Склад Землі. Повітря

Повітря - це механічна суміш із різних газів, що становлять атмосферу Землі. Повітря необхідне дихання живих організмів, знаходить широке застосування у промисловості.

Те, що повітря являє собою суміш, а не однорідну субстанцію, було доведено в ході експериментів шотландського вченого Джозефа Блека. У ході одного з них вчений виявив, що при нагріванні білої магнезії (вуглекислий магній) виділяється «пов'язане повітря», тобто вуглекислий газ, і утворюється палена магнезія (окис магнію). При випалюванні вапняку, навпаки, відбувається видалення «пов'язаного повітря». На основі цих експериментів вчений зробив висновок, що відмінність між вуглекислими та їдкими лугами полягає в тому, що до складу перших входить вуглекислий газ, що є однією із складових частин повітря. Сьогодні ж ми знаємо, що, крім вуглекислого, до складу земного повітря входять:

Зазначене в таблиці співвідношення газів у земній атмосфері притаманно її нижніх шарів, до висоти 120 км. У цих областях лежить добре перемішана, однорідна за складом область, яка називається гомосферою. Вище гомосфери лежить гетеросфера, на яку характерне розкладання молекул газів на атоми та іони. Області відокремлені одна від одної турбопаузою.

Хімічна реакція, коли під впливом сонячного і космічного випромінювання відбувається розкладання молекул на атоми, називається фотодисоціацією. При розпаді молекулярного кисню утворюється атомарний кисень, що є основним газом атмосфери на висотах понад 200 км. На висотах від 1200 км починають переважати водень і гелій, що є найлегшими з газів.

Оскільки основна маса повітря зосереджена в 3 нижніх атмосферних шарах, зміни складу повітря на висотах більше 100 км не помітно впливають на загальний склад атмосфери.

Азот - найпоширеніший газ, частку якого припадає понад три чверті обсягу земного повітря. Сучасний азот утворився при окисленні ранньої аміачно-водневої атмосфери молекулярним киснем, що утворюється у процесі фотосинтезу. В даний час невелика кількість азоту в атмосферу надходить у результаті денітрифікації - процесу відновлення нітратів до нітритів, з подальшим утворенням газоподібних оксидів та молекулярного азоту, що виробляється анаеробними прокаріотами. Частина азоту в атмосферу надходить при вулканічних виверженнях.

У верхніх шарах атмосфери за впливом електричних розрядів за участю озону молекулярний азот окислюється до монооксиду азоту:

N 2 + O 2 → 2NO

У звичайних умовах монооксид відразу ж вступає в реакцію з киснем з утворенням закису азоту:

2NO + O 2 → 2N 2 O

Азот є найважливішим хімічним елементом земної атмосфери. Азот входить до складу білків, що забезпечує мінеральне харчування рослин. Він визначає швидкість біохімічних реакцій, грає роль розріджувача кисню.

Другим за поширеністю газом атмосфери Землі є кисень. Утворення цього газу пов'язують із фотосинтезуючою діяльністю рослин та бактерій. І чим різноманітнішими та численнішими ставали фотосинтезуючі організми, тим значнішим ставав процес утримання кисню в атмосфері. Невелика кількість важкого кисню виділяється під час дегазації мантії.

У верхніх шарах тропосфери та стратосфери під впливом ультрафіолетового сонячного випромінювання (позначимо його як hν) утворюється озон:

O 2 + hν → 2O

Внаслідок дії того ж ультрафіолетового випромінювання відбувається і розпад озону:

О 3 + hν → О 2 + О

О 3 + O → 2О 2

В результаті першої реакції утворюється атомарний кисень, в результаті другої молекулярний кисень. Всі 4 реакції звуться «механізм Чепмена», на ім'я британського вченого Сідні Чепмена, який відкрив їх у 1930 році.

Кисень служить дихання живих організмів. З його допомогою відбуваються процеси окислення та горіння.

Озон служить захисту живих організмів від ультрафіолетового випромінювання, що викликає незворотні мутації. Найбільша концентрація озону спостерігається у нижній стратосфері не більше т.зв. озонового шару або озонового екрану, що лежить на висотах 22-25 км. Вміст озону невеликий: при нормальному тиску весь озон земної атмосфери займав би шар завтовшки всього 2,91 мм.

Утворення третього за поширеністю в атмосфері газу аргону, а також неону, гелію, криптону та ксенону пов'язують із вулканічними виверженнями та розпадом радіоактивних елементів.

Зокрема гелій є продуктом радіоактивного розпаду урану, торію і радію: 238 U → 234 Th + α, 230 Th → 226 Ra + 4 He, 226 Ra → 222 Rn + α (у цих реакція α-частка є ядром гелію, яка в У процесі втрати енергії захоплює електрони і стає 4 He).

Аргон утворюється в процесі розпаду радіоактивного ізотопу калію: 40 K → 40 Ar + γ.

Неон випаровується з вивержених порід.

Криптон утворюється як кінцевий продукт розпаду урану (235 U та 238 U) та торію Th.

Основна маса атмосферного криптону утворилася ще на ранніх стадіях еволюції Землі як результат розпаду трансуранових елементів з феноменально малим періодом напіврозпаду або надійшла з космосу, вміст криптону в якому в десять мільйонів разів вищий ніж на Землі.

Ксенон є результатом поділу урану, але переважна більшість цього газу залишилася з ранніх стадій утворення Землі, від первинної атмосфери.

Вуглекислий газ надходить в атмосферу в результаті вулканічних вивержень та в процесі розкладання органічної речовини. Його вміст в атмосфері середніх широт Землі сильно різниться залежно від пори року: взимку кількість CO 2 зростає, а влітку - знижується. Пов'язане це коливання з діяльністю рослин, які використовують вуглекислий газ у процесі фотосинтезу.

Водень утворюється внаслідок розкладання води сонячним випромінюванням. Але, будучи найлегшим із газів, що входять до складу атмосфери, постійно випаровується в космічний простір, і тому вміст його в атмосфері дуже невеликий.

Водяна пара є результатом випаровування води з поверхні озер, річок, морів та суші.

Концентрація основних газів у нижніх шарах атмосфери, за винятком водяної пари та вуглекислого газу, постійна. У невеликих кількостях в атмосфері містяться оксид сірки SO 2 , аміак NH 3 , монооксид вуглецю, озон O 3 , хлороводень HCl, фтороводород HF, монооксид азоту NO, вуглеводні, пари ртуті Hg, йоду I 2 і багато інших. У нижньому атмосферному шарі тропосфері постійно знаходиться велика кількість завислих твердих і рідких частинок.

Джерелами твердих частинок в атмосфері Землі є вулканічні виверження, пилок рослин, мікроорганізми, а останнім часом і діяльність людини, наприклад спалювання викопного палива в процесі виробництва. Найдрібніші частинки пилу, які є ядрами конденсації, є причинами утворення туманів і хмар. Без твердих частинок, які постійно присутні в атмосфері, на Землю не випадали б опади.

Атмосфера простягається на багато сотень кілометрів. Верхня її межа, на висоті близько 2000-3000 км,певною мірою умовна, оскільки гази, її складові, поступово розріджуючись, переходять у світовий простір. З висотою змінюються хімічний склад атмосфери, тиск, густина, температура та інші її фізичні властивості. Як говорилося раніше, хімічний склад повітря до висоти 100 кмсуттєво не змінюється. Дещо вище атмосфера також складається головним чином з азоту та кисню. Але на висотах 100-110 км,під впливом ультрафіолетової радіації сонця, молекули кисню розщеплюються на атоми і з'являється атомарний кисень. Вище 110-120 кмкисень майже весь стає атомарним. Передбачається, що понад 400-500 кмгази, що становлять атмосферу, також перебувають у атомарному стані.

Тиск та щільність повітря з висотою швидко зменшуються. Хоча атмосфера простягається нагору на сотні кілометрів, основна маса її розміщується в досить тонкому шарі, що прилягає до поверхні землі в найнижчих її частинах. Так, у шарі між рівнем моря та висотами 5-6 кмзосереджена половина маси атмосфери, у шарі 0-16 км-90%, а у шарі 0-30 км– 99%. Таке ж швидке зменшення маси повітря відбувається вище 30 км.Якщо вага 1 м 3повітря біля поверхні землі дорівнює 1033 г, то на висоті 20 кмвін дорівнює 43 г, а на висоті 40 кмлише 4 р.

На висоті 300-400 кмі вище повітря настільки розріджене, що протягом доби щільність його змінюється у багато разів. Дослідження показали, що ця зміна щільності пов'язана зі станом Сонця. Найбільша щільність повітря близько полудня, найменша – вночі. Пояснюється це частково тим, що верхні шари атмосфери реагують зміну електромагнітного випромінювання Сонця.

Зміна температури повітря з висотою відбувається також неоднаково. За характером зміни температури з висотою атмосфера ділиться кілька сфер, між якими розташовуються перехідні шари, звані паузи, де температура з висотою мало змінюється.

Тут наведено найменування і основні параметри сфер і перехідних верств.

Наведемо основні дані про фізичні властивості цих сфер.

Тропосфера. Фізичні властивості тропосфери значною мірою визначаються впливом земної поверхні, що є її нижньою межею. Найбільша висота тропосфери спостерігається в екваторіальній та тропічній зонах. Тут вона сягає 16-18 кмі порівняно мало піддається добовим та сезонним змінам. Над приполюсними та суміжними областями верхня межа тропосфери лежить у середньому на рівні 8-10 км.У середніх широтах вона коливається від 6-8 до 14-16 км.

Вертикальна потужність тропосфери залежить від характеру атмосферних процесів. Нерідко протягом доби верхня межа тропосфери над цим пунктом чи районом опускається чи піднімається кілька кілометрів. Це пов'язано головним чином із змінами температури повітря.

У тропосфері зосереджено понад 4/5 маси земної атмосфери і майже весь водяний пар, що міститься в ній. Крім того, від поверхні землі до верхньої межі тропосфери температура знижується в середньому на 0,6 на кожні 100 м, або 6 на 1 кмпідняття . Це тим, що повітря в тропосфері нагрівається і охолоджується переважно від землі.

Відповідно до припливу сонячної енергії температура знижується від екватора до полюсів. Так, середня температура повітря біля землі на екваторі досягає +26°, над полярними областями взимку -34°, -36°, а влітку близько 0°. Отже, різниця температур екватор - полюс взимку становить 60°, а влітку лише 26°. Щоправда, такі низькі температури в Арктиці взимку спостерігаються лише поблизу поверхні землі внаслідок охолодження повітря над крижаними просторами.

Взимку у Центральній Антарктиді температура повітря на поверхні крижаного щита ще нижча. На станції Схід у серпні 1960 р. зареєстровано найнижчу температуру на земній кулі -88,3°, а найчастіше у Центральній Антарктиді вона буває дорівнює -45°, -50°.

З висоти різниця температур екватор – полюс зменшується. Наприклад на висоті 5 кмна екваторі температура досягає - 2 °, -4 °, а на цій же висоті в Центральній Арктиці -37 °, -39 ° взимку і -19 °, -20 ° влітку; отже, різниця температури взимку дорівнює 35-36 °, а влітку 16-17 °. У південній півкулі ці різниці дещо більші.

Енергію атмосферної циркуляції можна визначити за контрактами температури екватор-полюс. Оскільки взимку величина контрастів температури більша, то атмосферні процеси протікають інтенсивніше, ніж улітку. Цим же пояснюється той факт, що переважаючі західні вітри взимку в тропосфері мають більшу швидкість, ніж влітку. При цьому швидкість вітру, як правило, з висотою зростає, доходячи до максимуму верхньої межі тропосфери. Горизонтальне перенесення супроводжується вертикальними переміщеннями повітря та турбулентним (невпорядкованим) рухом. Внаслідок підйому та опускання великих обсягів повітря утворюються та розсіюються хмари, виникають та припиняються опади. Перехідним шаром між тропосферою та вище сферою є тропопаузи.Вище за неї лежить стратосфера.

Стратосфера простягається від висот 8-17 до 50-55 км.Вона була відкрита на початку ХХ століття. За фізичними властивостями стратосфера різко відрізняється від тропосфери вже тим, що температура повітря тут, як правило, підвищується в середньому на 1 - 2 ° на кілометр підняття та на верхньому кордоні, на висоті 50-55 км,стає навіть позитивною. Підвищення температури у цій сфері викликане наявністю тут озону (О 3), що утворюється під впливом ультрафіолетової радіації Сонця. Шар озону займає майже всю стратосферу. Стратосфера дуже бідна водяною парою. Тут не відбувається бурхливих процесів хмароутворення та не випадають опади.

Ще зовсім недавно припускали, що стратосфера є порівняно спокійним середовищем, де немає перемішування повітря, як і тропосфері. Тому вважали, що гази в стратосфері розділені за шарами, відповідно до своїх питомих ваг. Звідси і назва стратосфери («стратус» – шаруватий). Вважали також, що температура в стратосфері формується під дією променистої рівноваги, тобто при рівності поглиненої та відбитої сонячної радіації.

Нові дані, отримані за допомогою радіозондів та метеорологічних ракет, показали, що у стратосфері, як і у верхній тропосфері, здійснюється інтенсивна циркуляція повітря з великими змінами температури та вітру. Тут, як і в тропосфері, повітря зазнає значних вертикальних переміщень, турбулентних рухів при сильних горизонтальних повітряних течіях. Все це – результат неоднорідного розподілу температури.

Перехідним шаром між стратосферою та вище сферою є Стратопауза.Однак, перш ніж перейти до характеристики вищих шарів атмосфери, ознайомимося з так званою озоносферою, межі якої приблизно відповідають кордонам стратосфери.

Озон у атмосфері. Озон відіграє велику роль у створенні режиму температури та повітряних течій у стратосфері. Озон (О 3) відчувається нами після грози при вдиханні чистого повітря із приємним присмаком. Однак тут мова піде не про цей озон, що утворюється після грози, а про озон, що міститься в шарі 10-60 кмз максимумом на висоті 22-25 км.Озон утворюється під впливом ультрафіолетових променів Сонця і, хоча загальна кількість його незначно, відіграє у атмосфері. Озон має здатність поглинати ультрафіолетову радіацію Сонця і тим самим оберігає тваринний та рослинний світ від її згубної дії. Навіть та мізерна частка ультрафіолетових променів, яка досягає поверхні землі, сильно обпалює тіло, коли людина надмірно захоплюється прийомом сонячних ванн.

Кількість озону неоднакова над різними частинами Землі. Озона більша у високих широтах, менша у середніх та низьких широтах і змінюється ця кількість залежно від зміни сезонів року. Весною озону більше, восени менше. Крім того, відбуваються неперіодичні його коливання залежно від горизонтальної та вертикальної циркуляції атмосфери. Багато атмосферних процесів тісно пов'язані з вмістом озону, оскільки він безпосередньо впливає на поле температури.

Взимку, в умовах полярної ночі, у високих широтах у шарі озону відбувається випромінювання та охолодження повітря. В результаті в стратосфері високих широт (в Арктиці та Антарктиці) взимку формується область холоду, стратосферний циклонічний вихор з великими горизонтальними градієнтами температури та тиску, що обумовлює західні вітри над середніми широтами земної кулі.

Влітку, в умовах полярного дня, у високих широтах у шарі озону відбувається поглинання сонячного тепла та прогрівання повітря. В результаті підвищення температури у стратосфері високих широт формується область тепла та стратосферний антициклонічний вихор. Тому над середніми широтами земної кулі вище 20 кмвлітку у стратосфері переважають східні вітри.

Мезосфери. Спостереженнями за допомогою метеорологічних ракет та іншими способами встановлено, що загальне підвищення температури, що спостерігається у стратосфері, закінчується на висотах 50-55 км.Вище цього шару температура знову знижується і біля верхньої межі мезосфери (близько 80 км)досягає -75 °, -90 °. Далі знову відбувається підвищення з висотою.

Цікаво відзначити, що характерне для мезосфери зниження температури з висотою відбувається неоднаково різних широтах і протягом року. У низьких широтах падіння температури відбувається повільніше, ніж у високих: середній для мезосфери вертикальний градієнт температури дорівнює відповідно 0,23 ° - 0,31 ° на 100 мабо 2,3 ° -3,1 ° на 1 км.Влітку він значно більший, ніж узимку. Як показали новітні дослідження у високих широтах, температура на верхньому кордоні мезосфери влітку на кілька десятків градусів нижча, ніж узимку. У верхній мезосфері на висоті близько 80 кму шарі мезопаузи зниження температури з висотою припиняється та починається її підвищення. Тут під інверсійним шаром у сутінки або перед сходом сонця за ясної погоди спостерігаються блискучі тонкі хмари, освітлені сонцем, що знаходиться за горизонтом. На темному тлі неба вони світяться сріблясто-синім світлом. Тому ці хмари названі сріблястими.

Природа сріблястих хмар ще недостатньо вивчена. Довгий час вважали, що вони складаються з вулканічного пилу. Проте відсутність оптичних явищ, властивих справжнім вулканічним хмарам, призвело до відмови цієї гіпотези. Потім висловили припущення, що сріблясті хмари складаються з космічного пилу. В останні роки запропоновано гіпотезу, згідно з якою ці хмари складаються з крижаних кристалів, подібно до звичайних перистих хмар. Рівень розташування сріблястих хмар визначається затримуючим шаром у зв'язку з інверсією температурипри переході з мезосфери до термосфери на висоті близько 80 км.Так як в підінверсійному шарі температура досягає -80° і нижче, то тут створюються найбільш сприятливі умови для конденсації водяної пари, яка потрапляє сюди зі стратосфери в результаті вертикального руху або турбулентної дифузії. Сріблясті хмари зазвичай спостерігаються у літній період, іноді у дуже великій кількості та протягом кількох місяців.

Спостереженнями за сріблястими хмарами встановлено, що влітку на їхньому рівні вітри мають велику мінливість. Швидкості вітру коливаються у великих межах: від 50-100 до кількох сотень кілометрів на годину.

Температура на висотах. Наочне уявлення про характер розподілу температури з висотою, між поверхнею землі та висотами 90-100 км, взимку та влітку у північній півкулі дає малюнок 5. Поверхні, що розділяють сфери, тут зображені жирними штриховими лініями. У самому низу добре виділяється тропосфера з характерним зниженням температури із висотою. Вище тропопаузи, у стратосфері, навпаки, температура з висотою загалом підвищується і на висотах 50-55 кмдосягає + 10 °, -10 °. Звернімо увагу на важливу деталь. Взимку в стратосфері високих широт температура вище тропопаузи знижується від -60 до -75 ° і лише вище 30 кмзнову збільшується до -15 °. Влітку, починаючи від тропопаузи, температура з висотою підвищується на 50 кмдосягає + 10 °. Вище стратопаузи знову починається зниження температури з висотою, і лише на рівні 80 кмвона не перевищує -70 °, -90 °.

З малюнка 5 випливає, що у шарі 10-40 кмтемпература повітря взимку та влітку у високих широтах різко різна. Взимку, в умовах полярної ночі, температура тут досягає -60 °, -75 °, а влітку мінімум -45 ° знаходиться поблизу тропопаузи. Вище за тропопаузою температура зростає і на висотах 30-35 кмстановить лише -30°, -20°, що викликано прогріванням повітря у шарі озону за умов полярного дня. З малюнка випливає також, що навіть в одному сезоні і на тому самому рівні температура неоднакова. Різниця їх між різними широтами перевищує 20-30 °. При цьому неоднорідність особливо значна у шарі низьких температур (18-30 км)та у шарі максимальних температур (50-60 км)у стратосфері, а також у шарі низьких температур у верхній мезосфері (75-85км).

Середні величини температури, наведені на малюнку 5, отримані за даними спостережень у північній півкулі, однак, судячи з наявних відомостей, вони можуть бути віднесені і до південної півкулі. Деякі відмінності є переважно у високих широтах. Над Антарктидою взимку температура повітря у тропосфері та нижній стратосфері помітно нижча, ніж над Центральною Арктикою.

Вітри на висотах. Сезонним розподілом температури зумовлена ​​досить складна система повітряних течій у стратосфері та мезосфері.

На малюнку 6 представлений вертикальний розріз поля вітру в атмосфері між поверхнею землі та висотою 90 кмвзимку та влітку над північною півкулею. Ізолініями зображені середні швидкості переважаючого вітру (в м/с).З малюнка випливає, що режим вітру взимку та влітку у стратосфері різко різний. Взимку як і тропосфері, і у стратосфері переважають західні вітри з максимальними швидкостями, рівними близько

100 м/секна висоті 60-65 км.Влітку західні вітри переважають лише висот 18-20 км.Вище вони стають східними, з максимальними швидкостями до 70 м/секна висоті 55-60км.

Влітку вище за мезосферу вітри стають західними, а взимку - східними.

Термосфера. Вище мезосфери розташована термосфера, для якої характерне підвищення температури ззаввишки. За отриманими даними, переважно за допомогою ракет встановлено, що в термосфері вже на рівні 150 кмтемпература повітря досягає 220-240 °, а на рівні 200 кмпонад 500 °. Вище температура продовжує підвищуватись і на рівні 500-600 кмперевищує 1500 °. На основі даних, отриманих при запусках штучних супутників Землі, знайдено, що у верхній термосфері температура досягає близько 2000 ° і протягом доби значно коливається. Постає питання, чим пояснити таку високу температуру у високих шарах атмосфери. Нагадаємо, що температура газу – це міра середньої швидкості руху молекул. У нижній, найбільш щільній частині атмосфери молекули газів, що становлять повітря, при русі часто стикаються між собою і миттєво передають одна одній кінетичну енергію. Тому кінетична енергія в щільному середовищі в середньому одна й та сама. У високих шарах, де густина повітря дуже мала, зіткнення між молекулами, що знаходяться на великих відстанях, відбуваються рідше. При поглинанні енергії швидкість молекул у проміжку між зіткненнями сильно змінюється; до того ж, молекули легших газів рухаються з більшою швидкістю, ніж молекули важких газів. Внаслідок цього температура газів може бути різною.

У розріджених газах порівняно небагато молекул дуже малих розмірів (легких газів). Якщо вони рухаються з великими швидкостями, то температура в даному обсязі повітря буде велика. У термосфері в кожному кубічному сантиметрі повітря містяться десятки і сотні тисяч молекул різних газів, тоді як біля землі їх близько сотні мільйонів мільярдів. Тому надмірно високі значення температури у високих шарах атмосфери, показуючи швидкість переміщення молекул у цьому вельми нещільному середовищі, не можуть викликати навіть невеликого нагрівання тіла, що знаходиться тут. Подібно до того, як людина не відчуває високої температури при сліпучому освітленні електричних ламп, хоча нитки розжарювання в розрідженому середовищі миттєво розжарюються до кількох тисяч градусів.

У нижній термосфері та мезосфері згоряє, не долітаючи до землі, основна частина метеорних потоків.

Наявні відомості про шари атмосфери вище 60-80 кмще недостатні для остаточних висновків про будову, режим і процеси, що розвиваються в них. Однак відомо, що у верхній мезосфері та нижній термосфері режим температури створюється в результаті перетворення молекулярного кисню (О 2) на атомарний (О), яке відбувається під дією ультрафіолетової сонячної радіації. У термосфері на режим температури великий вплив має корпускулярна, рентгенівська і. ультрафіолетова радіація Сонця. Тут навіть протягом доби відбуваються різкі зміни температури та вітру.

Іонізація атмосфери. Найбільш цікавою особливістю атмосфери понад 60-80 кмє її іонізація,т. е. процес утворення величезної кількості електрично заряджених частинок - іонів. Так як іонізація газів є характерною для нижньої термосфери, її називають також і іоносферою.

Гази в іоносфері перебувають переважно в атомарному стані. Під дією ультрафіолетового та корпускулярного випромінювань Сонця, що мають велику енергію, відбувається процес відщеплення електронів від нейтральних атомів і молекул повітря. Такі атоми і молекули, що втратили один або кілька електронів, стають позитивно зарядженими, а вільний електрон може знову приєднатися до нейтрального атома або молекули і наділити їх своїм негативним зарядом. Такі позитивно та негативно заряджені атоми та молекули називаються іонами,а гази - іонізованими,т. е. отримали електричний заряд. За більшої концентрації іонів гази стають електропровідними.

Процес іонізації найбільш інтенсивно відбувається у потужних шарах, обмежених висотами 60-80 та 220-400 км.У цих шарах є оптимальні умови для іонізації. Тут щільність повітря помітно більша, ніж у верхній атмосфері, а надходження ультрафіолетової та корпускулярної радіації Сонця достатньо для процесу іонізації.

Відкриття іоносфери є одним із важливих та блискучих досягнень науки. Адже характерною рисою іоносфери є її впливом геть поширення радіохвиль. В іонізованих шарах радіохвилі відбиваються, і тому стає можливим далекий радіозв'язок. Заряджені атоми-іони відбивають короткі радіохвилі, і вони знову повертаються на земну поверхню, але у значному віддаленні місця радіопередачі. Очевидно, цей шлях короткі радіохвилі здійснюють кілька разів, і таким чином забезпечується далекий радіозв'язок. Якби не іоносфера, то для передачі сигналів радіостанцій на великі відстані було б необхідно будувати дорогі радіорелейні лінії.

Однак відомо, що іноді радіозв'язок на коротких хвилях порушується. Це відбувається внаслідок хромосферних спалахів на Сонці, завдяки яким різко посилюється ультрафіолетове випромінювання Сонця, що призводить до сильних збурень іоносфери та магнітного поля Землі - магнітних бурей. При магнітних бурях порушується радіозв'язок, оскільки рух заряджених частинок залежить від магнітного поля. Під час магнітних бур іоносфера гірше відбиває радіохвилі або пропускає їх у космос. Головним чином зі зміною сонячної активності, що супроводжується посиленням ультрафіолетового випромінювання, збільшується електронна щільність іоносфери та поглинання радіохвиль у денний час, що призводить до порушення роботи радіозв'язку на коротких хвилях.

Згідно з новими дослідженнями, у потужному іонізованому шарі є зони, де концентрація вільних електронів досягає дещо більшої концентрації, ніж у сусідніх шарах. Відомі чотири такі зони, які розташовуються на висотах близько 60-80, 100-120, 180-200 та 300-400 кмі позначаються літерами D, E, F 1 і F 2 . При випромінюванні Сонця, що посилюється, заряджені частинки (корпускули) під впливом магнітного поля Землі відхиляються у бік високих широт. Увійшовши в атмосферу, корпускули посилюють іонізацію газів настільки, що починається їхнє свічення. Так виникають полярні сяйва- у вигляді красивих багатобарвних дуг, що спалахують у нічному небі переважно у високих широтах Землі. Полярні сяйва супроводжуються сильними магнітними бурями. У разі полярні сяйва стають видимими у середніх широтах, а окремих випадках навіть у тропічній зоні. Так, наприклад, інтенсивне сяйво, що спостерігалося 21 - 22 січня 1957 р., було видно майже у всіх південних районах нашої країни.

За допомогою фотографування полярних сяйв із двох пунктів, що знаходяться на відстані кількох десятків кілометрів, з великою точністю визначається висота сяйва. Зазвичай полярні сяйва розташовуються на висоті близько 100 км,нерідко вони виявляються на висоті кількох сотень кілометрів, а іноді на рівні близько 1000 км.Хоча природа полярних сяйв з'ясована, проте залишається багато невирішених питань, що з цим явищем. Досі невідомі причини різноманіття форм полярних сяйв.

За даними третього радянського супутника, між висотами 200 та 1000 кмвдень переважають позитивні іони розщепленого молекулярного кисню, тобто атомарного кисню (О). Радянські вчені досліджують іоносферу за допомогою штучних супутників серії "Космос". Американські вчені вивчають іоносферу за допомогою супутників.

Поверхня, що розділяє термосферу від екзосфери, зазнає коливань залежно від зміни сонячної активності та інших факторів. По вертикалі ці коливання досягають 100-200 кмі більше.

Екзосфера (сфера розсіювання) – найвища частина атмосфери, розташована вище 800 км.Вона мало вивчена. За даними спостережень та теоретичних розрахунків температура в екзосфері з висотою зростає приблизно до 2000°. На відміну від нижньої іоносфери, в екзосфері гази настільки розріджені, що частки їх, рухаючись із величезними швидкостями, майже не зустрічаються один з одним.

Ще порівняно недавно припускали, що умовна межа атмосфери знаходиться на висоті близько 1000 км.Проте з урахуванням гальмування штучних супутників Землі встановлено, що у висотах 700-800 кмв 1 см 3міститься до 160 тис. позитивних іонів атомного кисню та азоту. Це дає підставу припускати, що заряджені шари атмосфери простягаються в космос значно більшу відстань.

При високих температурах на умовній межі атмосфери швидкості частинок газів досягають приблизно 12 км/сек.При даних швидкостях гази поступово йдуть із сфери дії земного тяжіння в міжпланетний простір. Це відбувається протягом тривалого часу. Наприклад, частинки водню та гелію видаляються у міжпланетний простір протягом кількох років.

У дослідженні високих шарів атмосфери багаті дані отримані як із супутників серії «Космос» та «Електрон», так і геофізичних ракет та космічних станцій «Марс-1», «Місяць-4» та ін. Цінними виявились і безпосередні спостереження космонавтів. Так, за фотографіями, зробленими у космосі В.Миколаєвої-Терешкової, було встановлено, що на висоті 19 кмвід Землі існує пиловий шар. Це підтвердилося і даними, отриманими екіпажем космічного корабля "Схід". Очевидно, існує тісний зв'язок між пиловим шаром і так званими перламутровими хмарами,іноді спостерігаються на висотах близько 20-30км.

З атмосфери у космічний простір. Колишні припущення, що за межами атмосфери Землі, у міжпланетному

просторі, гази дуже розріджені і концентрація частинок не перевищує кількох одиниць см 3 ,не виправдалися. Дослідження показали, що навколоземне місце заповнене зарядженими частинками. На цій основі було висунуто гіпотезу про існування зон навколо Землі з помітно підвищеним вмістом заряджених частинок, тобто. поясів радіації- внутрішнього та зовнішнього. Нові дані допомогли внести уточнення. Виявилося, що між внутрішнім та зовнішнім поясами радіації також є заряджені частинки. Число їх змінюється залежно від геомагнітної та сонячної активності. Таким чином, за новим припущенням замість поясів радіації є зони радіації без чітко виражених меж. Кордони радіаційних зон змінюються залежно від сонячної активності. При її посиленні, тобто коли на Сонці з'являються плями та струмені газу, що викидаються на сотні тисяч кілометрів, зростає потік космічних частинок, які живлять радіаційні зони Землі.

Радіаційні зони є небезпечними для людей, які здійснюють польоти на космічних кораблях. Тому перед польотом у космос визначається стан та положення радіаційних зон, а орбіта космічного корабля вибирається з таким розрахунком, щоб вона проходила поза областями підвищеної радіації. Однак високі верстви атмосфери, як і близьке до Землі космічний простір, ще мало досліджено.

У дослідженні високих шарів атмосфери та навколоземного простору використовуються багаті дані, які отримують із супутників серії «Космос» та космічних станцій.

Високі шари атмосфери найменше вивчені. Однак сучасні методи її дослідження дозволяють сподіватися, що найближчими роками людина знатиме багато деталей будови атмосфери, на дні якої вона живе.

На закінчення наведемо схематичний вертикальний розріз атмосфери (рис. 7). Тут по вертикалі відкладено висоту в кілометрах і тиск повітря в міліметрах, а по горизонталі - температуру. Суцільною кривою зображено зміну температури повітря з висотою. На відповідних висотах відмічені й найголовніші явища, що спостерігаються в атмосфері, а також максимальні висоти, досягнуті радіозондами та іншими засобами зондування атмосфери.

Кожна грамотна людина повинна знати не тільки те, що планету оточує атмосфера із суміші всіляких газів, а й те, що існують різні верстви атмосфери, які розташовуються на неоднаковому віддаленні поверхні Землі.

Спостерігаючи на небі, ми не бачимо ні його складного пристрою, ні неоднорідного складу, ні інших прихованих від очей речей. Але саме завдяки складному та багатокомпонентному складу повітряного шару, навколо планети на ній і існують такі умови, які дозволили виникнути тут життю, розцвісти рослинності, з'явитися всьому тому, що тут будь-коли.

Знання про предмет розмови дає людям вже 6 клас у школі, але дехто до нього ще не довчився, а дехто був там так давно, що вже все забув. Проте кожна освічена людина повинна знати, з чого складається світ навколо неї, особливо та її частина, від якої безпосередньо залежить сама можливість її нормального життя.

Як називається кожен із шарів атмосфери, на якій висоті він знаходиться, яку роль відіграє? Всі ці питання будуть розглянуті нижче.

Будова атмосфери Землі

Дивлячись на небо, особливо коли воно абсолютно безхмарно, дуже складно навіть припустити, що воно має таку складну і багатошарову структуру, що температура там на різних висотах дуже відрізняється, і що саме там, у висоті, відбуваються найважливіші процеси для всієї флори та фауни на землі.

Якби не такий складний склад газового покриву планети, то тут просто не було б жодного життя і навіть можливості для її зародження.

Перші спроби вивчити цю частину навколишнього світу були зроблені ще древніми греками, але ті не могли зайти у своїх висновках занадто далеко, тому що не мали необхідної технічної бази. Вони бачили межі різних верств, було неможливо виміряти їх температуру, вивчити компонентний склад тощо.

Здебільшого лише погодні явища наштовхували найпрогресивніші уми на міркування про те, що видиме небо не таке просте, як здається.

Вважається, що структура сучасної газової оболонки навколо Землі утворилася три етапи.Спочатку була первинна атмосфера з водню та гелію, захоплених із космічного простору.

Потім виверження вулканів наповнило повітря безліччю інших частинок, і виникла вторинна атмосфера. Після проходження всіх основних хімічних реакцій та процесів релаксації частинок виникла нинішня ситуація.

Шари атмосфери по порядку від поверхні землі та їх характеристика

Структура газової оболонки планети досить складна та різноманітна. Розглянемо її докладніше, поступово дійшовши на верхніх рівнів.

Тропосфера

Якщо не брати до уваги прикордонний шар, тропосфера є найнижчим шаром атмосфери. Розширюється вона на висоту приблизно 8-10 км над поверхнею землі в полярних регіонах, на 10-12 км у помірному кліматі, а в тропічних частинах – на 16-18 кілометрів.

Цікавий факт:ця відстань може змінюватися залежно від пори року – взимку вона дещо менша, ніж улітку.

Повітря тропосфери містить у собі основну цілющу силу для всього живого землі.Тут міститься близько 80% всього наявного атмосферного повітря, більше 90% водяної пари, саме тут утворюються хмари, циклони та інші атмосферні явища.

Цікаво відзначити поступове зниження температури під час підняття від поверхні планети. Вчені підрахували, що на кожні 100 м висоти температура зменшується приблизно на 0,6-0,7 градусів.

Стратосфера

Наступний найважливіший прошарок - стратосфера. Висота стратосфери становить приблизно 45-50 км.Починається вона з 11 км, і тут уже переважають негативні температури, досягаючи цілих -57°С.

Чим важливий цей шар для людини, всіх тварин та рослин? Саме тут, на висоті 20-25 кілометрів, знаходиться озоновий шар - він затримує ультрафіолетові промені, що походять від сонця, і зменшує їх руйнівний вплив на флору і фауну до прийнятного значення.

Дуже цікаво відзначити, що стратосфера поглинає багато типів випромінювання, які йдуть на землю від сонця, інших зірок та космічного простору. Отримана енергія від цих частинок йде на іонізацію молекул і атомів, що знаходяться тут, з'являються різні хімічні сполуки.

Все це призводить до такого відомого та яскравого явища, як північне сяйво.

Мезосфера

Мезосфера починається приблизно з 50 і тягнеться до 90 кілометрів.Градієнт, або перепад температури зі зміною висоти, тут не настільки великий, як у нижніх шарах. У верхніх межах цієї оболонки температура дорівнює близько -80°С. Склад цієї області включає приблизно 80% азоту, а також 20% кисню.

Мезосфера - свого роду мертва зона для будь-яких літальних пристроїв. Літаки не можуть тут літати, тому що повітря надмірно розріджене, супутники ж на такій низькій висоті не літають, так як для них щільність повітря дуже велика.

Ще одна цікава характеристика мезосфери – саме тут згоряють метеорити, що налітають на планету.Вивчення таких віддалених від землі шарів відбувається за допомогою спеціальних ракет, але ефективність процесу невелика, тому вивчення регіону залишає бажати кращого.

Термосфера

Відразу після розглянутого шару йде термосфера, висота в км якої простягається на цілих 800 км.До певної міри це вже майже відкритий космос. Тут спостерігається агресивна дія космічного випромінювання, радіації, сонячного випромінювання.

Все це породжує таке чудове явище, як полярне сяйво.

Найнижчий шар термосфери нагрівається до температури приблизно 200 К і більше. Відбувається це завдяки елементарним процесам між атомами та молекулами, їх рекомбінацією та випромінювання.

Верхні шари ж нагріваються завдяки магнітним бурям, що протікають тут, електричним струмам, які при цьому генеруються. Температура шару нерівномірна і може дуже значно коливатися.

У термосфері відбувається політ більшості штучних супутників, балістичних тіл, пілотованих станцій тощо. Також тут проводяться випробування запусків різної зброї, ракет.

Екзосфера

Екзосфера, або як вона ще називається сфера розсіювання, — це найвищий рівень нашої атмосфери, її межа, за якою слідує міжпланетний космічний простір. Починається екзосфера з висоти приблизно 800-1000 кілометрів.

Щільні шари залишилися позаду і тут повітря гранично розріджене, будь-які частинки, що потрапили з боку, просто відносяться в космос в силу дуже слабкої дії сили гравітації.

Закінчується ця оболонка на висоті приблизно 3000-3500 км., і тут майже немає ніяких частинок. Ця зона називається близькокосмічним вакуумом. Тут переважають не окремі частинки у своєму звичайному стані, а плазма, найчастіше повністю іонізована.

Значення атмосфери у житті Землі

Ось так виглядають усі основні рівні устрою атмосфери нашої планети. Детальна її схема може включати й інші регіони, але вони мають другорядне значення.

Важливо, що атмосфера грає життя на Землі вирішальну роль.Багато озону в її стратосфері дозволяють флорі та фауні рятуватися від убивчої дії радіації та випромінювання з космосу.

Також саме тут формується погода, відбуваються всі атмосферні явища, зароджуються та вмирають циклони, вітри, встановлюється той чи інший тиск. Все це має прямий вплив на стан людини, всіх живих організмів та рослин.

Найближчий шар, тропосфера, дає можливість дихати, насичує киснем все живе і дозволяє йому жити. Навіть невеликі відхилення в структурі та компонентному складі атмосфери здатні згубно вплинути на все живе.

Саме тому зараз розгорнулася така кампанія проти шкідливих викидів від авто та виробництва, екологи б'ють на сполох з приводу товщини озонної кулі, партія Зелених і їй подібні борються за максимальне збереження природи. Тільки так можна продовжити нормальне життя на землі і не зробити його нестерпним у кліматичному плані.

> Атмосфера Землі

Опис атмосфери Землідля дітей різного віку: з чого складається повітря, наявність газів, шари з фото, клімат та погода третьої планети Сонячної системи.

Для най меншихвже відомо, що Земля виступає єдиною планетою в нашій системі, яка має життєздатну атмосферу. Газове покривало не тільки багате на повітря, а й захищає нас від надмірного нагрівання та сонячного випромінювання. Важливо пояснити дітям, Що система влаштована неймовірно вдало, адже дозволяє поверхні прогріватися вдень і остигати вночі, зберігаючи допустимий баланс.

Почати пояснення для дітейможна те, що куля земної атмосфери поширюється на 480 км, але більшість перебуває у 16 ​​км від поверхні. Чим більша висота, тим нижчий тиск. Якщо брати рівень моря, то тиск дорівнює 1 кг на квадратний сантиметр. А ось на висоті 3 км, воно зміниться – 0.7 кг на квадратний сантиметр. Звичайно, за таких умов дихати складніше ( дітимогли це відчути, якщо колись вирушали у похід у гори).

Склад повітря Землі – пояснення для дітей

Серед газів розрізняють:

• Азот – 78%.
• Кисень – 21%.
• Аргон – 0,93%.
• Двоокис вуглецю – 0.038%.
• У невеликих кількостях є водяна пара та інші домішки газів.

Атмосферні шари Землі – пояснення для дітей

Батькиабо вчителі в школіповинні нагадати, що земна атмосфера ділиться на 5 рівнів: екзосфера, термосфера, мезосфера, стратосфера та тропосфера. З кожним шаром атмосфера розчиняється дедалі більше, доки гази остаточно не розсіються у просторі.

Тропосфера знаходиться ближче до поверхні. З товщиною 7-20 км вона становить половину земної атмосфери. Що ближче до Землі, то сильніше прогрівається повітря. Тут зібрана майже вся водяна пара та пил. Діти можуть не дивуватися, що саме на цьому рівні плавають хмари.

Стратосфера починається від тропосфери та піднімається на 50 км над поверхнею. Тут багато озону, що нагріває атмосферу та рятує від шкідливого сонячного випромінювання. Повітря в 1000 разів тонше, ніж над рівнем моря і надзвичайно сухе. Саме тому тут чудово почуваються літаки.

Мезосфера: від 50 до 85 км над поверхнею. Вершина називається мезопаузою та виступає найбільш прохолодним місцем у земній атмосфері (-90°C). Її дуже складно дослідити, бо туди не можуть підібратися реактивні літаки, а орбітальна висота супутників надто висока. Вчені лише знають, що саме тут згоряють метеори.

Термосфера: 90 км та між 500-1000 км. Температура сягає 1500°C. Її вважають частиною земної атмосфери, але важливо пояснити дітям, Що щільність повітря тут настільки низька, що більшість сприймається вже як космічний простір. Фактично саме тут розміщуються космічні шатли та Міжнародна космічна станція. Крім того, тут утворюються полярні сяйва. Заряджені космічні частинки стикаються з атомами і молекулами термосфери, переводячи їх у більш високий енергетичний рівень. Завдяки цьому ми бачимо ці фотони світла у вигляді полярного сяйва.

Екзосфера – найвищий прошарок. Неймовірно тонка лінія злиття атмосфери із космосом. Складається з широко розсіяних водневих та гелієвих частинок.

Клімат та погода Землі - пояснення для дітей

Для най меншихпотрібно пояснити, що Землі вдається утримувати безліч живих видів завдяки регіональному клімату, який представлений екстремальним холодом на полюсах та тропічним теплом на екваторі. Дітиповинні знати, що регіональний клімат – це погода, яка у конкретній ділянці залишається незмінною 30 років. Звичайно, іноді вона може змінюватися на кілька годин, але здебільшого залишається стабільною.

Крім того, виділяють і глобальний земний клімат – середній регіональний показник. Він змінювався протягом всієї людської історії. Сьогодні спостерігається стрімке потепління. Вчені б'ють на сполох, оскільки парникові гази, викликані людською діяльністю, утримують тепло в атмосфері, ризикуючи перетворити нашу планету на Венеру.

АТМОСФЕРА
газова оболонка, що оточує небесне тіло. Її характеристики залежать від розміру, маси, температури, швидкості обертання та хімічного складу даного небесного тіла, а також визначаються історією його формування, починаючи з моменту зародження. Атмосфера Землі утворена сумішшю газів, яка називається повітрям. Її основні складові - азот та кисень у співвідношенні приблизно 4:1. На людину впливає переважно стан нижніх 15-25 км атмосфери, оскільки у цьому нижньому шарі зосереджена переважна більшість повітря. Наука, що вивчає атмосферу, називається метеорологією, хоча предметом цієї науки є також погода та її вплив на людину. Стан верхніх шарів атмосфери, розташованих на висотах від 60 до 300 і навіть 1000 км від Землі, також змінюється. Тут розвиваються сильні вітри, шторми та виявляються такі дивовижні електричні явища, як полярні сяйва. Чимало з перелічених феноменів пов'язані з потоками сонячної радіації, космічного випромінювання, і навіть магнітним полем Землі. Високі шари атмосфери - це й хімічна лабораторія, оскільки у умовах, близьких до вакууму, деякі атмосферні гази під впливом потужного потоку сонячної енергії входять у хімічні реакції. Наука, що вивчає ці взаємопов'язані явища та процеси, називається фізикою високих верств атмосфери.
ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА АТМОСФЕРИ ЗЕМЛІ
Розміри.Поки ракети-зонди та штучні супутники не досліджували зовнішні шари атмосфери на відстанях, що в кілька разів перевершують радіус Землі, вважалося, що в міру віддалення від земної поверхні атмосфера поступово стає більш розрідженою і плавно переходить у міжпланетний простір. Наразі встановлено, що потоки енергії з глибоких верств Сонця проникають у космічний простір далеко за орбіту Землі, аж до зовнішніх меж Сонячної системи. Цей т.зв. сонячний вітер обтікає магнітне поле Землі, формуючи подовжену "порожнину", всередині якої зосереджена земна атмосфера. Магнітне поле Землі помітно звужено зі зверненої до Сонця денної сторони і утворює довгу мову, що ймовірно виходить за межі орбіти Місяця, - з протилежного, нічного боку. Кордон магнітного поля Землі називається магнітопаузою. З денного боку цей кордон проходить на відстані близько семи земних радіусів від поверхні, але в періоди підвищеної сонячної активності виявляється ще ближче до Землі. Магнітопауза є одночасно межею земної атмосфери, зовнішня оболонка якої називається також магнітосферою, тому що в ній зосереджені заряджені частинки (іони), рух яких зумовлений магнітним полем Землі. Загальна вага газів атмосфери становить приблизно 4,5*1015 т. Таким чином, "вага" атмосфери, що припадає на одиницю площі, або атмосферний тиск становить приблизно 11 т/м2.
Значення життя.Зі сказаного вище випливає, що Землю від міжпланетного простору відокремлює потужний захисний шар. Космічний простір пронизаний потужним ультрафіолетовим і рентгенівським випромінюванням Сонця і ще більш жорстким космічним випромінюванням, і ці види радіації є згубними для всього живого. На зовнішній межі атмосфери інтенсивність випромінювання смертоносна, але значна його частина затримується атмосферою далеко від Землі. Поглинанням цього випромінювання пояснюються багато властивостей високих шарів атмосфери і особливо електричні явища, що там відбуваються. Найнижчий, приземний шар атмосфери особливо важливий для людини, яка мешкає у місці контакту твердої, рідкої та газоподібної оболонок Землі. Верхня оболонка "твердої" Землі називається літосферою. Близько 72% поверхні Землі покрито водами океанів, що становлять більшу частину гідросфери. Атмосфера межує як із літосферою, так і з гідросферою. Людина живе на дні повітряного океану і поблизу або вище за рівень океану водного. Взаємодія цих океанів одна із важливих чинників, визначальних стан атмосфери.
склад.Нижні шари атмосфери складаються із суміші газів (див. табл.). Крім наведених у таблиці, у вигляді невеликих домішок у повітрі присутні й інші гази: озон, метан, такі речовини, як оксид вуглецю (СО), оксиди азоту та сірки, аміак.

СКЛАД АТМОСФЕРИ

У високих прошарках атмосфери склад повітря змінюється під впливом жорсткого випромінювання Сонця, що призводить до розпаду молекул кисню на атоми. Атомарний кисень є основним компонентом найвищих шарів атмосфери. Нарешті, у найбільш віддалених від Землі шарах атмосфери головними компонентами стають найлегші гази - водень і гелій. Оскільки основна маса речовини зосереджена в нижніх 30 км, зміни складу повітря на висотах більше 100 км не надають помітного впливу на загальний склад атмосфери.
Енергообмін.Сонце є основним джерелом енергії, що надходить на Землю. Перебуваючи на відстані прибл. 150 млн. км від Сонця, Земля отримує приблизно одну двомільярдну частину енергії, що випромінюється ним, головним чином у видимій частині спектру, яку людина називає "світлом". Більшість цієї енергії поглинається атмосферою та літосферою. Земля також випромінює енергію, переважно у вигляді довгохвильової інфрачервоної радіації. Таким чином встановлюється рівновага між енергією, що отримується від Сонця, нагріванням Землі та атмосфери і зворотним потоком теплової енергії, що випромінюється в простір. Механізм цієї рівноваги вкрай складний. Пил і молекули газів розсіюють світло, частково відбиваючи їх у світовий простір. Ще більшу частину радіації, що приходить, відображають хмари. Частина енергії поглинається безпосередньо молекулами газів, але переважно - гірськими породами, рослинністю і поверхневими водами. Водяна пара та вуглекислий газ, присутні в атмосфері, пропускають видиме випромінювання, але поглинають інфрачервоне. Теплова енергія накопичується головним чином нижніх шарах атмосфери. Подібний ефект виникає у теплиці, коли скло пропускає світло всередину та ґрунт нагрівається. Оскільки скло відносно непрозоре для інфрачервоної радіації, у парнику акумулюється тепло. Нагрів нижніх шарів атмосфери за рахунок присутності водяної пари та вуглекислого газу часто називають парниковим ефектом. Істотну роль збереженні тепла в нижніх шарах атмосфери грає хмарність. Якщо хмари розсіюються або зростає прозорість повітряних мас, температура неминуче знижується у міру того, як поверхня Землі безперешкодно випромінює теплову енергію в навколишній простір. Вода, що знаходиться на поверхні Землі, поглинає сонячну енергію і випаровується, перетворюючись на газ - водяну пару, яка виносить величезну кількість енергії в нижні шари атмосфери. При конденсації водяної пари та утворенні при цьому хмар або туману ця енергія звільняється у вигляді тепла. Близько половини сонячної енергії, що досягає земної поверхні, витрачається на випаровування води та надходить у нижні шари атмосфери. Таким чином, внаслідок парникового ефекту та випаровування води атмосфера прогрівається знизу. Цим частково пояснюється висока активність її циркуляції в порівнянні з циркуляцією Світового океану, який прогрівається тільки зверху і тому значно стабільніший за атмосферу.
також МЕТЕОРОЛОГІЯ І КЛІМАТОЛОГІЯ. Крім загального нагрівання атмосфери сонячним світлом, значне прогрівання деяких її шарів відбувається за рахунок ультрафіолетового та рентгенівського випромінювання Сонця. Будова. Порівняно з рідинами та твердими тілами, у газоподібних речовинах сила тяжіння між молекулами мінімальна. У міру збільшення відстані між молекулами гази можуть розширюватися безмежно, якщо їм ніщо не перешкоджає. Нижнім кордоном атмосфери є Землі. Строго кажучи, цей бар'єр непроникний, тому що газообмін відбувається між повітрям і водою і навіть між повітрям та гірськими породами, але в цьому випадку цими факторами можна знехтувати. Оскільки атмосфера є сферичною оболонкою, вона не має бічних кордонів, а є лише нижня межа і верхня (зовнішня) межа, відкрита з боку міжпланетного простору. Через зовнішній кордон відбувається витік деяких нейтральних газів, і навіть надходження речовини з навколишнього космічного простору. Більшість заряджених частинок, крім космічних променів, які мають високої енергією, або захоплюється магнітосферою, або відштовхується нею. На атмосферу діє сила земного тяжіння, яка утримує повітряну оболонку біля Землі. Атмосферні гази стискаються під впливом своєї ваги. Це стиснення максимально біля нижньої межі атмосфери, тому і густина повітря тут найбільша. На будь-якій висоті над земною поверхнею ступінь стиснення повітря залежить від маси стовпа повітря, що лежить вище, тому з висотою щільність повітря зменшується. Тиск, рівний масі вищого стовпа повітря, що припадає на одиницю площі, знаходиться в прямій залежності від щільності і, отже, також знижується з висотою. Якби атмосфера являла собою "ідеальний газ" з незалежним від висоти постійним складом, незмінною температурою і на неї діяла б постійна сила тяжіння, то тиск зменшувався б в 10 разів на кожні 20 км висоти. Реальна атмосфера трохи відрізняється від ідеального газу приблизно до висоти 100 км, а потім тиск з висотою зменшується повільніше, так як змінюється склад повітря. Невеликі зміни в описану модель вносить і зменшення сили тяжіння в міру віддалення від центру Землі, що становить поблизу земної поверхні прибл. 3% на кожних 100 км висоти. На відміну від атмосферного тиску, температура з висотою не знижується безперервно. Як показано на рис. 1, вона зменшується приблизно до висоти 10 км, а потім знову починає рости. Це відбувається при поглинанні ультрафіолетової сонячної радіації киснем. При цьому утворюється озон газ, молекули якого складаються з трьох атомів кисню (О3). Він теж поглинає ультрафіолетове випромінювання, тому цей шар атмосфери, званий озоносферою, нагрівається. Вище температура знову знижується, тому що там набагато менше молекул газу, і, відповідно, скорочується поглинання енергії. У ще вищих шарах температура знову підвищується внаслідок поглинання атмосферою найбільш короткохвильового ультрафіолетового та рентгенівського випромінювання Сонця. Під впливом цього випромінювання відбувається іонізація атмосфери, тобто. молекула газу втрачає електрон і набуває позитивного електричного заряду. Такі молекули стають позитивно зарядженими іонами. Завдяки наявності вільних електронів та іонів цей шар атмосфери набуває властивостей електропровідника. Вважають, що температура продовжує підвищуватися до висот, де розріджена атмосфера перетворюється на міжпланетний простір. На відстані кількох тисяч кілометрів від поверхні Землі, ймовірно, переважають температури від 5000 ° до 10 000 ° С. Хоча молекули та атоми мають дуже великі швидкості руху, а отже, і високу температуру, цей розріджений газ не є "гарячим" у звичному сенсі . Через мізерну кількість молекул на висотах їх сумарна теплова енергія дуже невелика. Таким чином, атмосфера складається з окремих шарів (тобто серії концентричних оболонок, або сфер), виділення яких залежить від того, яка властивість становить найбільший інтерес. На підставі посереднього розподілу температур метеорологи розробили схему будови ідеальної "середньої атмосфери" (див. рис. 1).

Тропосфера - нижній шар атмосфери, що тягнеться до першого термічного мінімуму (т.зв. тропопаузи). Верхня межа тропосфери залежить від географічної широти (у тропіках - 18-20 км, в помірних широтах - близько 10 км) та пори року. Національна метеорологічна служба США провела зондування поблизу Південного полюса та виявила сезонні зміни висоти тропопаузи. У березні тропопауза знаходиться на висоті прибл. 7,5 км. З березня до серпня чи вересня відбувається неухильне охолодження тропосфери, і її кордон на короткий період у серпні чи вересні піднімається приблизно до висоти 11,5 км. Потім з вересня по грудень вона швидко знижується і досягає свого найнижчого становища - 7,5 км, де і залишається до березня, відчуваючи коливання в межах всього 0,5 км. Саме в тропосфері переважно формується погода, яка визначає умови існування людини. Більша частина атмосферної водяної пари зосереджена в тропосфері, і тому тут головним чином і формуються хмари, хоча деякі з них, що складаються з крижаних кристалів, зустрічаються й у високих шарах. Для тропосфери характерні турбулентність та потужні повітряні течії (вітри) та шторми. У верхній тропосфері існують сильні повітряні течії певного напрямку. Турбулентні вихори, подібні до невеликих вир, утворюються під впливом тертя і динамічної взаємодії між повітряними масами, що повільно і швидко рухаються. Оскільки в цих високих прошарках хмарності зазвичай немає, таку турбулентність називають "турбулентністю ясного неба".
Стратосфера. Вищележачий шар атмосфери часто помилково описують як шар з порівняно постійними температурами, де вітри дмуть більш менш стійко і де метеорологічні елементи мало змінюються. Верхні шари стратосфери нагріваються при поглинанні киснем та озоном сонячного ультрафіолетового випромінювання. Верхня межа стратосфери (стратопауза) проводиться там, де температура дещо підвищується, досягаючи проміжного максимуму, який нерідко можна порівняти з температурою приземного шару повітря. На основі спостережень, проведених за допомогою літаків та куль-зондів, пристосованих для польотів на постійній висоті, у стратосфері встановлені турбулентні обурення та сильні вітри, що дмуть у різних напрямках. Як і в тропосфері, відзначаються потужні повітряні вихори, які є особливо небезпечними для високошвидкісних літальних апаратів. Сильні вітри, які називають струминними течіями, дмуть у вузьких зонах уздовж кордонів помірних широт, звернених до полюсів. Однак ці зони можуть зміщуватися, зникати та з'являтися знову. Струменеві течії зазвичай проникають у тропопаузу і виявляються у верхніх шарах тропосфери, але їхня швидкість швидко зменшується зі зниженням висоти. Можливо, частина енергії, що надходить у стратосферу (переважно витрачається на утворення озону), впливає на процеси в тропосфері. Особливо активне перемішування пов'язані з атмосферними фронтами, де великі потоки стратосферного повітря було зареєстровано значно нижче тропопаузи, а тропосферне повітря залучалося нижні верстви стратосфери. Значних успіхів було досягнуто у вивченні вертикальної структури нижніх шарів атмосфери у зв'язку з удосконаленням техніки запуску на висоти 25-30 км радіозондів. Мезосфера, що знаходиться вище стратосфери, є оболонкою, в якій до висоти 80-85 км відбувається зниження температури до мінімальних показників для атмосфери в цілому. Рекордно низькі температури до -110 ° С були зареєстровані метеорологічними ракетами, запущеними з американо-канадської установки у Форт-Черчіллі (Канада). Верхня межа мезосфери (мезопауза) приблизно збігається з нижньою межею області активного поглинання рентгенівського та найбільш короткохвильового ультрафіолетового випромінювання Сонця, що супроводжується нагріванням та іонізацією газу. У полярних регіонах влітку у мезопаузі часто з'являються хмарні системи, які займають велику площу, але мають незначний вертикальний розвиток. Такі хмари, що світяться ночами, часто дозволяють виявляти великомасштабні хвилеподібні рухи повітря в мезосфері. Склад цих хмар, джерела вологи та ядер конденсації, динаміка та зв'язок з метеорологічними факторами поки що недостатньо вивчені. Термосфера є шаром атмосфери, в якому безперервно підвищується температура. Його потужність може сягати 600 км. Тиск і, отже, густина газу з висотою постійно зменшуються. Поблизу земної поверхні 1 м3 повітря міститься бл. 2,5 ґ1025 молекул, на висоті бл. 100 км, у нижніх шарах термосфери, - приблизно 1019, на висоті 200 км, в іоносфері - 5*10 15 і, за розрахунками, на висоті бл. 850 км – приблизно 1012 молекул. У міжпланетному просторі концентрація молекул становить 108-109 на 1 м3. На висоті прибл. 100 км кількість молекул невелика і вони рідко стикаються між собою. Середня відстань, яку долає молекула, що хаотично рухається, до зіткнення з іншою такою ж молекулою, називається її середнім вільним пробігом. Шар, в якому ця величина настільки збільшується, що ймовірність міжмолекулярних або міжатомних зіткнень можна знехтувати, знаходиться на межі між термосферою і вищою оболонкою (екзосферою) і називається термопаузою. Термопауза віддалена від земної поверхні приблизно на 650 км. За певної температури швидкість руху молекули залежить від її маси: легші молекули рухаються швидше за важкі. У нижній атмосфері, де вільний пробіг дуже короткий, не спостерігається помітного поділу газів за їхньою молекулярною вагою, але воно виражене вище 100 км. Крім того, під впливом ультрафіолетового та рентгенівського випромінювання Сонця молекули кисню розпадаються на атоми, маса яких становить половину маси молекули. Тому в міру віддалення від поверхні Землі атомарний кисень набуває все більшого значення у складі атмосфери та на висоті бл. 200 км. стає її головним компонентом. Вище, приблизно з відривом 1200 км від Землі, переважають легкі гази - гелій і водень. З них складається зовнішня оболонка атмосфери. Такий поділ за вагою, званий дифузним розшаруванням, нагадує поділ сумішей за допомогою центрифуги. Екзосферою називається зовнішній шар атмосфери, що виділяється на основі змін температури та властивостей нейтрального газу. Молекули та атоми в екзосфері обертаються навколо Землі балістичними орбітами під впливом сили тяжіння. Деякі з цих орбіт є параболічні і схожі на траєкторії метальних снарядів. Молекули можуть обертатися навколо Землі і еліптичних орбіт, як супутники. Деякі молекули, в основному водню та гелію, мають розімкнені траєкторії та йдуть у космічний простір (рис. 2).

СОНЯЧНО-ЗЕМНІ ЗВ'ЯЗКИ ТА ЇХНИЙ ВПЛИВ НА АТМОСФЕРУ
Атмосферні припливи. Тяжіння Сонця і Місяця викликає в атмосфері припливи, подібні до земних і морських припливів. Але атмосферні припливи мають суттєву відмінність: атмосфера найсильніше реагує на тяжіння Сонця, тоді як земна кора та океан - на тяжіння Місяця. Це пояснюється тим, що атмосфера нагрівається Сонцем і на додаток до гравітаційного виникає потужний термальний приплив. В цілому механізми утворення атмосферних і морських припливів подібні, за винятком того, що для прогнозу реакції повітря на гравітаційні та термічні дії необхідно враховувати його стисливість та розподіл температури. Не до кінця зрозуміло, чому напівдобові (12-годинні) сонячні припливи в атмосфері переважають над добовими сонячними та напівдобовими місячними припливами, хоча рушійні сили двох останніх процесів набагато потужніші. Раніше вважалося, що в атмосфері виникає резонанс, що посилює саме коливання із 12-годинним періодом. Однак, спостереження, проведені за допомогою геофізичних ракет, свідчать про відсутність температурних причин такого резонансу. При вирішенні цієї проблеми, ймовірно, слід враховувати всі гідродинамічні та термічні особливості атмосфери. У земній поверхні поблизу екватора, де вплив приливних коливань максимальний, воно забезпечує зміну атмосферного тиску на 0,1%. Швидкість приливних вітрів становить прибл. 0,3 км/год. Завдяки складній термічній структурі атмосфери (особливо наявності мінімуму температури в мезопаузі) приливні повітряні течії посилюються, і, наприклад, на висоті 70 км їхня швидкість приблизно в 160 разів вища, ніж у земної поверхні, що має важливі геофізичні наслідки. Вважається, що в нижній частині іоносфери (шар Е) приливні коливання переміщують іонізований газ вертикально в магнітному полі Землі, отже, тут виникають електричні струми. Ці постійно виникаючі системи струмів лежить на поверхні Землі встановлюються за збуренням магнітного поля. Добові варіації магнітного поля досить добре узгоджуються з розрахунковими величинами, що свідчить на користь теорії приливних механізмів "атмосферного динамо". Електричні струми, що виникають у нижній частині іоносфери (шар Е), повинні кудись переміщатися, і отже ланцюг повинен замкнутися. Аналогія з динамо-машиною стає повною, якщо розглядати зустрічний рух як роботу двигуна. Передбачається, що зворотна циркуляція електричного струму здійснюється у вищому шарі іоносфери (F), і цим зустрічним потоком можуть пояснюватися деякі своєрідні риси цього шару. Нарешті, приливний ефект повинен породжувати горизонтальні потоки в шарі Е і, отже, у шарі F.
Іоносфера.Намагаючись пояснити механізм виникнення полярних сяйв, вчені 19 в. припустили, що у атмосфері існує зона з електрично зарядженими частинками. У 20 ст. експериментально були отримані переконливі докази існування на висотах від 85 до 400 км шару, що відбиває радіохвилі. В даний час відомо, що його електричні властивості є результатом іонізації атмосферного газу. Тому зазвичай цей шар називають іоносферою. Вплив на радіохвилі відбувається головним чином через наявність в іоносфері вільних електронів, хоча механізм поширення радіохвиль пов'язаний із наявністю великих іонів. Останні також цікаві щодо хімічних властивостей атмосфери, оскільки вони активніше нейтральних атомів і молекул. Хімічні реакції, що протікають в іоносфері, відіграють важливу роль у її енергетичному та електричному балансі.
Нормальна іоносфера.Спостереження, проведені за допомогою геофізичних ракет та супутників, дали масу нової інформації, що свідчить, що іонізація атмосфери відбувається під впливом сонячної радіації широкого спектра. Основна її частина (понад 90%) зосереджена у видимій частині спектра. Ультрафіолетове випромінювання з меншою довжиною хвилі і більшою енергією, ніж у фіолетових світлових променів, випромінюється воднем внутрішньої частини атмосфери Сонця (хромосфери), а рентгенівське випромінювання, що має ще більшу енергію, - газами зовнішньої оболонки Сонця (корони. Нормальний (середній) стан іоносфери обумовлений постійним потужним випромінюванням. Регулярні зміни відбуваються у нормальній іоносфері під впливом добового обертання Землі та сезонних відмінностей кута падіння сонячних променів опівдні, але відбуваються також непередбачувані та різкі зміни стану іоносфери.
Обурення в іоносфері. Як відомо, на Сонці виникають потужні обурення, що циклічно повторюються, які досягають максимуму кожні 11 років. Спостереження за програмою Міжнародного геофізичного року (МГГ) збіглися з періодом найвищої сонячної активності протягом термін систематичних метеорологічних спостережень, тобто. з початку 18 ст. У періоди високої активності яскравість деяких областей на Сонці зростає у кілька разів, і вони посилають потужні імпульси ультрафіолетового та рентгенівського випромінювання. Такі явища називаються спалахами на Сонці. Вони тривають від кількох хвилин до одного-двох годин. Під час спалаху викидається сонячний газ (в основному протони та електрони), і елементарні частинки спрямовуються у космічний простір. Електромагнітне та корпускулярне випромінювання Сонця в моменти таких спалахів дуже впливає на атмосферу Землі. Початкова реакція відзначається через 8 хв після спалаху, коли інтенсивне ультрафіолетове та рентгенівське випромінювання досягає Землі. В результаті різко підвищується іонізація; рентгенівські промені проникають в атмосферу до нижньої межі іоносфери; кількість електронів у цих шарах зростає настільки, що радіосигнали майже повністю поглинаються ("гаснуть"). Додаткове поглинання радіації викликає нагрівання газу, що сприяє розвитку вітрів. Іонізований газ є електричним провідником, і коли він рухається в магнітному полі Землі, проявляється ефект динамо-машини та виникає електричний струм. Такі струми можуть викликати помітні обурення магнітного поля і виявлятися у вигляді магнітних бур. Ця початкова фаза займає лише короткий час, що відповідає тривалості сонячного спалаху. Під час потужних спалахів на Сонці у космічний простір спрямовується потік прискорених частинок. Коли він спрямований у бік Землі, настає друга фаза, що дуже впливає на стан атмосфери. Багато природних явищ, серед яких найбільш відомі полярні сяйва, свідчать, що значна кількість заряджених частинок досягає Землі (див. також ПОЛЯРНЕ СЯЙВО). Проте процеси відриву цих частинок від Сонця, їх траєкторії у міжпланетному просторі та механізми взаємодії з магнітним полем Землі та магнітосферою поки що недостатньо вивчені. Проблема ускладнилася після відкриття в 1958 Джеймсом Ван Алленом оболонок, що утримуються геомагнітним полем, що складаються із заряджених частинок. Ці частинки переміщаються з однієї півкулі в іншу, обертаючись спіралями навколо силових ліній магнітного поля. Поблизу Землі на висоті, яка залежить від форми силових ліній і від енергії частинок, розташовуються "точки відображення", в яких частинки змінюють напрямок руху на протилежний (рис. 3). Оскільки напруженість магнітного поля зменшується з віддаленням від Землі, орбіти, якими рухаються ці частинки, дещо спотворюються: електрони відхиляються на схід, а протони - на захід. Тому вони розподіляються у вигляді поясів навколо земної кулі.

Деякі наслідки нагрівання атмосфери Сонцем.Сонячна енергія впливає всю атмосферу. Вище вже згадувалися пояси, утворені зарядженими частинками в магнітному полі Землі і навколо неї. Ці пояси найближче підходять до земної поверхні у приполярних районах (див. рис. 3), де спостерігаються полярні сяйва. На малюнку 1 показано, що у районах прояви полярних сяйв Канаді температури термосфери значно вище, ніж у Південному Заході США. Ймовірно, захоплені частинки віддають частину своєї енергії в атмосферу, особливо при зіткненні з молекулами газу поблизу точок відображення і сходять зі своїх колишніх орбіт. Так відбувається нагрівання високих шарів атмосфери у зоні полярних сяйв. Ще одне важливе відкриття було зроблено щодо орбіт штучних супутників. Луїджі Яккіа, астроном зі Смітсонівської астрофізичної обсерваторії, вважає, що невеликі відхилення цих орбіт обумовлені змінами густини атмосфери при її нагріванні Сонцем. Він припустив існування на висоті понад 200 км в іоносфері максимуму концентрації електронів, який не відповідає сонячному полудню, а під впливом сили тертя запізнюється стосовно нього приблизно дві години. Саме тоді значення щільності атмосфери, звичайні для висоти 600 км, спостерігаються лише на рівні ок. 950 км. Крім того, максимум концентрації електронів зазнає нерегулярних коливань внаслідок короткочасних спалахів ультрафіолетового та рентгенівського випромінювання Сонця. Л.Якіа виявив також короткочасні коливання щільності повітря, що відповідають спалахам на Сонці та збуренням магнітного поля. Ці явища пояснюються вторгненням частинок сонячного походження в атмосферу Землі та нагріванням тих її верств, де проходять орбіти супутників.
АТМОСФЕРНА ЕЛЕКТРИКА
У приземному шарі атмосфери невелика частина молекул піддається іонізації під впливом космічних променів, випромінювання радіоактивних гірських порід та продуктів розпаду радію (в основному радону) у самому повітрі. У процесі іонізації атом втрачає електрон і набуває позитивного заряду. Вільний електрон швидко з'єднується з іншим атомом утворюючи негативно заряджений іон. Такі парні позитивні та негативні іони мають молекулярні розміри. Молекули у атмосфері прагнуть групуватися навколо цих іонів. Декілька молекул, що поєдналися з іоном, утворюють комплекс, званий зазвичай "легким іоном". В атмосфері є також комплекси молекул, відомі в метеорології під назвою ядер конденсації, навколо яких при насиченні повітря вологою починається процес конденсації. Ці ядра є частинками солі і пилу, а також забруднюючих речовин, що надходять у повітря від промислових та інших джерел. Легкі іони часто приєднуються до таких ядр, утворюючи "важкі іони". Під впливом електричного поля легкі та важкі іони переміщаються з одних областей атмосфери до інших, переносячи електричні заряди. Хоча зазвичай атмосфера не вважається електропровідним середовищем, вона все ж має невелику провідність. Тому залишене в повітрі заряджене тіло повільно втрачає свій заряд. Провідність атмосфери зростає з висотою через збільшення інтенсивності космічного випромінювання, зменшення втрат іонів в умовах нижчого тиску (і, отже, при більшому середньому вільному пробігу), а також через меншу кількість важких ядер. Провідність атмосфери досягає максимальної величини на висоті прибл. 50 км, т.зв. "рівні компенсації". Відомо, що між поверхнею Землі та "рівнем компенсації" постійно існує різницю потенціалів у кілька сотень кіловольт, тобто. Постійне електричне поле. З'ясувалося, що різниця потенціалів між деякою точкою, яка перебуває у повітрі на висоті кількох метрів, і поверхнею Землі дуже велика – понад 100 В. Атмосфера має позитивний заряд, а земна поверхня заряджена негативно. Оскільки електричне поле - область, у кожній точці якої є деяке значення потенціалу, можна говорити про градієнт потенціалу. У ясну погоду в межах нижніх кількох метрів напруженість електричного поля атмосфери майже стала. Через відмінності електропровідності повітря в приземному шарі градієнт потенціалу схильний до добових коливань, хід яких істотно змінюється від місця до місця. За відсутності локальних джерел забруднення повітря - над океанами, високо у горах чи полярних районах - добовий хід градієнта потенціалу у ясну погоду однаковий. Величина градієнта залежить від всесвітнього, або середнього грінвічського часу (UT) і досягає максимуму в 19 год. Е. Еплтон припустив, що цей максимум електропровідності, ймовірно, збігається з найбільшою грозовою активністю в планетарному масштабі. Розряди блискавок під час гроз переносять негативний заряд до поверхні Землі, оскільки основи найбільш активних купо-дощових грозових хмар мають значний негативний заряд. Верхні частини грозових хмар мають позитивний заряд, який, за розрахунками Хольцера і Саксона, під час гроз стікає з їхніх вершин. Без постійного поповнення заряд земної поверхні було б нейтралізовано з допомогою провідності атмосфери. Припущення про те, що різниця потенціалів між земною поверхнею та "рівнем компенсації" підтримується завдяки грозам, підкріплюється статистичними даними. Наприклад, максимальна кількість гроз відзначається у долині річки. Амазонки. Найчастіше грози бувають там наприкінці дня, тобто. бл. 19 год середнього грінвічського часу, коли градієнт потенціалу максимальний у будь-якій точці земної кулі. Більше того, сезонні варіації форми кривих добового ходу градієнта потенціалу також перебувають у повній відповідності до даних про глобальний розподіл гроз. Деякі дослідники стверджують, що джерело електричного поля Землі, можливо, має зовнішнє походження, оскільки електричні поля, як вважають, існують в іоносфері та магнітосфері. Цією обставиною, ймовірно, пояснюється виникнення дуже вузьких видовжених форм полярних сяйв, схожих на куліси та арки
(Див. також ПОЛЯРНЕ Сяйво). Завдяки наявності градієнта потенціалу та провідності атмосфери між "рівнем компенсації" та поверхнею Землі починають рухатися заряджені частинки: позитивно заряджені іони - у напрямку до земної поверхні, а негативно заряджені - вгору від неї. Сила цього струму становить прибл. 1800 А. Хоча ця величина здається великою, необхідно пам'ятати, що вона розподіляється на всій поверхні Землі. Сила струму в стовпі повітря з площею основи 1 м2 становить лише 4*10 -12 А. З іншого боку, сила струму при розряді блискавки може досягати кількох ампер, хоча, звичайно, такий розряд має малу тривалість - від часток секунди до цілої секунди або трохи більше за повторних розрядів. Блискавка представляє великий інтерес як як своєрідне явище природи. Вона дає можливість спостерігати електричний розряд у газовому середовищі при напрузі кілька сотень мільйонів вольт і відстані між електродами кілька кілометрів. У 1750 Б. Франклін запропонував Лондонському королівському суспільству поставити досвід із залізною штангою, укріпленою на ізолюючій основі та встановленою на високій вежі. Він очікував, що при наближенні грозової хмари до вежі на верхньому кінці спочатку нейтральної штанги зосередиться заряд протилежного знака, а на нижньому - заряд того ж знака, що біля хмари. Якщо напруженість електричного поля при розряді блискавки зросте досить сильно, заряд з верхнього кінця штанги частково стікатиме в повітря, а штанга придбає заряд того ж знака, що і хмара. Запропонований Франкліном експеримент не був здійснений в Англії, однак його поставив у 1752 році в Марлі під Парижем французький фізик Жан д'Аламбер. його помічник повідомив, що, коли грозова хмара знаходилася над штангою, при піднесенні до неї заземленого дроту виникали іскри.Сам Франклін, не знаючи про успішний досвід, реалізований у Франції, у червні того ж року провів свій знаменитий експеримент з повітряним змієм і спостерігав електричні На наступний рік, вивчаючи заряди, зібрані зі штанги, Франклін встановив, що підстави грозових хмар зазвичай заряджені негативно.Детальніші дослідження блискавок стали можливі в кінці 19 ст завдяки вдосконаленню методів фотографії, особливо після винаходу апарату з лінзами, що обертаються, що дозволило фіксувати процеси, що швидко розвиваються. Такий фотоапарат широко використовувався щодо іскрових розрядів. Було встановлено, що існує кілька типів блискавок, причому найбільш поширені лінійні, плоскі (внутрішньохмарні) та кульові (повітряні розряди). Лінійні блискавки є іскровий розряд між хмарою і земною поверхнею, що йде по каналу з спрямованими вниз відгалуженнями. Плоскі блискавки виникають усередині грозової хмари і виглядають як спалахи розсіяного світла. Повітряні розряди кульових блискавок, що починаються від грозової хмари, часто спрямовані горизонтально і досягають земної поверхні.

Розряд блискавки зазвичай складається з трьох або більше повторних розрядів - імпульсів, що йдуть по тому самому шляху. Інтервали між послідовними імпульсами дуже короткі, від 1/100 до 1/10 с (цим обумовлено мерехтіння блискавки). Загалом спалах триває близько секунди чи менше. Типовий процес розвитку блискавки можна описати в такий спосіб. Спочатку зверху до земної поверхні спрямовується слабо світиться розряд-лідер. Коли він її досягне, зворотний або головний, що яскраво світиться, розряд проходить від землі вгору по каналу, прокладеному лідером. Розряд-лідер, як правило, рухається зигзагоподібно. Швидкість його поширення коливається від ста до кількох сотень кілометрів на секунду. На своєму шляху він іонізує молекули повітря, створюючи канал з підвищеною провідністю, яким зворотний розряд рухається вгору зі швидкістю приблизно в сто разів більшою, ніж у розряду-лідера. Розмір каналу визначити важко, проте діаметр розряду-лідера оцінюється в 1-10 м, а зворотного розряду - кілька сантиметрів. Розряди блискавки створюють радіоперешкоди, випромінюючи радіохвилі в широкому діапазоні - від 30 кГц до наднизьких частот. Найбільше випромінювання радіохвиль знаходиться, ймовірно, у діапазоні від 5 до 10 кГц. Такі низькочастотні радіоперешкоди "зосереджені" у просторі між нижньою межею іоносфери та земною поверхнею і здатні поширюватися на відстані тисячі кілометрів від джерела.
ЗМІНИ В АТМОСФЕРІ
Вплив метеорів та метеоритів.Хоча іноді метеорні дощі справляють глибоке враження своїми світловими ефектами, окремі метеори видно досить рідко. Набагато чисельніше невидимі метеори, надто малі, щоб бути помітними в момент їх поглинання атмосферою. Деякі з найдрібніших метеорів, мабуть, зовсім не нагріваються, а лише захоплюються атмосферою. Ці дрібні частинки з розмірами від кількох міліметрів до десятитисячних часток міліметра називаються мікрометеоритами. Кількість метеорної речовини, яка щодобово надходить в атмосферу становить від 100 до 10 000 т, причому більша частина цієї речовини припадає на мікрометеорити. Оскільки метеорна речовина частково згоряє в атмосфері, її склад поповнюється слідами різних хімічних елементів. Наприклад, кам'яні метеори привносять до атмосфери літій. Згоряння металевих метеорів призводить до утворення дрібних сферичних залізних, залізонікелевих та інших крапельок, які проходять крізь атмосферу та осідають на земній поверхні. Їх можна виявити в Гренландії та Антарктиді, де майже без змін роками зберігаються льодовикові покриви. Океанологи знаходять їх у донних океанічних відкладах. Більшість метеорних частинок, що надійшли в атмосферу, осаджується приблизно протягом 30 діб. Деякі вчені вважають, що цей космічний пил відіграє важливу роль у формуванні таких атмосферних явищ, як дощ, оскільки є ядрами конденсації водяної пари. Тому припускають, що випадання опадів статистично пов'язане із великими метеорними дощами. Однак деякі фахівці вважають, що оскільки загальне надходження метеорної речовини в багато десятків разів перевищує її надходження навіть з найбільшим метеорним дощем, зміною в загальній кількості цієї речовини, що відбувається в результаті одного такого дощу, можна знехтувати. Однак, безсумнівно, найбільш великі мікрометеорити і, звичайно, видимі метеорити залишають довгі сліди іонізації у високих шарах атмосфери, головним чином в іоносфері. Такі сліди можна використовувати для далекого радіозв'язку, оскільки вони відображають високочастотні радіохвилі. Енергія метеорів, що надходять в атмосферу, витрачається головним чином, а може бути і повністю, на її нагрівання. Це одна з другорядних складових теплового балансу атмосфери.
Вуглекислий газ промислового походження.У кам'яновугільному періоді Землі була поширена деревна рослинність. Більшість діоксиду вуглецю, поглиненого тоді рослинами, накопичилася в покладах вугілля й у нафтоносних відкладеннях. Величезні запаси цих корисних копалин людина навчилася використовувати як джерело енергії і зараз швидкими темпами повертає вуглекислий газ у кругообіг речовин. У викопному стані знаходиться, мабуть, бл. 4 * 10 13 т вуглецю. За останнє століття людство спалило стільки копалин, що приблизно 4*10 11 т вуглецю знову надійшло в атмосферу. В даний час в атмосфері є прибл. 2*10 12 т вуглецю, а найближчі сто років за рахунок спалювання викопного палива ця цифра, можливо, подвоїться. Однак не весь вуглець залишиться в атмосфері: частина його розчиниться у водах океану, частина буде поглинена рослинами, а частина – пов'язана у процесі вивітрювання гірських порід. Поки не можна передбачити, скільки вуглекислого газу утримуватиметься в атмосфері або який саме вплив він вплине на клімат земної кулі. Тим не менш, вважається, що будь-яке збільшення його змісту викличе потепління, хоча зовсім не обов'язково, що будь-яке потепління суттєво вплине на клімат. Концентрація вуглекислого газу атмосфері, за результатами вимірів, помітно збільшується, хоч і нешвидкими темпами. Кліматичні дані по Шпіцбергену та станції Літтл-Америка на шельфовому льодовику Росса в Антарктиді свідчать про підвищення середніх річних температур приблизно за 50-річний період відповідно на 5° та 2,5°С.
Вплив космічного випромінювання.При взаємодії космічних променів, що володіють високою енергією, з окремими складовими атмосфери утворюються радіоактивні ізотопи. Серед них виділяється ізотоп вуглецю 14С, що накопичується в рослинних та тваринних тканинах. Шляхом вимірювання радіоактивності органічних речовин, які давно не обмінюються вуглецем з довкіллям, можна визначити їхній вік. Радіовуглецевий метод зарекомендував себе як найбільш надійний спосіб датування викопних організмів та предметів матеріальної культури, вік яких не перевищує 50 тис. років. Для датування матеріалів, які мають вік у сотні тисяч років, можна буде використовувати інші радіоактивні ізотопи з великими періодами напіврозпаду, якщо буде вирішене принципове завдання вимірювання вкрай низьких рівнів радіоактивності
(Див. також РАДІОВУГЛЕРОДНЕ ДАТУВАННЯ).
ПОХОДЖЕННЯ АТМОСФЕРИ ЗЕМЛІ
Історію утворення атмосфери поки що не вдалося відновити абсолютно достовірно. Проте виявлено деякі можливі зміни її складу. Становлення атмосфери почалося відразу після формування Землі. Є досить вагомі підстави вважати, що в процесі еволюції Праземлі та набуття нею близьких до сучасних розмірів і маси вона майже повністю втратила свою первісну атмосферу. Вважається, що на ранньому етапі Земля перебувала в розплавленому стані та прибл. 4,5 млрд років тому оформилася в тверде тіло. Цей рубіж приймається початок геологічного літочислення. Відтоді відбувалася й повільна еволюція атмосфери. Деякі геологічні процеси, як, наприклад, вилив лави при виверженнях вулканів, супроводжувалися викидом газів з надр Землі. До їх складу, ймовірно, входили азот, аміак, метан, водяна пара, оксид та діоксид вуглецю. Під впливом сонячної ультрафіолетової радіації водяна пара розкладалася на водень і кисень, але кисень, що звільнився, вступав в реакцію з оксидом вуглецю з утворенням вуглекислого газу. Аміак розкладався на азот та водень. Водень у процесі дифузії піднімався вгору і залишав атмосферу, а важчий азот було випаровуватися і поступово накопичувався, стаючи основним її компонентом, хоча його частина зв'язувалася під час хімічних реакцій. Під впливом ультрафіолетових променів та електричних розрядів суміш газів, що ймовірно були присутні в початковій атмосфері Землі, вступала в хімічні реакції, внаслідок яких відбувалося утворення органічних речовин, зокрема амінокислот. Отже, життя могло зародитися в атмосфері, принципово відмінній від сучасної. З появою примітивних рослин почався процес фотосинтезу (див. також Фотосинтез), що супроводжувався виділенням вільного кисню. Цей газ, особливо після дифузії у верхні шари атмосфери, став захищати її нижні шари та поверхню Землі від небезпечних для життя ультрафіолетового та рентгенівського випромінювань. За оцінками, наявність всього 0,00004 сучасного обсягу кисню могло призвести до формування шару з удвічі меншою, ніж зараз, концентрацією озону, що забезпечувало істотний захист від ультрафіолетових променів. Ймовірно також, що у первинній атмосфері містилося багато вуглекислого газу. Він витрачався в ході фотосинтезу, і його концентрація мала зменшуватися в міру еволюції світу рослин, а також через поглинання в ході деяких геологічних процесів. Оскільки парниковий ефект пов'язаний із присутністю вуглекислого газу в атмосфері, деякі вчені вважають, що коливання його концентрації є однією з важливих причин таких великомасштабних кліматичних змін в історії Землі, як льодовикові періоди. Присутній у сучасній атмосфері гелій, ймовірно, здебільшого є продуктом радіоактивного розпаду урану, торію та радію. Ці радіоактивні елементи випускають альфа-частинки, які є ядра атомів гелію. Оскільки в ході радіоактивного розпаду електричний заряд не утворюється і не зникає, на кожну альфа-частку припадає два електрони. Через війну вона з'єднується із нею, утворюючи нейтральні атоми гелію. Радіоактивні елементи містяться в мінералах, розсіяних у товщі гірських порід, тому значна частина гелію, що утворився в результаті радіоактивного розпаду, зберігається в них, дуже повільно випаровуючись в атмосферу. Декілька кількість гелію за рахунок дифузії піднімається вгору в екзосферу, але завдяки постійному припливу від земної поверхні обсяг цього газу в атмосфері незмінний. На підставі спектрального аналізу світла зірок та вивчення метеоритів можна оцінити відносний вміст різних хімічних елементів у Всесвіті. Концентрація неону в космосі приблизно в десять мільярдів разів вища, ніж на Землі, криптону – у десять мільйонів разів, а ксенону – у мільйон разів. Звідси випливає, що концентрація цих інертних газів, які спочатку були присутні в земній атмосфері і не поповнювалися в процесі хімічних реакцій, сильно знизилася, ймовірно, ще на етапі втрати Землею своєї первинної атмосфери. Виняток становить інертний газ аргон, оскільки у формі ізотопу 40Ar він і зараз утворюється у процесі радіоактивного розпаду ізотопу калію.
ОПТИЧНІ ЯВИЩА
Різноманітність оптичних явищ у атмосфері обумовлено різними причинами. До найпоширеніших феноменів відносяться блискавка (див. вище) і мальовничі північне і південне полярні сяйва (див. також ПОЛЯРНЕ СЯЙВО). Крім того, особливо цікаві веселка, гал, паргелій (хибне сонце) і дуги, корона, німби та привиди Броккена, міражі, вогні святого Ельма, хмари, що світяться, зелені та сутінкові промені. Веселка – найкрасивіше атмосферне явище. Зазвичай це величезна арка, що складається з різнокольорових смуг, що спостерігається, коли Сонце висвітлює лише частину небосхилу, а повітря насичене крапельками води, наприклад під час дощу. Різнобарвні дуги розташовуються в послідовності спектру (червона, помаранчева, жовта, зелена, блакитна, синя, фіолетова), проте кольори майже ніколи не бувають чистими, оскільки смуги взаємно перекриваються. Як правило, фізичні характеристики веселок істотно різняться, тому і на вигляд вони дуже різноманітні. Їхньою загальною рисою є те, що центр дуги завжди розташовується на прямій, проведеній від Сонця до спостерігача. Головна веселка є дугою, що складається з найбільш яскравих кольорів - червоного на зовнішній стороні і фіолетового - на внутрішній. Іноді видно лише одну дугу, але часто із зовнішнього боку основний веселки з'являється побічна. Вона має не такі яскраві кольори, як перша, а червона та фіолетова смуги в ній змінюються місцями: червона розташовується з внутрішньої сторони. Утворення головної веселки пояснюється подвійним заломленням (див. також ОПТИКА) та одноразовим внутрішнім відображенням променів сонячного світла (див. рис. 5). Проникаючи всередину краплі води (А), промінь світла заломлюється і розкладається, як у проходженні крізь призму. Потім він досягає протилежної поверхні краплі (В), відбивається від неї і виходить із краплі назовні (С). При цьому промінь світла, перш ніж досягти спостерігача, переломлюється вдруге. Вихідний білий промінь розкладається на промені різних кольорів із кутом розбіжності 2°. При утворенні побічної веселки відбувається подвійне заломлення та подвійне відбиття сонячних променів (див. рис. 6). У цьому випадку світло заломлюється, проникаючи всередину краплі через її нижню частину (А), і відбивається від внутрішньої поверхні краплі спочатку в точці, потім в точці С. У точці D світло заломлюється, виходячи з краплі в бік спостерігача.

На сході і заході Сонця спостерігач бачить веселку як дуги, що дорівнює половині кола, оскільки вісь веселки паралельна горизонту. Якщо Сонце розташовується вище над горизонтом, дуга веселки менше половини кола. Коли Сонце піднімається вище 42 ° над горизонтом, веселка зникає. Скрізь, окрім високих широт, веселка не може з'явитися опівдні, коли Сонце стоїть надто високо. Цікаво оцінити відстань до веселки. Хоча здається, що різнокольорова дуга розташована в одній площині, це ілюзія. Насправді веселка має величезну глибину, і її можна уявити у вигляді поверхні пустотілого конуса, у вершині якого знаходиться спостерігач. Ось конуса з'єднує Сонце, спостерігача та центр веселки. Спостерігач дивиться як би вздовж поверхні цього конуса. Двоє людей ніколи не можуть побачити абсолютно однакову веселку. Звичайно, можна спостерігати в цілому один і той же ефект, але дві веселки займають різне положення та утворені різними крапельками води. Коли дощ або водяний пил утворюють веселку, повний оптичний ефект досягається за рахунок сумарного впливу всіх крапельок води, що перетинають поверхню конуса веселки зі спостерігачем у вершині. Роль кожної краплі швидкоплинна. Поверхня конуса веселки складається з кількох шарів. Швидко перетинаючи їх і проходячи при цьому через серію критичних точок, кожна крапля миттєво розкладає сонячний промінь на весь спектр у певній послідовності - від червоного до фіолетового кольору. Безліч крапель так само перетинає поверхню конуса, отже веселка представляється спостерігачеві безперервної як вздовж, і упоперек її дуги. Гало - білі або райдужні світлові дуги та кола навколо диска Сонця або Місяця. Вони виникають внаслідок заломлення або відображення світла кристалами льоду або снігу, що знаходяться в атмосфері. Кристали, що формують гало, розташовуються на поверхні уявного конуса з віссю, спрямованої від спостерігача (з вершини конуса) до Сонця. За деяких умов атмосфера буває насичена дрібними кристалами, багато грані яких утворюють прямий кут із площиною, що проходить через Сонце, спостерігача та ці кристали. Такі грані відбивають промені світла, що надходять, з відхиленням на 22°, утворюючи червоне з внутрішньої сторони гало, але воно може складатися і з усіх кольорів спектра. Рідше зустрічається гало з кутовим радіусом 46°, розташоване концентрично навколо 22-градусного гало. Його внутрішня сторона теж має червоний відтінок. Причиною цього також є заломлення світла, що відбувається в цьому випадку на гранях кристалів, що утворюють прямі кути. Ширина кільця такого гало перевищує 2,5 °. Як 46-градусні, так і 22-градусні гало, як правило, мають найбільшу яскравість у верхній та нижній частинах кільця. 90-градусне гало, що зрідка зустрічається, являє собою слабо світиться, майже безбарвне кільце, що має загальний центр з двома іншими гало. Якщо воно пофарбоване, має червоний колір на зовнішній стороні кільця. Механізм виникнення такого типу гало остаточно не з'ясований (рис. 7).

Паргелії та дуги. Паргельське коло (або коло хибних сонців) - біле кільце з центром у точці зеніту, що проходить через Сонце паралельно горизонту. Причиною його утворення є відображення сонячного світла від граней поверхонь кристалів льоду. Якщо кристали досить рівномірно розподілені повітря, стає видимим повне коло. Паргелії, або помилкові сонця, - це плями, що яскраво світяться, нагадують Сонце, які утворюються в точках перетину паргелічного кола з гало, що мають кутові радіуси 22°, 46° і 90°. Найчастіше утворюється і найяскравіший паргелій формується на перетині з 22-градусним гало, зазвичай пофарбований майже у всі кольори веселки. Помилкові сонця на перетинах з 46- та 90-градусними гало спостерігаються набагато рідше. Паргелії, що виникають на перехрестях з 90-градусними гало, називаються парантеліями, або хибними протисонцями. Іноді видно також антелій (протисонце) - яскрава пляма, розташована на кільці паргелію точно навпроти Сонця. Передбачається, що причиною виникнення цього явища є подвійне внутрішнє віддзеркалення сонячного світла. Відбитий промінь проходить тим самим шляхом, як і падаючий промінь, але у напрямі. Околозенітна дуга, іноді неправильно звана верхньою дотичною дугою 46-градусного гало, - це дуга в 90° або менше з центром у точці зеніту, розташована вище Сонця приблизно на 46°. Вона буває видна рідко і лише протягом декількох хвилин, має яскраві кольори, причому червоний колір приурочений до зовнішнього боку дуги. Околозенітна дуга примітна своїм забарвленням, яскравістю і чіткими обрисами. Ще один цікавий та дуже рідкісний оптичний ефект типу гало – дуги Лівиця. Вони виникають як продовження паргеліїв на перетині з 22-градусним гало, проходять із зовнішнього боку гало і злегка увігнуті у бік Сонця. Стовпи білуватого світла, як і різноманітні хрести, іноді видно на світанку або на заході сонця, особливо в полярних регіонах, і можуть супроводжувати як Сонцю, так і Місяцю. Часом спостерігаються місячні гало та інші ефекти, подібні до описаних вище, причому найбільш звичайне місячне гало (кільце навколо Місяця) має кутовий радіус 22°. Подібно до хибних сонців, можуть виникати помилкові місяці. Корони, або вінці, - невеликі концентричні кольорові кільця навколо Сонця, Місяця чи інших яскравих об'єктів, які спостерігаються іноді, коли джерело світла перебуває за напівпрозорими хмарами. Радіус корони менший за радіус гало і становить бл. 1-5°, найближчим до Сонця виявляється блакитне чи фіолетове кільце. Корона виникає при розсіюванні світла дрібними водяними крапельками води, що утворюють хмару. Іноді корона виглядає як пляма (або ореол), що світиться, навколишнє Сонце (або Місяць), яке завершується червонуватим кільцем. У інших випадках поза ореолу видно щонайменше двох концентричних кілець більшого діаметра, дуже слабко пофарбованих. Це супроводжується райдужними хмарами. Іноді краї дуже високо розташованих хмар пофарбовані яскравими кольорами.
Глорії (німби).У особливих умовах з'являються незвичайні атмосферні явища. Якщо Сонце знаходиться за спиною спостерігача, а його тінь проектується на хмари або завісу туману, при певному стані атмосфери навколо тіні голови людини можна побачити кольорове коло, що світиться - німб. Зазвичай такий німб утворюється через відбиття світла крапельками роси на трав'яному газоні. Глорії також досить часто можна виявити навколо тіні, яку відкидає літак на хмари нижче.
Привиди Броккена.У деяких районах земної кулі, коли тінь спостерігача при сході або заході Сонця ззаду нього падає на хмари, розташовані на невеликій відстані, виявляється вражаючий ефект: тінь набуває колосальних розмірів. Це відбувається через відбиття та заломлення світла найдрібнішими крапельками води в тумані. Описане явище зветься "привид Броккена" на ім'я вершини в горах Гарц у Німеччині.
Міражі- оптичний ефект, зумовлений заломленням світла при проходженні через шари повітря різної щільності і виявляється у виникненні уявного зображення. Видалені об'єкти при цьому можуть виявитися піднятими або опущеними щодо їх дійсного положення, а також можуть бути спотворені та набути неправильних, фантастичних форм. Міражі часто спостерігаються за умов спекотного клімату, наприклад над піщаними рівнинами. Звичайні нижні міражі, коли віддалена, майже рівна поверхня пустелі набуває вигляду відкритої води, особливо якщо дивитися з невеликого піднесення або просто перебувати вище шару нагрітого повітря. Подібна ілюзія зазвичай виникає на нагрітій асфальтованій дорозі, яка далеко попереду виглядає як водяна поверхня. Насправді ця поверхня є відбитком піднебіння. Нижче за рівень очей у цій "воді" можуть з'явитися об'єкти, зазвичай перевернуті. Над нагрітою поверхнею суші формується "повітряний листковий пиріг", причому найближчий до землі шар - нагрітий і настільки розріджений, що світлові хвилі, проходячи через нього, спотворюються, тому що швидкість їх поширення змінюється в залежності від щільності середовища. Верхні міражі менш поширені і більш мальовничі проти нижніми. Видалені об'єкти (часто перебувають за морським горизонтом) вимальовуються на небі в перевернутому положенні, інколи ж вище з'являється ще й пряме зображення тієї самої об'єкта. Це типово для холодних регіонів, особливо при значній температурній інверсії, коли над холоднішим шаром знаходиться тепліший шар повітря. Цей оптичний ефект проявляється внаслідок складних закономірностей поширення фронту світлових хвиль у шарах повітря з неоднорідною щільністю. Іноді виникають дуже незвичайні міражі, особливо у полярних регіонах. Коли міражі з'являються на суші, дерева та інші компоненти ландшафту перевернуті. У всіх випадках у верхніх міражах об'єкти видно чіткіше, ніж у нижніх. Коли кордоном двох повітряних мас є вертикальна площина, часом спостерігаються бічні міражі.
Вогні святого Ельма.Деякі оптичні явища в атмосфері (наприклад, світіння та найпоширеніше метеорологічне явище – блискавка) мають електричну природу. Набагато рідше зустрічаються вогні святого Ельма - блідо-блакитні або фіолетові кисті, що світяться, довжиною від 30 см до 1 м і більше, зазвичай на верхівках щог або кінцях рей, що знаходяться в морі суден. Іноді здається, що такелаж судна покритий фосфором і світиться. Вогні святого Ельма часом виникають на гірських вершинах, а також на шпилях та гострих кутах високих будівель. Це явище є кистьові електричні розряди на кінцях електропровідників, коли в атмосфері навколо них сильно підвищується напруженість електричного поля. Блукаючі вогники - слабке світіння блакитного або зеленуватого кольору, яке іноді спостерігається на болотах, цвинтарях та в склепах. Вони часто виглядають як піднесене приблизно на 30 см над землею, що спокійно горить, не дає тепла, полум'я свічки, що на мить зависає над об'єктом. Вогник здається абсолютно невловимим і при наближенні спостерігача переміщується в інше місце. Причиною цього явища є розкладання органічних залишків і самозаймання болотного газу метану (СН4) або фосфіну (РН3). Блукаючі вогники мають різну форму, іноді навіть кулясту. Зелений промінь - спалах сонячного світла смарагдово-зеленого кольору, коли останній промінь Сонця ховається за горизонтом. Червона складова сонячного світла зникає першою, решта - по порядку слідом за нею, і останньою залишається смарагдово-зелена. Це явище виникає лише тоді, коли над горизонтом залишається тільки самий краєчок сонячного диска, а інакше відбувається змішання кольорів. Сутінкові промені - пучки сонячного світла, що розходяться, які стають видимими завдяки освітленню ними пилу у високих шарах атмосфери. Тіні від хмар утворюють темні смуги, а між ними поширюються промені. Цей ефект спостерігається, коли Сонце знаходиться низько над горизонтом перед світанком або після заходу сонця.