класификация. Средно облаците покриват около половината земно кълбо. Облачността е важен фактор, характеризиращ времето и климата. През зимата и през нощта облачността предотвратява понижаването на температурата на земната повърхност и повърхностния слой въздух, през лятото и през деня отслабва нагряването на земната повърхност от слънчевите лъчи, омекотявайки климата вътре в континентите.

Облаци.

Облаците са натрупвания от водни капчици, суспендирани в атмосферата (водни облаци), ледени кристали (ледени облаци) или и двете (смесени облаци). Тъй като капките и кристалите стават по-големи, те падат от облаците под формата на валежи. Облаците се образуват главно в тропосферата. Те са резултат от кондензацията на водни пари, съдържащи се във въздуха. Диаметърът на облачните капки е от порядъка на няколко микрона. Съдържанието на течна вода в облаците е от фракции до няколко грама на m3. Облаците се различават по височина: Според международната класификация има 10 рода облаци: перести, пересто-купести, пересто-слоести, висококупести, високослоести, стратонимбуси, слоести, слоесто-купести, купесто-дъждовни, купести.

В стратосферата се наблюдават и седефени облаци, а в мезосферата - нощни облаци.

Перести облаци - прозрачни облаци под формата на тънки бели нишки или воали с копринен блясък, които не дават сянка. Перестите облаци са съставени от ледени кристали и се образуват в горната тропосфера при много ниски температури. Някои видове перести облаци служат като предвестници на промените във времето.

Перистокупестите облаци са хребети или слоеве от тънки бели облаци в горната тропосфера. Перистокупестите облаци са изградени от малки елементи, които приличат на люспи, вълнички, малки топчета без сенки и се състоят главно от ледени кристали.

Перистослоести облаци - белезникав полупрозрачен воал в горната тропосфера, обикновено влакнест, понякога размазан, състоящ се от малки иглени или колоновидни ледени кристали.

Висококупестите облаци са бели, сиви или бяло-сиви облаци от долните и средните слоеве на тропосферата. Висококупестите облаци изглеждат като слоеве и хребети, сякаш изградени от плочи, разположени една над друга, закръглени маси, валове, люспи. Висококупестите облаци се образуват по време на интензивна конвективна активност и обикновено се състоят от преохладени водни капчици.

Облаците Altostratus са сивкави или синкави облаци с влакнеста или равномерна структура. Облаците Altostratus се наблюдават в средната тропосфера, простирайки се на няколко километра височина и понякога хиляди километри в хоризонтална посока. Обикновено високослоестите облаци са част от фронталните облачни системи, свързани с възходящите движения на въздушните маси.

Nimbostratus облаци - нисък (от 2 km и повече) аморфен слой от облаци с равномерен сив цвят, което води до облачен дъжд или сняг. Nimbostratus облаци - силно развити вертикално (до няколко km) и хоризонтално (няколко хиляди km), състоят се от преохладени водни капки, смесени със снежинки, обикновено свързани с атмосферни фронтове.

Слоести облаци - облаци от долния слой под формата на хомогенен слой без определени очертания, сив цвят. Височината на слоестите облаци над земната повърхност е 0,5–2 km. От време на време ръми дъжд от слоести облаци.

Купестите облаци са плътни, ярко бели облаци през деня със значително вертикално развитие (до 5 km или повече). Горните части на купестите облаци приличат на куполи или кули със заоблени очертания. Купестите облаци обикновено се образуват като конвекционни облаци в студени въздушни маси.

Слоесто-купести облаци - ниски (под 2 km) облаци под формата на сиви или бели невлакнести слоеве или гребени от кръгли големи блокове. Вертикалната дебелина на слоестокупестите облаци е малка. Понякога слоесто-купестите облаци дават слаб валеж.

Купесто-дъждовните облаци са мощни и плътни облаци със силно вертикално развитие (до височина 14 km), даващи обилни валежи с гръмотевични бури, градушки, шквалове. Купесто-дъждовните облаци се развиват от мощни купести облаци, различаващи се от тях в горната част, състояща се от ледени кристали.

Стратосфера.

През тропопаузата средно на височини от 12 до 50 km тропосферата преминава в стратосферата. В долната част, в продължение на около 10 км, т.е. до височини около 20 km е изотермичен (температура около 220 K). След това се увеличава с надморска височина, достигайки максимум от около 270 K на височина 50–55 km. Тук е границата между стратосферата и надлежащата мезосфера, наречена стратопауза. .

В стратосферата има много по-малко водни пари. Въпреки това понякога се наблюдават тънки полупрозрачни седефени облаци, които понякога се появяват в стратосферата на височина 20–30 km. Седефените облаци се виждат в тъмното небе след залез слънце и преди изгрев. По форма седефените облаци приличат на перести и перести облаци.

Средна атмосфера (мезосфера).

На надморска височина от около 50 км мезосферата започва с пика на широк температурен максимум. . Причината за повишаването на температурата в района на този максимум е екзотермична (т.е. придружена от отделяне на топлина) фотохимична реакция на разлагане на озон: O 3 + в.в® O 2 + O. Озонът възниква в резултат на фотохимичното разлагане на молекулярния кислород O 2

Около 2+ в.в® O + O и последващата реакция на троен сблъсък на атом и кислородна молекула с някаква трета молекула М.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Озонът лакомо абсорбира ултравиолетовото лъчение в областта от 2000 до 3000Å ​​и това лъчение загрява атмосферата. Озонът, който се намира в горните слоеве на атмосферата, служи като вид щит, който ни предпазва от действието на ултравиолетовото лъчение на Слънцето. Без този щит развитието на живота на Земята в съвременните му форми едва ли би било възможно.

Като цяло, в цялата мезосфера температурата на атмосферата намалява до минималната си стойност от около 180 K на горната граница на мезосферата (наречена мезопауза, височината е около 80 km). В близост до мезопаузата, на височини 70–90 km, може да се появи много тънък слой от ледени кристали и частици вулканичен и метеоритен прах, наблюдавани под формата на красив спектакъл от нощни облаци. малко след залез слънце.

В мезосферата в по-голямата си част малките твърди метеоритни частици, които падат на Земята, се изгарят, причинявайки феномена на метеорите.

Метеори, метеорити и огнени топки.

Изригвания и други явления в горната атмосфера на Земята, причинени от проникването в нея със скорост 11 km/s и над нея на твърди космически частици или тела, се наричат ​​метеороиди. Има наблюдавана ярка метеоритна следа; се наричат ​​най-мощните явления, често придружени от падане на метеорити огнени топки; метеорите са свързани с метеорни потоци.

метеоритен дъжд:

1) феноменът на множество метеорни падания за няколко часа или дни от един радиант.

2) рояк метеороиди, движещи се в една орбита около Слънцето.

Систематичното появяване на метеори в определен район на небето и в определени дни от годината, причинено от пресичането на орбитата на Земята с обща орбита на множество метеоритни тела, движещи се с приблизително еднакви и еднакво насочени скорости, поради което техните пътищата в небето сякаш излизат от една обща точка (радиант). Те са кръстени на съзвездието, където се намира радиантът.

Метеорните дъждове правят дълбоко впечатление със своите светлинни ефекти, но отделни метеори рядко се виждат. Много по-многобройни са невидимите метеори, твърде малки, за да се видят в момента, в който са погълнати от атмосферата. Някои от най-малките метеори вероятно изобщо не се нагряват, а само се улавят от атмосферата. Тези малки частици с размери от няколко милиметра до десет хилядна от милиметъра се наричат ​​микрометеорити. Количеството метеоритна материя, навлизаща в атмосферата всеки ден, е от 100 до 10 000 тона, като по-голямата част от тази материя са микрометеорити.

Тъй като метеоритната материя частично изгаря в атмосферата, нейният газов състав се попълва със следи от различни химични елементи. Например каменните метеори внасят литий в атмосферата. Изгарянето на метални метеори води до образуването на малки сферични железни, желязо-никелови и други капчици, които преминават през атмосферата и се отлагат на земната повърхност. Те могат да бъдат намерени в Гренландия и Антарктика, където ледените покривки остават почти непроменени в продължение на години. Океанолозите ги намират в дънни океански седименти.

Повечето от метеорните частици, влизащи в атмосферата, се отлагат в рамките на приблизително 30 дни. Някои учени смятат, че този космически прах играе важна роля при образуването на атмосферни явления като дъжд, тъй като служи като ядро ​​на кондензация на водна пара. Следователно се приема, че валежите са статистически свързани с големи метеорни потоци. Въпреки това, някои експерти смятат, че тъй като общият внос на метеорна материя е много десетки пъти по-голям, отколкото дори при най-големия метеорен поток, промяната в общото количество на този материал, която се получава в резултат на един такъв дъжд, може да бъде пренебрегната.

Въпреки това, няма съмнение, че най-големите микрометеорити и видимите метеорити оставят дълги следи от йонизация във високите слоеве на атмосферата, главно в йоносферата. Такива следи могат да се използват за радиокомуникации на дълги разстояния, тъй като отразяват високочестотни радиовълни.

Енергията на метеорите, влизащи в атмосферата, се изразходва главно, а може би и изцяло, за нейното нагряване. Това е един от второстепенните компоненти на топлинния баланс на атмосферата.

Метеоритът е твърдо тяло от естествен произход, паднало на повърхността на Земята от космоса. Обикновено се разграничават каменни, желязо-каменни и железни метеорити. Последните се състоят главно от желязо и никел. Сред намерените метеорити повечето са с тегло от няколко грама до няколко килограма. Най-големият от намерените, железният метеорит Goba тежи около 60 тона и все още се намира на същото място, където е открит, в Южна Африка. Повечето метеорити са фрагменти от астероиди, но някои метеорити може да са дошли на Земята от Луната и дори от Марс.

Огнената топка е много ярък метеор, понякога се наблюдава дори през деня, често оставя след себе си димна следа и придружен от звукови явления; често завършва с падането на метеорити.

Термосфера.

Над температурния минимум на мезопаузата започва термосферата, при което температурата отначало бавно, а след това бързо започва да се покачва отново. Причината е абсорбцията на ултравиолетова, слънчева радиация на височини от 150–300 km, поради йонизацията на атомния кислород: O + в.в® O + + д.

В термосферата температурата непрекъснато се повишава до височина около 400 km, където през деня в епохата на максимална слънчева активност достига 1800 K. В епохата на минимум тази гранична температура може да бъде по-ниска от 1000 K. Над 400 км, атмосферата преминава в изотермична екзосфера. Критичното ниво (основата на екзосферата) се намира на надморска височина около 500 км.

Полярни сияния и много орбити на изкуствени спътници, както и светлопрозрачни облаци - всички тези явления се случват в мезосферата и термосферата.

Полярно сияние.

На високи географски ширини полярните сияния се наблюдават при смущения в магнитното поле. Те могат да продължат няколко минути, но често се виждат няколко часа. Полярните сияния се различават значително по форма, цвят и интензитет, като всички те понякога се променят много бързо с течение на времето. Спектърът на сиянието се състои от емисионни линии и ивици. Някои от емисиите от нощното небе са засилени в спектъра на сиянието, предимно зелените и червените линии на l 5577 Å и l 6300 Å на кислорода. Случва се една от тези линии да е многократно по-интензивна от другата и това определя видимия цвят на сиянието: зелен или червен. Смущенията в магнитното поле са придружени и от смущения в радиокомуникациите в полярните райони. Смущението е причинено от промени в йоносферата, което означава, че по време на магнитни бури работи мощен източник на йонизация. Установено е, че силни магнитни бури възникват, когато в близост до центъра на слънчевия диск има големи групи от петна. Наблюденията показват, че бурите са свързани не със самите петна, а със слънчеви изригвания, които се появяват по време на развитието на група от петна.

Полярните сияния са набор от светлина с различна интензивност с бързи движения, наблюдавани в районите на високата географска ширина на Земята. Визуалното полярно сияние съдържа зелени (5577Å) и червени (6300/6364Å) емисионни линии на атомен кислород и N2 молекулни ленти, които се възбуждат от енергийни частици от слънчев и магнитосферен произход. Тези емисии обикновено се показват на надморска височина от около 100 km и повече. Терминът оптично сияние се използва за обозначаване на визуалните сияния и техния инфрачервен до ултравиолетов емисионен спектър. Енергията на излъчване в инфрачервената част на спектъра значително надвишава енергията на видимата област. Когато се появиха полярни сияния, се наблюдаваха емисии в диапазона ULF (

Действителните форми на полярните сияния са трудни за класифициране; Най-често се използват следните термини:

1. Спокойни еднообразни дъги или ивици. Дъгата обикновено се простира на ~1000 км по посока на геомагнитния паралел (към Слънцето в полярните области) и има ширина от един до няколко десетки километра. Лентата е обобщение на концепцията за дъга, обикновено няма правилна дъгообразна форма, а се огъва под формата на S или под формата на спирали. Дъгите и ивиците са разположени на надморска височина от 100–150 км.

2. Лъчи на сияние . Този термин се отнася до аврорална структура, опъната по линиите на магнитното поле с вертикално разширение от няколко десетки до няколко стотици километра. Дължината на лъчите по хоризонтала е малка, от няколко десетки метра до няколко километра. Лъчите обикновено се наблюдават в дъги или като отделни структури.

3. Петна или повърхности . Това са изолирани области на светене, които нямат определена форма. Отделни петна може да са свързани.

4. Воал. Необичайна форма на полярно сияние, което е равномерно сияние, което покрива големи области от небето.

Според структурата полярните сияния се разделят на хомогенни, полирани и лъчисти. Използват се различни термини; пулсираща дъга, пулсираща повърхност, дифузна повърхност, лъчиста ивица, драперия и др. Съществува класификация на полярните сияния според техния цвят. Според тази класификация полярните сияния от типа НО. Горната част или изцяло са червени (6300–6364 Å). Те обикновено се появяват на надморска височина от 300–400 км по време на висока геомагнитна активност.

Тип Аврора ATса оцветени в червено в долната част и са свързани с луминесценцията на лентите на първата положителна N 2 система и първата отрицателна O 2 система. Такива форми на сияние се появяват по време на най-активните фази на сиянието.

Зони полярни сияния – това са зони с максимална честота на поява на полярни сияния през нощта, според наблюдатели във фиксирана точка на земната повърхност. Зоните са разположени на 67° северна и южна ширина, а ширината им е около 6°. Максималната поява на полярни сияния, съответстващи на даден момент от геомагнитното местно време, се случва в овални пояси (aurora oval), които са разположени асиметрично около северния и южния геомагнитни полюси. Овалът на полярното сияние е фиксиран в координатите ширина-време, а зоната на полярното сияние е местоположението на точките в среднощната област на овала в координатите ширина-дължина. Овалният пояс се намира приблизително на 23° от геомагнитния полюс в нощния сектор и на 15° в дневния сектор.

Аврорален овал и зони на сияние.Местоположението на овала на полярното сияние зависи от геомагнитната активност. Овалът става по-широк при висока геомагнитна активност. Зоните на сиянието или овалните граници на сиянието са по-добре представени от L 6.4, отколкото от диполни координати. Линиите на геомагнитното поле на границата на дневния сектор на овала на сиянието съвпадат с магнитопауза.Има промяна в положението на овала на полярното сияние в зависимост от ъгъла между геомагнитната ос и посоката Земя-Слънце. Авроралният овал също се определя въз основа на данни за утаяването на частици (електрони и протони) с определени енергии. Неговата позиция може да се определи независимо от данните за caspakhна дневната страна и в опашката на магнита.

Дневната вариация в честотата на поява на полярните сияния в зоната на полярните сияния има максимум в геомагнитната полунощ и минимум в геомагнитния пладне. В близката до екваториалната страна на овала честотата на поява на полярните сияния рязко намалява, но формата на дневните вариации се запазва. От полярната страна на овала честотата на поява на полярните сияния намалява постепенно и се характеризира със сложни дневни промени.

Интензивност на полярните сияния.

Интензитет на сиянието определя се чрез измерване на повърхността на видимата яркост. Яркост на повърхността азполярни сияния в определена посока се определя от общата емисия 4p азфотон/(cm 2 s). Тъй като тази стойност не е истинската повърхностна яркост, а представлява излъчването от колоната, единицата фотон/(cm 2 колона s) обикновено се използва при изследване на полярните сияния. Обичайната единица за измерване на общата емисия е Rayleigh (Rl), равна на 10 6 фотона / (cm 2 колона s). Една по-практична единица за интензитет на сиянието се определя от емисиите на една линия или лента. Например, интензитетът на полярните сияния се определя от международните коефициенти на яркост (ICF) според данните за интензитета на зелената линия (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (максимален интензитет на сиянието). Тази класификация не може да се използва за червени сияния. Едно от откритията на епохата (1957–1958) е установяването на пространственото и времевото разпределение на полярните сияния под формата на овал, изместен спрямо магнитния полюс. От прости идеи за кръговата форма на разпределението на полярните сияния спрямо магнитния полюс, преходът към съвременната физика на магнитосферата беше завършен. Честта на откритието принадлежи на О. Хорошева и Г. Старков, Й. Фелдщайн, С-И. Овалът на полярното сияние е зоната на най-интензивното въздействие на слънчевия вятър върху горната атмосфера на Земята. Интензивността на полярните сияния е най-голяма в овала, а динамиката им се следи непрекъснато от сателити.

Стабилни аврорални червени дъги.

Постоянна аврорална червена дъга, иначе наричана червена дъга на средна ширина или М-дъга, е субвизуална (под границата на чувствителност на окото) широка дъга, протегната от изток на запад на хиляди километри и опасваща, вероятно, цялата Земя. Географската ширина на дъгата е 600 km. Излъчването от стабилната аврорална червена дъга е почти монохроматично в червените линии l 6300 Å и l 6364 Å. Наскоро също се съобщава за слаби емисионни линии l 5577 Å (OI) и l 4278 Å (N + 2). Устойчивите червени дъги се класифицират като полярни сияния, но се появяват на много по-високи височини. Долната граница се намира на надморска височина от 300 км, горната граница е около 700 км. Интензитетът на тихата аврорална червена дъга в излъчването l 6300 Å варира от 1 до 10 kRl (типична стойност е 6 kRl). Прагът на чувствителност на окото при тази дължина на вълната е около 10 kR, така че дъгите рядко се наблюдават визуално. Въпреки това, наблюденията показват, че тяхната яркост е >50 kR през 10% от нощите. Обичайният живот на дъгите е около един ден и те рядко се появяват през следващите дни. Радиовълните от сателити или радиоизточници, пресичащи стабилни аврорални червени дъги, са обект на сцинтилации, което показва наличието на нехомогенност на електронната плътност. Теоретичното обяснение на червените дъги е, че нагретите електрони в региона Ейоносферите предизвикват увеличаване на кислородните атоми. Сателитните наблюдения показват повишаване на електронната температура по линиите на геомагнитното поле, които пресичат стабилни аврорални червени дъги. Интензитетът на тези дъги корелира положително с геомагнитната активност (бури), а честотата на появата на дъги корелира положително с активността на слънчевите петна.

Промяна на полярното сияние.

Някои форми на сияние изпитват квазипериодични и кохерентни времеви вариации на интензитета. Тези полярни сияния с грубо стационарна геометрия и бързи периодични вариации, възникващи във фаза, се наричат ​​променящи се сияния. Те се класифицират като полярни сияния форми Рспоред Международния атлас на сиянията. По-подробно подразделение на променящите се сияния:

Р 1 (пулсиращо сияние) е сияние с равномерни фазови вариации в яркостта по цялата форма на сиянието. По дефиниция, в идеално пулсиращо сияние, пространствената и времевата част на пулсацията могат да бъдат разделени, т.е. яркост аз(r,t)= I s(r)· ТО(T). В типично полярно сияние Р 1, възникват пулсации с честота от 0,01 до 10 Hz с нисък интензитет (1–2 kR). Повечето полярни сияния Р 1 са петна или дъги, които пулсират с период от няколко секунди.

Р 2 (огнено сияние). Този термин обикновено се използва за означаване на движения като пламъци, изпълващи небето, а не за описание на една форма. Полярните сияния са с форма на дъга и обикновено се движат нагоре от височина 100 км. Тези полярни сияния са относително редки и се появяват по-често извън полярните сияния.

Р 3 (трептящо сияние). Това са полярни сияния с бързи, неравномерни или правилни промени в яркостта, създаващи впечатление за трептящ пламък в небето. Те се появяват малко преди колапса на полярното сияние. Често наблюдавана честота на вариация Р 3 е равно на 10 ± 3 Hz.

Терминът поточно сияние, използван за друг клас пулсиращи сияния, се отнася до нередовни вариации в яркостта, движещи се бързо хоризонтално в дъги и ленти от сияния.

Променящото се сияние е едно от слънчево-земните явления, придружаващи пулсациите на геомагнитното поле и авроралното рентгеново лъчение, причинени от утаяването на частици от слънчев и магнитосферен произход.

Светенето на полярната шапка се характеризира с висок интензитет на лентата на първата отрицателна система N + 2 (λ 3914 Å). Обикновено тези N + 2 ленти са пет пъти по-интензивни от зелената линия OI l 5577 Å; абсолютният интензитет на сиянието на полярната шапка е от 0,1 до 10 kRl (обикновено 1–3 kRl). С тези полярни сияния, които се появяват по време на периодите на PCA, равномерно сияние покрива цялата полярна шапка до геомагнитната ширина от 60° на височини от 30 до 80 km. Генерира се главно от слънчеви протони и d-частици с енергия 10–100 MeV, които създават йонизационен максимум на тези височини. Има друг тип сияние в зоните на полярното сияние, наречено мантийно сияние. За този тип аврорално сияние дневният максимум на интензитета в сутрешните часове е 1–10 kR, а минималният интензитет е пет пъти по-слаб. Наблюденията на мантийните полярни сияния са малко и тяхната интензивност зависи от геомагнитната и слънчевата активност.

Атмосферно сияниесе определя като радиация, произведена и излъчена от атмосферата на планетата. Това е нетермичното излъчване на атмосферата, с изключение на излъчването на полярни сияния, гръмотевични разряди и излъчване на метеорни следи. Този термин се използва във връзка със земната атмосфера (нощно сияние, сияние в здрача и сияние през деня). Атмосферното сияние е само част от наличната светлина в атмосферата. Други източници са звездна светлина, зодиакална светлина и дневна разсеяна светлина от слънцето. Понякога сиянието на атмосферата може да достигне до 40% от общото количество светлина. Светенето на въздуха възниква в атмосферни слоеве с различна височина и дебелина. Спектърът на атмосферното сияние обхваща дължини на вълните от 1000 Å до 22,5 µm. Основната емисионна линия във въздушното сияние е l 5577 Å, която се появява на височина 90–100 km в слой с дебелина 30–40 km. Появата на сияние се дължи на механизма на Champen, базиран на рекомбинацията на кислородни атоми. Други емисионни линии са l 6300 Å, появяващи се в случай на дисоциативна O + 2 рекомбинация и излъчване NI l 5198/5201 Å и NI l 5890/5896 Å.

Интензитетът на атмосферното сияние се измерва в Rayleighs. Яркостта (в Rayleighs) е равна на 4 rb, където c е ъгловата повърхност на осветеността на излъчващия слой в единици от 10 6 фотона/(cm 2 sr s). Интензитетът на светене зависи от географската ширина (различно за различните емисии), а също така варира през деня с максимум близо до полунощ. Отбелязана е положителна корелация за въздушното сияние в емисия l 5577 Å с броя на слънчевите петна и потока на слънчевата радиация при дължина на вълната 10,7 см. Въздушното сияние е наблюдавано по време на сателитни експерименти. От космоса изглежда като светлинен пръстен около Земята и има зеленикав цвят.

Озоносфера.

На надморска височина от 20–25 km максималната концентрация на незначително количество озон O 3 (до 2 × 10–7 от съдържанието на кислород!), която възниква под действието на слънчевата ултравиолетова радиация на височина от около 10 до 50 km, се достига, предпазвайки планетата от йонизираща слънчева радиация. Въпреки изключително малкия брой озонови молекули, те предпазват целия живот на Земята от вредното въздействие на късовълновата (ултравиолетова и рентгенова) радиация на Слънцето. Ако утаите всички молекули до основата на атмосферата, ще получите слой с дебелина не повече от 3–4 mm! На надморска височина над 100 km делът на леките газове се увеличава, а на много голяма надморска височина преобладават хелият и водородът; много молекули се разпадат на отделни атоми, които, като се йонизират под въздействието на силна слънчева радиация, образуват йоносферата. Налягането и плътността на въздуха в земната атмосфера намаляват с височината. В зависимост от разпределението на температурата земната атмосфера се дели на тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера и екзосфера. .

На надморска височина от 20-25 км се намира озонов слой. Озонът се образува в резултат на разпадането на кислородните молекули по време на поглъщането на слънчевата ултравиолетова радиация с дължини на вълните по-къси от 0,1–0,2 микрона. Свободният кислород се комбинира с O 2 молекули и образува O 3 озон, който лакомо абсорбира цялата ултравиолетова светлина, по-къса от 0,29 микрона. Молекулите на озон O 3 лесно се разрушават от късовълнова радиация. Следователно, въпреки разреждането си, озоновият слой ефективно поглъща ултравиолетовото лъчение на Слънцето, преминало през по-високите и по-прозрачни слоеве на атмосферата. Благодарение на това живите организми на Земята са защитени от вредното въздействие на ултравиолетовата светлина на Слънцето.

йоносфера.

Слънчевата радиация йонизира атомите и молекулите на атмосферата. Степента на йонизация става значителна вече на надморска височина от 60 километра и непрекъснато нараства с отдалечаване от Земята. На различни височини в атмосферата протичат последователни процеси на дисоциация на различни молекули и последваща йонизация на различни атоми и йони. По принцип това са кислородни молекули O 2, азот N 2 и техните атоми. В зависимост от интензивността на тези процеси, различните слоеве на атмосферата, разположени над 60 километра, се наричат ​​йоносферни слоеве. , и тяхната съвкупност е йоносферата . Долният слой, чиято йонизация е незначителна, се нарича неутросфера.

Максималната концентрация на заредени частици в йоносферата се достига на височини 300–400 км.

История на изучаването на йоносферата.

Хипотезата за съществуването на проводящ слой в горните слоеве на атмосферата е изложена през 1878 г. от английския учен Стюарт, за да обясни особеностите на геомагнитното поле. След това през 1902 г., независимо един от друг, Кенеди в САЩ и Хевисайд в Англия посочват, че за да се обясни разпространението на радиовълни на големи разстояния, е необходимо да се приеме съществуването на области с висока проводимост във високите слоеве на атмосферата. През 1923 г. академик М. В. Шулейкин, разглеждайки характеристиките на разпространението на радиовълни с различни честоти, стига до извода, че в йоносферата има поне два отразяващи слоя. След това, през 1925 г., английските изследователи Appleton и Barnet, както и Breit и Tuve, експериментално доказаха за първи път съществуването на области, които отразяват радиовълните, и поставиха основата на тяхното систематично изследване. Оттогава е проведено системно изследване на свойствата на тези слоеве, най-общо наричани йоносфера, които играят важна роля в редица геофизични явления, които определят отразяването и поглъщането на радиовълните, което е много важно за практическата цели, по-специално за осигуряване на надеждни радиокомуникации.

През 30-те години на миналия век започват систематични наблюдения на състоянието на йоносферата. У нас по инициатива на М. А. Бонч-Бруевич са създадени инсталации за импулсното му озвучаване. Изследвани са много общи свойства на йоносферата, височините и електронната плътност на нейните основни слоеве.

На височини 60–70 km се наблюдава слой D, на височини 100–120 km д, на височини, на височини от 180–300 km двоен слой Е 1 и Е 2. Основните параметри на тези слоеве са дадени в таблица 4.

Таблица 4

Таблица 4
Йоносферен регион	Максимална височина, км	T i , К	ден		нощ не , cm -3	a΄, ρm 3 s – 1
			мин не , cm -3	Макс не , cm -3
д	70	20	100	200	10	10 –6
д	110	270	1,5 10 5	3 10 5	3000	10 –7
Е 1	180	800–1500	3 10 5	5 10 5	–	3 10 -8
Е 2 (зима)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2 10 –10
Е 2 (лято)	250–320	1000–2000	2 10 5	8 10 5	~3 10 5	10 –10
нее концентрацията на електрони, e е зарядът на електрона, T iе температурата на йона, a΄ е коефициентът на рекомбинация (който определя неи неговата промяна във времето)

Дадени са средни стойности, тъй като те варират за различните географски ширини, часове на деня и сезони. Такива данни са необходими за осигуряване на радиокомуникации на дълги разстояния. Те се използват при избора на работни честоти за различни късовълнови радиовръзки. Познаването на тяхното изменение в зависимост от състоянието на йоносферата по различно време на денонощието и през различните сезони е изключително важно за осигуряване на надеждността на радиокомуникациите. Йоносферата е съвкупност от йонизирани слоеве на земната атмосфера, започващи от надморска височина от около 60 km и простиращи се до височини от десетки хиляди km. Основният източник на йонизация на земната атмосфера е ултравиолетовото и рентгеновото лъчение на Слънцето, което се среща главно в слънчевата хромосфера и корона. В допълнение, степента на йонизация на горната атмосфера се влияе от слънчеви корпускулярни потоци, които възникват по време на слънчеви изригвания, както и от космически лъчи и метеорни частици.

Йоносферни слоеве

са зони в атмосферата, в които се достигат максимални стойности на концентрацията на свободни електрони (т.е. броя им в единица обем). Електрически заредените свободни електрони и (в по-малка степен, по-малко подвижни йони), получени в резултат на йонизацията на атмосферните газови атоми, взаимодействащи с радиовълни (т.е. електромагнитни трептения), могат да променят посоката си, отразявайки или пречупвайки ги и абсорбирайки тяхната енергия. В резултат на това при приемане на далечни радиостанции могат да възникнат различни ефекти, например затихване на радиото, повишена чуваемост на далечни станции, затъмненияи т.н. явления.

Изследователски методи.

Класическите методи за изследване на йоносферата от Земята се свеждат до импулсно сондиране - изпращане на радиоимпулси и наблюдение на техните отражения от различни слоеве на йоносферата с измерване на времето на забавяне и изследване на интензитета и формата на отразените сигнали. Чрез измерване на височините на отражение на радиоимпулси при различни честоти, определяне на критичните честоти на различни региони (носещата честота на радиоимпулса, за която тази област на йоносферата става прозрачна, се нарича критична), е възможно да се определи стойността на електронната плътност в слоевете и ефективните височини за дадени честоти и изберете оптималните честоти за дадени радиопътеки. С развитието на ракетната технология и настъпването на космическата ера на изкуствените спътници на Земята (AES) и други космически кораби стана възможно директното измерване на параметрите на близката до Земята космическа плазма, чиято долна част е йоносферата.

Измерванията на електронната плътност, извършени от специално изстреляни ракети и по траектории на сателитни полети, потвърдиха и прецизираха данните, получени преди това чрез наземни методи за структурата на йоносферата, разпределението на електронната плътност по височина над различни региони на Земята и направиха възможно за получаване на стойности на електронната плътност над основния максимум - слоя Е. Преди това беше невъзможно да се направи това чрез методи за сондиране, базирани на наблюдения на отразени късовълнови радиоимпулси. Установено е, че в някои райони на земното кълбо има доста стабилни области с ниска електронна плътност, регулярни „йоносферни ветрове“, възникват особени вълнови процеси в йоносферата, които пренасят локални йоносферни смущения на хиляди километри от мястото на тяхното възбуждане и много повече. Създаването на особено високочувствителни приемни устройства направи възможно в станциите за импулсно сондиране на йоносферата да се извърши приемането на импулсни сигнали, частично отразени от най-ниските области на йоносферата (станция за частични отражения). Използването на мощни импулсни инсталации в метровите и дециметровите вълнови ленти с използването на антени, които позволяват извършването на висока концентрация на излъчена енергия, направи възможно наблюдението на сигнали, разпръснати от йоносферата на различни височини. Изследването на характеристиките на спектрите на тези сигнали, некохерентно разпръснати от електрони и йони на йоносферната плазма (за това бяха използвани станции за некохерентно разсейване на радиовълни) даде възможност да се определи концентрацията на електрони и йони, техния еквивалент температура на различни височини до височини от няколко хиляди километра. Оказа се, че йоносферата е достатъчно прозрачна за използваните честоти.

Концентрацията на електрически заряди (електронната плътност е равна на йонната) в земната йоносфера на височина 300 km е около 106 cm–3 през деня. Плазма с такава плътност отразява радиовълни, по-дълги от 20 m, докато предава по-къси.

Типично вертикално разпределение на електронната плътност в йоносферата за дневни и нощни условия.

Разпространение на радиовълни в йоносферата.

Стабилното приемане на радиостанции за далечни разпръсквания зависи от използваните честоти, както и от времето на деня, сезона и освен това от слънчевата активност. Слънчевата активност значително влияе върху състоянието на йоносферата. Радиовълните, излъчвани от наземна станция, се разпространяват по права линия, както всички видове електромагнитни вълни. Трябва обаче да се има предвид, че както повърхността на Земята, така и йонизираните слоеве на нейната атмосфера служат като вид плочи на огромен кондензатор, действащ върху тях като действието на огледалата върху светлината. Отразени от тях, радиовълните могат да пътуват на много хиляди километри, огъвайки се около земното кълбо на огромни скокове от стотици и хиляди километри, отразявайки се последователно от слой йонизиран газ и от повърхността на Земята или водата.

През 20-те години на миналия век се смяташе, че радиовълните, по-къси от 200 m, обикновено не са подходящи за комуникация на дълги разстояния поради силно поглъщане. Първите експерименти за далечно приемане на къси вълни през Атлантическия океан между Европа и Америка са извършени от английския физик Оливър Хевисайд и американския електроинженер Артър Кенели. Независимо един от друг, те предположиха, че някъде около Земята има йонизиран слой на атмосферата, който може да отразява радиовълните. Той се нарича слой Хевисайд - Кенъли, а след това - йоносфера.

Според съвременните концепции йоносферата се състои от отрицателно заредени свободни електрони и положително заредени йони, главно молекулярен кислород O + и азотен оксид NO +. Йоните и електроните се образуват в резултат на дисоциацията на молекулите и йонизацията на неутралните газови атоми от слънчевата рентгенова и ултравиолетова радиация. За да се йонизира атом, е необходимо да му се предостави йонизационна енергия, чийто основен източник за йоносферата е ултравиолетовото, рентгеновото и корпускулярното лъчение на Слънцето.

Докато газовата обвивка на Земята е осветена от Слънцето, в нея непрекъснато се образуват все повече и повече електрони, но в същото време част от електроните, сблъсквайки се с йони, се рекомбинират, образувайки отново неутрални частици. След залез слънце производството на нови електрони почти спира и броят на свободните електрони започва да намалява. Колкото повече свободни електрони има в йоносферата, толкова по-добре се отразяват високочестотните вълни от нея. С намаляване на концентрацията на електрони, преминаването на радиовълни е възможно само в нискочестотни диапазони. Ето защо през нощта, като правило, е възможно да се приемат далечни станции само в диапазоните от 75, 49, 41 и 31 м. Електроните са разпределени неравномерно в йоносферата. На височина от 50 до 400 km има няколко слоя или области с повишена електронна плътност. Тези области плавно преминават една в друга и влияят по различни начини на разпространението на HF радиовълните. Горният слой на йоносферата се обозначава с буквата Е. Тук е най-високата степен на йонизация (фракцията на заредените частици е около 10–4). Намира се на надморска височина над 150 км над земната повърхност и играе основната отразяваща роля в далечното разпространение на радиовълните на високочестотните HF ленти. През летните месеци регионът F се разделя на два слоя - Е 1 и Е 2. Слоят F1 може да заема височини от 200 до 250 км, а слоят Е 2 изглежда „плува“ в диапазона на надморска височина от 300–400 км. Обикновено слой Е 2 се йонизира много по-силно от слоя Еедин . нощен слой Е 1 изчезва и слой Е 2 остава, като бавно губи до 60% от степента си на йонизация. Под слоя F, на височини от 90 до 150 km, има слой д, чиято йонизация става под въздействието на мекото рентгеново лъчение от Слънцето. Степента на йонизация на Е слоя е по-ниска от тази на Е, през деня приемането на станции с нискочестотни HF ленти от 31 и 25 m става, когато сигналите се отразяват от слоя д. Обикновено това са станции, разположени на разстояние 1000–1500 км. През нощта в слой дйонизацията рязко намалява, но дори и по това време продължава да играе значителна роля в приемането на сигнали от станции в ленти 41, 49 и 75 m.

Голям интерес за приемане на сигнали от високочестотни КВ ленти от 16, 13 и 11 m представляват възникващите в района дмеждинни слоеве (облаци) със силно повишена йонизация. Площта на тези облаци може да варира от няколко до стотици квадратни километра. Този слой с повишена йонизация се нарича спорадичен слой. ди означено Ес. Es облаците могат да се движат в йоносферата под въздействието на вятъра и да достигнат скорост до 250 km/h. През лятото, в средните ширини през деня, произходът на радиовълни, дължащ се на Es облаци, се появява 15–20 дни на месец. В близост до екватора го има почти винаги, а на високи географски ширини обикновено се появява през нощта. Понякога в годините на ниска слънчева активност, когато няма преминаване към високочестотните КВ ленти, внезапно се появяват далечни станции с добра сила на звука на ленти от 16, 13 и 11 m, сигналите на които многократно се отразяват от Es .

Най-ниската област на йоносферата е областта дразположени на надморска височина между 50 и 90 км. Тук има относително малко свободни електрони. От района ддългите и средните вълни се отразяват добре, а сигналите на нискочестотните КВ станции се поглъщат силно. След залез слънце йонизацията изчезва много бързо и става възможно приемането на далечни станции в диапазона 41, 49 и 75 m, чиито сигнали се отразяват от слоевете Е 2 и д. Отделни слоеве на йоносферата играят важна роля в разпространението на HF радиосигнали. Въздействието върху радиовълните се дължи главно на наличието на свободни електрони в йоносферата, въпреки че механизмът на разпространение на радиовълните е свързан с наличието на големи йони. Последните представляват интерес и при изучаването на химичните свойства на атмосферата, тъй като са по-активни от неутралните атоми и молекули. Химичните реакции, протичащи в йоносферата, играят важна роля в нейния енергиен и електрически баланс.

нормална йоносфера. Наблюденията, проведени с помощта на геофизични ракети и сателити, дадоха много нова информация, която показва, че йонизацията на атмосферата се извършва под въздействието на широкоспектърна слънчева радиация. Основната му част (повече от 90%) е съсредоточена във видимата част на спектъра. Ултравиолетовото лъчение с по-къса дължина на вълната и повече енергия от виолетовите светлинни лъчи се излъчва от водорода на вътрешната част на слънчевата атмосфера (хромосферата), а рентгеновото лъчение, което има дори по-висока енергия, се излъчва от газовете на Слънцето външна обвивка (корона).

Нормалното (средно) състояние на йоносферата се дължи на постоянна мощна радиация. В нормалната йоносфера настъпват регулярни промени под влияние на дневното въртене на Земята и сезонните разлики в ъгъла на падане на слънчевите лъчи по обяд, но също така се случват непредвидими и резки промени в състоянието на йоносферата.

Смущения в йоносферата.

Както е известно, на Слънцето възникват мощни циклично повтарящи се прояви на активност, които достигат максимум на всеки 11 години. Наблюденията по програмата на Международната геофизична година (IGY) съвпаднаха с периода на най-висока слънчева активност за целия период на систематични метеорологични наблюдения, т.е. от началото на 18 век. В периоди на висока активност яркостта на някои области на Слънцето се увеличава няколко пъти, а мощността на ултравиолетовото и рентгеновото лъчение се увеличава рязко. Такива явления се наричат ​​слънчеви изригвания. Продължават от няколко минути до един или два часа. По време на изригване слънчевата плазма изригва (главно протони и електрони) и елементарните частици се втурват в космоса. Електромагнитното и корпускулярното излъчване на Слънцето в моментите на подобни изригвания оказва силно влияние върху земната атмосфера.

Първоначалната реакция се забелязва 8 минути след светкавицата, когато до Земята достигат интензивни ултравиолетови и рентгенови лъчи. В резултат на това рязко се увеличава йонизацията; рентгеновите лъчи проникват в атмосферата до долната граница на йоносферата; броят на електроните в тези слоеве нараства толкова много, че радиосигналите се поглъщат почти напълно („изгасват“). Допълнителното поглъщане на радиация причинява нагряване на газа, което допринася за развитието на ветрове. Йонизираният газ е електрически проводник и когато се движи в магнитното поле на Земята се появява динамо ефект и се генерира електрически ток. Такива токове могат от своя страна да причинят забележими смущения на магнитното поле и да се проявят под формата на магнитни бури.

Структурата и динамиката на горната атмосфера се определя основно от термодинамично неравновесни процеси, свързани с йонизация и дисоциация от слънчева радиация, химични процеси, възбуждане на молекули и атоми, тяхното дезактивиране, сблъсък и други елементарни процеси. В този случай степента на неравновесие се увеличава с височината, тъй като плътността намалява. До надморска височина от 500–1000 km, а често дори и по-висока, степента на неравновесие за много характеристики на горната атмосфера е доста малка, което позволява да се използва класическа и хидромагнитна хидродинамика с отчитане на химически реакции, за да се опише.

Екзосферата е външният слой на земната атмосфера, започващ от височини от няколкостотин километра, от който леките, бързо движещи се водородни атоми могат да излязат в открития космос.

Едуард Кононович

Литература:

Пудовкин M.I. Основи на слънчевата физика. Санкт Петербург, 2001
Ерис Чейсън, Стив Макмилън Астрономията днес. Prentice Hall Inc. Горна седлова река, 2002 г
Онлайн материали: http://ciencia.nasa.gov/



Слоевете на атмосферата в ред от земната повърхност

Ролята на атмосферата в живота на Земята

Атмосферата е източникът на кислород, който хората дишат. Въпреки това, докато се изкачвате до надморска височина, общото атмосферно налягане пада, което води до намаляване на парциалното налягане на кислорода.

Човешките бели дробове съдържат приблизително три литра алвеоларен въздух. Ако атмосферното налягане е нормално, тогава парциалното налягане на кислорода в алвеоларния въздух ще бъде 11 mm Hg. Чл., Налягане на въглероден диоксид - 40 mm Hg. чл., а водната пара - 47 mm Hg. Изкуство. С увеличаване на надморската височина налягането на кислорода намалява, а налягането на водните пари и въглеродния диоксид в белите дробове като цяло ще остане постоянно - приблизително 87 mm Hg. Изкуство. Когато налягането на въздуха се изравни с тази стойност, кислородът ще спре да тече в белите дробове.

Поради спада на атмосферното налягане на надморска височина от 20 км тук ще кипи вода и интерстициална телесна течност в човешкото тяло. Ако не използвате кабина под налягане, на такава височина човек ще умре почти мигновено. Следователно, от гледна точка на физиологичните характеристики на човешкото тяло, "космосът" възниква от височина 20 км над морското равнище.

Ролята на атмосферата в живота на Земята е много голяма. Така например, благодарение на плътните въздушни слоеве - тропосферата и стратосферата, хората са защитени от излагане на радиация. В космоса, в разреден въздух, на надморска височина над 36 км действа йонизиращо лъчение. На надморска височина над 40 км - ултравиолетово.

При издигане над земната повърхност на височина над 90-100 км ще има постепенно отслабване, а след това и пълно изчезване на познатите за хората явления, наблюдавани в долния слой на атмосферата:

Звукът не се разпространява.

Няма аеродинамична сила и съпротивление.

Топлината не се пренася чрез конвекция и т.н.

Атмосферният слой предпазва Земята и всички живи организми от космическа радиация, от метеорити, отговаря за регулирането на сезонните температурни колебания, балансирането и изравняването на дневните. При липса на атмосфера на Земята дневната температура би варирала в рамките на +/-200С˚. Атмосферният слой е животворен "буфер" между земната повърхност и космическото пространство, носител на влага и топлина; в атмосферата протичат процеси на фотосинтеза и енергообмен - най-важните биосферни процеси.

Слоевете на атмосферата в ред от земната повърхност

Атмосферата е слоеста структура, която представлява следните слоеве на атмосферата в ред от повърхността на Земята:

Тропосфера.

Стратосфера.

Мезосфера.

Термосфера.

Екзосфера

Всеки слой няма резки граници помежду си и височината им се влияе от географската ширина и сезоните. Тази слоеста структура се е образувала в резултат на температурни промени на различни височини. Благодарение на атмосферата виждаме мигащи звезди.

Структурата на земната атмосфера по слоеве:

От какво е съставена земната атмосфера?

Всеки атмосферен слой се различава по температура, плътност и състав. Общата дебелина на атмосферата е 1,5-2,0 хиляди км. От какво е съставена земната атмосфера? В момента това е смес от газове с различни примеси.

Тропосфера

Структурата на земната атмосфера започва с тропосферата, която е долната част на атмосферата с височина около 10-15 km. Тук е концентрирана по-голямата част от атмосферния въздух. Характерна особеност на тропосферата е спад на температурата с 0,6 ˚C при издигане нагоре на всеки 100 метра. Тропосферата е концентрирала в себе си почти цялата атмосферна водна пара и тук се образуват и облаци.

Височината на тропосферата се променя ежедневно. Освен това средната му стойност варира в зависимост от географската ширина и сезона на годината. Средната височина на тропосферата над полюсите е 9 км, над екватора - около 17 км. Средната годишна температура на въздуха над екватора е близо до +26 ˚C, а над Северния полюс -23 ˚C. Горната линия на границата на тропосферата над екватора е средната годишна температура около -70 ˚C, а над северния полюс през лятото -45 ˚C и през зимата -65 ˚C. Следователно, колкото по-голяма е надморската височина, толкова по-ниска е температурата. Слънчевите лъчи преминават свободно през тропосферата, нагрявайки повърхността на Земята. Топлината, излъчвана от слънцето, се задържа от въглероден диоксид, метан и водни пари.

Стратосфера

Над слоя на тропосферата е стратосферата, чиято височина е 50-55 км. Особеността на този слой е повишаването на температурата с височина. Между тропосферата и стратосферата има преходен слой, наречен тропопауза.

Приблизително от височина 25 километра температурата на стратосферния слой започва да се повишава и при достигане на максимална височина от 50 km тя придобива стойности от +10 до +30 ˚C.

В стратосферата има много малко водна пара. Понякога на надморска височина от около 25 км можете да намерите доста тънки облаци, които се наричат ​​"седеф". През деня те не се забелязват, но през нощта светят поради осветяването на слънцето, което е под хоризонта. Съставът на седефените облаци е преохладени водни капчици. Стратосферата е изградена предимно от озон.

Мезосфера

Височината на мезосферния слой е приблизително 80 km. Тук с издигането нагоре температурата се понижава и на най-горната граница достига стойности няколко десетки С˚ под нулата. В мезосферата също могат да се наблюдават облаци, които се предполага, че са образувани от ледени кристали. Тези облаци се наричат ​​"сребристи". Мезосферата се характеризира с най-ниската температура в атмосферата: от -2 до -138 ˚C.

Термосфера

Този атмосферен слой получи името си поради високите температури. Термосферата се състои от:

йоносфера.

екзосфери.

Йоносферата се характеризира с разреден въздух, всеки сантиметър от който на височина 300 km се състои от 1 милиард атома и молекули, а на височина 600 km - повече от 100 милиона.

Йоносферата също се характеризира с висока йонизация на въздуха. Тези йони са съставени от заредени кислородни атоми, заредени молекули от азотни атоми и свободни електрони.

Екзосфера

От височина 800-1000 км започва екзосферният слой. Частиците газ, особено леките, се движат тук с голяма скорост, преодолявайки силата на гравитацията. Такива частици, поради бързото си движение, излитат от атмосферата в открития космос и се разпръскват. Следователно екзосферата се нарича сфера на дисперсия. Предимно водородните атоми летят в космоса и съставляват най-високите слоеве на екзосферата. Благодарение на частиците в горните слоеве на атмосферата и частиците от слънчевия вятър можем да наблюдаваме северното сияние.

Сателитите и геофизичните ракети позволиха да се установи наличието в горните слоеве на атмосферата на радиационния пояс на планетата, който се състои от електрически заредени частици - електрони и протони.