Skład ziemi. Powietrze

Powietrze to mechaniczna mieszanina różnych gazów, które tworzą ziemską atmosferę. Powietrze jest niezbędne do oddychania organizmów żywych i jest szeroko stosowane w przemyśle.

Fakt, że powietrze jest mieszaniną, a nie jednorodną substancją, został udowodniony podczas eksperymentów szkockiego naukowca Josepha Blacka. Podczas jednego z nich naukowiec odkrył, że po podgrzaniu białej magnezji (węglanu magnezu) uwalniane jest „związane powietrze”, czyli dwutlenek węgla, i powstaje spalona magnezja (tlenek magnezu). W przeciwieństwie do tego, gdy wypalany jest wapień, „związane powietrze” jest usuwane. Na podstawie tych eksperymentów naukowiec doszedł do wniosku, że różnica między zasadami węglowymi i żrącymi polega na tym, że ta pierwsza zawiera dwutlenek węgla, który jest jednym ze składników powietrza. Dziś wiemy, że oprócz dwutlenku węgla w skład ziemskiego powietrza wchodzą:

Podany w tabeli stosunek gazów w atmosferze ziemskiej jest typowy dla jej niższych warstw, do wysokości 120 km. W tych obszarach leży dobrze wymieszany, jednorodny region, zwany homosferą. Nad homosferą znajduje się heterosfera, która charakteryzuje się rozkładem cząsteczek gazu na atomy i jony. Regiony są oddzielone od siebie turbopauzą.

Reakcja chemiczna, w której pod wpływem promieniowania słonecznego i kosmicznego cząsteczki rozkładają się na atomy, nazywana jest fotodysocjacją. Podczas rozpadu tlenu cząsteczkowego powstaje tlen atomowy, który jest głównym gazem atmosfery na wysokościach powyżej 200 km. Na wysokości powyżej 1200 km zaczyna dominować wodór i hel, które są najlżejszymi z gazów.

Ponieważ większość powietrza jest skoncentrowana w 3 niższych warstwach atmosfery, zmiany składu powietrza na wysokościach powyżej 100 km nie mają zauważalnego wpływu na ogólny skład atmosfery.

Azot jest najpowszechniejszym gazem, stanowiącym ponad trzy czwarte ziemskiej objętości powietrza. Współczesny azot powstał w wyniku utleniania wczesnej atmosfery amoniakowo-wodorowej tlenem cząsteczkowym, który powstaje podczas fotosyntezy. Obecnie niewielka ilość azotu przedostaje się do atmosfery w wyniku denitryfikacji – procesu redukcji azotanów do azotynów, po którym następuje powstawanie tlenków gazowych i azotu cząsteczkowego, który jest produkowany przez prokariota beztlenowe. Część azotu przedostaje się do atmosfery podczas erupcji wulkanicznych.

W górnych warstwach atmosfery, pod wpływem wyładowań elektrycznych z udziałem ozonu, azot cząsteczkowy utlenia się do tlenku azotu:

N2 + O2 → 2NO

W normalnych warunkach tlenek natychmiast reaguje z tlenem, tworząc podtlenek azotu:

2NO + O2 → 2N2O

Azot jest najważniejszym pierwiastkiem chemicznym w ziemskiej atmosferze. Azot wchodzi w skład białek, dostarcza roślinom składników mineralnych. Decyduje o szybkości reakcji biochemicznych, pełni rolę rozcieńczalnika tlenu.

Tlen jest drugim najpowszechniejszym gazem w ziemskiej atmosferze. Powstawanie tego gazu związane jest z fotosyntetyczną aktywnością roślin i bakterii. A im bardziej różnorodne i liczne stawały się organizmy fotosyntetyczne, tym bardziej znaczący stawał się proces zawartości tlenu w atmosferze. Podczas odgazowywania płaszcza uwalniana jest niewielka ilość ciężkiego tlenu.

W górnych warstwach troposfery i stratosfery pod wpływem ultrafioletowego promieniowania słonecznego (oznaczamy to jako hν) powstaje ozon:

O 2 + hv → 2O

W wyniku działania tego samego promieniowania ultrafioletowego ozon rozpada się:

O 3 + hν → O 2 + O

O 3 + O → 2 O 2

W wyniku pierwszej reakcji powstaje tlen atomowy, w wyniku drugiej - tlen cząsteczkowy. Wszystkie 4 reakcje nazywane są mechanizmem Chapmana, od nazwiska brytyjskiego naukowca Sidneya Chapmana, który odkrył je w 1930 roku.

Tlen jest używany do oddychania żywych organizmów. Z jego pomocą zachodzą procesy utleniania i spalania.

Ozon służy do ochrony organizmów żywych przed promieniowaniem ultrafioletowym, które powoduje nieodwracalne mutacje. Najwyższe stężenie ozonu obserwuje się w dolnej stratosferze w obrębie tzw. warstwa ozonowa lub ekran ozonowy leżący na wysokości 22-25 km. Zawartość ozonu jest niewielka: przy normalnym ciśnieniu cały ozon atmosfery ziemskiej zajmowałby warstwę o grubości zaledwie 2,91 mm.

Powstawanie trzeciego najczęściej występującego gazu w atmosferze, argonu, a także neonu, helu, kryptonu i ksenonu, wiąże się z erupcjami wulkanów i rozpadem pierwiastków promieniotwórczych.

W szczególności hel jest produktem rozpadu promieniotwórczego uranu, toru i radu: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (w tych reakcjach α- cząstka jest jądrem helu, które w procesie utraty energii wychwytuje elektrony i staje się 4 He).

Argon powstaje podczas rozpadu radioaktywnego izotopu potasu: 40 K → 40 Ar + γ.

Neon ucieka ze skał magmowych.

Krypton powstaje jako produkt końcowy rozpadu uranu (235 U i 238 U) i toru Th.

Większość atmosferycznego kryptonu powstała we wczesnych stadiach ewolucji Ziemi w wyniku rozpadu pierwiastków transuranowych o fenomenalnie krótkim okresie półtrwania lub pochodziła z kosmosu, którego zawartość jest dziesięć milionów razy większa niż na Ziemi .

Ksenon jest wynikiem rozszczepienia uranu, ale większość tego gazu pozostaje z wczesnych etapów formowania się Ziemi, z pierwotnej atmosfery.

Dwutlenek węgla przedostaje się do atmosfery w wyniku erupcji wulkanicznych oraz w procesie rozkładu materii organicznej. Jego zawartość w atmosferze środkowych szerokości geograficznych Ziemi jest bardzo zróżnicowana w zależności od pór roku: zimą ilość CO 2 wzrasta, a latem maleje. Ta fluktuacja związana jest z aktywnością roślin wykorzystujących dwutlenek węgla w procesie fotosyntezy.

Wodór powstaje w wyniku rozkładu wody pod wpływem promieniowania słonecznego. Ale będąc najlżejszym z gazów tworzących atmosferę, stale ucieka w przestrzeń kosmiczną, dlatego jego zawartość w atmosferze jest bardzo mała.

Para wodna powstaje w wyniku parowania wody z powierzchni jezior, rzek, mórz i lądu.

Stężenie głównych gazów w niższych warstwach atmosfery, z wyjątkiem pary wodnej i dwutlenku węgla, jest stałe. W niewielkich ilościach atmosfera zawiera tlenek siarki SO 2, amoniak NH 3, tlenek węgla CO, ozon O 3, chlorowodór HCl, fluorowodór HF, tlenek azotu NO, węglowodory, pary rtęci Hg, jod I 2 i wiele innych. W dolnej warstwie atmosfery troposfery znajduje się stale duża ilość zawieszonych cząstek stałych i ciekłych.

Źródłami pyłu zawieszonego w atmosferze ziemskiej są erupcje wulkanów, pyłki roślin, mikroorganizmy, a ostatnio działalność człowieka, taka jak spalanie paliw kopalnych w procesach produkcyjnych. Najdrobniejsze cząstki pyłu, będące jądrami kondensacji, są przyczyną powstawania mgieł i chmur. Bez cząstek stałych stale obecnych w atmosferze opady nie spadłyby na Ziemię.

Atmosfera ciągnie się w górę na wiele setek kilometrów. Jej górna granica, na wysokości około 2000-3000 km, do pewnego stopnia warunkowe, ponieważ gazy, które go tworzą, stopniowo rozrzedzają się, przechodzą w przestrzeń światową. Skład chemiczny atmosfery, ciśnienie, gęstość, temperatura i inne jej właściwości fizyczne zmieniają się wraz z wysokością. Jak wspomniano wcześniej, skład chemiczny powietrza do wysokości 100 km nie zmienia się znacząco. Nieco wyżej atmosfera również składa się głównie z azotu i tlenu. Ale na wysokościach 100-110 km, Pod wpływem promieniowania ultrafioletowego ze słońca cząsteczki tlenu rozpadają się na atomy i pojawia się tlen atomowy. Powyżej 110-120 km prawie cały tlen staje się atomowy. Przyjmuje się, że powyżej 400-500 km gazy tworzące atmosferę są również w stanie atomowym.

Ciśnienie i gęstość powietrza szybko spadają wraz ze wzrostem. Chociaż atmosfera ciągnie się w górę przez setki kilometrów, większość jej znajduje się w dość cienkiej warstwie przylegającej do powierzchni Ziemi w jej najniższych partiach. Tak więc w warstwie między poziomem morza a wysokościami 5-6 km połowa masy atmosfery jest skoncentrowana w warstwie 0-16 km-90%, aw warstwie 0-30 km- 99%. Ten sam szybki spadek masy powietrza następuje powyżej 30 km. Jeśli waga 1 m 3 powietrze na powierzchni ziemi wynosi 1033 g, następnie na wysokości 20 km wynosi 43 g, a na wysokości 40 km tylko 4 lata

Na wysokości 300-400 km a powyżej powietrze jest tak rozrzedzone, że w ciągu dnia jego gęstość zmienia się wielokrotnie. Badania wykazały, że ta zmiana gęstości jest związana z pozycją Słońca. Największa gęstość powietrza jest około południa, najniższa w nocy. Częściowo tłumaczy się to tym, że górne warstwy atmosfery reagują na zmiany promieniowania elektromagnetycznego Słońca.

Nierównomierna jest również zmiana temperatury powietrza wraz z wysokością. Zgodnie z naturą zmiany temperatury wraz z wysokością atmosfera jest podzielona na kilka sfer, pomiędzy którymi znajdują się warstwy przejściowe, tak zwane pauzy, w których temperatura zmienia się nieznacznie wraz z wysokością.

Oto nazwy i główne cechy sfer i warstw przejściowych.

Przedstawmy podstawowe dane o właściwościach fizycznych tych sfer.

Troposfera. Fizyczne właściwości troposfery są w dużej mierze zdeterminowane wpływem powierzchni ziemi, która jest jej dolną granicą. Najwyższą wysokość troposfery obserwuje się w strefie równikowej i tropikalnej. Tutaj dochodzi do 16-18 km i stosunkowo mało podlega zmianom dziennym i sezonowym. Nad regionami polarnymi i przyległymi górna granica troposfery leży średnio na poziomie 8-10 km. W średnich szerokościach waha się od 6-8 do 14-16 km.

Pionowa moc troposfery zależy w dużej mierze od charakteru procesów atmosferycznych. Często w ciągu dnia górna granica troposfery nad danym punktem lub obszarem opada lub podnosi się o kilka kilometrów. Wynika to głównie ze zmian temperatury powietrza.

Ponad 4/5 masy atmosfery ziemskiej i prawie cała zawarta w niej para wodna jest skoncentrowana w troposferze. Ponadto od powierzchni ziemi do górnej granicy troposfery temperatura spada średnio o 0,6° na każde 100 m, czyli o 6° na 1 km podnieść . Wynika to z faktu, że powietrze w troposferze jest ogrzewane i chłodzone głównie z powierzchni ziemi.

Zgodnie z napływem energii słonecznej temperatura spada od równika do biegunów. Tak więc średnia temperatura powietrza w pobliżu powierzchni ziemi na równiku sięga +26°, w rejonach polarnych -34°, -36° zimą i około 0° latem. Zatem różnica temperatur między równikiem a biegunem wynosi 60° zimą i tylko 26° latem. To prawda, że ​​tak niskie temperatury w Arktyce zimą obserwowane są tylko przy powierzchni ziemi z powodu ochłodzenia powietrza nad połaciami lodowymi.

Zimą na Antarktydzie Środkowej temperatura powietrza na powierzchni lądolodu jest jeszcze niższa. Na stacji Wostok w sierpniu 1960 roku zanotowano najniższą temperaturę na kuli ziemskiej -88,3°, a najczęściej na Antarktydzie Środkowej wynosi ona -45°, -50°.

Z wysokości zmniejsza się różnica temperatur między równikiem a biegunem. Na przykład na wysokości 5 km na równiku temperatura dochodzi do -2°, -4°, a na tej samej wysokości w Arktyce Centralnej -37°, -39° zimą i -19°, -20° latem; dlatego różnica temperatur zimą wynosi 35-36°, a latem 16-17°. Na półkuli południowej różnice te są nieco większe.

Energię cyrkulacji atmosferycznej można określić na podstawie umów temperatury na biegunach równikowych. Ponieważ kontrasty temperatur są większe zimą, procesy atmosferyczne są intensywniejsze niż latem. Wyjaśnia to również fakt, że wiatry zachodnie dominujące w troposferze zimą mają większe prędkości niż latem. W tym przypadku prędkość wiatru z reguły rośnie wraz z wysokością, osiągając maksimum na górnej granicy troposfery. Transportowi poziomemu towarzyszą pionowe ruchy powietrza oraz ruch turbulentny (nieuporządkowany). Z powodu wznoszenia się i opadania dużych ilości powietrza tworzą się i rozpraszają chmury, występują i ustają opady. Warstwa przejściowa między troposferą a sferą leżącą nad nim to tropopauza. Nad nim leży stratosfera.

Stratosfera rozciąga się od wysokości 8-17 do 50-55 km. Został otwarty na początku naszego stulecia. Pod względem właściwości fizycznych stratosfera różni się znacznie od troposfery, ponieważ temperatura powietrza tutaj z reguły wzrasta średnio o 1-2 ° na kilometr wysokości i na górnej granicy, na wysokości 50-55 km, nawet staje się pozytywny. Wzrost temperatury w tym obszarze spowodowany jest obecnością tu ozonu (O 3), który powstaje pod wpływem promieniowania ultrafioletowego ze Słońca. Warstwa ozonowa pokrywa prawie całą stratosferę. Stratosfera jest bardzo uboga w parę wodną. Nie ma gwałtownych procesów tworzenia się chmur ani opadów.

Niedawno założono, że stratosfera jest stosunkowo spokojnym środowiskiem, w którym nie dochodzi do mieszania się powietrza, jak w troposferze. Dlatego uważano, że gazy w stratosferze są podzielone na warstwy, zgodnie z ich ciężarem właściwym. Stąd nazwa stratosfery („stratus” – warstwowa). Uważano również, że temperatura w stratosferze kształtuje się pod wpływem równowagi radiacyjnej, czyli przy równym pochłonięciu i odbiciu promieniowania słonecznego.

Nowe dane uzyskane za pomocą radiosond i rakiet meteorologicznych wykazały, że w stratosferze, podobnie jak w górnej troposferze, występuje intensywna cyrkulacja powietrza z dużymi zmianami temperatury i wiatru. Tutaj, podobnie jak w troposferze, w powietrzu występują znaczne pionowe ruchy, turbulentne ruchy z silnymi poziomymi prądami powietrza. Wszystko to jest wynikiem nierównomiernego rozkładu temperatury.

Warstwa przejściowa między stratosferą a leżącą nad nią sferą to stratopauza. Zanim jednak przejdziemy do charakterystyki wyższych warstw atmosfery, zapoznajmy się z tzw. ozonosferą, której granice w przybliżeniu odpowiadają granicom stratosfery.

Ozon w atmosferze. Ozon odgrywa ważną rolę w tworzeniu reżimu temperaturowego i prądów powietrza w stratosferze. Ozon (O 3) odczuwamy po burzy, kiedy wdychamy czyste powietrze z przyjemnym posmakiem. Jednak tutaj nie będziemy mówić o tym ozonie powstałym po burzy, ale o ozonie zawartym w warstwie 10-60 km z maksymalną wysokością 22-25 km. Ozon powstaje w wyniku działania promieni ultrafioletowych słońca i chociaż jego całkowita ilość jest nieznaczna, odgrywa ważną rolę w atmosferze. Ozon ma zdolność pochłaniania promieniowania ultrafioletowego słońca i tym samym chroni świat zwierząt i roślin przed jego szkodliwym działaniem. Nawet ten maleńki ułamek promieni ultrafioletowych, który dociera do powierzchni ziemi, mocno pali ciało, gdy człowiek nadmiernie lubi się opalać.

Ilość ozonu nie jest taka sama w różnych częściach Ziemi. Ozonu jest więcej na wysokich szerokościach geograficznych, mniej na średnich i niskich szerokościach geograficznych, a ilość ta zmienia się w zależności od zmiany pór roku. Więcej ozonu wiosną, mniej jesienią. Ponadto jego nieokresowe wahania występują w zależności od poziomej i pionowej cyrkulacji atmosfery. Wiele procesów atmosferycznych jest ściśle związanych z zawartością ozonu, ponieważ ma on bezpośredni wpływ na pole temperatury.

Zimą, podczas nocy polarnej, na dużych szerokościach geograficznych warstwa ozonowa emituje i chłodzi powietrze. W rezultacie w stratosferze na dużych szerokościach geograficznych (w Arktyce i Antarktyce) zimą tworzy się zimny region, stratosferyczny wir cyklonowy z dużymi poziomymi gradientami temperatury i ciśnienia, co powoduje wiatry zachodnie na środkowych szerokościach geograficznych globu.

Latem, w warunkach dnia polarnego, na dużych szerokościach geograficznych warstwa ozonowa pochłania ciepło słoneczne i ogrzewa powietrze. W wyniku wzrostu temperatury w stratosferze na dużych szerokościach geograficznych powstaje obszar ciepła i stratosferyczny wir antycyklonowy. Dlatego na średnich szerokościach geograficznych globu powyżej 20 km latem w stratosferze przeważają wiatry wschodnie.

Mezosfera. Obserwacje rakietami meteorologicznymi i innymi metodami wykazały, że ogólny wzrost temperatury obserwowany w stratosferze kończy się na wysokościach 50-55 km. Powyżej tej warstwy temperatura ponownie spada i w pobliżu górnej granicy mezosfery (około 80 km) osiąga -75°, -90°. Ponadto temperatura ponownie wzrasta wraz z wysokością.

Warto zauważyć, że charakterystyczny dla mezosfery spadek temperatury wraz z wysokością zachodzi różnie na różnych szerokościach geograficznych iw ciągu roku. Na niskich szerokościach geograficznych spadek temperatury następuje wolniej niż na dużych szerokościach geograficznych: średni pionowy gradient temperatury dla mezosfery wynosi odpowiednio 0,23° - 0,31° na 100 m lub 2,3°-3,1° na 1 km. Latem jest znacznie większy niż zimą. Jak pokazują najnowsze badania na dużych szerokościach geograficznych, temperatura na górnej granicy mezosfery latem jest o kilkadziesiąt stopni niższa niż zimą. W górnej mezosferze na wysokości około 80 km w warstwie mezopauzy zatrzymuje się spadek temperatury z wysokością i zaczyna się jej wzrost. Tutaj, pod warstwą inwersji o zmierzchu lub przed wschodem słońca przy bezchmurnej pogodzie, obserwuje się wspaniałe cienkie chmury, oświetlone przez słońce poniżej horyzontu. Na ciemnym tle nieba świecą srebrzystoniebieskim światłem. Dlatego te chmury nazywane są srebrzystymi.

Natura chmur nocnych nie jest jeszcze dobrze poznana. Przez długi czas wierzono, że składają się z pyłu wulkanicznego. Jednak brak zjawisk optycznych charakterystycznych dla prawdziwych chmur wulkanicznych doprowadził do odrzucenia tej hipotezy. Następnie zasugerowano, że obłoki noctilucent składają się z kosmicznego pyłu. W ostatnich latach wysunięto hipotezę, że chmury te składają się z kryształków lodu, jak zwykłe chmury cirrus. Poziom lokalizacji chmur noctylucentnych jest określany przez warstwę opóźnienia ze względu na inwersja temperatury podczas przejścia z mezosfery do termosfery na wysokości około 80 km. Ponieważ temperatura w warstwie subinwersyjnej dochodzi do -80°C i niżej, tutaj powstają najkorzystniejsze warunki do kondensacji pary wodnej, która przedostaje się tu ze stratosfery w wyniku ruchu pionowego lub turbulentnej dyfuzji. Noctilucentne chmury są zwykle obserwowane latem, czasami w bardzo dużych ilościach i przez kilka miesięcy.

Obserwacje chmur noctylu wykazały, że latem na ich poziomie wiatry są bardzo zmienne. Prędkości wiatru są bardzo zróżnicowane: od 50-100 do kilkuset kilometrów na godzinę.

Temperatura na wysokości. Wizualne przedstawienie charakteru rozkładu temperatury wraz z wysokością, pomiędzy powierzchnią Ziemi a wysokością 90-100 km, zimą i latem na półkuli północnej, przedstawiono na rysunku 5. Powierzchnie oddzielające sfery są tu pogrubione linie przerywane. Na samym dole troposfera dobrze się wyróżnia, z charakterystycznym spadkiem temperatury wraz z wysokością. Przeciwnie, nad tropopauzą, w stratosferze, temperatura wzrasta wraz z wysokością ogólnie i na wysokościach 50-55 km osiąga +10°, -10°. Zwróćmy uwagę na ważny szczegół. Zimą w stratosferze dużych szerokościach geograficznych temperatura nad tropopauzą spada z -60 do -75 ° i tylko powyżej 30 km ponownie wzrasta do -15°. Latem, począwszy od tropopauzy, temperatura wzrasta wraz z wysokością i o 50 km osiąga +10°. Powyżej stratopauzy temperatura ponownie zaczyna spadać wraz ze wzrostem i na poziomie 80 km nie przekracza -70°, -90°.

Z rysunku 5 wynika, że ​​w warstwie 10-40 km temperatura powietrza zimą i latem na dużych szerokościach geograficznych jest bardzo różna. Zimą, podczas nocy polarnej, temperatura dochodzi tu do -60°, -75°, a latem w pobliżu tropopauzy minimum -45°. Powyżej tropopauzy temperatura wzrasta i na wysokości 30-35 km wynosi tylko -30°, -20°, co jest spowodowane nagrzewaniem się powietrza w warstwie ozonowej podczas dnia polarnego. Z rysunku wynika również, że nawet w jednym sezonie i na tym samym poziomie temperatura nie jest taka sama. Ich różnica między różnymi szerokościami geograficznymi przekracza 20-30°. W tym przypadku niejednorodność jest szczególnie znacząca w warstwie niskotemperaturowej (18-30 km) oraz w warstwie temperatur maksymalnych (50-60 km) w stratosferze, a także w warstwie niskich temperatur w górnej mezosferze (75-85km).

Średnie temperatury pokazane na rysunku 5 oparte są na obserwacjach na półkuli północnej, ale zgodnie z dostępnymi informacjami można je również przypisać półkuli południowej. Pewne różnice występują głównie na dużych szerokościach geograficznych. Zimą nad Antarktydą temperatura powietrza w troposferze i niższej stratosferze jest zauważalnie niższa niż nad Arktyką Środkową.

Silne wiatry. Sezonowy rozkład temperatury determinuje dość złożony system prądów powietrza w stratosferze i mezosferze.

Rysunek 6 przedstawia przekrój pionowy pola wiatru w atmosferze pomiędzy powierzchnią ziemi a wysokością 90 km zima i lato na półkuli północnej. Izolinie pokazują średnie prędkości dominującego wiatru (w SM). Z rysunku wynika, że ​​reżim wiatru zimą i latem w stratosferze jest mocno odmienny. Zimą zarówno w troposferze, jak i stratosferze przeważają wiatry zachodnie z maksymalną prędkością równą około

100 SM na wysokości 60-65 km. Latem wiatry zachodnie przeważają tylko do wysokości 18-20 km. Wyższe stają się wschodnie, z maksymalną prędkością do 70 SM na wysokości 55-60km.

Latem nad mezosferą wiatry stają się zachodnie, a zimą wschodnie.

Termosfera. Nad mezosferą znajduje się termosfera, która charakteryzuje się wzrostem temperatury Z wzrost. Według uzyskanych danych, głównie za pomocą rakiet, stwierdzono, że w termosferze jest już na poziomie 150 km temperatura powietrza sięga 220-240°, a na poziomie 200 km ponad 500 °. Powyżej temperatura nadal rośnie i na poziomie 500-600 km przekracza 1500°. Na podstawie danych uzyskanych podczas wystrzeliwania sztucznych satelitów naziemnych stwierdzono, że w górnej termosferze temperatura dochodzi do około 2000° i ulega znacznym wahaniom w ciągu dnia. Powstaje pytanie, jak wytłumaczyć tak wysoką temperaturę w wysokich warstwach atmosfery. Przypomnijmy, że temperatura gazu jest miarą średniej prędkości cząsteczek. W niższej, najgęstszej części atmosfery cząsteczki gazu tworzące powietrze często zderzają się ze sobą podczas ruchu i natychmiast przekazują sobie nawzajem energię kinetyczną. Dlatego energia kinetyczna w gęstym ośrodku jest średnio taka sama. W wysokich warstwach, gdzie gęstość powietrza jest bardzo niska, zderzenia między cząsteczkami znajdującymi się w dużych odległościach występują rzadziej. Kiedy energia jest pochłaniana, prędkość cząsteczek w przedziale między zderzeniami zmienia się znacznie; ponadto molekuły lżejszych gazów poruszają się z większą prędkością niż molekuły cięższych gazów. W rezultacie temperatura gazów może być różna.

W rozrzedzonych gazach jest stosunkowo niewiele cząsteczek o bardzo małych rozmiarach (gazy lekkie). Jeśli poruszają się z dużymi prędkościami, temperatura w danej objętości powietrza będzie wysoka. W termosferze każdy centymetr sześcienny powietrza zawiera dziesiątki i setki tysięcy cząsteczek różnych gazów, podczas gdy na powierzchni ziemi jest ich około stu milionów miliardów. Dlatego zbyt wysokie temperatury w wysokich warstwach atmosfery, świadczące o szybkości przemieszczania się cząsteczek w tym bardzo cienkim ośrodku, nie mogą spowodować nawet lekkiego nagrzania znajdującego się tutaj ciała. Tak jak człowiek nie czuje ciepła podczas oślepiania lamp elektrycznych, chociaż włókna w rozrzedzonym medium natychmiast nagrzewają się do kilku tysięcy stopni.

W niższej termosferze i mezosferze główna część deszczów meteorów wypala się przed dotarciem do powierzchni ziemi.

Dostępne informacje o warstwach atmosferycznych powyżej 60-80 km są wciąż niewystarczające do wyciągnięcia ostatecznych wniosków na temat struktury, reżimu i procesów w nich zachodzących. Wiadomo jednak, że w górnej mezosferze i dolnej termosferze reżim temperaturowy powstaje w wyniku przemiany tlenu cząsteczkowego (O 2) w tlen atomowy (O), który zachodzi pod działaniem ultrafioletowego promieniowania słonecznego. W termosferze na reżim temperaturowy duży wpływ mają korpuskularne, promieniowanie rentgenowskie i promieniowanie. promieniowanie ultrafioletowe ze słońca. Tutaj nawet w ciągu dnia występują gwałtowne zmiany temperatury i wiatru.

Jonizacja atmosferyczna. Najciekawsza cecha atmosfery powyżej 60-80 km jest jej jonizacja, czyli proces powstawania ogromnej liczby naładowanych elektrycznie cząstek - jonów. Ponieważ jonizacja gazów jest charakterystyczna dla dolnej termosfery, nazywana jest również jonosferą.

Gazy w jonosferze są w większości w stanie atomowym. Pod działaniem promieniowania ultrafioletowego i korpuskularnego Słońca, które mają wysoką energię, zachodzi proces oddzielania elektronów od neutralnych atomów i cząsteczek powietrza. Takie atomy i cząsteczki, które straciły jeden lub więcej elektronów, stają się naładowane dodatnio, a wolny elektron może ponownie przyłączyć się do neutralnego atomu lub cząsteczki i nadać im swój ładunek ujemny. Te dodatnio i ujemnie naładowane atomy i cząsteczki nazywane są jony, i gazy zjonizowana, tj. po otrzymaniu ładunku elektrycznego. Przy wyższym stężeniu jonów gazy stają się przewodzącymi prąd elektryczny.

Najintensywniej proces jonizacji zachodzi w grubych warstwach ograniczonych wysokościami 60-80 i 220-400 km. W tych warstwach panują optymalne warunki do jonizacji. Tutaj gęstość powietrza jest zauważalnie wyższa niż w wyższych warstwach atmosfery, a napływ promieniowania ultrafioletowego i korpuskularnego ze Słońca jest wystarczający do procesu jonizacji.

Odkrycie jonosfery to jedno z najważniejszych i najwspanialszych osiągnięć nauki. W końcu charakterystyczną cechą jonosfery jest jej wpływ na propagację fal radiowych. W warstwach zjonizowanych odbijają się fale radiowe, dzięki czemu możliwa jest komunikacja radiowa dalekiego zasięgu. Naładowane atomy-jony odbijają krótkie fale radiowe i ponownie wracają na powierzchnię Ziemi, ale już w znacznej odległości od miejsca transmisji radiowej. Oczywiście krótkie fale radiowe pokonują tę drogę kilkakrotnie, dzięki czemu zapewniona jest komunikacja radiowa na dalekie odległości. Gdyby nie jonosfera, to do przesyłania sygnałów radiostacji na duże odległości konieczna byłaby budowa drogich radiolinii.

Wiadomo jednak, że czasami krótkofalowa łączność radiowa jest zakłócana. Dzieje się tak w wyniku rozbłysków chromosferycznych na Słońcu, dzięki którym promieniowanie ultrafioletowe Słońca gwałtownie wzrasta, prowadząc do silnych zaburzeń jonosfery i ziemskiego pola magnetycznego - burz magnetycznych. Podczas burz magnetycznych komunikacja radiowa jest zakłócona, ponieważ ruch naładowanych cząstek zależy od pola magnetycznego. Podczas burz magnetycznych jonosfera gorzej odbija fale radiowe lub przenosi je w kosmos. Głównie wraz ze zmianą aktywności słonecznej, której towarzyszy wzrost promieniowania ultrafioletowego, wzrasta gęstość elektronowa jonosfery i absorpcja fal radiowych w ciągu dnia, co prowadzi do zakłóceń krótkofalowej komunikacji radiowej.

Według nowych badań w silnej warstwie zjonizowanej występują strefy, w których koncentracja wolnych elektronów osiąga nieco wyższe stężenie niż w sąsiednich warstwach. Znane są cztery takie strefy, które znajdują się na wysokościach około 60-80, 100-120, 180-200 i 300-400 km i są oznaczone literami D, mi, F 1 oraz F 2 . Wraz ze wzrostem promieniowania słonecznego naładowane cząstki (korpuskuły) pod wpływem ziemskiego pola magnetycznego odchylają się w kierunku dużych szerokości geograficznych. Po wejściu do atmosfery ciałka intensyfikują jonizację gazów do tego stopnia, że ​​zaczyna się ich jarzenie. Oto jak zorze polarne- w postaci pięknych wielokolorowych łuków, które rozświetlają się na nocnym niebie, głównie na wysokich szerokościach geograficznych Ziemi. Zorzom towarzyszą silne burze magnetyczne. W takich przypadkach zorze stają się widoczne na średnich szerokościach geograficznych, a w rzadkich przypadkach nawet w strefie tropikalnej. I tak np. intensywna zorza polarna obserwowana w dniach 21-22 stycznia 1957 r. była widoczna niemal we wszystkich południowych regionach naszego kraju.

Fotografując zorze z dwóch punktów znajdujących się w odległości kilkudziesięciu kilometrów, wysokość zorzy określa się z dużą dokładnością. Zorza polarna zwykle znajduje się na wysokości około 100 km, często znajdują się na wysokości kilkuset kilometrów, a czasem na poziomie około 1000 km. Chociaż natura zorzy polarnej została wyjaśniona, wciąż pozostaje wiele nierozwiązanych kwestii związanych z tym zjawiskiem. Przyczyny różnorodności form zorzy polarnej są wciąż nieznane.

Według trzeciego sowieckiego satelity między 200 a 1000 km w ciągu dnia przeważają jony dodatnie rozszczepionego tlenu cząsteczkowego, tj. tlenu atomowego (O). Radzieccy naukowcy badają jonosferę za pomocą sztucznych satelitów z serii Kosmos. Amerykańscy naukowcy również badają jonosferę za pomocą satelitów.

Powierzchnia oddzielająca termosferę od egzosfery zmienia się w zależności od zmian aktywności słonecznej i innych czynników. W pionie wahania te sięgają 100-200 km i więcej.

Egzosfera (sfera rozpraszająca) - najwyższa część atmosfery, położona powyżej 800 km. Jest mało wystudiowana. Według danych z obserwacji i obliczeń teoretycznych temperatura w egzosferze wzrasta wraz z wysokością przypuszczalnie do 2000°. W przeciwieństwie do dolnej jonosfery, w egzosferze gazy są tak rozrzedzone, że ich cząsteczki, poruszające się z ogromną prędkością, prawie nigdy się nie spotykają.

Do niedawna zakładano, że warunkowa granica atmosfery znajduje się na wysokości około 1000 km. Jednak na podstawie zwalniania sztucznych satelitów Ziemi ustalono, że na wysokościach 700-800 km w 1 cm3 zawiera do 160 tysięcy dodatnich jonów tlenu atomowego i azotu. Daje to podstawy do założenia, że ​​naładowane warstwy atmosfery rozciągają się w kosmos na znacznie większą odległość.

W wysokich temperaturach, na warunkowej granicy atmosfery, prędkości cząstek gazu sięgają około 12 km/s Przy tych prędkościach gazy stopniowo opuszczają obszar ziemskiej grawitacji w przestrzeń międzyplanetarną. Trwa to od dłuższego czasu. Na przykład cząsteczki wodoru i helu są usuwane w przestrzeń międzyplanetarną na kilka lat.

W badaniach wysokich warstw atmosfery pozyskiwano bogate dane zarówno z satelitów serii Kosmos i Elektron, jak i rakiet geofizycznych oraz stacji kosmicznych Mars-1, Luna-4 itd. Cenne były również bezpośrednie obserwacje astronautów. Tak więc, zgodnie ze zdjęciami wykonanymi w kosmosie przez V. Nikolaevą-Tereshkovą, stwierdzono, że na wysokości 19 km jest warstwa kurzu z Ziemi. Potwierdziły to również dane uzyskane przez załogę statku kosmicznego Woschod. Podobno istnieje ścisły związek między warstwą kurzu a tzw chmury z masy perłowej, czasami obserwowane na wysokościach około 20-30km.

Od atmosfery do kosmosu. Wcześniejsze założenia, że ​​poza ziemską atmosferą, w przestrzeni międzyplanetarnej

przestrzeni, gazy są bardzo rozrzedzone, a koncentracja cząstek nie przekracza kilku jednostek w 1 cm3, nie były uzasadnione. Badania wykazały, że przestrzeń okołoziemska jest wypełniona naładowanymi cząstkami. Na tej podstawie wysunięto hipotezę o istnieniu wokół Ziemi stref o wyraźnie zwiększonej zawartości cząstek naładowanych, tj. pasy radiacyjne- wewnętrzny i zewnętrzny. Nowe dane pomogły wyjaśnić. Okazało się, że pomiędzy wewnętrzną i zewnętrzną taśmą radiacyjną znajdują się również naładowane cząstki. Ich liczba zmienia się w zależności od aktywności geomagnetycznej i słonecznej. Zatem zgodnie z nowym założeniem zamiast pasów radiacyjnych istnieją strefy promieniowania bez wyraźnie określonych granic. Granice stref promieniowania zmieniają się w zależności od aktywności słonecznej. Wraz z jego intensyfikacją, tj. gdy na Słońcu pojawiają się plamy i strumienie gazu wyrzuconego na setki tysięcy kilometrów, zwiększa się przepływ cząstek kosmicznych, które zasilają strefy radiacyjne Ziemi.

Strefy promieniowania są niebezpieczne dla osób latających na statkach kosmicznych. Dlatego przed lotem w kosmos określa się stan i położenie stref promieniowania, a orbitę statku kosmicznego dobiera się w taki sposób, aby wychodził poza obszary zwiększonego promieniowania. Jednak wysokie warstwy atmosfery, a także przestrzeń kosmiczna w pobliżu Ziemi, nie zostały jeszcze wystarczająco zbadane.

W badaniu wysokich warstw atmosfery i przestrzeni okołoziemskiej wykorzystywane są bogate dane pozyskiwane z satelitów serii Kosmos i stacji kosmicznych.

Najmniej zbadane są wysokie warstwy atmosfery. Jednak nowoczesne metody jej badania pozwalają mieć nadzieję, że w nadchodzących latach człowiek pozna wiele szczegółów dotyczących struktury atmosfery, na dnie której żyje.

Podsumowując, przedstawiamy schematyczny pionowy przekrój atmosfery (ryc. 7). Tutaj wysokości w kilometrach i ciśnienie powietrza w milimetrach są kreślone pionowo, a temperatura jest kreślona poziomo. Krzywa ciągła pokazuje zmianę temperatury powietrza wraz z wysokością. Na odpowiednich wysokościach odnotowano najważniejsze zjawiska obserwowane w atmosferze, a także maksymalne wysokości osiągane przez radiosondy i inne środki sondowania atmosfery.

Każdy piśmienny powinien wiedzieć nie tylko, że planetę otacza atmosfera mieszaniny różnych gazów, ale także, że istnieją różne warstwy atmosfery, które znajdują się w nierównych odległościach od powierzchni Ziemi.

Obserwując niebo absolutnie nie widzimy ani jego złożonej struktury, ani jego niejednorodnej kompozycji, ani innych rzeczy ukrytych przed oczami. Ale to właśnie dzięki złożonemu i wieloskładnikowemu składowi warstwy powietrza wokół planety istnieją na niej warunki, dzięki którym powstało tu życie, rozkwitła roślinność, wszystko, co kiedykolwiek tu było.

Wiedza na temat konwersacji jest przekazywana osobom już w 6 klasie w szkole, ale niektórzy nie ukończyli jeszcze studiów, a niektórzy są tam tak długo, że już o wszystkim zapomnieli. Niemniej jednak każdy wykształcony człowiek powinien wiedzieć, z czego składa się otaczający go świat, zwłaszcza ta jego część, od której bezpośrednio zależy sama możliwość jego normalnego życia.

Jak nazywa się każda z warstw atmosfery, na jakiej wysokości się znajduje, jaką pełni rolę? Wszystkie te pytania zostaną omówione poniżej.

Struktura atmosfery ziemskiej

Patrząc w niebo, zwłaszcza gdy jest całkowicie bezchmurne, bardzo trudno sobie nawet wyobrazić, że ma ono tak złożoną i wielowarstwową strukturę, że temperatura na różnych wysokościach jest bardzo różna i że to właśnie tam, na wysokości, najważniejsze procesy dla całej flory i fauny zachodzą na ziemi.

Gdyby nie tak złożony skład pokrywy gazowej planety, po prostu nie byłoby tu życia, a nawet możliwości jego powstania.

Pierwsze próby zbadania tej części otaczającego świata podjęli starożytni Grecy, ale nie mogli posunąć się zbyt daleko w swoich wnioskach, ponieważ nie mieli niezbędnej bazy technicznej. Nie widzieli granic różnych warstw, nie mogli zmierzyć ich temperatury, zbadać składu komponentów itp.

To głównie zdarzenia pogodowe skłoniły najbardziej postępowe umysły do ​​myślenia, że ​​widoczne niebo nie jest tak proste, jak się wydaje.

Uważa się, że struktura współczesnej otoczki gazowej wokół Ziemi powstała w trzech etapach. Najpierw była pierwotna atmosfera wodoru i helu przechwycona z kosmosu.

Następnie erupcja wulkanów wypełniła powietrze masą innych cząstek i powstała wtórna atmosfera. Po przejściu wszystkich głównych reakcji chemicznych i procesów relaksacji cząstek powstała obecna sytuacja.

Warstwy atmosfery w kolejności od powierzchni ziemi i ich charakterystyka

Struktura gazowej otoczki planety jest dość złożona i różnorodna. Rozważmy to bardziej szczegółowo, stopniowo osiągając najwyższe poziomy.

Troposfera

Oprócz warstwy przyściennej troposfera jest najniższą warstwą atmosfery. Rozciąga się na wysokości około 8-10 km nad powierzchnią ziemi w regionach polarnych, 10-12 km w klimacie umiarkowanym i 16-18 km w częściach tropikalnych.

Interesujący fakt: odległość ta może się różnić w zależności od pory roku – zimą jest nieco mniejsza niż latem.

Powietrze troposfery zawiera główną życiodajną siłę dla wszelkiego życia na ziemi. Zawiera około 80% całego dostępnego powietrza atmosferycznego, ponad 90% pary wodnej, to tutaj tworzą się chmury, cyklony i inne zjawiska atmosferyczne.

Warto zauważyć stopniowy spadek temperatury w miarę wznoszenia się z powierzchni planety. Naukowcy obliczyli, że na każde 100 m wysokości temperatura spada o około 0,6-0,7 stopnia.

Stratosfera

Kolejną najważniejszą warstwą jest stratosfera. Wysokość stratosfery wynosi około 45-50 kilometrów. Zaczyna się od 11 km i już tutaj panują ujemne temperatury, sięgające nawet -57 ° С.

Dlaczego ta warstwa jest ważna dla ludzi, wszystkich zwierząt i roślin? To tutaj, na wysokości 20-25 kilometrów, znajduje się warstwa ozonowa, która zatrzymuje promienie ultrafioletowe ze słońca i zmniejsza ich destrukcyjny wpływ na florę i faunę do akceptowalnej wartości.

Warto zauważyć, że stratosfera pochłania wiele rodzajów promieniowania, które dociera do Ziemi ze Słońca, innych gwiazd i przestrzeni kosmicznej. Energia otrzymana z tych cząstek trafia do jonizacji znajdujących się tu cząsteczek i atomów, pojawiają się różne związki chemiczne.

Wszystko to prowadzi do tak znanego i kolorowego zjawiska jak zorza polarna.

Mezosfera

Mezosfera zaczyna się na około 50 i rozciąga się na 90 kilometrów. Gradient, czyli spadek temperatury wraz ze zmianą wysokości, nie jest tu tak duży, jak w niższych warstwach. W górnych granicach tej powłoki temperatura wynosi około -80°C. Skład tego regionu zawiera około 80% azotu, a także 20% tlenu.

Należy zauważyć, że mezosfera jest rodzajem martwej strefy dla wszelkich urządzeń latających. Samoloty nie mogą tu latać, ponieważ powietrze jest niezwykle rozrzedzone, a satelity nie mogą latać na tak małej wysokości, ponieważ dostępna dla nich gęstość powietrza jest dla nich bardzo duża.

Inną interesującą cechą mezosfery jest: to tutaj płoną meteoryty, które uderzyły w planetę. Badanie takich odległych od ziemi warstw odbywa się za pomocą specjalnych rakiet, jednak wydajność procesu jest niska, więc znajomość regionu pozostawia wiele do życzenia.

Termosfera

Natychmiast po pojawieniu się rozpatrywanej warstwy termosfera, której wysokość w km rozciąga się aż na 800 km. W pewnym sensie jest to prawie otwarta przestrzeń. Występuje agresywny wpływ promieniowania kosmicznego, promieniowania słonecznego.

Wszystko to daje początek tak wspaniałemu i pięknemu zjawisku jak zorza polarna.

Najniższa warstwa termosfery nagrzewa się do temperatury około 200 K lub więcej. Dzieje się tak dzięki elementarnym procesom między atomami i cząsteczkami, ich rekombinacji i promieniowaniu.

Górne warstwy są ogrzewane przez przepływające tu burze magnetyczne, prądy elektryczne, które są generowane w tym samym czasie. Temperatura złoża nie jest jednolita i może się bardzo wahać.

Większość sztucznych satelitów, ciał balistycznych, stacji załogowych itp. lata w termosferze. Testuje również wystrzeliwanie różnych rodzajów broni i pocisków.

Egzosfera

Egzosfera, lub jak to się nazywa sfera rozpraszająca, to najwyższy poziom naszej atmosfery, jej granica, po której następuje międzyplanetarna przestrzeń kosmiczna. Egzosfera zaczyna się na wysokości około 800-1000 kilometrów.

Gęste warstwy pozostają w tyle i tutaj powietrze jest niezwykle rozrzedzone, wszelkie cząstki, które spadają z boku, są po prostu wynoszone w kosmos z powodu bardzo słabego działania grawitacji.

Pocisk ten kończy się na wysokości około 3000-3500 km, a tutaj prawie nie ma cząstek. Ta strefa nazywana jest bliską próżnią kosmiczną. Panują tu nie pojedyncze cząstki w ich zwykłym stanie, ale plazma, najczęściej całkowicie zjonizowana.

Znaczenie atmosfery w życiu Ziemi

Tak wyglądają wszystkie główne poziomy struktury atmosfery naszej planety. Jego szczegółowy schemat może obejmować inne regiony, ale mają one już drugorzędne znaczenie.

To ważne by zauważyć że Atmosfera odgrywa kluczową rolę w życiu na Ziemi. Duża ilość ozonu w stratosferze pozwala florze i faunie na ucieczkę przed śmiertelnymi skutkami promieniowania i promieniowania z kosmosu.

Również tutaj kształtuje się pogoda, zachodzą wszystkie zjawiska atmosferyczne, cyklony, wiatry powstają i giną, ustala się takie lub inne ciśnienie. Wszystko to ma bezpośredni wpływ na stan człowieka, wszystkich żywych organizmów i roślin.

Najbliższa warstwa, troposfera, daje nam możliwość oddychania, nasyca tlenem całe życie i pozwala mu żyć. Nawet niewielkie odchylenia w strukturze i składzie atmosfery mogą mieć najbardziej szkodliwy wpływ na wszystkie żywe istoty.

Dlatego właśnie rozpoczyna się taka kampania przeciwko szkodliwym emisjom z samochodów i produkcji, ekolodzy biją na alarm o grubości warstwy ozonowej, Partia Zielonych i jej podobni opowiadają się za maksymalną ochroną przyrody. Tylko w ten sposób można przedłużyć normalne życie na ziemi i nie sprawić, by było ono nieznośne pod względem klimatycznym.

> Atmosfera Ziemi

Opis atmosfera ziemska dla dzieci w każdym wieku: z czego składa się powietrze, obecność gazów, warstwy fotograficzne, klimat i pogoda trzeciej planety w Układzie Słonecznym.

Dla najmłodszych Wiadomo już, że Ziemia jest jedyną planetą w naszym systemie, która ma zdolną do życia atmosferę. Koc gazowy jest nie tylko bogaty w powietrze, ale również chroni nas przed nadmiernym ciepłem i promieniowaniem słonecznym. Ważny wyjaśnij dzieciomże system jest niesamowicie dobrze zaprojektowany, ponieważ pozwala na nagrzewanie się powierzchni w ciągu dnia i ochłodzenie w nocy, przy zachowaniu akceptowalnej równowagi.

Na początek wyjaśnienie dla dzieci Wynika to z faktu, że kula atmosfery ziemskiej rozciąga się na ponad 480 km, ale większość znajduje się 16 km od powierzchni. Im wyższa wysokość, tym niższe ciśnienie. Jeśli weźmiemy pod uwagę poziom morza, ciśnienie wynosi 1 kg na centymetr kwadratowy. Ale na wysokości 3 km zmieni się - 0,7 kg na centymetr kwadratowy. Oczywiście w takich warunkach trudniej jest oddychać ( dzieci można to poczuć, gdybyś kiedykolwiek wybrał się na wędrówkę po górach).

Skład powietrza ziemskiego – wyjaśnienie dla dzieci

Gazy obejmują:

• Azot - 78%.
• Tlen - 21%.
• Argon - 0,93%.
• Dwutlenek węgla - 0,038%.
• W niewielkich ilościach występuje również para wodna i inne zanieczyszczenia gazowe.

Warstwy atmosferyczne Ziemi – wyjaśnienie dla dzieci

Rodzice lub nauczyciele w szkole Należy przypomnieć, że atmosfera ziemska dzieli się na 5 poziomów: egzosferę, termosferę, mezosferę, stratosferę i troposferę. Z każdą warstwą atmosfera coraz bardziej się rozpuszcza, aż w końcu gazy rozproszą się w kosmos.

Troposfera jest najbliżej powierzchni. Przy miąższości 7-20 km stanowi połowę ziemskiej atmosfery. Im bliżej Ziemi, tym bardziej powietrze się nagrzewa. Zbiera się tu prawie cała para wodna i kurz. Dzieci mogą się nie dziwić, że na tym poziomie unoszą się chmury.

Stratosfera zaczyna się w troposferze i wznosi się 50 km nad powierzchnię. Jest tu dużo ozonu, który ogrzewa atmosferę i chroni przed szkodliwym promieniowaniem słonecznym. Powietrze jest 1000 razy cieńsze niż nad poziomem morza i niezwykle suche. Dlatego samoloty czują się tu świetnie.

Mezosfera: 50 km do 85 km nad powierzchnią. Góra nazywana jest mezopauzą i jest najchłodniejszym miejscem w ziemskiej atmosferze (-90°C). Jest bardzo trudny do zbadania, ponieważ samoloty odrzutowe nie mogą się tam dostać, a wysokość orbitalna satelitów jest zbyt wysoka. Naukowcy wiedzą tylko, że to tam płoną meteory.

Termosfera: 90 km i między 500-1000 km. Temperatura dochodzi do 1500°C. Jest uważany za część atmosfery ziemskiej, ale jest ważny wyjaśnij dzieciomże gęstość powietrza jest tutaj tak niska, że ​​większość z niego jest już postrzegana jako przestrzeń kosmiczna. W rzeczywistości to tutaj znajdują się promy kosmiczne i Międzynarodowa Stacja Kosmiczna. Ponadto powstają tutaj zorze polarne. Naładowane cząstki kosmiczne wchodzą w kontakt z atomami i cząsteczkami termosfery, przenosząc je na wyższy poziom energetyczny. Z tego powodu widzimy te fotony światła w postaci zorzy polarnej.

Egzosfera to najwyższa warstwa. Niesamowicie cienka linia połączenia atmosfery z przestrzenią. Składa się z szeroko rozproszonych cząsteczek wodoru i helu.

Klimat i pogoda Ziemi – wyjaśnienie dla dzieci

Dla najmłodszych potrzebować wyjaśnićże Ziemia jest w stanie utrzymać wiele żyjących gatunków ze względu na regionalny klimat, który jest reprezentowany przez ekstremalne zimno na biegunach i tropikalny upał na równiku. Dzieci Warto wiedzieć, że regionalny klimat to pogoda, która na danym obszarze pozostaje niezmienna od 30 lat. Oczywiście czasami może się to zmienić przez kilka godzin, ale w większości pozostaje stabilna.

Ponadto wyróżnia się również globalny klimat lądowy – średni regionalny. Zmienił się w całej historii ludzkości. Dziś następuje gwałtowne ocieplenie. Naukowcy biją na alarm, ponieważ wywołane przez człowieka gazy cieplarniane zatrzymują ciepło w atmosferze, ryzykując przekształcenie naszej planety w Wenus.

ATMOSFERA
gazowa otoczka otaczająca ciało niebieskie. Jego cechy zależą od wielkości, masy, temperatury, prędkości obrotowej i składu chemicznego danego ciała niebieskiego, a także są zdeterminowane historią jego powstawania od momentu jego narodzin. Atmosfera ziemska składa się z mieszaniny gazów zwanych powietrzem. Jego głównymi składnikami są azot i tlen w stosunku około 4:1. Na osobę wpływa głównie stan dolnych 15-25 km atmosfery, ponieważ to w tej dolnej warstwie koncentruje się większość powietrza. Nauka badająca atmosferę nazywa się meteorologią, choć przedmiotem tej nauki jest również pogoda i jej wpływ na człowieka. Zmienia się również stan górnych warstw atmosfery, położonych na wysokościach od 60 do 300, a nawet 1000 km od powierzchni Ziemi. Rozwijają się tu silne wiatry, burze i pojawiają się tak niesamowite zjawiska elektryczne jak zorze polarne. Wiele z tych zjawisk jest związanych ze strumieniami promieniowania słonecznego, kosmicznego i ziemskiego pola magnetycznego. Wysokie warstwy atmosfery są również laboratorium chemicznym, ponieważ tam, w warunkach zbliżonych do próżni, niektóre gazy atmosferyczne pod wpływem potężnego przepływu energii słonecznej wchodzą w reakcje chemiczne. Nauka badająca te wzajemnie powiązane zjawiska i procesy nazywana jest fizyką wysokich warstw atmosfery.
OGÓLNA CHARAKTERYSTYKA ATMOSFERY ZIEMI
Wymiary. Dopóki sondy sondujące i sztuczne satelity nie zbadały zewnętrznych warstw atmosfery na odległościach kilkakrotnie większych niż promień Ziemi, wierzono, że w miarę oddalania się od powierzchni ziemi atmosfera stopniowo się rozrzedza i płynnie przechodzi w przestrzeń międzyplanetarną . Obecnie ustalono, że energia płynąca z głębokich warstw Słońca przenika w przestrzeń kosmiczną daleko poza orbitą Ziemi, aż do zewnętrznych granic Układu Słonecznego. To tzw. Wiatr słoneczny opływa pole magnetyczne Ziemi, tworząc wydłużoną „wnękę”, w której koncentruje się ziemska atmosfera. Pole magnetyczne Ziemi jest zauważalnie zwężone po dziennej stronie skierowanej ku Słońcu i tworzy długi język, prawdopodobnie wystający poza orbitę Księżyca, po przeciwnej, nocnej stronie. Granica ziemskiego pola magnetycznego nazywana jest magnetopauzą. Po stronie dziennej granica ta przebiega w odległości około siedmiu promieni Ziemi od powierzchni, ale w okresach zwiększonej aktywności słonecznej jest jeszcze bliżej powierzchni Ziemi. Magnetopauza jest również granicą atmosfery ziemskiej, której zewnętrzna powłoka nazywana jest również magnetosferą, ponieważ zawiera naładowane cząstki (jony), których ruch wynika z ziemskiego pola magnetycznego. Całkowita waga gazów atmosferycznych wynosi około 4,5*1015 t. Tak więc „waga” atmosfery na jednostkę powierzchni lub ciśnienie atmosferyczne wynosi około 11 ton/m2 na poziomie morza.
Znaczenie dla życia. Z powyższego wynika, że ​​Ziemia jest oddzielona od przestrzeni międzyplanetarnej potężną warstwą ochronną. Przestrzeń kosmiczna jest przesiąknięta silnym promieniowaniem ultrafioletowym i rentgenowskim ze Słońca, a nawet mocniejszym promieniowaniem kosmicznym, a te rodzaje promieniowania są szkodliwe dla wszystkich żywych istot. Na zewnętrznej krawędzi atmosfery natężenie promieniowania jest śmiertelne, ale znaczna jego część jest zatrzymywana przez atmosferę z dala od powierzchni Ziemi. Absorpcja tego promieniowania wyjaśnia wiele właściwości wysokich warstw atmosfery, a zwłaszcza występujących tam zjawisk elektrycznych. Najniższa, powierzchniowa warstwa atmosfery jest szczególnie ważna dla osoby, która mieszka na styku stałych, ciekłych i gazowych powłok Ziemi. Górna powłoka „stałej” Ziemi nazywana jest litosferą. Około 72% powierzchni Ziemi pokrywają wody oceanów, które stanowią większość hydrosfery. Atmosfera graniczy zarówno z litosferą, jak i hydrosferą. Człowiek żyje na dnie oceanu powietrznego i blisko lub powyżej poziomu oceanu wodnego. Interakcja tych oceanów jest jednym z ważnych czynników determinujących stan atmosfery.
Mieszanina. Dolne warstwy atmosfery składają się z mieszaniny gazów (patrz tabela). Oprócz wymienionych w tabeli inne gazy występują również w postaci drobnych zanieczyszczeń w powietrzu: ozon, metan, substancje takie jak tlenek węgla (CO), tlenki azotu i siarki, amoniak.

SKŁAD ATMOSFERY

W wysokich warstwach atmosfery skład powietrza zmienia się pod wpływem twardego promieniowania słonecznego, co prowadzi do rozpadu cząsteczek tlenu na atomy. Tlen atomowy jest głównym składnikiem wysokich warstw atmosfery. Wreszcie, w najbardziej odległych od powierzchni Ziemi warstwach atmosfery, głównymi składnikami stają się najlżejsze gazy, wodór i hel. Ponieważ większość materii koncentruje się na niższych 30 km, zmiany w składzie powietrza na wysokościach powyżej 100 km nie mają zauważalnego wpływu na ogólny skład atmosfery.
Wymiana energii. Słońce jest głównym źródłem energii docierającej do Ziemi. Będąc w odległości ok. 150 mln km od Słońca Ziemia otrzymuje około jednej dwumiliardowej energii, którą promieniuje, głównie w widzialnej części widma, którą człowiek nazywa „światłem”. Większość tej energii jest pochłaniana przez atmosferę i litosferę. Ziemia również emituje energię, głównie w postaci promieniowania dalekiej podczerwieni. W ten sposób ustalana jest równowaga między energią otrzymywaną ze Słońca, ogrzewaniem Ziemi i atmosfery oraz odwrotnym przepływem energii cieplnej wypromieniowanej w kosmos. Mechanizm tej równowagi jest niezwykle złożony. Cząsteczki pyłu i gazu rozpraszają światło, częściowo odbijając je w przestrzeni świata. Chmury odbijają jeszcze więcej nadchodzącego promieniowania. Część energii jest pochłaniana bezpośrednio przez cząsteczki gazu, ale głównie przez skały, roślinność i wody powierzchniowe. Para wodna i dwutlenek węgla obecne w atmosferze przepuszczają promieniowanie widzialne, ale pochłaniają promieniowanie podczerwone. Energia cieplna gromadzi się głównie w dolnych warstwach atmosfery. Podobny efekt występuje w szklarni, gdy szkło wpuszcza światło i gleba się nagrzewa. Ponieważ szkło jest stosunkowo nieprzepuszczalne dla promieniowania podczerwonego, w szklarni akumuluje się ciepło. Ogrzanie niższych warstw atmosfery z powodu obecności pary wodnej i dwutlenku węgla jest często określane jako efekt cieplarniany. Zachmurzenie odgrywa znaczącą rolę w zachowaniu ciepła w niższych warstwach atmosfery. Jeśli chmury rozproszą się lub wzrośnie przezroczystość mas powietrza, temperatura nieuchronnie spadnie, ponieważ powierzchnia Ziemi swobodnie wypromieniuje energię cieplną do otaczającej przestrzeni. Woda na powierzchni Ziemi pochłania energię słoneczną i odparowuje, zamieniając się w gaz - parę wodną, ​​która przenosi ogromną ilość energii do niższych warstw atmosfery. Kiedy para wodna skrapla się i tworzy chmury lub mgłę, energia ta jest uwalniana w postaci ciepła. Około połowa energii słonecznej docierającej do powierzchni ziemi jest zużywana na odparowanie wody i przedostanie się do niższych warstw atmosfery. W ten sposób, na skutek efektu cieplarnianego i parowania wody, atmosfera nagrzewa się od dołu. To częściowo tłumaczy wysoką aktywność jego cyrkulacji w porównaniu z cyrkulacją Oceanu Światowego, który nagrzewa się tylko od góry i dlatego jest znacznie bardziej stabilny niż atmosfera.
Zobacz także METEOROLOGIA I KLIMATOLOGIA. Oprócz ogólnego ogrzewania atmosfery przez „światło” słoneczne, znaczne nagrzewanie niektórych jej warstw następuje pod wpływem promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego pochodzącego od Słońca. Struktura. W porównaniu z cieczami i ciałami stałymi w substancjach gazowych siła przyciągania między cząsteczkami jest minimalna. Wraz ze wzrostem odległości między cząsteczkami gazy mogą rozszerzać się w nieskończoność, jeśli nic im nie stoi na przeszkodzie. Dolna granica atmosfery to powierzchnia Ziemi. Ściśle mówiąc, bariera ta jest nieprzenikniona, ponieważ wymiana gazowa zachodzi między powietrzem a wodą, a nawet między powietrzem a skałami, ale w tym przypadku można pominąć te czynniki. Ponieważ atmosfera jest sferyczną powłoką, nie ma granic bocznych, a jedynie granicę dolną i granicę górną (zewnętrzną) otwartą od strony przestrzeni międzyplanetarnej. Przez zewnętrzną granicę wyciekają niektóre neutralne gazy, a także przepływ materii z otaczającej przestrzeni kosmicznej. Większość naładowanych cząstek, z wyjątkiem wysokoenergetycznych promieni kosmicznych, jest albo wychwytywana przez magnetosferę, albo przez nią odpychana. Na atmosferę oddziałuje również siła grawitacji, która utrzymuje powłokę powietrzną przy powierzchni Ziemi. Gazy atmosferyczne są sprężane pod własnym ciężarem. Ta kompresja jest maksymalna na dolnej granicy atmosfery, dlatego gęstość powietrza jest tutaj najwyższa. Na dowolnej wysokości nad powierzchnią ziemi stopień sprężenia powietrza zależy od masy górnego słupa powietrza, więc gęstość powietrza maleje wraz z wysokością. Ciśnienie, równe masie górnego słupa powietrza na jednostkę powierzchni, jest bezpośrednio związane z gęstością, a zatem również maleje wraz z wysokością. Gdyby atmosfera była „gazem idealnym” o stałym składzie niezależnym od wysokości, stałej temperaturze i działającej na nią stałej sile grawitacji, wówczas ciśnienie zmniejszałoby się dziesięciokrotnie na każde 20 km wysokości. Atmosfera rzeczywista różni się nieco od gazu doskonałego do około 100 km, a następnie ciśnienie spada wolniej wraz z wysokością, ponieważ zmienia się skład powietrza. Niewielkie zmiany w opisywanym modelu wprowadza również zmniejszenie siły grawitacji wraz z odległością od środka Ziemi, wynoszącą ok. 1,9 tys. 3% na każde 100 km wysokości. W przeciwieństwie do ciśnienia atmosferycznego temperatura nie spada w sposób ciągły wraz z wysokością. Jak pokazano na ryc. 1, zmniejsza się do około 10 km, a następnie zaczyna ponownie rosnąć. Dzieje się tak, gdy tlen pochłania ultrafioletowe promieniowanie słoneczne. W tym przypadku powstaje gazowy ozon, którego cząsteczki składają się z trzech atomów tlenu (O3). Pochłania również promieniowanie ultrafioletowe, przez co ta warstwa atmosfery, zwana ozonosferą, nagrzewa się. Wyżej temperatura ponownie spada, ponieważ cząsteczek gazu jest znacznie mniej, a absorpcja energii jest odpowiednio zmniejszona. W jeszcze wyższych warstwach temperatura ponownie wzrasta z powodu pochłaniania przez atmosferę promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego o najkrótszej długości fali. Pod wpływem tego potężnego promieniowania atmosfera ulega jonizacji, tj. Cząsteczka gazu traci elektron i uzyskuje dodatni ładunek elektryczny. Takie cząsteczki stają się dodatnio naładowanymi jonami. Dzięki obecności wolnych elektronów i jonów ta warstwa atmosfery nabiera właściwości przewodnika elektrycznego. Uważa się, że temperatura nadal rośnie do wysokości, w których rozrzedzona atmosfera przechodzi w przestrzeń międzyplanetarną. W odległości kilku tysięcy kilometrów od powierzchni Ziemi panują prawdopodobnie temperatury od 5 000 do 10 000 C. Chociaż cząsteczki i atomy mają bardzo duże prędkości ruchu, a co za tym idzie wysoką temperaturę, ten rozrzedzony gaz nie jest „gorący” w zwykłym sensie. Ze względu na niewielką liczbę cząsteczek na dużych wysokościach ich całkowita energia cieplna jest bardzo mała. Atmosfera składa się zatem z oddzielnych warstw (tj. serii koncentrycznych powłok lub kul), których wybór zależy od tego, która właściwość jest najbardziej interesująca. Na podstawie średniego rozkładu temperatury meteorolodzy opracowali schemat struktury idealnej „środkowej atmosfery” (patrz rys. 1).

Troposfera - dolna warstwa atmosfery, sięgająca do pierwszego minimum termicznego (tzw. tropopauza). Górna granica troposfery zależy od szerokości geograficznej (w tropikach - 18-20 km, w umiarkowanych szerokościach geograficznych - około 10 km) i pory roku. Amerykańska National Weather Service przeprowadziła sondowanie w pobliżu bieguna południowego i ujawniła sezonowe zmiany wysokości tropopauzy. W marcu tropopauza znajduje się na wysokości ok. 1 km. 7,5 km. Od marca do sierpnia lub września następuje równomierne ochłodzenie troposfery, a jej granica wznosi się na krótki okres w sierpniu lub wrześniu do wysokości około 11,5 km. Następnie od września do grudnia gwałtownie opada i osiąga najniższą pozycję – 7,5 km, gdzie pozostaje do marca, wahając się w granicach zaledwie 0,5 km. To w troposferze głównie kształtuje się pogoda, która determinuje warunki bytowania człowieka. Większość atmosferycznej pary wodnej jest skoncentrowana w troposferze, dlatego głównie tutaj tworzą się chmury, chociaż część z nich, składająca się z kryształków lodu, znajduje się również w wyższych warstwach. Troposfera charakteryzuje się turbulencjami oraz silnymi prądami powietrza (wiatrami) i burzami. W górnej troposferze występują silne prądy powietrzne o ściśle określonym kierunku. Turbulentne wiry, podobnie jak małe wiry, powstają pod wpływem tarcia i dynamicznego oddziaływania pomiędzy wolno i szybko poruszającymi się masami powietrza. Ponieważ w tych wysokich warstwach zwykle nie ma zachmurzenia, turbulencja ta jest określana jako „turbulencja czystego powietrza”.
Stratosfera. Górna warstwa atmosfery jest często błędnie opisywana jako warstwa o stosunkowo stałych temperaturach, w której wiatry wieją mniej więcej równomiernie i gdzie elementy meteorologiczne niewiele się zmieniają. Górne warstwy stratosfery nagrzewają się, gdy tlen i ozon pochłaniają słoneczne promieniowanie ultrafioletowe. Górna granica stratosfery (stratopauza) jest rysowana tam, gdzie temperatura nieznacznie wzrasta, osiągając pośrednie maksimum, które często jest porównywalne z temperaturą powierzchniowej warstwy powietrza. W oparciu o obserwacje wykonane przy pomocy samolotów i balonów przystosowanych do latania na stałej wysokości, w stratosferze ustalono zaburzenia turbulentne oraz silne wiatry wiejące w różnych kierunkach. Podobnie jak w troposferze, odnotowuje się silne wiry powietrzne, które są szczególnie niebezpieczne dla szybkich samolotów. Silne wiatry, zwane strumieniami strumieniowymi, wieją w wąskich strefach wzdłuż granic umiarkowanych szerokości geograficznych zwróconych w stronę biegunów. Strefy te mogą się jednak przesuwać, znikać i pojawiać ponownie. Strumienie strumieniowe zwykle penetrują tropopauzę i pojawiają się w górnej troposferze, ale ich prędkość gwałtownie spada wraz ze spadkiem wysokości. Możliwe, że część energii wchodzącej do stratosfery (głównie wydatkowana na tworzenie się ozonu) wpływa na procesy zachodzące w troposferze. Szczególnie aktywne mieszanie jest związane z frontami atmosferycznymi, gdzie rozległe przepływy powietrza stratosferycznego były rejestrowane znacznie poniżej tropopauzy, a powietrze troposferyczne było wciągane do niższych warstw stratosfery. Znaczący postęp osiągnięto w badaniach struktury pionowej dolnych warstw atmosfery w związku z udoskonaleniem techniki wystrzeliwania radiosond na wysokość 25-30 km. Mezosfera znajdująca się nad stratosferą to powłoka, w której do wysokości 80-85 km temperatura spada do minimum dla atmosfery jako całości. Rekordowo niskie temperatury do -110°C zarejestrowały rakiety meteorologiczne wystrzelone z amerykańsko-kanadyjskiej instalacji w Fort Churchill (Kanada). Górna granica mezosfery (mesopauza) w przybliżeniu pokrywa się z dolną granicą obszaru aktywnej absorpcji promieniowania rentgenowskiego i najkrótszego promieniowania ultrafioletowego Słońca, któremu towarzyszy ogrzewanie i jonizacja gazu. W regionach polarnych latem w mezopauzie często pojawiają się systemy chmur, które zajmują duży obszar, ale mają niewielki rozwój pionowy. Takie chmury świecące w nocy często umożliwiają wykrycie falujących ruchów powietrza na dużą skalę w mezosferze. Skład tych chmur, źródła wilgoci i jąder kondensacji, dynamika i związek z czynnikami meteorologicznymi są wciąż niedostatecznie zbadane. Termosfera to warstwa atmosfery, w której temperatura stale rośnie. Jego moc może osiągnąć 600 km. Ciśnienie, a co za tym idzie gęstość gazu stale spada wraz z wysokością. W pobliżu powierzchni ziemi 1 m3 powietrza zawiera ok. 1 m3 powietrza. 2,5x1025 molekuł, na wysokości ok. 100 km, w dolnych warstwach termosfery – ok. 1019, na wysokości 200 km, w jonosferze – 5*10 15 i według obliczeń na wysokości ok. 2,3 km. 850 km - około 1012 cząsteczek. W przestrzeni międzyplanetarnej stężenie cząsteczek wynosi 10 8-10 9 na 1 m3. Na wysokości ok. 100 km liczba cząsteczek jest niewielka i rzadko się ze sobą zderzają. Średnia odległość przebyta przez losowo poruszającą się cząsteczkę przed zderzeniem się z inną podobną cząsteczką nazywa się jej średnią swobodną drogą. Warstwa, w której wartość ta wzrasta na tyle, że można pominąć prawdopodobieństwo zderzeń międzycząsteczkowych lub międzyatomowych, znajduje się na granicy między termosferą a powłoką pokrywającą (egzosferą) i nazywana jest przerwą termiczną. Termopauza znajduje się około 650 km od powierzchni ziemi. W określonej temperaturze prędkość ruchu molekuły zależy od jej masy: lżejsze molekuły poruszają się szybciej niż ciężkie. W niższych warstwach atmosfery, gdzie droga swobodna jest bardzo krótka, nie ma zauważalnej separacji gazów według ich masy cząsteczkowej, ale wyraża się to powyżej 100 km. Ponadto pod wpływem promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego ze Słońca cząsteczki tlenu rozpadają się na atomy, których masa stanowi połowę masy cząsteczki. Dlatego w miarę oddalania się od powierzchni Ziemi, tlen atomowy nabiera coraz większego znaczenia w składzie atmosfery i na wysokości ok. 5,5 km. Jego głównym elementem staje się 200 km. Wyżej, w odległości ok. 1200 km od powierzchni Ziemi, dominują gazy lekkie – hel i wodór. Stanowią zewnętrzną warstwę atmosfery. Ta separacja wagowa, nazywana separacją dyfuzyjną, przypomina separację mieszanin za pomocą wirówki. Egzosfera to zewnętrzna warstwa atmosfery, która jest izolowana na podstawie zmian temperatury i właściwości gazu obojętnego. Cząsteczki i atomy w egzosferze krążą wokół Ziemi po orbitach balistycznych pod wpływem grawitacji. Niektóre z tych orbit są paraboliczne i podobne do trajektorii pocisków. Cząsteczki mogą krążyć wokół Ziemi i po orbitach eliptycznych, jak satelity. Niektóre cząsteczki, głównie wodór i hel, mają otwarte trajektorie i uciekają w przestrzeń kosmiczną (ryc. 2).

STOSUNKI SŁONECZNO-ZIEMIE I ICH WPŁYW NA ATMOSFERĘ
pływy atmosferyczne. Przyciąganie Słońca i Księżyca powoduje pływy w atmosferze, podobne do pływów lądowych i morskich. Ale pływy atmosferyczne mają znaczącą różnicę: atmosfera najsilniej reaguje na przyciąganie Słońca, podczas gdy skorupa ziemska i ocean - na przyciąganie Księżyca. Wyjaśnia to fakt, że atmosfera jest ogrzewana przez Słońce i oprócz przypływu grawitacyjnego powstaje potężna fala termiczna. Generalnie mechanizmy powstawania pływów atmosferycznych i morskich są podobne, z tą różnicą, że w celu przewidzenia reakcji powietrza na efekty grawitacyjne i termiczne konieczne jest uwzględnienie jego ściśliwości i rozkładu temperatury. Nie jest do końca jasne, dlaczego półdobowe (12-godzinne) pływy słoneczne w atmosferze przeważają nad dobowymi i półdobowymi pływami księżycowymi, chociaż siły napędowe tych dwóch ostatnich procesów są znacznie silniejsze. Wcześniej uważano, że w atmosferze występuje rezonans, który dokładnie wzmacnia oscylacje z okresem 12 godzin. Jednak obserwacje prowadzone za pomocą rakiet geofizycznych wskazują, że nie ma przyczyn temperaturowych takiego rezonansu. Przy rozwiązywaniu tego problemu prawdopodobnie należy wziąć pod uwagę wszystkie hydrodynamiczne i termiczne właściwości atmosfery. Na powierzchni Ziemi w pobliżu równika, gdzie wpływ wahań pływowych jest maksymalny, zapewnia zmianę ciśnienia atmosferycznego o 0,1%. Prędkość wiatrów pływowych wynosi około. 0,3 km/h. Ze względu na złożoną strukturę termiczną atmosfery (zwłaszcza obecność minimum temperatury w mezopauzie) pływowe prądy powietrza nasilają się i np. na wysokości 70 km ich prędkość jest około 160 razy większa niż przy powierzchni ziemi , co ma ważne konsekwencje geofizyczne. Uważa się, że w dolnej części jonosfery (warstwa E) oscylacje pływowe przesuwają zjonizowany gaz pionowo w polu magnetycznym Ziemi, a zatem powstają tutaj prądy elektryczne. Te stale pojawiające się systemy prądów na powierzchni Ziemi są tworzone przez zaburzenia pola magnetycznego. Dobowe zmiany pola magnetycznego dobrze zgadzają się z wartościami obliczonymi, co przekonująco świadczy na korzyść teorii mechanizmów pływowych „dynama atmosferycznego”. Prądy elektryczne powstające w dolnej części jonosfery (warstwa E) muszą gdzieś się przemieszczać, a zatem obwód musi być zamknięty. Analogia z dynamem staje się kompletna, jeśli nadchodzący ruch uznamy za pracę silnika. Zakłada się, że odwrotna cyrkulacja prądu elektrycznego zachodzi w wyższej warstwie jonosfery (F), a ten przeciwprąd może wyjaśniać niektóre osobliwe cechy tej warstwy. Wreszcie, efekt pływowy musi również generować prądy poziome w warstwie E, a tym samym w warstwie F.
Jonosfera. Próbując wyjaśnić mechanizm występowania zorzy polarnej, naukowcy XIX wieku. zasugerował, że w atmosferze znajduje się strefa z cząsteczkami naładowanymi elektrycznie. W XX wieku Doświadczalnie uzyskano przekonujące dowody na istnienie warstwy odbijającej fale radiowe na wysokościach od 85 do 400 km. Obecnie wiadomo, że jego właściwości elektryczne są wynikiem jonizacji gazów atmosferycznych. Dlatego ta warstwa jest zwykle nazywana jonosferą. Wpływ na fale radiowe wynika głównie z obecności wolnych elektronów w jonosferze, chociaż mechanizm propagacji fal radiowych związany jest z obecnością dużych jonów. Te ostatnie są również interesujące w badaniu właściwości chemicznych atmosfery, ponieważ są bardziej aktywne niż neutralne atomy i cząsteczki. Reakcje chemiczne zachodzące w jonosferze odgrywają ważną rolę w jej bilansie energetycznym i elektrycznym.
normalna jonosfera. Obserwacje prowadzone za pomocą rakiet geofizycznych i satelitów dostarczyły wielu nowych informacji, wskazując, że jonizacja atmosfery zachodzi pod wpływem promieniowania słonecznego o szerokim spektrum. Jego główna część (ponad 90%) jest skoncentrowana w widzialnej części widma. Promieniowanie ultrafioletowe o krótszej długości fali i większej energii niż promienie światła fioletowego jest emitowane przez wodór w wewnętrznej części atmosfery Słońca (chromosferze), a promieniowanie rentgenowskie, które ma jeszcze wyższą energię, jest emitowane przez gazy w zewnętrznej powłoce Słońca (korona). Normalny (średni) stan jonosfery wynika z ciągłego silnego promieniowania. W normalnej jonosferze zachodzą regularne zmiany pod wpływem dobowego obrotu Ziemi i sezonowych różnic w kącie padania promieni słonecznych w południe, ale zdarzają się również nieprzewidywalne i gwałtowne zmiany stanu jonosfery.
Zaburzenia w jonosferze. Jak wiadomo, na Słońcu powstają potężne, cyklicznie powtarzające się perturbacje, które osiągają maksimum co 11 lat. Obserwacje w ramach programu Międzynarodowego Roku Geofizycznego (IGY) zbiegły się z okresem największej aktywności Słońca w całym okresie systematycznych obserwacji meteorologicznych, tj. z początku XVIII wieku W okresach wysokiej aktywności niektóre obszary na Słońcu kilkakrotnie zwiększają jasność i wysyłają potężne impulsy promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego. Takie zjawiska nazywane są rozbłyskami słonecznymi. Trwają od kilku minut do jednej lub dwóch godzin. Podczas rozbłysku wybucha gaz słoneczny (głównie protony i elektrony), a cząstki elementarne pędzą w przestrzeń kosmiczną. Promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne Słońca w momentach takich rozbłysków ma silny wpływ na ziemską atmosferę. Początkową reakcję obserwuje się 8 minut po błysku, kiedy do Ziemi dociera intensywne promieniowanie ultrafioletowe i rentgenowskie. W rezultacie gwałtownie wzrasta jonizacja; promienie rentgenowskie przenikają przez atmosferę do dolnej granicy jonosfery; liczba elektronów w tych warstwach wzrasta tak bardzo, że sygnały radiowe są prawie całkowicie pochłaniane ("wygaszone"). Dodatkowa absorpcja promieniowania powoduje nagrzewanie się gazu, co przyczynia się do rozwoju wiatrów. Zjonizowany gaz jest przewodnikiem elektrycznym, a kiedy porusza się w polu magnetycznym Ziemi, pojawia się efekt dynama i generowany jest prąd elektryczny. Takie prądy mogą z kolei powodować zauważalne zaburzenia pola magnetycznego i objawiać się w postaci burz magnetycznych. Ta początkowa faza zajmuje tylko krótki czas, odpowiadający czasowi trwania rozbłysku słonecznego. Podczas potężnych rozbłysków na Słońcu strumień przyspieszonych cząstek pędzi w przestrzeń kosmiczną. Gdy zostanie skierowany w stronę Ziemi, rozpoczyna się druga faza, która ma ogromny wpływ na stan atmosfery. Wiele zjawisk naturalnych, wśród których najlepiej znane są zorze polarne, wskazuje, że znaczna liczba naładowanych cząstek dociera do Ziemi (patrz także ŚWIATŁA POLARNE). Niemniej jednak procesy oddzielania się tych cząstek od Słońca, ich trajektorie w przestrzeni międzyplanetarnej oraz mechanizmy oddziaływania z polem magnetycznym Ziemi i magnetosferą są wciąż niedostatecznie zbadane. Problem stał się bardziej skomplikowany po odkryciu w 1958 r. przez Jamesa Van Allena muszli utrzymywanych przez pole geomagnetyczne, składających się z naładowanych cząstek. Cząstki te przemieszczają się z jednej półkuli na drugą, obracając się spiralnie wokół linii pola magnetycznego. W pobliżu Ziemi, na wysokości zależnej od kształtu linii sił i energii cząstek, znajdują się „punkty odbicia”, w których cząstki zmieniają kierunek ruchu na przeciwny (rys. 3). Ponieważ siła pola magnetycznego maleje wraz z odległością od Ziemi, orbity, po których poruszają się te cząstki, są nieco zniekształcone: elektrony odchylają się na wschód, a protony na zachód. Dlatego są one rozprowadzane w formie pasków na całym świecie.

Niektóre konsekwencje ogrzewania atmosfery przez Słońce. Energia słoneczna wpływa na całą atmosferę. Wspomnieliśmy już o pasach utworzonych przez naładowane cząstki w polu magnetycznym Ziemi i krążących wokół niego. Pasy te znajdują się najbliżej powierzchni Ziemi w rejonach okołobiegunowych (patrz rys. 3), gdzie obserwuje się zorze polarne. Rysunek 1 pokazuje, że regiony zorzy polarnej w Kanadzie mają znacznie wyższe temperatury termosfery niż te na południowym zachodzie Stanów Zjednoczonych. Prawdopodobne jest, że wychwycone cząstki oddają część swojej energii atmosferze, zwłaszcza podczas zderzenia z cząsteczkami gazu w pobliżu punktów odbicia, i opuszczają swoje dawne orbity. W ten sposób nagrzewają się wysokie warstwy atmosfery w strefie zorzy polarnej. Kolejnego ważnego odkrycia dokonano podczas badania orbit sztucznych satelitów. Luigi Iacchia, astronom z Smithsonian Astrophysical Observatory, uważa, że ​​małe odchylenia tych orbit są spowodowane zmianami gęstości atmosfery ogrzewanej przez Słońce. Zasugerował istnienie maksymalnej gęstości elektronowej w jonosferze na wysokości ponad 200 km, co nie odpowiada południowi słonecznemu, ale pod wpływem sił tarcia pozostaje w tyle o około dwie godziny. W tym czasie wartości gęstości atmosferycznej, typowe dla wysokości 600 km, obserwowane są na poziomie ok. 1 godz. 950 km. Ponadto maksymalne stężenie elektronów podlega nieregularnym fluktuacjom z powodu krótkotrwałych błysków promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego ze Słońca. L. Yakkia odkrył również krótkotrwałe wahania gęstości powietrza, odpowiadające rozbłyskom słonecznym i zaburzeniom pola magnetycznego. Zjawiska te tłumaczy się wnikaniem cząstek pochodzenia słonecznego do atmosfery ziemskiej i nagrzewaniem się tych warstw, na których krążą satelity.
ELEKTRYCZNOŚĆ ATMOSFERYCZNA
W powierzchniowej warstwie atmosfery niewielka część cząsteczek ulega jonizacji pod wpływem promieniowania kosmicznego, promieniowania radioaktywnych skał oraz produktów rozpadu radu (głównie radonu) w samym powietrzu. W procesie jonizacji atom traci elektron i uzyskuje ładunek dodatni. Wolny elektron szybko łączy się z innym atomem, tworząc ujemnie naładowany jon. Takie sparowane jony dodatnie i ujemne mają wymiary molekularne. Cząsteczki w atmosferze mają tendencję do skupiania się wokół tych jonów. Kilka cząsteczek połączonych z jonem tworzy kompleks powszechnie nazywany „jonem lekkim”. Atmosfera zawiera również kompleksy cząsteczek, zwane w meteorologii jądrami kondensacji, wokół których, gdy powietrze nasyca się wilgocią, rozpoczyna się proces kondensacji. Jądra te to cząstki soli i pyłu, a także zanieczyszczenia uwalniane do powietrza ze źródeł przemysłowych i innych. Jony lekkie często przyłączają się do takich jąder, tworząc „jony ciężkie”. Pod wpływem pola elektrycznego jony lekkie i ciężkie przemieszczają się z jednego obszaru atmosfery do drugiego, przenosząc ładunki elektryczne. Chociaż atmosfera nie jest ogólnie uważana za ośrodek przewodzący elektryczność, ma ona niewielką przewodność. Dlatego naładowane ciało pozostawione w powietrzu powoli traci ładunek. Przewodność atmosferyczna wzrasta wraz z wysokością z powodu zwiększonej intensywności promieniowania kosmicznego, zmniejszonej utraty jonów w warunkach niższego ciśnienia (a tym samym dłuższej średniej drogi swobodnej) oraz z powodu mniejszej liczby ciężkich jąder. Przewodność atmosfery osiąga swoją maksymalną wartość na wysokości ok. 1m. 50 km, tzw. „poziom rekompensaty”. Wiadomo, że między powierzchnią Ziemi a „poziomem kompensacji” zawsze występuje różnica potencjałów rzędu kilkuset kilowoltów, tj. stałe pole elektryczne. Okazało się, że różnica potencjałów między pewnym punktem w powietrzu na wysokości kilku metrów a powierzchnią Ziemi jest bardzo duża - ponad 100 V. Atmosfera ma ładunek dodatni, a powierzchnia ziemi jest naładowana ujemnie. Ponieważ pole elektryczne to obszar, w którym w każdym punkcie występuje pewna wartość potencjału, możemy mówić o gradiencie potencjału. Przy dobrej pogodzie, w obrębie kilku dolnych metrów, siła pola elektrycznego atmosfery jest prawie stała. Ze względu na różnice w przewodności elektrycznej powietrza w warstwie przypowierzchniowej gradient potencjału podlega dobowym fluktuacjom, których przebieg znacznie różni się w zależności od miejsca. W przypadku braku lokalnych źródeł zanieczyszczenia powietrza – nad oceanami, wysoko w górach lub w rejonach polarnych – dobowy przebieg gradientu potencjału przy bezchmurnej pogodzie jest taki sam. Wielkość gradientu zależy od uniwersalnego czasu Greenwich (UT) i osiąga maksimum o godzinie 19:00 E. Appleton zasugerował, że to maksymalne przewodnictwo elektryczne prawdopodobnie zbiega się z największą aktywnością burzy w skali planety. Wyładowania atmosferyczne podczas burz przenoszą ładunek ujemny na powierzchnię Ziemi, ponieważ podstawy najbardziej aktywnych chmur burzowych cumulonimbus mają znaczny ładunek ujemny. Wierzchołki chmur burzowych mają ładunek dodatni, który według obliczeń Holzera i Saxona wypływa z ich wierzchołków podczas burzy. Bez ciągłego uzupełniania ładunek na powierzchni Ziemi zostałby zneutralizowany przez przewodnictwo atmosfery. Założenie, że różnica potencjałów między powierzchnią ziemi a „poziomem kompensacji” z powodu burzy jest utrzymywana, jest poparta danymi statystycznymi. Na przykład w dolinie rzeki obserwuje się maksymalną liczbę burz. Amazonki. Najczęściej burze występują tam pod koniec dnia, tj. OK. 19:00 Greenwich Mean Time, kiedy gradient potencjału osiąga maksimum w dowolnym miejscu na świecie. Ponadto sezonowe zmiany kształtu krzywych dobowej zmienności gradientu potencjału są również w pełni zgodne z danymi o globalnym rozkładzie burz. Niektórzy badacze twierdzą, że źródło ziemskiego pola elektrycznego może być pochodzenia zewnętrznego, ponieważ uważa się, że pola elektryczne istnieją w jonosferze i magnetosferze. Ta okoliczność prawdopodobnie wyjaśnia pojawienie się bardzo wąskich, wydłużonych form zórz, podobnych do kulis i łuków.
(patrz również ŚWIATŁA POLARNE). Ze względu na gradient potencjału i przewodność atmosfery pomiędzy „poziomem kompensacji” a powierzchnią Ziemi, naładowane cząstki zaczynają się przemieszczać: jony naładowane dodatnio – w kierunku powierzchni Ziemi, a ujemnie – w górę od niej. Ten prąd wynosi około. 1800 A. Chociaż wartość ta wydaje się duża, to trzeba pamiętać, że rozkłada się ona na całej powierzchni Ziemi. Natężenie prądu w słupie powietrza o powierzchni podstawy 1 m2 wynosi tylko 4*10 -12 A. Z drugiej strony natężenie prądu podczas wyładowania piorunowego może sięgać kilku amperów, choć oczywiście takie wyładowanie ma krótki czas trwania - od ułamków sekundy do całej sekundy lub trochę więcej z powtarzającymi się wyładowaniami. Błyskawica cieszy się dużym zainteresowaniem nie tylko jako osobliwe zjawisko natury. Pozwala zaobserwować wyładowanie elektryczne w ośrodku gazowym o napięciu kilkuset milionów woltów i odległości między elektrodami kilku kilometrów. W 1750 r. B. Franklin zaproponował Royal Society of London, aby eksperymentowali z żelaznym prętem zamocowanym na izolacyjnej podstawie i zamontowanym na wysokiej wieży. Spodziewał się, że gdy chmura burzowa zbliży się do wieży, ładunek przeciwnego znaku będzie skoncentrowany na górnym końcu początkowo neutralnego pręta, a ładunek tego samego znaku co u podstawy chmury będzie skoncentrowany na dolnym końcu . Jeśli siła pola elektrycznego podczas wyładowania piorunowego wystarczająco wzrośnie, ładunek z górnego końca pręta częściowo spłynie w powietrze, a pręt nabierze ładunku tego samego znaku co podstawa chmury. Eksperyment zaproponowany przez Franklina nie został przeprowadzony w Anglii, ale założył go w 1752 roku w Marly pod Paryżem francuski fizyk Jean d'Alembert, używając żelaznego pręta o długości 12 m umieszczonego w szklanej butelce (służącej jako izolator), ale nie umieścił go na wieży. 10 maja jego asystent poinformował, że gdy chmura burzowa znalazła się nad prętem, powstawały iskry, gdy przyniesiono do niego uziemiony drut. w czerwcu tego samego roku przeprowadził swój słynny eksperyment z latawcem i zaobserwował iskry elektryczne na końcu przywiązanego do niego drutu. W następnym roku, badając ładunki zebrane z pręta, Franklin odkrył, że podstawy chmur są zwykle naładowane ujemnie Bardziej szczegółowe badania piorunów stały się możliwe pod koniec XIX wieku dzięki udoskonaleniu metod fotograficznych, zwłaszcza po wynalezieniu urządzenia z obracającymi się soczewkami, które umożliwiło naprawę szybko rozwijających się procesów. Taka kamera była szeroko stosowana w badaniach wyładowań iskrowych. Stwierdzono, że istnieje kilka rodzajów wyładowań atmosferycznych, z których najczęstsze to wyładowania liniowe, płaskie (wewnątrz chmury) i kuliste (wyładowania powietrzne). Błyskawica liniowa to wyładowanie iskrowe między chmurą a powierzchnią ziemi, podążające kanałem z odgałęzieniami skierowanymi ku dołowi. Płaskie błyskawice pojawiają się wewnątrz chmury burzowej i wyglądają jak błyski rozproszonego światła. Wyładowania powietrzne w postaci piorunów kulistych, zaczynające się od chmury burzowej, są często skierowane poziomo i nie docierają do powierzchni ziemi.

Wyładowanie piorunowe zwykle składa się z trzech lub więcej powtarzających się wyładowań - impulsów podążających tą samą drogą. Odstępy między kolejnymi impulsami są bardzo krótkie, od 1/100 do 1/10 s (to właśnie powoduje migotanie piorunów). Na ogół błysk trwa około sekundy lub krócej. Typowy proces rozwoju pioruna można opisać w następujący sposób. Po pierwsze, słabo świecący przywódca wyładowania pędzi z góry na powierzchnię ziemi. Kiedy do niego dociera, jasno świecący odwrotny lub główny wyładowanie przechodzi z ziemi w górę kanału wytyczonego przez przywódcę. Lider rozładowania z reguły porusza się zygzakiem. Prędkość jego propagacji waha się od stu do kilkuset kilometrów na sekundę. Po drodze jonizuje cząsteczki powietrza, tworząc kanał o zwiększonej przewodności, przez który wyładowanie wsteczne porusza się w górę z prędkością około stu razy większą niż wyładowanie wiodące. Trudno określić wielkość kanału, ale średnicę wyładowania prowadzącego szacuje się na 1–10 m, a odwrotnego na kilka centymetrów. Wyładowania atmosferyczne powodują zakłócenia radiowe, emitując fale radiowe w szerokim zakresie - od 30 kHz do ultraniskich częstotliwości. Największe promieniowanie fal radiowych mieści się prawdopodobnie w zakresie od 5 do 10 kHz. Takie zakłócenia radiowe o niskiej częstotliwości „koncentrują się” w przestrzeni między dolną granicą jonosfery a powierzchnią Ziemi i mogą rozchodzić się na odległości tysięcy kilometrów od źródła.
ZMIANY W ATMOSFERZE
Wpływ meteorów i meteorytów. Chociaż czasami deszcze meteorów robią głębokie wrażenie swoimi efektami świetlnymi, pojedyncze meteory są rzadko widywane. Znacznie liczniejsze są niewidzialne meteory, zbyt małe, by można je było zobaczyć w chwili, gdy pochłonęła je atmosfera. Niektóre z najmniejszych meteorów prawdopodobnie wcale się nie nagrzewają, a jedynie są wychwytywane przez atmosferę. Te małe cząstki o rozmiarach od kilku milimetrów do dziesiątych tysięcznych milimetra nazywane są mikrometeorytami. Ilość materii meteorytowej wchodzącej do atmosfery każdego dnia wynosi od 100 do 10 000 ton, przy czym większość tej materii to mikrometeoryty. Ponieważ materia meteorytowa częściowo spala się w atmosferze, jej skład gazowy jest uzupełniany śladami różnych pierwiastków chemicznych. Na przykład kamienne meteory wprowadzają do atmosfery lit. Spalanie metalicznych meteorów prowadzi do powstania maleńkich kulistych cząstek żelaza, żelazo-niklu i innych kropelek, które przechodzą przez atmosferę i osadzają się na powierzchni Ziemi. Można je znaleźć na Grenlandii i Antarktydzie, gdzie lądolody pozostają prawie niezmienione od lat. Oceanolodzy znajdują je w osadach dennych oceanów. Większość cząstek meteorów wchodzących do atmosfery osadza się w ciągu około 30 dni. Niektórzy naukowcy uważają, że ten kosmiczny pył odgrywa ważną rolę w powstawaniu zjawisk atmosferycznych, takich jak deszcz, ponieważ służy jako jądra kondensacji pary wodnej. Dlatego zakłada się, że opady są statystycznie powiązane z dużymi deszczami meteorów. Jednak niektórzy eksperci uważają, że ponieważ całkowity wkład materii meteorytowej jest kilkadziesiąt razy większy niż nawet w przypadku największego deszczu meteorów, zmiana całkowitej ilości tego materiału, która pojawia się w wyniku jednego takiego deszczu, może zostać pominięta. Nie ma jednak wątpliwości, że największe mikrometeoryty i oczywiście widoczne meteoryty pozostawiają długie ślady jonizacji w wysokich warstwach atmosfery, głównie w jonosferze. Takie ślady mogą być wykorzystywane do komunikacji radiowej na duże odległości, ponieważ odbijają fale radiowe o wysokiej częstotliwości. Energia meteorów wchodzących do atmosfery jest zużywana głównie, a być może całkowicie, na jej ogrzewanie. Jest to jeden z pomniejszych elementów bilansu cieplnego atmosfery.
Dwutlenek węgla pochodzenia przemysłowego. W okresie karbońskim na Ziemi rozpowszechniona była roślinność drzewiasta. Większość dwutlenku węgla pochłoniętego przez rośliny w tym czasie skumulowała się w złożach węgla oraz w złożach roponośnych. Ludzie nauczyli się wykorzystywać ogromne rezerwy tych minerałów jako źródło energii i teraz szybko przywracają dwutlenek węgla do obiegu substancji. Skamielina prawdopodobnie ma około. 4*10 13 ton węgla. W ciągu ostatniego stulecia ludzkość spaliła tyle paliw kopalnych, że około 4 * 10 11 ton węgla ponownie dostało się do atmosfery. Obecnie istnieje ok. 3 tys. 2*10 12 ton węgla, aw ciągu najbliższych stu lat liczba ta może się podwoić z powodu spalania paliw kopalnych. Jednak nie cały węgiel pozostanie w atmosferze: część rozpuści się w wodach oceanu, część zostanie wchłonięta przez rośliny, a część zostanie związana w procesie wietrzenia skał. Nie można jeszcze przewidzieć, ile dwutlenku węgla znajdzie się w atmosferze ani jaki będzie miał wpływ na klimat na świecie. Niemniej jednak uważa się, że każdy wzrost jego zawartości spowoduje ocieplenie, chociaż wcale nie jest konieczne, aby jakiekolwiek ocieplenie znacząco wpłynęło na klimat. Stężenie dwutlenku węgla w atmosferze, zgodnie z wynikami pomiarów, zauważalnie, choć powoli, wzrasta. Dane klimatyczne dla stacji Svalbard i Little America na szelfie lodowym Rossa na Antarktydzie wskazują na wzrost średnich rocznych temperatur w okresie około 50 lat o odpowiednio 5° i 2,5°C.
Wpływ promieniowania kosmicznego. Kiedy wysokoenergetyczne promienie kosmiczne wchodzą w interakcję z poszczególnymi składnikami atmosfery, powstają izotopy radioaktywne. Wśród nich wyróżnia się izotop węgla 14C, który gromadzi się w tkankach roślinnych i zwierzęcych. Mierząc radioaktywność substancji organicznych, które przez długi czas nie wymieniały węgla z otoczeniem, można określić ich wiek. Metoda radiowęglowa stała się najbardziej niezawodną metodą datowania organizmów kopalnych i obiektów kultury materialnej, których wiek nie przekracza 50 tysięcy lat. Inne izotopy promieniotwórcze o długim okresie półtrwania można by wykorzystać do datowania materiałów, które mają setki tysięcy lat, jeśli rozwiązany zostanie podstawowy problem pomiaru skrajnie niskich poziomów radioaktywności.
(patrz również DATOWANIE WĘGLOWE).
POCHODZENIE ATMOSFERY ZIEMI
Historia formowania się atmosfery nie została jeszcze całkowicie niezawodnie przywrócona. Niemniej jednak zidentyfikowano pewne prawdopodobne zmiany w jego składzie. Tworzenie atmosfery rozpoczęło się natychmiast po uformowaniu się Ziemi. Istnieją dość dobre powody, by sądzić, że w procesie ewolucji Pra-Ziemi i jej nabieraniu zbliżonych do współczesnych wymiarów i masy, prawie całkowicie straciła swój pierwotny klimat. Uważa się, że na wczesnym etapie Ziemia znajdowała się w stanie stopionym i około. 4,5 miliarda lat temu przybrała formę ciała stałego. Ten kamień milowy jest uważany za początek chronologii geologicznej. Od tego czasu następuje powolna ewolucja atmosfery. Niektórym procesom geologicznym, takim jak erupcje lawy podczas erupcji wulkanicznych, towarzyszyło uwalnianie gazów z wnętrzności Ziemi. Prawdopodobnie zawierały azot, amoniak, metan, parę wodną, ​​tlenek węgla i dwutlenek węgla. Pod wpływem słonecznego promieniowania ultrafioletowego para wodna rozkładała się na wodór i tlen, ale uwolniony tlen reagował z tlenkiem węgla, tworząc dwutlenek węgla. Amoniak rozkłada się na azot i wodór. Wodór w procesie dyfuzji uniósł się i opuścił atmosferę, podczas gdy cięższy azot nie mógł uciec i stopniowo gromadził się, stając się jego głównym składnikiem, choć część z niego była wiązana w reakcjach chemicznych. Pod wpływem promieni ultrafioletowych i wyładowań elektrycznych mieszanina gazów, prawdopodobnie obecna w pierwotnej atmosferze Ziemi, weszła w reakcje chemiczne, w wyniku których powstały substancje organiczne, w szczególności aminokwasy. W konsekwencji życie mogło powstać w atmosferze zasadniczo innej niż współczesna. Wraz z pojawieniem się prymitywnych roślin rozpoczął się proces fotosyntezy (patrz też FOTOSYNTEZA), któremu towarzyszyło uwalnianie wolnego tlenu. Gaz ten, zwłaszcza po dyfuzji do górnych warstw atmosfery, zaczął chronić swoje dolne warstwy i powierzchnię Ziemi przed zagrażającym życiu promieniowaniem ultrafioletowym i rentgenowskim. Szacuje się, że obecność zaledwie 0,00004 dzisiejszej objętości tlenu mogłaby doprowadzić do powstania warstwy o połowę mniejszym niż obecne stężenie ozonu, co jednak stanowiło bardzo istotną ochronę przed promieniowaniem ultrafioletowym. Jest również prawdopodobne, że atmosfera pierwotna zawierała dużo dwutlenku węgla. Został zużyty podczas fotosyntezy, a jego stężenie musiało się zmniejszyć wraz z ewolucją świata roślin, a także z powodu wchłaniania podczas niektórych procesów geologicznych. Ponieważ efekt cieplarniany jest związany z obecnością dwutlenku węgla w atmosferze, niektórzy naukowcy uważają, że wahania jego stężenia są jedną z ważnych przyczyn wielkoskalowych zmian klimatycznych w historii Ziemi, takich jak epoki lodowcowe. Hel obecny we współczesnej atmosferze jest prawdopodobnie głównie produktem rozpadu radioaktywnego uranu, toru i radu. Te pierwiastki promieniotwórcze emitują cząstki alfa, które są jądrami atomów helu. Ponieważ żaden ładunek elektryczny nie jest wytwarzany ani niszczony podczas rozpadu radioaktywnego, na każdą cząstkę alfa przypada dwa elektrony. W efekcie łączy się z nimi, tworząc neutralne atomy helu. Pierwiastki promieniotwórcze zawarte są w minerałach rozproszonych w miąższości skał, dlatego znaczna część helu powstałego w wyniku rozpadu promieniotwórczego jest w nich magazynowana, ulatniając się bardzo powoli do atmosfery. Pewna ilość helu unosi się do egzosfery w wyniku dyfuzji, ale z powodu stałego napływu z powierzchni ziemi objętość tego gazu w atmosferze pozostaje niezmieniona. Na podstawie analizy spektralnej światła gwiazd i badania meteorytów można oszacować względną obfitość różnych pierwiastków chemicznych we Wszechświecie. Stężenie neonu w kosmosie jest około dziesięć miliardów razy większe niż na Ziemi, kryptonu – dziesięć milionów, a ksenonu – milion razy. Wynika z tego, że koncentracja tych gazów obojętnych, które pierwotnie znajdowały się w atmosferze ziemskiej i nie były uzupełniane w wyniku reakcji chemicznych, znacznie spadła, prawdopodobnie nawet na etapie utraty przez Ziemię atmosfery pierwotnej. Wyjątkiem jest argon z gazu obojętnego, który nadal powstaje w postaci izotopu 40Ar w procesie radioaktywnego rozpadu izotopu potasu.
ZJAWISKA OPTYCZNE
Różnorodność zjawisk optycznych w atmosferze wynika z różnych przyczyn. Do najczęstszych zjawisk należą błyskawice (patrz wyżej) oraz bardzo malownicza zorza polarna i zorza polarna (patrz również ŚWIATŁA POLARNE). Ponadto szczególnie interesujące są tęcza, gal, parhelion (fałszywe słońce) i łuki, korona, aureole i duchy Brocken, miraże, ognie św. Elma, świetliste chmury, promienie zieleni i zmierzchu. Tęcza to najpiękniejsze zjawisko atmosferyczne. Zwykle jest to ogromny łuk, składający się z wielobarwnych pasów, obserwowany, gdy Słońce oświetla tylko część nieba, a powietrze jest nasycone kropelkami wody, na przykład podczas deszczu. Wielokolorowe łuki są ułożone w sekwencji widmowej (czerwony, pomarańczowy, żółty, zielony, cyjan, indygo, fioletowy), ale kolory prawie nigdy nie są czyste, ponieważ pasma zachodzą na siebie. Z reguły fizyczne cechy tęczy różnią się znacznie, a zatem mają bardzo zróżnicowany wygląd. Ich wspólną cechą jest to, że środek łuku zawsze znajduje się na linii prostej biegnącej od Słońca do obserwatora. Główna tęcza to łuk składający się z najjaśniejszych kolorów - czerwonego na zewnątrz i fioletowego w środku. Czasami widoczny jest tylko jeden łuk, ale często na zewnątrz głównej tęczy pojawia się wtórny. Nie ma tak jasnych kolorów jak pierwsza, a czerwone i fioletowe paski w nim zamieniają się miejscami: czerwony znajduje się wewnątrz. Powstanie głównej tęczy tłumaczy się podwójnym załamaniem (patrz także OPTYKA) i pojedynczym wewnętrznym odbiciem promieni słonecznych (patrz ryc. 5). Przenikając do wnętrza kropli wody (A), promień światła ulega załamaniu i rozkładowi, jak przy przejściu przez pryzmat. Następnie dociera do przeciwległej powierzchni kropli (B), odbija się od niej i wychodzi z kropli na zewnątrz (C). W tym przypadku wiązka światła przed dotarciem do obserwatora załamuje się po raz drugi. Początkowa biała wiązka jest rozkładana na promienie o różnych kolorach o kącie rozbieżności 2°. Kiedy tworzy się tęcza wtórna, dochodzi do podwójnego załamania i podwójnego odbicia promieni słonecznych (patrz rys. 6). W tym przypadku światło ulega załamaniu, przenikając do wnętrza kropli przez jej dolną część (A) i odbija się od wewnętrznej powierzchni kropli, najpierw w punkcie B, a następnie w punkcie C. W punkcie D światło ulega załamaniu , pozostawiając spadek w kierunku obserwatora.

O wschodzie i zachodzie słońca obserwator widzi tęczę w postaci łuku równego pół okręgu, ponieważ oś tęczy jest równoległa do horyzontu. Jeśli Słońce znajduje się wyżej nad horyzontem, łuk tęczy ma mniej niż pół koła. Kiedy Słońce wznosi się powyżej 42° nad horyzontem, tęcza znika. Wszędzie, poza dużymi szerokościami geograficznymi, tęcza nie może pojawić się w południe, gdy Słońce jest zbyt wysoko. Interesujące jest oszacowanie odległości do tęczy. Chociaż wydaje się, że wielokolorowy łuk znajduje się na tej samej płaszczyźnie, jest to złudzenie. W rzeczywistości tęcza ma dużą głębię i można ją przedstawić jako powierzchnię pustego stożka, na szczycie którego znajduje się obserwator. Oś stożka łączy Słońce, obserwatora i środek tęczy. Obserwator wygląda jakby po powierzchni tego stożka. Dwie osoby nigdy nie zobaczą dokładnie tej samej tęczy. Oczywiście można ogólnie zaobserwować ten sam efekt, ale dwie tęcze są w różnych pozycjach i są tworzone przez różne kropelki wody. Kiedy deszcz lub mgła tworzą tęczę, pełny efekt optyczny uzyskuje się dzięki połączonemu efektowi wszystkich kropel wody przechodzących przez powierzchnię stożka tęczy z obserwatorem na wierzchołku. Rola każdej kropli jest ulotna. Powierzchnia stożka tęczowego składa się z kilku warstw. Szybko je przekraczając i przechodząc przez szereg punktów krytycznych, każda kropla błyskawicznie rozkłada promień słoneczny na całe widmo w ściśle określonej kolejności – od czerwieni do fioletu. Wiele kropel przecina powierzchnię stożka w ten sam sposób, tak że tęcza wydaje się obserwatorowi ciągła zarówno wzdłuż, jak i w poprzek łuku. Halo - białe lub opalizujące łuki świetlne i okręgi wokół dysku Słońca lub Księżyca. Są one spowodowane załamaniem lub odbiciem światła przez kryształki lodu lub śniegu w atmosferze. Kryształy tworzące halo znajdują się na powierzchni wyobrażonego stożka o osi skierowanej od obserwatora (od szczytu stożka) do Słońca. W pewnych warunkach atmosfera jest nasycona małymi kryształami, z których wiele powierzchni tworzy kąt prosty z płaszczyzną przechodzącą przez Słońce, obserwatora i te kryształy. Takie fasetki odbijają przychodzące promienie świetlne z odchyleniem 22 °, tworząc halo, które jest czerwonawe wewnątrz, ale może również składać się ze wszystkich kolorów widma. Mniej powszechne jest halo o promieniu kątowym 46°, usytuowane koncentrycznie wokół halo 22 stopni. Jego wewnętrzna strona również ma czerwonawy odcień. Powodem tego jest również załamanie światła, które występuje w tym przypadku na płaszczyznach kryształu tworzących kąty proste. Szerokość pierścienia takiego halo przekracza 2,5°. Zarówno halo 46 stopni, jak i 22 stopnie wydają się być najjaśniejsze na górze i na dole pierścienia. Rzadkie 90-stopniowe halo to słabo świecący, prawie bezbarwny pierścień, który ma wspólny środek z pozostałymi dwoma halo. Jeśli jest kolorowy, ma czerwony kolor na zewnątrz pierścienia. Mechanizm powstawania tego typu halo nie został w pełni wyjaśniony (ryc. 7).

Parhelia i łuki. Okrąg parhelic (lub krąg fałszywych słońc) - biały pierścień ze środkiem w punkcie zenitalnym, przechodzący przez Słońce równolegle do horyzontu. Powodem jego powstawania jest odbicie światła słonecznego od krawędzi powierzchni kryształków lodu. Jeśli kryształy są wystarczająco równomiernie rozmieszczone w powietrzu, widoczne staje się pełne koło. Parhelia, czyli fałszywe słońca, to jasno świecące plamy przypominające Słońce, które tworzą się w punktach przecięcia okręgu parhelicznego z halo, o promieniach kątowych 22°, 46° i 90°. Najczęściej formowany i najjaśniejszy parhelion tworzy na przecięciu 22-stopniową aureolę, zwykle barwioną niemal wszystkimi kolorami tęczy. Fałszywe słońca na skrzyżowaniach z halo 46 i 90 stopni są obserwowane znacznie rzadziej. Parhelia, które występują na skrzyżowaniach z 90-stopniowymi halo, nazywane są parantelami lub fałszywymi przeciwsłońcami. Czasami widoczne jest również antelium (przeciwsłońce) - jasna plama znajdująca się na pierścieniu parhelium dokładnie naprzeciw Słońca. Przyjmuje się, że przyczyną tego zjawiska jest podwójne wewnętrzne odbicie światła słonecznego. Odbita wiązka podąża tą samą ścieżką, co wiązka padająca, ale w przeciwnym kierunku. Łuk okołozenitalny, czasami błędnie określany jako górny łuk styczny 46-stopniowego halo, jest łukiem 90° lub mniej wyśrodkowanym na punkcie zenitalnym i około 46° nad Słońcem. Rzadko jest widoczna i tylko przez kilka minut ma jasne kolory, a kolor czerwony ogranicza się do zewnętrznej strony łuku. Łuk okołozenitalny wyróżnia się kolorem, jasnością i wyraźnymi konturami. Innym ciekawym i bardzo rzadkim efektem optycznym typu halo jest łuk Lovitza. Powstają one jako kontynuacja parhelii na przecięciu z halo 22 stopni, przechodzą od zewnętrznej strony halo i są lekko wklęsłe w kierunku Słońca. Słupy białawego światła, a także różne krzyże, są czasami widywane o świcie lub zmierzchu, zwłaszcza w rejonach polarnych i mogą towarzyszyć zarówno Słońcu, jak i Księżycowi. Czasami obserwuje się księżycowe halo i inne efekty podobne do opisanych powyżej, przy czym najczęstsze księżycowe halo (pierścień wokół Księżyca) ma promień kątowy 22°. Podobnie jak fałszywe słońca, mogą powstać fałszywe księżyce. Korony lub korony to małe koncentryczne kolorowe pierścienie wokół Słońca, Księżyca lub innych jasnych obiektów, które są obserwowane od czasu do czasu, gdy źródło światła znajduje się za przezroczystymi chmurami. Promień korony jest mniejszy niż promień halo i wynosi około. 1-5°, niebieski lub fioletowy pierścień znajduje się najbliżej Słońca. Korona powstaje, gdy światło jest rozpraszane przez małe kropelki wody, które tworzą chmurę. Czasami korona wygląda jak świetlista plama (lub halo) otaczająca Słońce (lub Księżyc), która kończy się czerwonawym pierścieniem. W innych przypadkach na zewnątrz halo widoczne są co najmniej dwa koncentryczne pierścienie o większej średnicy, bardzo słabo zabarwione. Zjawisku temu towarzyszą opalizujące chmury. Czasami brzegi bardzo wysokich chmur są pomalowane na jasne kolory.
Gloria (aureole). W szczególnych warunkach zachodzą niezwykłe zjawiska atmosferyczne. Jeśli Słońce znajduje się za obserwatorem, a jego cień jest rzucany na pobliskie chmury lub zasłonę mgły, w pewnym stanie atmosfery wokół cienia głowy osoby można zobaczyć kolorowy świetlisty krąg - aureolę. Zwykle taka aureola powstaje w wyniku odbicia światła przez krople rosy na trawiastym trawniku. Gloria są również dość powszechne w cieniu rzucanym przez samolot na leżące poniżej chmury.
Duchy Brocken. W niektórych regionach globu, gdy cień obserwatora na wzgórzu o wschodzie lub zachodzie słońca pada za nim na chmury znajdujące się w niewielkiej odległości, ujawnia się uderzający efekt: cień nabiera kolosalnych rozmiarów. Wynika to z odbicia i załamania światła przez najmniejsze kropelki wody we mgle. Opisywane zjawisko nazywa się „duchem Brocken” od szczytu w górach Harz w Niemczech.
Miraże- efekt optyczny spowodowany załamaniem się światła podczas przechodzenia przez warstwy powietrza o różnej gęstości i wyraża się w wyglądzie wirtualnego obrazu. W takim przypadku odległe obiekty mogą okazać się podniesione lub opuszczone w stosunku do ich rzeczywistego położenia, a także mogą być zniekształcone i przybierać nieregularne, fantastyczne kształty. Miraże są często obserwowane w gorącym klimacie, na przykład na piaszczystych równinach. Niższe miraże są powszechne, gdy odległa, prawie płaska powierzchnia pustyni przybiera wygląd otwartej wody, zwłaszcza patrząc z niewielkiej wysokości lub po prostu nad warstwą ogrzanego powietrza. Podobna iluzja pojawia się zwykle na rozgrzanej, utwardzonej drodze, która wygląda jak tafla wody daleko przed nami. W rzeczywistości ta powierzchnia jest odbiciem nieba. Poniżej poziomu oczu w tej „wodzie” mogą pojawić się przedmioty, zwykle do góry nogami. Nad nagrzaną powierzchnią lądu tworzy się „ciasto podmuchowe”, a warstwa najbliższa ziemi jest najbardziej nagrzana i tak rozrzedzona, że ​​przechodzące przez nią fale świetlne są zniekształcone, ponieważ ich prędkość propagacji zmienia się w zależności od gęstości ośrodka. Lepsze miraże są mniej powszechne i bardziej malownicze niż gorsze miraże. Odległe obiekty (często poniżej horyzontu morskiego) pojawiają się na niebie do góry nogami, a czasami bezpośredni obraz tego samego obiektu pojawia się również powyżej. Zjawisko to jest typowe dla zimnych regionów, zwłaszcza gdy występuje znaczna inwersja temperatury, gdy cieplejsza warstwa powietrza znajduje się nad zimniejszą warstwą. Ten efekt optyczny objawia się w wyniku skomplikowanych wzorów propagacji czoła fal świetlnych w warstwach powietrza o niejednorodnej gęstości. Bardzo niezwykłe miraże zdarzają się od czasu do czasu, zwłaszcza w rejonach polarnych. Kiedy miraże pojawiają się na lądzie, drzewa i inne elementy krajobrazu są do góry nogami. We wszystkich przypadkach obiekty w mirażach górnych są wyraźniej widoczne niż w dolnych. Kiedy granica dwóch mas powietrza jest płaszczyzną pionową, czasami obserwuje się boczne miraże.
Ogień Świętego Elma. Niektóre zjawiska optyczne w atmosferze (na przykład poświata i najczęstsze zjawisko meteorologiczne - błyskawica) mają charakter elektryczny. O wiele rzadziej spotykane są pożary św. Elma - świetliste bladoniebieskie lub fioletowe pędzle o długości od 30 cm do 1 m lub więcej, zwykle na szczytach masztów lub końcach rej statków na morzu. Czasami wydaje się, że całe olinowanie statku pokryte jest fosforem i świeci. Ognie Elma pojawiają się czasem na szczytach gór, a także na iglicach i ostrych narożnikach wysokich budynków. Zjawisko to to wyładowania elektryczne szczotkowe na końcach przewodników elektrycznych, gdy natężenie pola elektrycznego w otaczającej je atmosferze jest znacznie zwiększone. Will-o'the-wisps to słaby niebieskawy lub zielonkawy blask, który czasami można zobaczyć na bagnach, cmentarzach i kryptach. Często pojawiają się jako spokojnie palący się, nienagrzewający się płomień świecy uniesiony około 30 cm nad ziemię, unoszący się na chwilę nad obiektem. Światło wydaje się być całkowicie nieuchwytne i w miarę zbliżania się obserwatora zdaje się przesuwać w inne miejsce. Przyczyną tego zjawiska jest rozkład pozostałości organicznych i samozapłon metanu z gazów bagiennych (CH4) lub fosfiny (PH3). Światła wędrowne mają inny kształt, czasem nawet kulisty. Zielony promień - błysk szmaragdowozielonego światła słonecznego w momencie, gdy ostatni promień Słońca znika za horyzontem. Czerwona składowa światła słonecznego znika pierwsza, wszystkie inne podążają w kolejności, a szmaragdowa zieleń pozostaje ostatnia. Zjawisko to występuje tylko wtedy, gdy nad horyzontem pozostaje tylko sama krawędź dysku słonecznego, w przeciwnym razie pojawia się mieszanina kolorów. Promienie zmierzchu to rozbieżne wiązki światła słonecznego, które stają się widoczne, gdy oświetlają pył w wysokiej atmosferze. Cienie z chmur tworzą ciemne pasma, a między nimi rozchodzą się promienie. Ten efekt występuje, gdy Słońce znajduje się nisko nad horyzontem przed świtem lub po zachodzie słońca.