Zemes atmosfēra. Kā Zemes skābekļa atmosfēra veidoja Auroras intensitāti

Atmosfēras veidošanās. Mūsdienās Zemes atmosfēru veido gāzu maisījums – 78% slāpekļa, 21% skābekļa un neliela daudzuma citu gāzu, piemēram, oglekļa dioksīda. Bet, kad planēta pirmo reizi parādījās, atmosfērā nebija skābekļa – tā sastāvēja no gāzēm, kas sākotnēji pastāvēja Saules sistēmā.

Zeme radās, kad mazi akmeņaini ķermeņi, kas sastāv no putekļiem un gāzēm no Saules miglāja, kas pazīstami kā planetoīdi, sadūrās viens ar otru un pakāpeniski ieguva planētas formu. Tai augot, planetoīdos esošās gāzes izsprāga un apņēma zemeslodi. Pēc kāda laika pirmie augi sāka izdalīt skābekli, un pirmatnējā atmosfēra attīstījās pašreizējā blīvajā gaisa apvalkā.

Atmosfēras izcelsme

1. Mazo planetoīdu lietus skāra topošo Zemi pirms 4,6 miljardiem gadu. Saules miglāja gāzes, kas atrodas planētas iekšpusē, sadursmē izkļuva un izveidoja primitīvu Zemes atmosfēru, kas sastāv no slāpekļa, oglekļa dioksīda un ūdens tvaikiem.
2. Siltumu, kas izdalās planētas veidošanās laikā, saglabā pirmatnējās atmosfēras blīvu mākoņu slānis. "Siltumnīcefekta gāzes" - piemēram, oglekļa dioksīds un ūdens tvaiki - aptur siltuma izvadīšanu kosmosā. Zemes virsmu pārpludina kūstoša izkausētas magmas jūra.
3. Kad planetoīdu sadursmes kļuva retākas, Zeme sāka atdzist un parādījās okeāni. No bieziem mākoņiem kondensējas ūdens tvaiki, un lietus, kas ilgst vairākus eonus, pamazām applūst zemienes. Tādējādi parādās pirmās jūras.
4. Gaiss tiek attīrīts, ūdens tvaikiem kondensējoties un veidojot okeānus. Laika gaitā tajās izšķīst oglekļa dioksīds, un tagad atmosfērā dominē slāpeklis. Skābekļa trūkuma dēļ neveidojas aizsargājošs ozona slānis, un saules ultravioletie stari brīvi sasniedz zemes virsmu.
5. Dzīvība senajos okeānos parādās pirmajos miljardos gadu. Vienkāršākās zilaļģes ir aizsargātas no ultravioletā starojuma jūras ūdens. Tie izmanto saules gaismu un oglekļa dioksīdu enerģijas ražošanai, savukārt skābeklis izdalās kā blakusprodukts, kas pamazām sāk uzkrāties atmosfērā.
6. Miljardiem gadu vēlāk veidojas ar skābekli bagāta atmosfēra. Fotoķīmiskās reakcijas atmosfēras augšējos slāņos rada plānu ozona slāni, kas izkliedē kaitīgo ultravioleto gaismu. Dzīvība tagad var pārvietoties no okeāniem uz zemi, kur evolūcijas rezultātā rodas daudzi sarežģīti organismi.

Pirms miljardiem gadu biezs primitīvu aļģu slānis sāka izdalīt skābekli atmosfērā. Tie ir saglabājušies līdz mūsdienām kā fosilijas, ko sauc par stromatolītiem.

Vulkāniskā izcelsme

1. Sena, bezgaisa Zeme. 2. Gāzu izvirdums.

Saskaņā ar šo teoriju uz jaunās planētas Zeme virsmas aktīvi izcēlās vulkāni. Agrīnā atmosfēra, iespējams, veidojās, kad planētas silīcija apvalkā iesprostotas gāzes izkļuva caur vulkānu sprauslām.

Manāms brīvā skābekļa satura pieaugums Zemes atmosfērā pirms 2,4 miljardiem gadu, acīmredzot, bija ļoti straujas pārejas rezultāts no viena līdzsvara stāvokļa uz otru. Pirmais līmenis atbilda ārkārtīgi zemai O 2 koncentrācijai - apmēram 100 000 reižu zemākai nekā pašlaik novērotā. Otro līdzsvara līmeni varētu sasniegt pie lielākas koncentrācijas vismaz 0,005 no pašreizējā. Skābekļa saturu starp šiem diviem līmeņiem raksturo ārkārtēja nestabilitāte. Šādas "bistabilitātes" klātbūtne ļauj saprast, kāpēc Zemes atmosfērā bija tik maz brīvā skābekļa vismaz 300 miljonus gadu pēc tam, kad zilaļģes (zili zaļas "aļģes") sāka to ražot.

Šobrīd Zemes atmosfērā ir 20% brīvā skābekļa, kas ir nekas vairāk kā zilaļģu, aļģu un augstāko augu fotosintēzes blakusprodukts. Daudz skābekļa izdala tropu meži, kurus bieži sauc populārās publikācijās planētas plaušas. Taču tajā pašā laikā klusē, ka gada laikā tropu meži patērē gandrīz tikpat daudz skābekļa, cik saražo. To tērē organismu, kas sadala gatavo organisko vielu, galvenokārt baktēriju un sēnīšu, elpošanai. Priekš, lai atmosfērā sāktu uzkrāties skābeklis, no cikla ir jāizņem vismaz daļa no fotosintēzes laikā radušās vielas- piemēram, iekļūt grunts nogulumos un kļūt nepieejamas baktērijām, kas to sadala aerobā ceļā, tas ir, ar skābekļa patēriņu.

Skābekļa (tas ir, "skābekli iznesošās") fotosintēzes kopējo reakciju var uzrakstīt šādi:
CO 2 + H 2 O + hν→ (CH2O) + O2,
kur hν- enerģija saules gaisma, un (CH 2 O) ir vispārināta organisko vielu formula. Elpošana ir apgriezts process, ko var uzrakstīt šādi:
(CH 2 O) + O 2 → CO 2 + H 2 O.
Šajā gadījumā tiks atbrīvota organismiem nepieciešamā enerģija. Tomēr aerobā elpošana ir iespējama tikai pie O 2 koncentrācijas, kas nav mazāka par 0,01 no pašreizējā līmeņa (tā sauktais Pastēra punkts). Anaerobos apstākļos organiskās vielas sadalās fermentācijas ceļā, un šī procesa beigu stadijā bieži veidojas metāns. Piemēram, vispārināts metanoģenēzes vienādojums, veidojot acetātu, izskatās šādi:
2(CH 2 O) → CH 3 COOH → CH 4 + CO 2.
Ja mēs apvienosim fotosintēzes procesu ar sekojošu organisko vielu sadalīšanos anaerobos apstākļos, tad kopējais vienādojums izskatīsies šādi:
CO 2 + H 2 O + hν→ 1/2 CH 4 + 1/2 CO 2 + O 2.
Acīmredzot tieši šis organisko vielu sadalīšanās veids bija galvenais senajā biosfērā.

Daudzas svarīgas detaļas par to, kā tika izveidots mūsdienu līdzsvars starp skābekļa piegādi atmosfērā un tā izvadīšanu, joprojām nav skaidras. Galu galā manāms skābekļa satura pieaugums, tā sauktā "lielā atmosfēras oksidācija" (Lielā oksidācija), notika tikai pirms 2,4 miljardiem gadu, lai gan ir droši zināms, ka zilaļģu, kas veic skābekļa fotosintēzi, jau bija diezgan daudz. un aktīvi pirms 2,7 miljardiem gadu, un tie radās vēl agrāk - varbūt pirms 3 miljardiem gadu. Tādējādi laikā vismaz 300 miljonus gadu zilaļģu darbība nav izraisījusi skābekļa satura palielināšanos atmosfērā.

Pieņēmums, ka kāda iemesla dēļ radikāls neto primārās ražošanas pieaugums (tas ir, organisko vielu, kas veidojas zilaļģu fotosintēzes laikā), pēkšņi notika, neizturēja kritiku. Fakts ir tāds, ka fotosintēzes laikā galvenokārt tiek patērēts vieglais oglekļa izotops 12 C, savukārt vidē palielinās smagākā izotopa 13 C relatīvais saturs. Attiecīgi grunts nogulsnes, kas satur organiskās vielas, būtu jāiztukšo 13 C izotopā, kas uzkrājas. ūdenī un iet uz karbonātu veidošanos. Tomēr 12С un 13С attiecība karbonātos un nogulumu organiskajās vielās paliek nemainīga, neskatoties uz radikālām skābekļa koncentrācijas izmaiņām atmosfērā. Tas nozīmē, ka visa būtība ir nevis O 2 avotā, bet gan tā, kā izteicās ģeoķīmiķi, “nogrimšanā” (izņemšanā no atmosfēras), kas pēkšņi ievērojami samazinājās, kā rezultātā būtiski palielinājās skābekļa daudzums. atmosfērā.

Parasti tiek uzskatīts, ka tieši pirms "Lielās atmosfēras oksidācijas" viss toreiz izveidojies skābeklis tika iztērēts reducēto dzelzs savienojumu (un pēc tam sēra) oksidēšanai, kuru uz Zemes virsmas bija diezgan daudz. Jo īpaši tad veidojās tā sauktās "joslas dzelzsrūdas". Taču nesen Kolins Goldblats, Austrumanglijas Universitātes Vides zinātņu skolas doktorants (Noridža, Apvienotā Karaliste) kopā ar diviem kolēģiem no tās pašas universitātes nonāca pie secinājuma, ka skābekļa saturs Zemes atmosfērā var būt vienāds. no diviem līdzsvara stāvokļiem: tas var būt vai nu ļoti mazs - apmēram 100 tūkstošus reižu mazāks nekā tagad, vai diezgan daudz (lai gan no mūsdienu novērotāja pozīcijas tas ir mazs) - ne mazāks par 0,005 no pašreizējā līmeņa.

Piedāvātajā modelī viņi ņēma vērā gan skābekļa, gan reducēto savienojumu iekļūšanu atmosfērā, jo īpaši pievēršot uzmanību brīvā skābekļa un metāna attiecībai. Viņi atzīmēja, ka, ja skābekļa koncentrācija pārsniedz 0,0002 no pašreizējā līmeņa, tad daļu metāna jau var oksidēt metanotrofās baktērijas atbilstoši reakcijai:
CH 4 + 2O 2 → CO 2 + 2H 2 O.
Bet pārējais metāns (un tā ir diezgan daudz, īpaši pie zemas skābekļa koncentrācijas) nonāk atmosfērā.

Visa sistēma no termodinamikas viedokļa atrodas nelīdzsvarotā stāvoklī. Galvenais traucētā līdzsvara atjaunošanas mehānisms ir metāna oksidēšana atmosfēras augšējos slāņos ar hidroksilradikāļa palīdzību (skat. Metāna svārstības atmosfērā: cilvēks vai daba - kurš uzvar, "Elementi", 06.10.2006). Ir zināms, ka hidroksilgrupa veidojas atmosfērā ultravioletā starojuma ietekmē. Bet, ja atmosfērā ir daudz skābekļa (vismaz 0,005 no pašreizējā līmeņa), tad tā augšējos slāņos veidojas ozona ekrāns, kas labi pasargā Zemi no skarbajiem. ultravioletie stari un tajā pašā laikā traucējot metāna fizikāli ķīmisko oksidāciju.

Autori nonāk pie nedaudz paradoksāla secinājuma, ka skābekļa fotosintēzes esamība pati par sevi nav pietiekams nosacījums ne ar skābekli bagātas atmosfēras veidošanai, ne ozona ekrāna veidošanai. Šis apstāklis ​​ir jāņem vērā gadījumos, kad mēs cenšamies atrast dzīvības pazīmes uz citām planētām, pamatojoties uz to atmosfēras apsekojuma rezultātiem.

Saskaņā ar visizplatītāko teoriju, atmosfēra
Zeme laikā bija trīs dažādās kompozīcijās.
Sākotnēji tas sastāvēja no vieglām gāzēm (ūdeņraža un
hēlijs), kas notverts no starpplanētu telpas. Tā ir patiesība
sauc par primāro atmosfēru (apmēram četri miljardi
pirms gadiem).

Nākamajā posmā aktīva vulkāniskā darbība
noveda pie atmosfēras piesātinājuma ar citām gāzēm, izņemot
ūdeņradis (oglekļa dioksīds, amonjaks, ūdens tvaiki). Tātad
veidoja sekundāru atmosfēru (apmēram trīs miljardus
gadiem līdz mūsdienām). Šī atmosfēra bija atjaunojoša.
Turklāt atmosfēras veidošanās process tika noteikts šādi:
pūšanas faktori:
- vieglo gāzu (ūdeņraža un hēlija) noplūde starpplanētu sistēmā
telpa;
- ķīmiskās reakcijas, kas notiek atmosfērā ietekmē
ultravioletais starojums, zibens izlādes un
daži citi faktori.
Pakāpeniski šie faktori izraisīja terciāro veidošanos
noas atmosfēra, ko raksturo daudz zemāks saturs
ūdeņradis un daudz kas cits - slāpeklis un oglekļa dioksīds
gāze (veidojas amonjaka ķīmisko reakciju rezultātā
un ogļūdeņraži).
Atmosfēras sastāvs sāka radikāli mainīties, parādoties
mēs ēdam dzīvos organismus uz Zemes fotosintēzes rezultātā,
ko veic, atbrīvojot skābekli un absorbējot oglekli
leksioksīda gāze.
Sākumā tika patērēts skābeklis
par reducētu savienojumu oksidēšanu - amonjaks, ogleklis
ūdeņradis, dzelzs forma, kas atrodama okeānos
un citi.Šī posma beigās skābekļa saturs
sāka augt atmosfērā. Pamazām moderns
atmosfērā ar oksidējošām īpašībām.
Tā kā tas izraisīja nopietnas un krasas pārmaiņas
daudzi procesi, kas notiek atmosfērā, litosfērā un
biosfērā šo notikumu sauc par skābekļa kata-
strofa.
Šobrīd Zemes atmosfēru galvenokārt veido
gāzes un dažādi piemaisījumi (putekļi, ūdens pilieni, kristāli
ledus, jūras sāļi, degšanas produkti). Gāzes koncentrācija,
atmosfēras sastāvdaļas, ir praktiski nemainīga, izņemot
ūdens (H 2 O) un oglekļa dioksīds (CO 2).

Avots: class.rambler.ru

Līdz ar to Zemes mūsdienu (skābekli saturošās) atmosfēras veidošanās nav iedomājama bez dzīvām sistēmām, t.i., skābekļa klātbūtne ir biosfēras attīstības sekas. VI Vernadska ģeniālais pareģojums par biosfēras lomu Zemes virsmas pārveidošanā gūst arvien vairāk apstiprinājumu. Tomēr mums joprojām nav skaidrības par dzīvības izcelsmi. V. I. Vernadskis teica: "Tūkstošiem paaudžu mēs esam saskārušies ar neatrisinātu, bet fundamentāli atrisināmu noslēpumu - dzīves noslēpumu."

Biologi uzskata, ka dzīvības spontāna rašanās iespējama tikai reducējošā vidē, tomēr pēc viena no tām - M. Rutena - skābekļa saturs gāzu maisījumā līdz 0,02% netraucē abiogēno sintēžu plūsmu. Tādējādi ģeoķīmiķiem un biologiem ir dažādi priekšstati par atmosfēras reducēšanu un oksidēšanu. Skābekļa pēdas saturošu atmosfēru sauksim par neitrālu, kurā varētu parādīties pirmie olbaltumvielu uzkrājumi, kas principā savā uzturā varētu izmantot (asimilēt) abiogēnās aminoskābes, iespējams, nez kāpēc tikai izomērus.

Tomēr jautājums nav par to, kā šie aminoheterotrofi (organismi, kas izmanto aminoskābes kā pārtiku) ēda, bet gan par to, kā varēja veidoties pašorganizējoša viela, kuras evolūcijai ir negatīva entropija. Tomēr pēdējais nav tik reti sastopams Visumā. Vai Saules sistēmas un jo īpaši mūsu Zemes veidošanās nav pretrunā ar entropijas gaitu? Pat Thales of Mitsa savā traktātā rakstīja: "Ūdens ir visu lietu galvenais cēlonis." Patiešām, vispirms bija jāveidojas hidrosfērai, lai tā kļūtu par dzīvības šūpuli. Par to daudz runāja V. I. Vernadskis un citi izcili mūsu laika zinātnieki.

V. I. Vernadskim nebija līdz galam skaidrs, kāpēc dzīvā matērija ir pārstāvēta tikai ar organisko molekulu kreisajiem izomēriem un kāpēc jebkurā neorganiskajā sintēzē mēs iegūstam aptuveni vienādu kreiso un labo izomēru maisījumu. Un pat ja mēs iegūstam bagātināšanu (piemēram, polarizētā gaismā) ar noteiktām metodēm, mēs nevaram tos izcelt tīrā veidā.

Kā gan varētu diezgan sarežģīt organiskie savienojumi proteīnu, proteīnu, nukleīnskābju un citu organizētu elementu kompleksu veids, kas sastāv no viena kreisā izomēra?

Avots: www.pochemuha.ru

Zemes atmosfēras pamatīpašības

Atmosfēra ir mūsu aizsargājošais kupols pret visa veida draudiem no kosmosa. Tas sadedzina lielāko daļu meteorītu, kas nokrīt uz planētas, un tā ozona slānis kalpo kā filtrs pret Saules ultravioleto starojumu, kura enerģija ir nāvējoša dzīvām būtnēm. Turklāt tieši atmosfēra uztur komfortablu temperatūru netālu no Zemes virsmas – ja nebūtu siltumnīcas efekta, kas panākts, vairākkārtējas saules gaismas atstarošanas dēļ no mākoņiem, uz Zemes būtu vidēji par 20-30 grādiem vēsāks. Ūdens cirkulācija atmosfērā un gaisa masu kustība ne tikai līdzsvaro temperatūru un mitrumu, bet arī rada ainavu formu un minerālu zemes dažādību – tāda bagātība nav atrodama nekur citur Saules sistēmā.

Atmosfēras masa ir 5,2 × 10 18 kilogrami. Lai gan gāzes čaulas stiepjas daudzus tūkstošus kilometru attālumā no Zemes, par tās atmosfēru tiek uzskatīti tikai tie, kas griežas ap asi ar ātrumu, kas vienāds ar planētas griešanās ātrumu. Tādējādi Zemes atmosfēras augstums ir aptuveni 1000 kilometri, kas gludi pāriet kosmosā augšējā slānī, eksosfērā (no otras grieķu "ārējās bumbas").

Zemes atmosfēras sastāvs. Attīstības vēsture

Lai gan gaiss šķiet viendabīgs, tas ir dažādu gāzu maisījums. Ja ņemam tikai tos, kas aizņem vismaz tūkstošdaļu no atmosfēras tilpuma, to jau būs 12. Ja skatāmies kopainā, tad visa periodiskā tabula vienlaikus ir gaisā!

Tomēr panākt šādu Zemes daudzveidību nebija uzreiz iespējams. Tikai pateicoties unikālajām ķīmisko elementu sakritībām un dzīvības klātbūtnei, Zemes atmosfēra ir kļuvusi tik sarežģīta. Mūsu planēta ir saglabājusi šo procesu ģeoloģiskās pēdas, kas ļauj atskatīties miljardiem gadu atpakaļ:

• Pirmās gāzes, kas apņēma jauno Zemi pirms 4,3 miljardiem gadu, bija ūdeņradis un hēlijs, tādi gāzes gigantu kā Jupitera atmosfēras pamatkomponenti.
  par elementārākajām vielām - tās sastāvēja no miglāja atliekām, kas dzemdēja Sauli un to apņemošās planētas, un tās bagātīgi apmetās ap gravitācijas centriem-planētām. Viņu koncentrācija nebija ļoti augsta, un to zemā atommasa ļāva tiem izkļūt kosmosā, ko viņi dara arī šodien. Līdz šim to kopējais īpatnējais svars ir 0,00052% no kopējās Zemes atmosfēras masas (0,00002% ūdeņraža un 0,0005% hēlija), kas ir ļoti mazs.
• Tomēr pašā Zemes iekšienē atradās daudz vielu, kas centās izbēgt no karstā dziļuma. No vulkāniem tika izmests milzīgs daudzums gāzu - galvenokārt amonjaks, metāns un oglekļa dioksīds, kā arī sērs. Pēc tam amonjaks un metāns sadalījās slāpeklī, kas tagad aizņem lauvas tiesu no Zemes atmosfēras masas - 78%.

• Bet īstā revolūcija Zemes atmosfēras sastāvā notika līdz ar skābekļa parādīšanos. Tas parādījās arī dabiski – jaunās planētas karstā mantija aktīvi atbrīvojās no zem zemes garozas bloķētajām gāzēm. Turklāt vulkānu izvirdušie ūdens tvaiki saules ultravioletā starojuma ietekmē tika sadalīti ūdeņradī un skābeklī.

Tomēr šāds skābeklis nevarēja ilgi uzturēties atmosfērā. Tas reaģēja ar oglekļa monoksīdu, brīvu dzelzi, sēru un dažādiem citiem elementiem uz planētas virsmas, un augstā temperatūra un saules starojums katalizēja ķīmiskos procesus. Šo situāciju mainīja tikai dzīvo organismu parādīšanās.

• Pirmkārt, viņi sāka izdalīt tik daudz skābekļa, ka tas ne tikai oksidēja visas vielas uz virsmas, bet arī sāka uzkrāties - pāris miljardu gadu laikā tā daudzums palielinājās no nulles līdz 21% no visas atmosfēras masas.
• Otrkārt, dzīvie organismi aktīvi izmantoja atmosfēras oglekli, lai izveidotu savus skeletus. Viņu darbības rezultātā Zemes garoza papildinājās ar veseliem organisko materiālu un fosiliju ģeoloģiskiem slāņiem, un oglekļa dioksīda kļuva daudz mazāk

• Un, visbeidzot, skābekļa pārpalikums veidoja ozona slāni, kas sāka aizsargāt dzīvos organismus no ultravioletā starojuma. Dzīve sāka aktīvāk attīstīties un iegūt jaunas, sarežģītākas formas - starp baktērijām un aļģēm sāka parādīties augsti organizētas radības. Mūsdienās ozons aizņem tikai 0,00001% no visas Zemes masas.

Jūs droši vien to jau zināt Zilā krāsa Arī debesis uz Zemes rada skābeklis – no visa Saules varavīksnes spektra tā vislabāk izkliedē īsos gaismas viļņus, kas ir atbildīgi par zilo krāsu. Tāds pats efekts darbojas arī kosmosā – no attāluma Zeme it kā ir tīta zilā dūmakā, un no attāluma tā pilnībā pārvēršas zilā punktā.

Turklāt cēlgāzes atmosfērā atrodas ievērojamā daudzumā. Starp tiem lielākais ir argons, kura īpatsvars atmosfērā ir 0,9–1%. Tās avots ir kodolprocesi Zemes dzīlēs, un virszemē tas nonāk caur mikroplaisām litosfēras plāksnēs un Vulkāniskie izvirdumi(tādā pašā veidā hēlijs parādās atmosfērā). Pateicoties savām fiziskajām īpašībām, cēlgāzes paceļas augšējos atmosfēras slāņos, kur izplūst kosmosā.

Kā redzam, Zemes atmosfēras sastāvs ir mainījies ne reizi vien, turklāt ļoti spēcīgi – bet tas prasīja miljoniem gadu. Savukārt dzīvībai svarīgas parādības ir ļoti stabilas – ozona slānis pastāvēs un funkcionēs arī tad, ja uz Zemes būs 100 reižu mazāk skābekļa. Uz fona kopējā vēsture planēta, cilvēka darbība nav atstājusi nopietnas pēdas. Tomēr vietējā mērogā civilizācija var radīt problēmas – vismaz sev. Gaisa piesārņotāji jau ir padarījuši dzīvību bīstamu Pekinas, Ķīnas iedzīvotājiem, un milzīgi netīras miglas mākoņi virs lielajām pilsētām ir redzami pat no kosmosa.

Atmosfēras struktūra

Tomēr eksosfēra nav vienīgais mūsu atmosfēras īpašais slānis. To ir daudz, un katram no tiem ir savas unikālās īpašības. Apskatīsim dažus no galvenajiem:

Troposfēra

Zemāko un blīvāko atmosfēras slāni sauc par troposfēru. Raksta lasītājs tagad ir tā "apakšā" - ja vien, protams, viņš nav viens no 500 tūkstošiem cilvēku, kas šobrīd lido ar lidmašīnu. Troposfēras augšējā robeža ir atkarīga no platuma (atcerieties Zemes griešanās centrbēdzes spēku, kas padara planētu platāku pie ekvatora?) un svārstās no 7 kilometriem poliem līdz 20 kilometriem pie ekvatora. Tāpat troposfēras izmērs ir atkarīgs no gadalaika – jo siltāks gaiss, jo augstāk paceļas augšējā robeža.

Nosaukums "troposfēra" cēlies no sengrieķu vārda "tropos", kas tulkojumā nozīmē "griezties, mainīties". Tas precīzi atspoguļo atmosfēras slāņa īpašības - tas ir visdinamiskākais un produktīvākais. Tieši troposfērā pulcējas mākoņi un cirkulē ūdens, veidojas cikloni un anticikloni un ģenerējas vēji - notiek visi tie procesi, ko saucam par “laika apstākļiem” un “klimatu”. Turklāt šis ir vismasīvākais un blīvākais slānis - tas veido 80% no atmosfēras masas un gandrīz visu tā ūdens saturu. Šeit dzīvo lielākā daļa dzīvo organismu.

Ikviens zina, jo augstāk jūs ejat, jo aukstāks paliek. Tā ir taisnība – katriem 100 metriem uz augšu gaisa temperatūra pazeminās par 0,5-0,7 grādiem. Neskatoties uz to, princips darbojas tikai troposfērā - tālāk, pieaugot augstumam, temperatūra sāk celties. Teritoriju starp troposfēru un stratosfēru, kur temperatūra paliek nemainīga, sauc par tropopauzi. Un ar augstumu vēja straume palielinās - par 2–3 km / s uz kilometru uz augšu. Tāpēc para- un deltaplāni lidojumiem dod priekšroku paaugstinātiem plato un kalniem - tur viņi vienmēr varēs “noķert vilni”.

Jau minēto gaisa dibenu, kur atmosfēra saskaras ar litosfēru, sauc par virsmas robežslāni. Tās loma atmosfēras apritē ir neticami liela – siltuma un starojuma pārnese no virsmas rada vējus un spiediena kritumus, un kalni un citi nelīdzenumi tos virza un atdala. Tieši tur notiek ūdens apmaiņa - 8-12 dienu laikā viss ūdens, kas tiek ņemts no okeāniem un virsma, atgriežas atpakaļ, pārvēršot troposfēru par sava veida ūdens filtru.

• Interesants fakts ir tas, ka svarīgs process augu dzīvē ir saistīts ar ūdens apmaiņu ar atmosfēru - transpirāciju. Ar tās palīdzību planētas flora aktīvi ietekmē klimatu – piemēram, lielas zaļās zonas mīkstina laikapstākļus un temperatūras izmaiņas. Augi ar ūdeni piesātinātās vietās iztvaiko 99% no augsnes ņemtā ūdens. Piemēram, kviešu hektārs vasaras laikā atmosfērā izdala 2-3 tūkstošus tonnu ūdens – tas ir daudz vairāk, nekā varētu dot nedzīva augsne.

Normālais spiediens uz Zemes virsmas ir aptuveni 1000 milibāru. Par etalonu tiek uzskatīts 1013 mbar spiediens, kas ir viena "atmosfēra" – ar šo mērvienību, iespējams, esat saskāries. Palielinoties augstumam, spiediens strauji pazeminās: troposfēras robežās (12 kilometru augstumā) tas jau ir 200 mbar, bet 45 kilometru augstumā tas pazeminās līdz 1 mbar. Tāpēc nav dīvaini, ka tieši piesātinātajā troposfērā tiek savākti 80% no visas Zemes atmosfēras masas.

Stratosfēra

Atmosfēras slāni, kas atrodas starp 8 km augstumu (pie pola) un 50 km (pie ekvatora), sauc par stratosfēru. Nosaukums cēlies no cita grieķu vārda "stratos", kas nozīmē "grīdas segums, slānis". Šī ir ārkārtīgi reta Zemes atmosfēras zona, kurā gandrīz nav ūdens tvaiku. Gaisa spiediens stratosfēras lejas daļā ir 10 reizes mazāks nekā tuvējā virspusē, bet augšējā daļā tas ir 100 reizes mazāks.

Runājot par troposfēru, mēs jau uzzinājām, ka temperatūra tajā samazinās atkarībā no augstuma. Stratosfērā viss notiek tieši otrādi - ar kāpšanu temperatūra paaugstinās no –56°C līdz 0–1°C. Sildīšana apstājas pie stratopauzes, robežas starp strato- un mezosfēru.

Dzīve un cilvēks stratosfērā

Pasažieru laineri un virsskaņas lidmašīnas parasti lido stratosfēras zemākajos slāņos – tas ne tikai pasargā tos no troposfēras gaisa straumju nestabilitātes, bet arī vienkāršo to kustību zemās aerodinamiskās pretestības dēļ. Un zemā temperatūra un rets gaiss ļauj optimizēt degvielas patēriņu, kas ir īpaši svarīgi tālsatiksmes lidojumiem.

Taču lidmašīnām ir noteikts tehniskais augstuma ierobežojums - gaisa pieplūde, kura stratosfērā ir tik maz, nepieciešama reaktīvo dzinēju darbībai. Attiecīgi, lai sasniegtu vēlamo gaisa spiedienu turbīnā, lidmašīnai jāpārvietojas ātrāk par skaņas ātrumu. Tāpēc augstu stratosfērā (18-30 kilometru augstumā) var pārvietoties tikai kaujas transportlīdzekļi un virsskaņas lidmašīnas, piemēram, Concorde. Tātad galvenie stratosfēras "iemītnieki" ir pie baloniem piestiprinātās meteoroloģiskās zondes – tās var tur uzturēties ilgu laiku, vācot informāciju par pamatā esošās troposfēras dinamiku.

Lasītājs jau droši vien zina, ka līdz pašam ozona slānim atmosfērā atrodas mikroorganismi - tā sauktais aeroplanktons. Tomēr stratosfērā spēj izdzīvot ne tikai baktērijas. Tātad reiz Āfrikas grifs, īpašs grifu veids, iekļuva lidmašīnas dzinējā 11,5 tūkstošu metru augstumā. Un dažas pīles migrācijas laikā mierīgi lido pāri Everestam.

Bet lielākā būtne, kas bijusi stratosfērā, joprojām ir cilvēks. Pašreizējo auguma rekordu uzstādīja Google viceprezidents Alans Eustass. Lēciena dienā viņam bija 57 gadi! Uz speciāla balona viņš pacēlās 41 kilometra augstumā virs jūras līmeņa un pēc tam nolēca ar izpletni. Ātrums, ko viņš attīstīja kritiena pīķa brīdī, bija 1342 km / h - vairāk nekā skaņas ātrums! Tajā pašā laikā Eustace kļuva par pirmo cilvēku, kurš patstāvīgi pārvarēja skaņas ātruma slieksni (neskaitot skafandru dzīvības uzturēšanai un izpletņus nosēšanās vispār).

• Interesants fakts - lai atdalītos no balona, ​​Eustācei bija nepieciešama sprādzienbīstama ierīce - tāda, kādu izmanto kosmosa raķetes, atdalot posmus.

Ozona slānis

Un uz robežas starp stratosfēru un mezosfēru atrodas slavenais ozona slānis. Tas aizsargā Zemes virsmu no ultravioleto staru ietekmes un vienlaikus kalpo par dzīvības izplatības augšējo robežu uz planētas - virs tās temperatūra, spiediens un kosmiskais starojums ātri pieliks punktu pat rezistentākās baktērijas.

No kurienes radās šis vairogs? Atbilde ir neticama – to radījuši dzīvi organismi, precīzāk – skābeklis, ko dažādas baktērijas, aļģes un augi izdala jau kopš neatminamiem laikiem. Paceļoties augstu atmosfērā, skābeklis nonāk saskarē ar ultravioleto starojumu un nonāk fotoķīmiskā reakcijā. Rezultātā no parastā skābekļa, ko mēs elpojam, O 2, tiek iegūts ozons - O 3.

Paradoksāli, bet no tā paša starojuma mūs pasargā Saules starojuma radītais ozons! Un ozons neatspoguļo, bet absorbē ultravioleto starojumu - tādējādi tas silda atmosfēru ap to.

Mezosfēra

Jau minējām, ka virs stratosfēras – precīzāk, virs stratopauzes, stabilas temperatūras robežslānis – atrodas mezosfēra. Šis salīdzinoši nelielais slānis atrodas 40-45 līdz 90 kilometru augstumā un ir aukstākā vieta uz mūsu planētas – mezopauzē, mezosfēras augšējā slānī, gaiss tiek atdzisis līdz -143°C.

Mezosfēra ir vismazāk izpētītā Zemes atmosfēras daļa. Īpaši zems gāzes spiediens, kas ir no tūkstoš līdz desmit tūkstošiem reižu zemāks par virsmas spiedienu, ierobežo kustību baloni- to pacelšanas spēks sasniedz nulli, un tie vienkārši karājas vietā. Tas pats notiek ar reaktīvo lidmašīnu - lidmašīnas spārna un korpusa aerodinamika zaudē nozīmi. Tāpēc mezosfērā var lidot vai nu raķetes, vai lidmašīnas ar raķešu dzinējiem – raķešu lidmašīnas. To skaitā ir raķešu lidmašīna X-15, kas ieņem ātrākās lidmašīnas pozīciju pasaulē: tā sasniedza 108 kilometru augstumu un ātrumu 7200 km/h – 6,72 reizes pārsniedzot skaņas ātrumu.

Tomēr X-15 rekordlidojums bija tikai 15 minūtes. Tas simbolizē izplatīta problēma transportlīdzekļi, kas pārvietojas mezosfērā - tie ir pārāk ātri, lai veiktu rūpīgu izpēti, un ilgstoši neuzturas noteiktā augstumā, lidojot augstāk vai krītot. Tāpat mezosfēru nevar izpētīt, izmantojot satelītus vai suborbitālās zondes – pat ja spiediens šajā atmosfēras slānī ir zems, tas palēnina (un dažreiz arī sadedzina) kosmosa kuģus. Šo sarežģītību dēļ zinātnieki bieži sauc mezosfēru par "nezināšanu" (no angļu "ignorosphere", kur "ignorance" ir ignorance, ignorance).

Un tieši mezosfērā izdeg lielākā daļa uz Zemi nokrītošo meteoru – tieši tur uzliesmo Perseīdu meteoru plūsma, kas pazīstama kā "augusta zvaigžņu kritums". Gaismas efekts rodas, kad kosmiskais ķermenis iekļūst Zemes atmosfērā akūtā leņķī ar ātrumu vairāk nekā 11 km/h – no berzes spēka iedegas meteorīts.

Zaudējot savu masu mezosfērā, "citplanētiešu" paliekas apmetas uz Zemes kosmisku putekļu veidā - katru dienu uz planētas nokrīt no 100 līdz 10 tūkstošiem tonnu meteorīta materiāla. Tā kā atsevišķas putekļu daļiņas ir ļoti vieglas, paiet līdz vienam mēnesim, lai tās sasniegtu Zemes virsmu! Nokļūstot mākoņos, tie padara tos smagākus un pat dažkārt izraisa lietu – jo tos izraisa vulkāniskie pelni vai kodolsprādzienu daļiņas. Tomēr kosmisko putekļu ietekme uz lietus veidošanos tiek uzskatīta par nelielu – pat ar 10 tūkstošiem tonnu nepietiek, lai nopietni mainītu Zemes atmosfēras dabisko cirkulāciju.

Termosfēra

Virs mezosfēras 100 kilometru augstumā virs jūras līmeņa iet garām Karmana līnija - nosacīta robeža starp Zemi un kosmosu. Lai gan ir gāzes, kas griežas kopā ar Zemi un tehniski nonāk atmosfērā, to daudzums virs Karmana līnijas ir nemanāmi mazs. Tāpēc jebkurš lidojums, kas pārsniedz 100 kilometru augstumu, jau tiek uzskatīts par kosmosu.

Atmosfēras paplašinātākā slāņa, termosfēras, apakšējā robeža sakrīt ar Karmana līniju. Tas paceļas līdz 800 kilometru augstumam, un to raksturo ārkārtīgi augsta temperatūra - 400 kilometru augstumā tas sasniedz maksimumu 1800 ° C!

Karsti, vai ne? 1538 ° C temperatūrā dzelzs sāk kust - kā tad kosmosa kuģis paliek neskarts termosfērā? Tas viss ir par ārkārtīgi zemo gāzu koncentrāciju augšējos atmosfēras slāņos - spiediens termosfēras vidū ir par 1 000 000 mazāks nekā gaisa koncentrācija pie Zemes virsmas! Atsevišķu daļiņu enerģija ir augsta, taču attālums starp tām ir milzīgs, un kosmosa kuģi faktiski atrodas vakuumā. Tas gan viņiem nepalīdz atbrīvoties no siltuma, ko izdala mehānismi – siltuma izdalīšanai visi kosmosa kuģi ir aprīkoti ar radiatoriem, kas izstaro lieko enerģiju.

• Uz piezīmes. Runājot par augstām temperatūrām, vienmēr jāņem vērā karstās vielas blīvums – piemēram, Andron Collider zinātnieki patiešām spēj sasildīt vielu līdz Saules temperatūrai. Taču skaidrs, ka tās būs atsevišķas molekulas – ar vienu gramu zvaigžņu matērijas pietiktu spēcīgs sprādziens. Tāpēc nevajag ticēt dzeltenajai presei, kas mums sola nenovēršamu pasaules galu no Collider "rokām", tāpat kā nevajadzētu baidīties no karstuma termosfērā.

Termosfēra un astronautika

Termosfēra patiesībā ir atklāta telpa – tās robežās skrēja pirmā padomju Sputnik orbīta. Tur atradās arī kosmosa kuģa Vostok-1 lidojuma apocenter - augstākais punkts virs Zemes ar Juriju Gagarinu uz klāja. Šajā augstumā tiek palaisti arī daudzi mākslīgie satelīti Zemes virsmas, okeāna un atmosfēras izpētei, piemēram, Google Maps satelīti. Tāpēc, ja mēs runājam par LEO (Low Reference Orbit, plaši izplatīts termins astronautikā), 99% gadījumu tas atrodas termosfērā.

Cilvēku un dzīvnieku orbitālie lidojumi nenotiek tikai termosfērā. Fakts ir tāds, ka tās augšējā daļā, 500 kilometru augstumā, stiepjas Zemes radiācijas jostas. Tieši tur lādētās saules vēja daļiņas tiek notvertas un uzkrājas magnetosfērā. Ilgstoša uzturēšanās radiācijas joslās rada neatgriezenisku kaitējumu dzīviem organismiem un pat elektronikai - tāpēc visi augstas orbītas transportlīdzekļi ir aizsargāti no starojuma.

polārblāzmas

Polārajos platuma grādos bieži parādās iespaidīgs un grandiozs skats - polārblāzma. Tie izskatās kā gari gaismas loki dažādās krāsās un formās, kas mirgo debesīs. Zeme ir parādā savu izskatu tās magnetosfērai - pareizāk sakot, spraugām tajā pie poliem. Saules vēja lādētās daļiņas pūš uz iekšu, izraisot atmosfēras spīdumu. Šeit varat apbrīnot iespaidīgākās gaismas un uzzināt vairāk par to izcelsmi.

Tagad polāro valstu, piemēram, Kanādas vai Norvēģijas, iedzīvotājiem polārblāzmas ir ikdienišķa lieta, kā arī obligāts priekšmets jebkura tūrista maršrutā – tomēr pirms tam tām tika piedēvētas pārdabiskas īpašības. Daudzkrāsainās gaismās senatnes cilvēki redzēja paradīzes vārtus, mītiskas radības un garu ugunis, un viņu uzvedība tika uzskatīta par zīlēšanu. Un mūsu senčus var saprast – pat izglītība un ticība savam prātam dažkārt nespēj savaldīt godbijību pret dabas spēkiem.

Eksosfēra

Pēdējais Zemes atmosfēras slānis, kura apakšējā robeža iet 700 kilometru augstumā, ir eksosfēra (no otra grieķu vārda "exo" - ārpuse, ārpuse). Tas ir neticami izkliedēts un sastāv galvenokārt no vieglākā elementa - ūdeņraža - atomiem; saskaras arī ar atsevišķiem skābekļa un slāpekļa atomiem, kurus spēcīgi jonizē visu caurstrāvojošais Saules starojums.

Zemes eksosfēras izmēri ir neticami lieli – tā attīstās par Zemes vainagu, ģeokoronu, kas stiepjas līdz 100 tūkstošiem kilometru no planētas. Tas ir ļoti reti sastopams - daļiņu koncentrācija ir miljoniem reižu mazāks blīvums parasts gaiss. Bet, ja Mēness aizsedz Zemi tālumā kosmosa kuģis, tad mūsu planētas vainags būs redzams, tāpat kā Saules vainags mums ir redzams tās aptumsuma laikā. Tomēr šī parādība vēl nav novērota.

Atmosfēras laikapstākļi

Un tieši eksosfērā notiek arī Zemes atmosfēras nodilums - lielā attāluma dēļ no planētas gravitācijas centra daļiņas viegli atraujas no kopējās gāzes masas un nonāk savās orbītās. Šo parādību sauc par atmosfēras izkliedi. Mūsu planēta katru sekundi no atmosfēras zaudē 3 kilogramus ūdeņraža un 50 gramus hēlija. Tikai šīs daļiņas ir pietiekami vieglas, lai atstātu vispārējo gāzveida masu.

Vienkārši aprēķini liecina, ka Zeme ik gadu zaudē aptuveni 110 tūkstošus tonnu atmosfēras masas. Vai tas ir bīstami? Patiesībā nē – mūsu planētas jauda ūdeņraža un hēlija "ražošanai" pārsniedz zudumu ātrumu. Turklāt daļa zaudēto vielu galu galā atgriežas atmosfērā. Un svarīgas gāzes, piemēram, skābeklis vai oglekļa dioksīds, vienkārši ir pārāk smagas, lai masveidā atstātu Zemi – tāpēc nebaidieties, ka mūsu Zemes atmosfēra iztvaiko.

• Interesants fakts - pasaules gala "pravieši" bieži saka, ka, ja Zemes kodols pārstās griezties, atmosfēra ātri pazudīs zem saules vēja spiediena. Taču mūsu lasītājs zina, ka atmosfēru ap Zemi uztur gravitācijas spēki, kas darbosies neatkarīgi no kodola rotācijas. Spilgts pierādījums tam ir Venera, kurai ir fiksēts kodols un vājš magnētiskais lauks, bet atmosfēra ir 93 reizes blīvāka un smagāka par zemi. Taču tas nenozīmē, ka zemes kodola dinamikas izbeigšanās ir droša – tad planētas magnētiskais lauks pazudīs. Tās loma ir svarīga ne tik daudz atmosfēras aizturēšanā, bet gan aizsardzībā pret lādētām saules vēja daļiņām, kas mūsu planētu viegli pārvērtīs radioaktīvajā tuksnesī.

Mākoņi

Ūdens uz Zemes pastāv ne tikai plašajā okeānā un daudzās upēs. Atmosfērā ir aptuveni 5,2 × 10 15 kilogrami ūdens. Tas ir gandrīz visur - tvaiku īpatsvars gaisā svārstās no 0,1% līdz 2,5% no tilpuma atkarībā no temperatūras un atrašanās vietas. Tomēr lielākā daļa ūdens tiek savākta mākoņos, kur tas tiek glabāts ne tikai gāzes veidā, bet arī mazos pilienos un ledus kristālos. Ūdens koncentrācija mākoņos sasniedz 10 g/m 3 - un, tā kā mākoņi sasniedz vairāku kubikkilometru tilpumu, ūdens masa tajos sastāda desmitiem un simtiem tonnu.

Mākoņi ir mūsu Zemes redzamākais veidojums; tie ir redzami pat no Mēness, kur neapbruņotas acs priekšā izplūst kontinentu kontūras. Un tas nav dīvaini - galu galā vairāk nekā 50% Zemes pastāvīgi klāj mākoņi!

Mākoņiem ir neticami svarīga loma Zemes siltuma pārnesē. Ziemā tie uztver saules starus, siltumnīcas efekta dēļ paaugstinot temperatūru zem tiem, bet vasarā tie pasargā milzīgo Saules enerģiju. Mākoņi arī līdzsvaro temperatūras atšķirības starp dienu un nakti. Starp citu, tieši to prombūtnes dēļ tuksneši naktīs tik ļoti atdziest - viss smilšu un akmeņu uzkrātais siltums brīvi lido uz augšu, kad citos reģionos to aiztur mākoņi.

Lielākā daļa mākoņu veidojas netālu no Zemes virsmas, troposfērā, bet tajās tālākai attīstībai tiem ir ļoti dažādas formas un īpašības. To atdalīšana ir ļoti noderīga – dažādu veidu mākoņu parādīšanās var ne tikai palīdzēt prognozēt laikapstākļus, bet arī noteikt piemaisījumu klātbūtni gaisā! Apskatīsim galvenos mākoņu veidus sīkāk.

Apakšējie mākoņi

Mākoņus, kas nokrīt viszemāk virs zemes, sauc par zemākā līmeņa mākoņiem. Tiem ir raksturīga augsta viendabīgums un maza masa – nokrītot zemē, meteoroloģijas zinātnieki tos neatdala no parastas miglas. Neskatoties uz to, starp tiem ir atšķirība - daži vienkārši aizsedz debesis, bet citi var uzliesmot stiprās lietusgāzēs un sniegputenī.

• Mākoņi, kas var radīt spēcīgus nokrišņus, ietver nimbostrātus mākoņus. Tie ir lielākie starp zemākā līmeņa mākoņiem: to biezums sasniedz vairākus kilometrus, un lineārie mērījumi pārsniedz tūkstošiem kilometru. Tie ir viendabīga pelēka masa – ilgstoša lietus laikā paskaties debesīs, un noteikti ieraudzīsi nimbostrātus mākoņus.
• Cits apakšējo slāņu mākoņu veids ir slāņu mākoņi, kas paceļas 600–1500 metrus virs zemes. Tās ir simtiem pelēkbaltu mākoņu grupas, kuras atdala mazas spraugas. Šādus mākoņus parasti redzam daļēji mākoņainās dienās. Reti līst vai snieg.
• Pēdējais zemāko mākoņu veids ir parastie slāņu mākoņi; tie ir tie, kas pārklāj debesis mākoņainās dienās, kad no debesīm sākas smalks lietus. Tie ir ļoti plāni un zemi - slāņu mākoņu augstums maksimums sasniedz 400–500 metrus. To uzbūve ir ļoti līdzīga miglas uzbūvei – naktī nolaižoties līdz pašai zemei, tās nereti rada biezu rīta dūmaku.

Vertikālās attīstības mākoņi

Apakšējā līmeņa mākoņiem ir vecāki brāļi - vertikālās attīstības mākoņi. Lai gan to apakšējā robeža atrodas zemā 800–2000 kilometru augstumā, vertikālas attīstības mākoņi nopietni steidzas augšup - to biezums var sasniegt 12–14 kilometrus, kas to augšējo robežu virza uz troposfēru. Šādus mākoņus sauc arī par konvektīviem: to lielā izmēra dēļ ūdens tajos iegūst atšķirīgu temperatūru, kas izraisa konvekciju - karsto masu pārvietošanas procesu uz augšu un auksto masu uz leju. Tāpēc vertikālas attīstības mākoņos vienlaikus pastāv ūdens tvaiki, mazi pilieni, sniegpārslas un pat veseli ledus kristāli.

• Galvenais vertikālo mākoņu veids ir gubu mākoņi – milzīgi balti mākoņi, kas atgādina saplēstus vates gabalus vai aisbergus. To pastāvēšanai ir nepieciešama augsta gaisa temperatūra - tāpēc Krievijas centrālajā daļā tie parādās tikai vasarā un izkūst naktī. To biezums sasniedz vairākus kilometrus.

• Taču, kad gubu mākoņiem ir iespēja pulcēties kopā, tie rada daudz grandiozu formu - gubu mākoņus. Tieši no tiem vasarā nāk stipras lietusgāzes, krusa un pērkona negaiss. Tie pastāv tikai dažas stundas, bet tajā pašā laikā izaug līdz 15 kilometriem - to augšdaļa sasniedz -10 ° C temperatūru un sastāv no ledus kristāliem.Lielāko gubu mākoņu virsotnēs atrodas "laktas". veidojas - plakani laukumi, kas atgādina sēni vai apgrieztu dzelzi. Tas notiek tajos apgabalos, kur mākonis sasniedz stratosfēras malu - fizika neļauj tam izplatīties tālāk, tāpēc gubu mākonis izplatās gar augstuma robežu.

• Interesants fakts ir tas, ka vulkānu izvirdumu, meteorītu triecienu un kodolsprādzienu vietās veidojas spēcīgi gubu mākoņi. Šie mākoņi ir lielākie – to robežas sasniedz pat stratosfēru, paceļoties 16 kilometru augstumā. Būdami piesātināti ar iztvaicētu ūdeni un mikrodaļiņām, tie izspiež spēcīgus pērkona negaisus - vairumā gadījumu ar to pietiek, lai nodzēstu ar kataklizmu saistītos ugunsgrēkus. Lūk, tāds dabisks ugunsdzēsējs 🙂

Vidējie mākoņi

Troposfēras vidusdaļā (2–7 kilometru augstumā vidējos platuma grādos) ir vidējā līmeņa mākoņi. Tie ir savdabīgi lielas platības- tos mazāk ietekmē augšupplūde no zemes virsmas un nelīdzens reljefs - un neliels vairāku simtu metru biezums. Tie ir mākoņi, kas "vijas" ap asajām kalnu virsotnēm un karājas pie tām.

Paši vidējā līmeņa mākoņi ir sadalīti divos galvenajos veidos - altostrātos un altocumulus.

• Altostratus mākoņi ir viena no sarežģītu atmosfēras masu sastāvdaļām. Tie ir viendabīgs, pelēcīgi zils plīvurs, caur kuru redzama Saule un Mēness – lai gan altostrāta mākoņu apjoms ir tūkstošiem kilometru, tie ir tikai dažus kilometrus biezi. Pelēkais blīvais plīvurs, kas redzams no lielā augstumā lidojošas lidmašīnas loga, ir tieši altostratus mākoņi. Bieži līst vai ilgstoši snieg.

• Altogubu mākoņi, kas atgādina mazus saplēstas vates gabaliņus vai plānas paralēlas svītras, rodas siltajā sezonā - tie veidojas, siltām gaisa masām paceļoties 2–6 kilometru augstumā. Altogubu mākoņi kalpo kā drošs indikators gaidāmajām laika maiņām un lietus tuvošanās – tos var radīt ne tikai atmosfēras dabiskā konvekcija, bet arī auksto gaisa masu iestāšanās. No tiem līst reti – tomēr mākoņi var sanākt kopā un izveidot vienu lielu lietus mākoni.

Runājot par mākoņiem pie kalniem - fotogrāfijās (un varbūt arī tiešraidē) jūs droši vien ne reizi vien esat redzējuši apaļus mākoņus, kas atgādina vates spilventiņus, kas slāņos karājas virs kalna virsotnes. Fakts ir tāds, ka vidējā līmeņa mākoņi bieži ir lēcveida vai lēcveida - sadalīti vairākos paralēlos slāņos. Tos rada gaisa viļņi, kas veidojas, vējam plūstot ap stāvām virsotnēm. Lēcveidīgie mākoņi ir īpaši arī ar to, ka tie karājas savā vietā pat stiprākajā vējā. To daba to padara iespējamu – tā kā šādi mākoņi veidojas vairāku gaisa plūsmu saskares vietās, tie atrodas samērā stabilā stāvoklī.

Augšējie mākoņi

Pēdējo parasto mākoņu līmeni, kas paceļas stratosfēras lejtecē, sauc par augšējo līmeni. Šādu mākoņu augstums sasniedz 6–13 kilometrus - tur ir ļoti auksts, un tāpēc mākoņi augšējā līmenī sastāv no maziem ledus gabaliem. To šķiedrainās, izstieptās, spalvām līdzīgās formas dēļ augstos mākoņus sauc arī par cirrus, lai gan atmosfēras dīvainības tiem bieži piešķir spīļu, pārslu un pat zivju skeletu formu. Nokrišņi, kas veidojas no tiem, nekad nesasniedz zemi - bet pati spalvu mākoņu klātbūtne kalpo kā sens laika prognozēšanas veids.

• Tīrie spalvu mākoņi ir garākie starp augšējā līmeņa mākoņiem - atsevišķas šķiedras garums var sasniegt desmitiem kilometru. Tā kā ledus kristāli mākoņos ir pietiekami lieli, lai sajustu Zemes gravitāciju, spalvu mākoņi "krīt" kaskādēs - attālums starp viena mākoņa augšējo un apakšējo punktu var sasniegt 3-4 kilometrus! Patiesībā spalvu mākoņi ir milzīgi "leduskritumi". Tieši ūdens kristālu formas atšķirības rada to šķiedrainu, straumējošu formu.

• Šajā klasē ir arī gandrīz neredzami mākoņi - cirrostratus mākoņi. Tie veidojas, paceļoties lielām virszemes gaisa masām – lielā augstumā to mitrums ir pietiekams, lai veidotos mākonis. Kad caur tiem iespīd Saule vai Mēness, parādās halo – mirdzošs izkliedētu staru varavīksnes disks.

naksnīgi mākoņi

Atsevišķā nodarbībā ir vērts izcelt sudrabainos mākoņus - augstākos mākoņus uz Zemes. Viņi uzkāpj 80 kilometru augstumā, kas ir pat augstāk par stratosfēru! Turklāt tiem ir neparasts sastāvs – atšķirībā no citiem mākoņiem tos veido meteorītu putekļi un metāns, nevis ūdens. Šie mākoņi ir redzami tikai pēc saulrieta vai pirms rītausmas – no aiz horizonta iekļūstošie Saules stari izgaismo sudrabainos mākoņus, kas dienas laikā augstumā paliek neredzami.

Noktilucenti mākoņi ir neticami skaists skats – tomēr, lai tos redzētu ziemeļu puslodē, ir nepieciešami īpaši apstākļi. Un viņu mīkla nebija tik viegli atrisināma – zinātnieki bezpalīdzīgi atteicās tām ticēt, pasludinot sudrabainos mākoņus par optisku ilūziju. Jūs varat apskatīt neparastus mākoņus un uzzināt par to noslēpumiem no mūsu īpašā raksta.

Atmosfēra sāka veidoties līdz ar Zemes veidošanos. Planētas evolūcijas gaitā un tās parametriem tuvojoties mūsdienu vērtībām, tās ķīmiskajā sastāvā un fizikālajās īpašībās notika fundamentāli kvalitatīvas izmaiņas. Saskaņā ar evolūcijas modeli, agrīnā stadijā Zeme bija izkususi un veidojās kā ciets ķermenis pirms aptuveni 4,5 miljardiem gadu. Šī robeža tiek uzskatīta par sākumu ģeoloģiskā uzskaite. Kopš tā laika sākās lēna atmosfēras evolūcija. Dažus ģeoloģiskos procesus (piemēram, lavas izliešanu vulkāna izvirdumu laikā) pavadīja gāzu izdalīšanās no Zemes zarnām. Tie ietvēra slāpekli, amonjaku, metānu, ūdens tvaikus, CO2 oksīdu un CO2 oglekļa dioksīdu. Saules ultravioletā starojuma ietekmē ūdens tvaiki sadalījās ūdeņradī un skābeklī, bet izdalītais skābeklis reaģēja ar oglekļa monoksīdu, veidojot oglekļa dioksīdu. Amonjaks sadalās slāpeklī un ūdeņradi. Ūdeņradis difūzijas procesā pacēlās augšā un atstāja atmosfēru, savukārt smagāks slāpeklis nevarēja izkļūt un pakāpeniski uzkrājās, kļūstot par galveno sastāvdaļu, lai gan daļa no tā ķīmisko reakciju rezultātā saistījās molekulās ( cm. ATMOSFĒRAS ĶĪMIJA). Ultravioleto staru un elektrisko izlāžu ietekmē gāzu maisījums, kas atradās Zemes sākotnējā atmosfērā, nonāca ķīmiskās reakcijās, kuru rezultātā veidojas organisko vieluīpaši aminoskābes. Ar primitīvu augu parādīšanos sākās fotosintēzes process, ko pavadīja skābekļa izdalīšanās. Šī gāze, īpaši pēc difūzijas atmosfēras augšējos slāņos, sāka aizsargāt savus apakšējos slāņus un Zemes virsmu no dzīvībai bīstamā ultravioletā un rentgena starojuma. Pēc teorētiskām aplēsēm skābekļa saturs, kas ir 25 000 reižu mazāks nekā šobrīd, jau tagad varētu novest pie ozona slāņa veidošanās ar tikai uz pusi mazāku nekā šobrīd. Taču ar to jau ir pietiekami, lai nodrošinātu ļoti nozīmīgu organismu aizsardzību no ultravioleto staru kaitīgās ietekmes.

Visticamāk, ka primārajā atmosfērā bija daudz oglekļa dioksīda. Tas tika patērēts fotosintēzes laikā, un tā koncentrācija noteikti ir samazinājusies, attīstoties augu pasaulei, kā arī absorbcijas dēļ dažu ģeoloģisko procesu laikā. Tāpēc ka Siltumnīcas efekts kas saistītas ar oglekļa dioksīda klātbūtni atmosfērā, tā koncentrācijas svārstības ir viens no svarīgiem cēloņiem tik liela mēroga klimata izmaiņām Zemes vēsturē, piemēram, ledus laikmeti.

Mūsdienu atmosfērā esošais hēlijs galvenokārt ir urāna, torija un rādija radioaktīvās sabrukšanas produkts. Šie radioaktīvie elementi izdala a-daļiņas, kas ir hēlija atomu kodoli. Tā kā radioaktīvās sabrukšanas laikā elektriskais lādiņš neveidojas un nepazūd, tad, veidojoties katrai a-daļiņai, parādās divi elektroni, kas, rekombinējoties ar a-daļiņām, veido neitrālus hēlija atomus. Radioaktīvos elementus satur iežu biezumā izkliedēti minerāli, tāpēc tajos uzkrājas ievērojama daļa no radioaktīvās sabrukšanas rezultātā radušās hēlija, ļoti lēni iztvaikojot atmosfērā. Noteikts hēlija daudzums difūzijas dēļ paceļas uz augšu eksosfērā, bet, pateicoties pastāvīgai pieplūdei no zemes virsmas, šīs gāzes tilpums atmosfērā paliek gandrīz nemainīgs. Balstoties uz zvaigžņu gaismas spektrālo analīzi un meteorītu izpēti, ir iespējams novērtēt dažādu ķīmisko elementu relatīvo pārpilnību Visumā. Neona koncentrācija kosmosā ir aptuveni desmit miljardus reižu lielāka nekā uz Zemes, kriptona - desmit miljonus reižu, bet ksenona - miljonu reižu. No tā izriet, ka šo inerto gāzu koncentrācija, kas acīmredzot sākotnēji atradās Zemes atmosfērā un netika papildināta ķīmisko reakciju gaitā, ievērojami samazinājās, iespējams, pat tajā posmā, kad Zeme zaudē savu primāro atmosfēru. Izņēmums ir inertās gāzes argons, jo tas joprojām veidojas 40 Ar izotopa veidā kālija izotopa radioaktīvās sabrukšanas procesā.

Barometriskā spiediena sadalījums.

Atmosfēras gāzu kopējais svars ir aptuveni 4,5 10 15 tonnas Tādējādi atmosfēras "svars" uz laukuma vienību jeb atmosfēras spiediens ir aptuveni 11 t / m 2 = 1,1 kg / cm 2 jūras līmenī. Spiediens, kas vienāds ar P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Art. = 1 atm, kas pieņemts kā standarta vidējais atmosfēras spiediens. Hidrostatiskā līdzsvara atmosfērai mums ir: d P= -rgd h, kas nozīmē, ka augstumu intervālā no h pirms tam h+d h rodas vienādība starp atmosfēras spiediena izmaiņām d P un atbilstošā atmosfēras elementa svars ar laukuma vienību, blīvumu r un biezumu d h. Kā attiecību starp spiedienu R un temperatūru T izmantots pietiekami piemērots zemes atmosfēra stāvokļa vienādojums ideālai gāzei ar blīvumu r: P= r R T/m, kur m ir molekulmasa, un R = 8,3 J/(K mol) ir universālā gāzes konstante. Tad d log P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, kur spiediena gradients ir logaritmiskā skalā. H apgrieztā vērtība ir saucama par atmosfēras augstuma skalu.

Integrējot šo vienādojumu izotermiskai atmosfērai ( T= const) vai no tās puses, ja šāda tuvināšana ir pieņemama, iegūst spiediena sadalījuma ar augstumu barometrisko likumu: P = P 0 exp (- h/H 0), kur augstuma rādījums h ražots no okeāna līmeņa, kur ir standarta vidējais spiediens P 0 . Izteiksme H 0=R T/ mg, sauc par augstuma skalu, kas raksturo atmosfēras izplatību ar nosacījumu, ka temperatūra tajā visur ir vienāda (izotermiskā atmosfēra). Ja atmosfēra nav izotermiska, tad ir jāintegrē, ņemot vērā temperatūras izmaiņas ar augstumu un parametru H- daži lokāli atmosfēras slāņu raksturlielumi atkarībā no to temperatūras un vides īpašībām.

Standarta atmosfēra.

Modelis (galveno parametru vērtību tabula), kas atbilst standarta spiedienam atmosfēras pamatnē R 0 un ķīmisko sastāvu sauc par standarta atmosfēru. Precīzāk, tas ir nosacīts atmosfēras modelis, kuram temperatūras, spiediena, blīvuma, viskozitātes un citu gaisa raksturlielumu vidējās vērtības 45° 32° 33° platumam ir iestatītas augstumā no 2 km zem jūras. līmenī līdz Zemes atmosfēras ārējai robežai. Vidējās atmosfēras parametri visos augstumos tika aprēķināti, izmantojot ideālās gāzes stāvokļa vienādojumu un barometrisko likumu pieņemot, ka jūras līmenī spiediens ir 1013,25 hPa (760 mmHg) un temperatūra ir 288,15 K (15,0 °C). Atbilstoši vertikālā temperatūras sadalījuma raksturam vidējā atmosfēra sastāv no vairākiem slāņiem, no kuriem katrā temperatūru tuvina ar lineāru augstuma funkciju. Zemākajā no slāņiem - troposfērā (h Ј 11 km) temperatūra pazeminās par 6,5 ° C ar katru kāpuma kilometru. Lielā augstumā vertikālā temperatūras gradienta vērtība un zīme mainās no slāņa uz slāni. Virs 790 km temperatūra ir aptuveni 1000 K un praktiski nemainās ar augstumu.

Standarta atmosfēra ir periodiski atjaunināts, legalizēts standarts, kas izdots tabulu veidā.

1. tabula. Standarta Zemes atmosfēras modelis

1. tabula. STANDARTA ZEMES ATMOSFĒRAS MODELIS. Tabulā parādīts: h- augstums no jūras līmeņa, R- spiediens, T– temperatūra, r – blīvums, N ir molekulu vai atomu skaits tilpuma vienībā, H- augstuma skala, l ir brīvā ceļa garums. Spiedienam un temperatūrai 80–250 km augstumā, kas iegūti no raķešu datiem, ir zemākas vērtības. Ekstrapolētās vērtības augstumam, kas pārsniedz 250 km, nav ļoti precīzas.
h(km)	P(mbar)	T(°C)	r (g/cm3)	N(cm-3)	H(km)	l(cm)
0	1013	288	1,22 10 -3	2,55 10 19	8,4	7,4 10 -6
1	899	281	1.11 10 -3	2,31 10 19		8,1 10 -6
2	795	275	1,01 10 -3	2.10 10 19		8,9 10 -6
3	701	268	9,1 10 -4	1,89 10 19		9,9 10 -6
4	616	262	8,2 10 -4	1,70 10 19		1,1 10 -5
5	540	255	7,4 10 -4	1,53 10 19	7,7	1,2 10 -5
6	472	249	6,6 10 -4	1,37 10 19		1,4 10 -5
8	356	236	5,2 10 -4	1,09 10 19		1,7 10 -5
10	264	223	4,1 10 -4	8,6 10 18	6,6	2,2 10 -5
15	121	214	1,93 10 -4	4,0 10 18		4,6 10 -5
20	56	214	8,9 10 -5	1,85 10 18	6,3	1,0 10 -4
30	12	225	1,9 10 -5	3,9 10 17	6,7	4,8 10 -4
40	2,9	268	3,9 10 -6	7,6 10 16	7,9	2,4 10 -3
50	0,97	276	1.15 10 -6	2,4 10 16	8,1	8,5 10 -3
60	0,28	260	3,9 10 -7	7,7 10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1,1 10 -7	2,5 10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7 10 -8	5,0 10 14	6,1	0,41
90	2,8 10 -3	210	5,0 10 -9	9 10 13	6,5	2,1
100	5,8 10 -4	230	8,8 10 -10	1,8 10 13	7,4	9
110	1,7 10 -4	260	2,1 10 –10	5,4 10 12	8,5	40
120	6 10 -5	300	5,6 10 -11	1,8 10 12	10,0	130
150	5 10 -6	450	3,2 10 -12	9 10 10	15	1,8 10 3
200	5 10 -7	700	1,6 10 -13	5 10 9	25	3 10 4
250	9 10 -8	800	3 10 –14	8 10 8	40	3 10 5
300	4 10 -8	900	8 10 -15	3 10 8	50
400	8 10 -9	1000	1 10–15	5 10 7	60
500	2 10 -9	1000	2 10 -16	1 10 7	70
700	2 10–10	1000	2 10–17	1 10 6	80
1000	1 10–11	1000	1 10 -18	1 10 5	80

Troposfēra.

Zemāko un blīvāko atmosfēras slāni, kurā temperatūra strauji pazeminās līdz ar augstumu, sauc par troposfēru. Tas satur līdz 80% no kopējās atmosfēras masas un stiepjas polārajos un vidējos platuma grādos līdz 8–10 km augstumam un tropos līdz 16–18 km augstumam. Šeit attīstās gandrīz visi laikapstākļus veidojošie procesi, starp Zemi un tās atmosfēru notiek siltuma un mitruma apmaiņa, veidojas mākoņi, notiek dažādas meteoroloģiskas parādības, rodas miglas un nokrišņi. Šie zemes atmosfēras slāņi atrodas konvektīvā līdzsvarā un aktīvās sajaukšanās dēļ tiem ir vienmērīga ķīmiskais sastāvs, galvenokārt no molekulārā slāpekļa (78%) un skābekļa (21%). Lielākā daļa dabisko un mākslīgo aerosolu un gāzu gaisa piesārņotāju ir koncentrēti troposfērā. Līdz 2 km biezās troposfēras apakšējās daļas dinamika lielā mērā ir atkarīga no Zemes pamatā esošās virsmas īpašībām, kas nosaka gaisa horizontālās un vertikālās kustības (vēju) siltuma pārneses rezultātā no siltākas zemes cauri. Zemes virsmas IR starojums, ko troposfērā absorbē galvenokārt ūdens tvaiki un oglekļa dioksīds (siltumnīcas efekts). Temperatūras sadalījums ar augstumu tiek noteikts turbulentas un konvekcijas sajaukšanas rezultātā. Vidēji tas atbilst temperatūras kritumam ar augstumu aptuveni 6,5 K/km.

Vēja ātrums virszemes robežslānī vispirms strauji palielinās līdz ar augstumu, bet augstāk tas turpina palielināties par 2–3 km/s uz kilometru. Dažreiz troposfērā ir šauras planētu plūsmas (ar ātrumu vairāk nekā 30 km / s), rietumu - vidējos platuma grādos un austrumu - pie ekvatora. Tos sauc par strūklu plūsmām.

tropopauze.

Pie troposfēras augšējās robežas (tropopauzes) temperatūra sasniedz minimālo vērtību atmosfēras apakšdaļā. Tas ir pārejas slānis starp troposfēru un stratosfēru virs tās. Tropopauzes biezums ir no simtiem metru līdz 1,5–2 km, un temperatūra un augstums attiecīgi svārstās no 190 līdz 220 K un no 8 līdz 18 km atkarībā no ģeogrāfiskā platuma un gadalaika. Mērenajos un augstos platuma grādos ziemā tas ir par 1–2 km zemāks nekā vasarā un par 8–15 K siltāks. Tropos sezonālās izmaiņas ir daudz mazākas (augstums 16–18 km, temperatūra 180–200 K). Virs strūklas straumes iespējams tropopauzes plīsums.

Ūdens Zemes atmosfērā.

Vissvarīgākā Zemes atmosfēras iezīme ir ievērojama ūdens tvaiku un ūdens klātbūtne pilienu veidā, kas visvieglāk novērojama mākoņu un mākoņu struktūru veidā. Debesu mākoņu pārklājuma pakāpi (noteiktā brīdī vai vidēji noteiktā laika periodā), kas izteikta 10 ballu skalā vai procentos, sauc par mākoņainību. Mākoņu formu nosaka starptautiskā klasifikācija. Vidēji mākoņi klāj apmēram pusi no zemeslodes. Mākoņainība ir svarīgs faktors, kas raksturo laika apstākļus un klimatu. Mākoņainība ziemā un naktī neļauj pazemināties zemes virsmas un virsējā gaisa slāņa temperatūrai, vasarā un dienā vājina zemes virsmas uzsilšanu ar saules stariem, mīkstinot klimatu kontinentu iekšienē.

Mākoņi.

Mākoņi ir atmosfērā suspendētu ūdens pilienu (ūdens mākoņi), ledus kristālu (ledus mākoņi) vai abu (jauktu mākoņu) uzkrāšanās. Pilieniem un kristāliem kļūstot lielākiem, tie nokrišņu veidā izkrīt no mākoņiem. Mākoņi veidojas galvenokārt troposfērā. Tie rodas gaisā esošo ūdens tvaiku kondensācijas rezultātā. Mākoņu pilienu diametrs ir vairāki mikroni. Saturs šķidrs ūdens mākoņos - no frakcijām līdz vairākiem gramiem uz m 3. Mākoņus izšķir pēc augstuma: Pēc starptautiskās klasifikācijas izšķir 10 mākoņu ģintis: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, Cumulonimbus, cumulus.

Stratosfērā novērojami arī perlamutra mākoņi, bet mezosfērā – naksnīgie mākoņi.

Cilrus mākoņi - caurspīdīgi mākoņi plānu baltu pavedienu vai plīvuru veidā ar zīdainu spīdumu, nedodot ēnu. Gaismas mākoņi sastāv no ledus kristāliem un veidojas troposfēras augšdaļā ļoti zemas temperatūras. Daži spalvu mākoņu veidi kalpo kā laika apstākļu izmaiņu vēstneši.

Cirrocumulus mākoņi ir plānu baltu mākoņu grēdas vai slāņi troposfēras augšdaļā. Cirrocumulus mākoņi ir veidoti no maziem elementiem, kas izskatās kā pārslas, viļņi, mazas bumbiņas bez ēnām un sastāv galvenokārt no ledus kristāliem.

Cirrostratus mākoņi ir bālgans caurspīdīgs plīvurs troposfēras augšdaļā, parasti šķiedrains, dažreiz izplūdis, kas sastāv no maziem adatas vai kolonnveida ledus kristāliem.

Altocumulus mākoņi ir balti, pelēki vai balti pelēki troposfēras apakšējā un vidējā slāņa mākoņi. Altocumulus mākoņi izskatās kā slāņi un grēdas, it kā veidoti no plāksnēm, kas atrodas viena virs otras, noapaļotām masām, šahtām, pārslām. Altocumulus mākoņi veidojas intensīvas konvekcijas darbības laikā un parasti sastāv no pārdzesētiem ūdens pilieniem.

Altostratus mākoņi ir pelēcīgi vai zilgani šķiedrainas vai viendabīgas struktūras mākoņi. Vidējā troposfērā tiek novēroti Altostratus mākoņi, kas stiepjas vairāku kilometru augstumā un dažreiz tūkstošiem kilometru horizontālā virzienā. Parasti altostrāta mākoņi ir daļa no frontālās mākoņu sistēmām, kas saistītas ar gaisa masu augšupejošu kustību.

Nimbostratus mākoņi - zems (no 2 km un augstāks) amorfs mākoņu slānis vienmērīgi pelēkā krāsā, kas rada apmācies lietus vai sniega. Nimbostratus mākoņi - augsti attīstīti vertikāli (līdz vairākiem km) un horizontāli (vairāki tūkstoši km), sastāv no pārdzesētiem ūdens pilieniem, kas sajaukti ar sniegpārslām, parasti saistīti ar atmosfēras frontēm.

Slāņu mākoņi - apakšējā līmeņa mākoņi viendabīga slāņa formā bez noteiktām kontūrām, pelēkā krāsā. Slāņu mākoņu augstums virs zemes virsmas ir 0,5–2 km. No slāņu mākoņiem brīžiem līst lietus.

Gubmākoņi ir blīvi, spilgti balti mākoņi dienas laikā ar ievērojamu vertikālu attīstību (līdz 5 km un vairāk). Gubmākoņu augšējās daļas izskatās kā kupoli vai torņi ar noapaļotām kontūrām. Gubmākoņi parasti veidojas kā konvekcijas mākoņi aukstās gaisa masās.

Stratocumulus mākoņi - zemi (zem 2 km) mākoņi pelēku vai baltu nešķiedru slāņu vai apaļu lielu bloku grēdu veidā. Slāņu mākoņu vertikālais biezums ir neliels. Reizēm slāņu mākoņi dod nelielus nokrišņus.

Gubmākoņi ir spēcīgi un blīvi mākoņi ar spēcīgu vertikālu attīstību (līdz 14 km augstumam), dodot stipras lietusgāzes ar pērkona negaisu, krusu, vētrām. Gubmākoņi attīstās no spēcīgiem gubu mākoņiem, kas atšķiras no tiem augšdaļā, kas sastāv no ledus kristāliem.

Stratosfēra.

Caur tropopauzi vidēji augstumā no 12 līdz 50 km troposfēra pāriet stratosfērā. Lejas daļā apmēram 10 km, t.i. līdz aptuveni 20 km augstumam tas ir izotermisks (temperatūra ap 220 K). Pēc tam tas palielinās līdz ar augstumu, sasniedzot maksimumu aptuveni 270 K 50–55 km augstumā. Šeit ir robeža starp stratosfēru un virsējo mezosfēru, ko sauc par stratopauzi. .

Stratosfērā ir daudz mazāk ūdens tvaiku. Tomēr ik pa laikam tiek novēroti plāni caurspīdīgi perlamutra mākoņi, kas ik pa laikam parādās stratosfērā 20–30 km augstumā. Perlamutra mākoņi ir redzami tumšajās debesīs pēc saulrieta un pirms saullēkta. Pēc formas perlamutra mākoņi atgādina spalvu un spalvu mākoņus.

Vidējā atmosfēra (mezosfēra).

Apmēram 50 km augstumā mezosfēra sākas ar plaša temperatūras maksimuma maksimumu. . Temperatūras paaugstināšanās iemesls šī maksimuma reģionā ir eksotermiska (t.i., kopā ar siltuma izdalīšanos) fotoķīmiska ozona sadalīšanās reakcija: O 3 + hv® O 2 + O. Ozons rodas molekulārā skābekļa O 2 fotoķīmiskās sadalīšanās rezultātā

Apmēram 2+ hv® O + O un sekojošā atoma un skābekļa molekulas trīskāršās sadursmes reakcija ar kādu trešo molekulu M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Ozons kāri absorbē ultravioleto starojumu reģionā no 2000 līdz 3000Å, un šis starojums sasilda atmosfēru. Ozons, kas atrodas atmosfēras augšējos slāņos, kalpo kā sava veida vairogs, kas pasargā mūs no Saules ultravioletā starojuma iedarbības. Bez šī vairoga dzīvības attīstība uz Zemes tajā mūsdienu formas diez vai tas būtu iespējams.

Kopumā visā mezosfērā atmosfēras temperatūra samazinās līdz minimālajai vērtībai, kas ir aptuveni 180 K pie mezosfēras augšējās robežas (ko sauc par mezopauzi, augstums ir aptuveni 80 km). Mezopauzes tuvumā 70–90 km augstumā var parādīties ļoti plāns ledus kristālu slānis un vulkānisko un meteorītu putekļu daļiņas, kas tiek novērotas skaista niecīgu mākoņu skata veidā. neilgi pēc saulrieta.

Mezosfērā lielākoties tiek sadedzinātas nelielas cietās meteorīta daļiņas, kas nokrīt uz Zemes, izraisot meteoru fenomenu.

Meteori, meteorīti un ugunsbumbas.

Uzliesmojumus un citas parādības Zemes atmosfēras augšējos slāņos, ko izraisa iekļūšana tajā ar ātrumu 11 km/s un virs cietām kosmiskām daļiņām vai ķermeņiem, sauc par meteoroīdiem. Ir novērojama spoža meteoru taka; tiek sauktas visspēcīgākās parādības, kuras bieži vien pavada meteorītu krišana uguns bumbas; meteori ir saistīti ar meteoru lietusgāzēm.

meteorītu lietus:

1) vairāku meteoru parādība nokrīt vairāku stundu vai dienu laikā no viena starojuma.

2) meteoroīdu bars, kas pārvietojas vienā orbītā ap Sauli.

Sistemātiska meteoru parādīšanās noteiktā debesu apgabalā un noteiktās gada dienās, ko izraisa Zemes orbītas krustošanās ar daudzu meteorītu ķermeņu kopīgu orbītu, kas pārvietojas ar aptuveni vienādu un vienādi virzītu ātrumu, kā dēļ to ceļi debesīs, šķiet, nāk no viena kopīga punkta (starojoša) . Tie ir nosaukti pēc zvaigznāja, kurā atrodas starojums.

Meteoru lietusgāzes atstāj dziļu iespaidu ar saviem gaismas efektiem, bet atsevišķi meteori ir redzami reti. Daudz vairāk ir neredzamo meteoru, kas ir pārāk mazi, lai tos varētu redzēt brīdī, kad tos aprij atmosfēra. Daži no mazākajiem meteoriem, iespējams, nemaz nesakarst, bet tos uztver tikai atmosfēra. Šīs mazās daļiņas, kuru izmērs ir no dažiem milimetriem līdz desmit tūkstošdaļām milimetru, sauc par mikrometeorītiem. Meteoriskās vielas daudzums, kas katru dienu nonāk atmosfērā, ir no 100 līdz 10 000 tonnām, un lielākā daļa šīs vielas ir mikrometeorīti.

Tā kā meteoriskā viela atmosfērā daļēji sadedzina, tās gāzes sastāvs tiek papildināts ar dažādu ķīmisko elementu pēdām. Piemēram, akmens meteori ienes atmosfērā litiju. Metālisko meteoru sadegšana izraisa sīku sfērisku dzelzs, dzelzs-niķeļa un citu pilienu veidošanos, kas iziet cauri atmosfērai un nogulsnējas uz zemes virsmas. Tos var atrast Grenlandē un Antarktīdā, kur ledus loksnes gadiem ilgi saglabājas gandrīz nemainīgas. Okeanologi tos atrod okeāna dibena nogulumos.

Lielākā daļa meteoru daļiņu, kas nonāk atmosfērā, tiek nogulsnētas aptuveni 30 dienu laikā. Daži zinātnieki uzskata, ka šiem kosmiskajiem putekļiem ir liela nozīme tādu atmosfēras parādību kā lietus veidošanā, jo tie kalpo kā ūdens tvaiku kondensācijas kodoli. Tāpēc tiek pieņemts, ka nokrišņi ir statistiski saistīti ar lielām meteoru lietusgāzēm. Tomēr daži eksperti uzskata, ka, tā kā kopējais meteoru vielu pieplūdums ir daudzus desmitus reižu lielāks nekā pat ar lielāko meteoru lietu, šī materiāla kopējā daudzuma izmaiņas, kas rodas vienas šādas lietusgāzes rezultātā, var atstāt novārtā.

Tomēr nav šaubu, ka lielākie mikrometeorīti un redzamie meteorīti atstāj ilgas jonizācijas pēdas augstajos atmosfēras slāņos, galvenokārt jonosfērā. Šādas pēdas var izmantot tālsatiksmes radio sakariem, jo ​​tās atspoguļo augstfrekvences radioviļņus.

Meteoru enerģija, kas nonāk atmosfērā, tiek tērēta galvenokārt un, iespējams, pilnībā tās sildīšanai. Šī ir viena no mazākajām atmosfēras siltuma bilances sastāvdaļām.

meteorīts - ciets dabiska izcelsme kas no kosmosa nokrita uz Zemes virsmu. Parasti izšķir akmens, dzelzs-akmens un dzelzs meteorītus. Pēdējie galvenokārt sastāv no dzelzs un niķeļa. No atrastajiem meteorītiem lielākā daļa sver no vairākiem gramiem līdz vairākiem kilogramiem. Lielākais no atrastajiem Gobas dzelzs meteorīts sver aptuveni 60 tonnas un joprojām atrodas tajā pašā vietā, kur tas tika atklāts, Dienvidāfrikā. Lielākā daļa meteorītu ir asteroīdu fragmenti, taču daži meteorīti, iespējams, uz Zemi ir nonākuši no Mēness un pat no Marsa.

Ugunsbumba ir ļoti spilgts meteors, dažkārt novērojams pat dienas laikā, bieži aiz sevis atstājot dūmakainu pēdu un pavadot skaņas parādības; bieži beidzas ar meteorītu krišanu.

Termosfēra.

Virs mezopauzes temperatūras minimuma sākas termosfēra, kurā temperatūra sākumā lēnām un pēc tam strauji sāk atkal celties. Iemesls ir ultravioletā, saules starojuma absorbcija 150–300 km augstumā atomu skābekļa jonizācijas dēļ: O + hv® O + + e.

Termosfērā temperatūra nepārtraukti paaugstinās līdz aptuveni 400 km augstumam, kur maksimālās saules aktivitātes laikmetā dienas laikā tā sasniedz 1800 K. Minimālās temperatūras periodā šī ierobežojošā temperatūra var būt mazāka par 1000 K. Virs 400 km, atmosfēra pāriet izotermiskā eksosfērā. Kritiskais līmenis (eksosfēras pamatne) atrodas aptuveni 500 km augstumā.

Polārblāzmas un daudzas mākslīgo pavadoņu orbītas, kā arī naksnīgie mākoņi – visas šīs parādības notiek mezosfērā un termosfērā.

Polārās gaismas.

Lielos platuma grādos traucējumu laikā magnētiskais lauks tiek novērotas polārās gaismas. Tie var ilgt vairākas minūtes, bet bieži vien ir redzami vairākas stundas. Polārblāzmas ļoti atšķiras pēc formas, krāsas un intensitātes, un tas viss dažkārt laika gaitā mainās ļoti ātri. Polārblāzmas spektrs sastāv no emisijas līnijām un joslām. Dažas emisijas no nakts debesīm ir pastiprinātas polārblāzmas spektrā, galvenokārt zaļās un sarkanās līnijas l 5577 Å un l 6300 Å skābekļa. Gadās, ka viena no šīm līnijām ir daudzkārt intensīvāka par otru, un tas nosaka redzamo mirdzuma krāsu: zaļu vai sarkanu. Magnētiskā lauka traucējumus pavada arī radiosakaru traucējumi polārajos reģionos. Traucējumus izraisa izmaiņas jonosfērā, kas nozīmē, ka magnētisko vētru laikā darbojas spēcīgs jonizācijas avots. Ir konstatēts, ka spēcīgs magnētiskās vētras rodas, ja Saules diska centra tuvumā ir lielas plankumu grupas. Novērojumi liecina, ka vētras ir saistītas nevis ar pašiem plankumiem, bet gan ar saules uzliesmojumi, kas parādās plankumu grupas attīstības laikā.

Polārblāzmas ir dažādas intensitātes gaismas diapazons ar straujām kustībām, kas novērotas augstos Zemes platuma grādos. Vizuālā polārblāzma satur zaļas (5577Å) un sarkanas (6300/6364Å) atomu skābekļa emisijas līnijas un N 2 molekulārās joslas, kuras ierosina saules un magnetosfēras izcelsmes enerģētiskās daļiņas. Šīs emisijas parasti tiek rādītas aptuveni 100 km un vairāk augstumā. Terminu optiskā polārblāzma lieto, lai apzīmētu vizuālās polārblāzmas un to infrasarkano līdz ultravioleto staru spektru. Starojuma enerģija spektra infrasarkanajā daļā ievērojami pārsniedz redzamā reģiona enerģiju. Kad parādījās polārblāzma, emisijas tika novērotas ULF diapazonā (

Faktiskās polārblāzmas formas ir grūti klasificēt; Visbiežāk tiek lietoti šādi termini:

1. Mierīgi vienveidīgi loki vai svītras. Loka parasti stiepjas ~1000 km ģeomagnētiskās paralēles virzienā (polārajos apgabalos pret Sauli), un tā platums ir no viena līdz vairākiem desmitiem kilometru. Sloksne ir loka jēdziena vispārinājums, tai parasti nav regulāras loka formas, bet gan izliecas S formā vai spirāles veidā. Loki un joslas atrodas 100–150 km augstumā.

2. Polārblāzmas stari . Šis termins attiecas uz polārblāzmas struktūru, kas izstiepta pa magnētiskā lauka līnijām ar vertikālu pagarinājumu no vairākiem desmitiem līdz vairākiem simtiem kilometru. Staru garums pa horizontāli ir neliels, no vairākiem desmitiem metru līdz vairākiem kilometriem. Starus parasti novēro lokos vai kā atsevišķas struktūras.

3. Traipi vai virsmas . Tās ir izolētas mirdzuma zonas, kurām nav noteiktas formas. Atsevišķi plankumi var būt saistīti.

4. Plīvurs. Neparasta polārblāzma forma, kas ir viendabīgs spīdums, kas aptver lielus debess laukumus.

Pēc struktūras polārblāzmas iedala viendabīgās, pulētās un starojošās. Tiek lietoti dažādi termini; pulsējoša loka, pulsējoša virsma, difūzā virsma, starojoša josla, drapērijas utt. Pastāv polārblāzmu klasifikācija pēc to krāsas. Saskaņā ar šo klasifikāciju, polārblāzmas tipa BET. Augšējā daļa vai pilnībā ir sarkana (6300–6364 Å). Tie parasti parādās 300–400 km augstumā augstas ģeomagnētiskās aktivitātes laikā.

Auroras tips AT apakšējā daļā ir iekrāsoti sarkani un ir saistīti ar pirmās pozitīvās N 2 sistēmas un pirmās negatīvās O 2 sistēmas joslu luminiscenci. Šādas polārblāzmas formas parādās visaktīvākajās polārblāzmas fāzēs.

Zonas polārblāzmas – Šīs ir zonas ar maksimālo biežumu polārblāzmu sastopamības naktī, norāda novērotāji noteiktā Zemes virsmas punktā. Zonas atrodas 67° ziemeļu un dienvidu platuma grādos, un to platums ir aptuveni 6°. Maksimālā polārblāzmu sastopamība, kas atbilst noteiktam lokālā ģeomagnētiskā laika momentam, notiek ovāli līdzīgās jostās (aurora oval), kas atrodas asimetriski ap ziemeļu un dienvidu ģeomagnētiskajiem poliem. Polārblāzmas ovāls ir fiksēts platuma-laika koordinātēs, un polārblāzmas zona ir punktu lokuss ovāla pusnakts reģionā platuma-garuma koordinātās. Ovālā josta atrodas aptuveni 23° no ģeomagnētiskā pola nakts sektorā un 15° dienas sektorā.

Polārblāzmas ovālas un polārblāzmas zonas. Polārblāzmas ovāla atrašanās vieta ir atkarīga no ģeomagnētiskās aktivitātes. Pie augstas ģeomagnētiskās aktivitātes ovāls kļūst platāks. Polārblāzmas zonas vai polārblāzmas ovālas robežas labāk attēlo L 6.4, nevis dipola koordinātas. Ģeomagnētiskā lauka līnijas pie polārblāzmas ovāla dienas sektora robežas sakrīt ar magnetopauze. Notiek polārblāzmas ovāla stāvokļa maiņa atkarībā no leņķa starp ģeomagnētisko asi un Zemes-Saules virzienu. Aurālo ovālu nosaka arī, pamatojoties uz datiem par noteiktu enerģiju daļiņu (elektronu un protonu) nogulsnēšanos. Tās atrašanās vietu var neatkarīgi noteikt, pamatojoties uz datiem kaspakh dienas malā un magnētiskajā astē.

Polārblāzmu sastopamības biežuma ikdienas svārstības polārblāzmas zonā ir maksimums ģeomagnētiskajā pusnaktī un minimums ģeomagnētiskajā pusdienlaikā. Ovāla gandrīz ekvatoriālajā pusē polārblāzmu sastopamības biežums strauji samazinās, bet saglabājas diennakts variāciju forma. Ovāla polārajā pusē polārblāzmu sastopamības biežums pakāpeniski samazinās, un to raksturo sarežģītas diennakts izmaiņas.

Polārblāzmu intensitāte.

Auroras intensitāte nosaka, mērot šķietamo spilgtuma virsmu. Spilgtuma virsma es Auroras noteiktā virzienā nosaka kopējā emisija 4p es fotons/(cm 2 s). Tā kā šī vērtība nav patiesais virsmas spilgtums, bet gan atspoguļo emisiju no kolonnas, polārblāzmas pētījumos parasti izmanto fotonu/(cm 2 kolonnas s) vienību. Parastā kopējās emisijas mērīšanas vienība ir Reilija (Rl), kas vienāda ar 10 6 fotonu / (cm 2 kolonnas s). Praktiskāka polārblāzmas intensitātes vienība tiek noteikta no vienas līnijas vai joslas emisijām. Piemēram, polārblāzmu intensitāti nosaka starptautiskie spilgtuma koeficienti (ICF) pēc zaļās līnijas intensitātes datiem (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (maksimālā polārblāzmas intensitāte). Šo klasifikāciju nevar izmantot sarkanajām polārblāzmām. Viens no laikmeta (1957–1958) atklājumiem bija polārblāzmu telpiskā un laika sadalījuma noteikšana ovāla formā, kas pārvietota attiecībā pret magnētisko polu. No vienkāršām idejām par polārblāzmas izplatības apļveida formu attiecībā pret magnētisko polu, tika pabeigta pāreja uz moderno magnetosfēras fiziku. Atklājuma gods pienākas O. Horoševai, un G. Starkovam, J. Feldšteinam, S-I. Polārblāzmas ovāls ir reģions, kurā Saules vējš visintensīvāk ietekmē Zemes atmosfēras augšējos slāņus. Polārblāzmu intensitāte ir vislielākā ovālā, un tās dinamiku nepārtraukti uzrauga satelīti.

Stabilas auroras sarkanās lokas.

Vienmērīga sarkana aurālā loka, citādi saukts par vidējo platuma grādu sarkano loku vai M-loka, ir subvizuāls (zem acs jutības robežas) plats loks, kas stiepjas no austrumiem uz rietumiem tūkstošiem kilometru un aptver, iespējams, visu Zemi. Loka platuma garums ir 600 km. Stabilā aurālā sarkanā loka emisija ir gandrīz vienkrāsaina sarkanajās līnijās l 6300 Å un l 6364 Å. Nesen tika ziņots arī par vājām emisijas līnijām l 5577 Å (OI) un l 4278 Å (N + 2). Noturīgas sarkanās lokas tiek klasificētas kā polārblāzmas, taču tās parādās daudz lielākā augstumā. Apakšējā robeža atrodas 300 km augstumā, augšējā robeža ir aptuveni 700 km. Klusā aurālā sarkanā loka intensitāte l 6300 Å emisijā svārstās no 1 līdz 10 kRl (tipiskā vērtība ir 6 kRl). Acs jutības slieksnis pie šī viļņa garuma ir aptuveni 10 kR, tāpēc lokus vizuāli novēro reti. Tomēr novērojumi liecina, ka to spilgtums ir >50 kR 10% nakšu. Parastais loku kalpošanas laiks ir aptuveni viena diena, un nākamajās dienās tie parādās reti. Radioviļņi no satelītiem vai radio avotiem, kas šķērso stabilus polārblāzmas sarkanos lokus, ir pakļauti scintilācijām, kas norāda uz elektronu blīvuma neviendabīgumu. Sarkano loku teorētiskais skaidrojums ir tāds, ka apsildāmie elektroni reģionā F jonosfēras izraisa skābekļa atomu palielināšanos. Satelīta novērojumi liecina par elektronu temperatūras paaugstināšanos gar ģeomagnētiskā lauka līnijām, kas šķērso stabilus polārblāzmas sarkanos lokus. Šo loku intensitāte pozitīvi korelē ar ģeomagnētisko aktivitāti (vētrām), un loku rašanās biežums pozitīvi korelē ar Saules plankumu veidošanās aktivitāti.

Auroras maiņa.

Dažas polārblāzmas formas piedzīvo kvaziperiodiskas un saskaņotas laika intensitātes izmaiņas. Šīs polārblāzmas ar aptuveni stacionāru ģeometriju un straujām periodiskām fāzes izmaiņām sauc par mainīgajām polārblāzmām. Tās tiek klasificētas kā polārblāzmas veidlapas R saskaņā ar Starptautisko polārblāzmu atlantu. Detalizētāks mainīgo polārblāzmu apakšiedalījums:

R 1 (pulsējoša polārblāzma) ir mirdzums ar vienmērīgām fāzes spilgtuma izmaiņām visā polārblāzmas formā. Pēc definīcijas ideālā pulsējošā polārblāzmā pulsācijas telpisko un laika daļu var atdalīt, t.i. spilgtumu es(r,t)= I s(r)· Es T(t). Tipiskā polārblāzmā R 1, pulsācijas notiek ar frekvenci no 0,01 līdz 10 Hz zemas intensitātes (1-2 kR). Lielākā daļa polārblāzmu R 1 ir plankumi vai loki, kas pulsē ar vairāku sekunžu periodu.

R 2 (ugunīgā aurora). Šo terminu parasti lieto, lai apzīmētu tādas kustības kā liesmas, kas piepilda debesis, nevis lai aprakstītu vienu formu. Polārblāzmas ir loka formas un parasti virzās uz augšu no 100 km augstuma. Šīs polārblāzmas ir salīdzinoši reti sastopamas un biežāk sastopamas ārpus polārblāzmas.

R 3 (mirgojoša polārblāzma). Tās ir polārblāzmas ar straujām, neregulārām vai regulārām spilgtuma izmaiņām, radot iespaidu par mirgojošu liesmu debesīs. Tie parādās īsi pirms polārblāzmas sabrukšanas. Bieži novērotā izmaiņu biežums R 3 ir vienāds ar 10 ± 3 Hz.

Termins straumējoša polārblāzma, ko lieto citai pulsējošo polārblāzmu klasei, attiecas uz neregulārām spilgtuma svārstībām, kas strauji pārvietojas horizontāli polāros lokos un joslās.

Mainīgā polārblāzma ir viena no Saules un zemes parādībām, kas pavada ģeomagnētiskā lauka pulsāciju un polārblāzmu rentgena starojumu, ko izraisa saules un magnetosfēras daļiņu nokrišņi.

Polārā vāciņa mirdzumu raksturo pirmās negatīvās N + 2 sistēmas joslas augsta intensitāte (λ 3914 Å). Parasti šīs N + 2 joslas ir piecas reizes intensīvākas par zaļo līniju OI l 5577 Å, polārā vāciņa mirdzuma absolūtā intensitāte ir no 0,1 līdz 10 kRl (parasti 1-3 kRl). Ar šīm polārblāzmām, kas parādās PCA periodos, vienmērīgs spīdums pārklāj visu polāro vāciņu līdz ģeomagnētiskajam platumam 60° augstumā no 30 līdz 80 km. To galvenokārt ģenerē saules protoni un d-daļiņas ar enerģiju 10–100 MeV, kas šajos augstumos rada jonizācijas maksimumu. Polārblāzmas zonās ir arī cita veida mirdzums, ko sauc par mantijas polārblāzmu. Šim polārblāzmas veidam dienas intensitātes maksimums rīta stundās ir 1–10 kR, bet intensitātes minimums – piecas reizes vājāks. Mantijas polārblāzmas tiek novērotas maz, un to intensitāte ir atkarīga no ģeomagnētiskās un saules aktivitātes.

Atmosfēras spīdums ir definēts kā starojums, ko rada un izstaro planētas atmosfēra. Tas ir atmosfēras netermiskais starojums, izņemot polārblāzmas, zibens izlādes un meteoru taku emisiju. Šo terminu lieto saistībā ar zemes atmosfēru (nakts spīdums, krēslas spīdums un dienas spīdums). Atmosfēras spīdums ir tikai daļa no atmosfērā pieejamās gaismas. Citi avoti ir zvaigžņu gaisma, zodiaka gaisma un dienas laikā izkliedētā saules gaisma. Reizēm atmosfēras spīdums var būt līdz pat 40% no kopējā gaismas daudzuma. Gaisa svelme notiek dažāda augstuma un biezuma atmosfēras slāņos. Atmosfēras spīduma spektrs aptver viļņu garumus no 1000 Å līdz 22,5 µm. Galvenā emisijas līnija gaisa spīdumā ir l 5577 Å, kas parādās 90–100 km augstumā 30–40 km biezā slānī. Mirdzuma izskats ir saistīts ar Champen mehānismu, kura pamatā ir skābekļa atomu rekombinācija. Citas emisijas līnijas ir l 6300 Å, kas parādās disociatīvās O + 2 rekombinācijas un emisijas gadījumā NI l 5198/5201 Å un NI l 5890/5896 Å.

Atmosfēras mirdzuma intensitāte tiek mērīta Reili. Spilgtums (Rayleighs) ir vienāds ar 4 rb, kur c ir izstarojošā slāņa spilgtuma leņķiskā virsma 10 6 fotonu/(cm 2 sr s) vienībās. Spīdēšanas intensitāte ir atkarīga no platuma grādiem (atšķirīgi dažādām emisijām), kā arī mainās dienas laikā ar maksimumu pusnaktij. Tika konstatēta pozitīva korelācija gaisa mirdzumam l 5577 Å emisijā ar saules plankumu skaitu un saules starojuma plūsmu pie viļņa garuma 10,7 cm Gaisa spīdums tika novērots satelīta eksperimentu laikā. No kosmosa tas izskatās kā gaismas gredzens ap Zemi un ir zaļganā krāsā.

Ozonosfēra.

20–25 km augstumā maksimālā koncentrācija niecīgā daudzumā ozona O 3 (līdz 2×10–7 no skābekļa satura!), kas rodas saules ultravioletā starojuma ietekmē aptuveni 10–50 augstumā. km, tiek sasniegts, pasargājot planētu no jonizējošā saules starojuma. Neskatoties uz ārkārtīgi nelielo ozona molekulu skaitu, tās aizsargā visu dzīvību uz Zemes no Saules īsviļņu (ultravioletā un rentgena) starojuma kaitīgās ietekmes. Ja visas molekulas nogulsnējat līdz atmosfēras pamatnei, jūs iegūstat slāni, kas nav biezāks par 3–4 mm! Augstumā virs 100 km palielinās vieglo gāzu īpatsvars, un ļoti lielā augstumā dominē hēlijs un ūdeņradis; daudzas molekulas sadalās atsevišķos atomos, kas, jonizējoties cietā saules starojuma ietekmē, veido jonosfēru. Gaisa spiediens un blīvums Zemes atmosfērā samazinās līdz ar augstumu. Atkarībā no temperatūras sadalījuma Zemes atmosfēra tiek sadalīta troposfērā, stratosfērā, mezosfērā, termosfērā un eksosfērā. .

Atrodas 20-25 km augstumā ozona slānis. Ozons veidojas skābekļa molekulu sabrukšanas rezultātā, absorbējot saules ultravioleto starojumu, kura viļņu garums ir mazāks par 0,1–0,2 mikroniem. Brīvais skābeklis savienojas ar O 2 molekulām un veido O 3 ozonu, kas alkatīgi absorbē visu ultravioleto gaismu, kas ir īsāka par 0,29 mikroniem. Ozona molekulas O 3 viegli iznīcina īsviļņu starojums. Tāpēc, neskatoties uz retināšanu, ozona slānis efektīvi absorbē Saules ultravioleto starojumu, kas ir izgājis cauri augstākiem un caurspīdīgākiem atmosfēras slāņiem. Pateicoties tam, dzīvie organismi uz Zemes ir pasargāti no Saules ultravioletās gaismas kaitīgās ietekmes.

Jonosfēra.

Saules starojums jonizē atmosfēras atomus un molekulas. Jonizācijas pakāpe kļūst nozīmīga jau 60 kilometru augstumā un nepārtraukti palielinās līdz ar attālumu no Zemes. Atmosfērā dažādos augstumos notiek secīgi dažādu molekulu disociācijas procesi un sekojoša dažādu atomu un jonu jonizācija. Pamatā tās ir skābekļa molekulas O 2, slāpekļa N 2 un to atomi. Atkarībā no šo procesu intensitātes dažādus atmosfēras slāņus, kas atrodas virs 60 kilometriem, sauc par jonosfēras slāņiem. , un to kopums ir jonosfēra . Apakšējo slāni, kura jonizācija ir nenozīmīga, sauc par neitrosfēru.

Maksimālā uzlādēto daļiņu koncentrācija jonosfērā tiek sasniegta 300–400 km augstumā.

Jonosfēras izpētes vēsture.

Hipotēzi par vadoša slāņa esamību atmosfēras augšējos slāņos 1878. gadā izvirzīja angļu zinātnieks Stjuarts, lai izskaidrotu ģeomagnētiskā lauka īpatnības. Tad 1902. gadā neatkarīgi viens no otra Kenedijs ASV un Heaviside Anglijā norādīja, ka, lai izskaidrotu radioviļņu izplatīšanos lielos attālumos, ir jāpieņem, ka augstajos slāņos pastāv reģioni ar augstu vadītspēju. atmosfēra. 1923. gadā akadēmiķis M.V.Šuleikins, apsverot dažādu frekvenču radioviļņu izplatīšanās īpatnības, nonāca pie secinājuma, ka jonosfērā ir vismaz divi atstarojošie slāņi. Pēc tam 1925. gadā angļu pētnieki Appleton un Barnet, kā arī Breit un Tuve pirmo reizi eksperimentāli pierādīja radioviļņus atspoguļojošu reģionu esamību un lika pamatus to sistemātiskai izpētei. Kopš tā laika ir veikts sistemātisks šo slāņu īpašību pētījums, ko parasti sauc par jonosfēru, kam ir nozīmīga loma vairākās ģeofizikālās parādībās, kas nosaka radioviļņu atstarošanu un absorbciju, kas ir ļoti svarīgi praktiski. jo īpaši, lai nodrošinātu uzticamus radiosakarus.

30. gados sākās sistemātiski jonosfēras stāvokļa novērojumi. Mūsu valstī pēc M.A.Bonča-Brueviča iniciatīvas tika izveidotas instalācijas tās pulsējošai skanēšanai. Tika pētītas daudzas jonosfēras vispārīgās īpašības, tās galveno slāņu augstumi un elektronu blīvums.

60-70 km augstumā novērojams D slānis, 100-120 km augstumā E, augstumos, 180–300 km augstumā dubultslānis F 1 un F 2. Šo slāņu galvenie parametri ir doti 4. tabulā.

4. tabula

4. tabula
Jonosfēras reģions	Maksimālais augstums, km	T i , K	diena		Nakts ne , cm -3	a΄, ρm 3 s – 1
			min ne , cm -3	Maks ne , cm -3
D	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1,5 10 5	3 10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3 10 5	5 10 5	–	3 10 -8
F 2 (ziema)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2 10–10
F 2 (vasara)	250–320	1000–2000	2 10 5	8 10 5	~3 10 5	10 –10
ne ir elektronu koncentrācija, e ir elektronu lādiņš, T i ir jonu temperatūra, a΄ ir rekombinācijas koeficients (kas nosaka ne un tās izmaiņas laika gaitā)

Vidējie rādītāji ir norādīti, jo tie atšķiras dažādos platuma grādos, diennakts laikos un gadalaikos. Šādi dati ir nepieciešami liela attāluma radiosakaru nodrošināšanai. Tos izmanto, lai izvēlētos darbības frekvences dažādām īsviļņu radio saitēm. Zināt to izmaiņas atkarībā no jonosfēras stāvokļa dažādos diennakts laikos un dažādos gadalaikos ir ārkārtīgi svarīgi, lai nodrošinātu radiosakaru drošumu. Jonosfēra ir zemes atmosfēras jonizētu slāņu kopums, kas sākas aptuveni 60 km augstumā un sniedzas līdz pat desmitiem tūkstošu km augstumam. Galvenais Zemes atmosfēras jonizācijas avots ir Saules ultravioletais un rentgena starojums, kas rodas galvenokārt Saules hromosfērā un koronā. Turklāt atmosfēras augšējo slāņu jonizācijas pakāpi ietekmē Saules korpuskulārās plūsmas, kas rodas saules uzliesmojumu laikā, kā arī kosmiskie stari un meteoru daļiņas.

Jonosfēras slāņi

ir zonas atmosfērā, kurās tiek sasniegtas brīvo elektronu koncentrācijas maksimālās vērtības (t.i., to skaits tilpuma vienībā). Elektriski lādēti brīvie elektroni un (mazākā mērā mazāk mobilie joni), kas rodas atmosfēras gāzu atomu jonizācijas rezultātā, mijiedarbojoties ar radioviļņiem (t.i., elektromagnētiskajām svārstībām), var mainīt virzienu, tos atstarot vai laužot, un absorbēt to enerģiju. Tā rezultātā, uztverot attālas radiostacijas, var rasties dažādi efekti, piemēram, radio izbalēšana, palielināta attālu staciju dzirdamība, aptumšošanās utt. parādības.

Pētījuma metodes.

Klasiskās jonosfēras izpētes metodes no Zemes ir reducētas līdz impulsu zondēšanai - radioimpulsu sūtīšanai un to atspulgu novērošanai no dažādiem jonosfēras slāņiem ar aiztures laika mērīšanu un atstaroto signālu intensitātes un formas izpēti. Mērot radio impulsu atstarošanas augstumus dažādās frekvencēs, nosakot dažādu reģionu kritiskās frekvences (radioimpulsa nesējfrekvenci, kurai šis jonosfēras apgabals kļūst caurspīdīgs, sauc par kritisko frekvenci), var noteikt elektronu blīvuma vērtību slāņos un efektīvos augstumus dotajām frekvencēm, un izvēlēties optimālās frekvences dotajiem radio ceļiem. Ar attīstību raķešu tehnoloģija un, sākoties mākslīgo Zemes pavadoņu (AES) un citu kosmosa kuģu kosmosa laikmetam, kļuva iespējams tieši izmērīt Zemei tuvo parametrus. kosmosa plazma, kuras apakšējā daļa ir jonosfēra.

Elektronu blīvuma mērījumi, kas veikti no speciāli palaistām raķetēm un pa satelītu lidojuma trajektoriju, apstiprināja un precizēja datus, kas iepriekš iegūti ar zemes metodēm par jonosfēras struktūru, elektronu blīvuma sadalījumu ar augstumu dažādos Zemes reģionos un ļāva to izdarīt. lai iegūtu elektronu blīvuma vērtības virs galvenā maksimuma - slāņa F. Iepriekš to nebija iespējams izdarīt ar zondēšanas metodēm, kuru pamatā bija atstaroto īsviļņu garuma radio impulsu novērojumi. Konstatēts, ka atsevišķos zemeslodes reģionos ir diezgan stabili apgabali ar zemu elektronu blīvumu, regulāriem “jonosfēras vējiem”, jonosfērā rodas savdabīgi viļņu procesi, kas nes lokālus jonosfēras traucējumus tūkstošiem kilometru no to ierosināšanas vietas, un daudz vairāk. Īpaši jutīgu uztveršanas ierīču izveide ļāva jonosfēras impulsa zondēšanas stacijās veikt impulsu signālu uztveršanu, kas daļēji atspoguļoti no zemākajiem jonosfēras reģioniem (daļējo atspulgu stacija). Jaudīgu impulsu instalāciju izmantošana skaitītāja un decimetra viļņu garuma diapazonos, izmantojot antenas, kas nodrošina augstu izstarotās enerģijas koncentrāciju, ļāva novērot signālus, ko jonosfēra izkliedē dažādos augstumos. Šo signālu spektru, kas nesakarīgi izkliedēti ar jonosfēras plazmas elektroniem un joniem (šim nolūkam tika izmantotas radioviļņu nesakarīgas izkliedes stacijas), spektru pazīmju izpēte ļāva noteikt elektronu un jonu koncentrāciju, to ekvivalentu. temperatūra dažādos augstumos līdz pat vairāku tūkstošu kilometru augstumam. Izrādījās, ka jonosfēra ir pietiekami caurspīdīga izmantotajām frekvencēm.

Elektrisko lādiņu koncentrācija (elektronu blīvums ir vienāds ar jonu blīvumu) zemes jonosfērā 300 km augstumā diennaktī ir aptuveni 106 cm–3. Šāda blīvuma plazma atstaro radioviļņus, kas garāki par 20 m, bet raida īsākus.

Tipisks elektronu blīvuma vertikālais sadalījums jonosfērā dienas un nakts apstākļos.

Radioviļņu izplatīšanās jonosfērā.

Stabila liela attāluma apraides staciju uztveršana ir atkarīga no izmantotajām frekvencēm, kā arī no diennakts laika, gadalaika un papildus arī no saules aktivitātes. Saules aktivitāte būtiski ietekmē jonosfēras stāvokli. Zemes stacijas izstarotie radioviļņi izplatās taisnā līnijā, tāpat kā visa veida elektromagnētiskie viļņi. Taču jāņem vērā, ka gan Zemes virsma, gan tās atmosfēras jonizētie slāņi kalpo kā milzīga kondensatora plāksnes, iedarbojoties uz tām kā spoguļu darbība uz gaismu. Atspoguļojot no tiem, radioviļņi var ceļot daudzus tūkstošus kilometru, liecoties ap zemeslodi ar milzīgiem simtiem un tūkstošiem kilometru garu lēcienu, pārmaiņus atstarojoties no jonizētas gāzes slāņa un no Zemes vai ūdens virsmas.

Pagājušā gadsimta 20. gados tika uzskatīts, ka radioviļņi, kas īsāki par 200 m, parasti nav piemēroti liela attāluma sakariem spēcīgas absorbcijas dēļ. Pirmos eksperimentus par īso viļņu uztveršanu lielos attālumos pāri Atlantijas okeānam starp Eiropu un Ameriku veica angļu fiziķis Olivers Hevisīds un amerikāņu elektroinženieris Artūrs Kennelijs. Neatkarīgi viens no otra viņi ierosināja, ka kaut kur ap Zemi ir jonizēts atmosfēras slānis, kas var atspoguļot radioviļņus. To sauca par Heaviside slāni - Kennelly, bet pēc tam - par jonosfēru.

Saskaņā ar mūsdienu koncepcijām jonosfēra sastāv no negatīvi lādētiem brīviem elektroniem un pozitīvi lādētiem joniem, galvenokārt no molekulārā skābekļa O + un slāpekļa oksīda NO +. Joni un elektroni veidojas molekulu disociācijas un neitrālu gāzes atomu jonizācijas rezultātā ar saules rentgena un ultravioleto starojumu. Lai jonizētu atomu, tas jāinformē par jonizācijas enerģiju, kuras galvenais avots jonosfērai ir Saules ultravioletais, rentgena un korpuskulārais starojums.

Kamēr Zemes gāzveida apvalku izgaismo Saule, tajā nepārtraukti veidojas arvien vairāk elektronu, bet tajā pašā laikā daļa elektronu, saduroties ar joniem, rekombinējas, veidojoties no jauna. neitrālas daļiņas. Pēc saulrieta jaunu elektronu ražošana gandrīz apstājas, un brīvo elektronu skaits sāk samazināties. Jo vairāk brīvo elektronu jonosfērā, jo labāk no tās atstarojas augstfrekvences viļņi. Samazinoties elektronu koncentrācijai, radioviļņu pāreja ir iespējama tikai zemu frekvenču diapazonos. Tāpēc naktīs, kā likums, iespējams uztvert attālās stacijas tikai diapazonā no 75, 49, 41 un 31 m.. Elektroni jonosfērā ir sadalīti nevienmērīgi. Augstumā no 50 līdz 400 km ir vairāki palielināta elektronu blīvuma slāņi vai apgabali. Šīs zonas vienmērīgi pāriet viena otrā un dažādos veidos ietekmē HF radioviļņu izplatīšanos. Jonosfēras augšējais slānis ir apzīmēts ar burtu F. Šeit ir visaugstākā jonizācijas pakāpe (lādēto daļiņu daļa ir aptuveni 10–4). Tas atrodas vairāk nekā 150 km augstumā virs Zemes virsmas, un tam ir galvenā atstarojošā loma augstfrekvences HF joslu radioviļņu izplatīšanā lielos attālumos. Vasaras mēnešos F reģions sadalās divos slāņos - F 1 un F 2. F1 slānis var aizņemt augstumu no 200 līdz 250 km, un slānis FŠķiet, ka 2 "peld" 300–400 km augstuma diapazonā. Parasti slānis F 2 ir jonizēts daudz spēcīgāk nekā slānis F viens . nakts slānis F 1 pazūd un noslāņojas F 2 paliek, lēnām zaudējot līdz pat 60% no savas jonizācijas pakāpes. Zem F slāņa augstumā no 90 līdz 150 km atrodas slānis E, kura jonizācija notiek Saules mīksta rentgena starojuma ietekmē. E slāņa jonizācijas pakāpe ir zemāka nekā F, dienas laikā zemfrekvences HF joslu 31 un 25 m staciju uztveršana notiek, kad signāli tiek atspoguļoti no slāņa E. Parasti tās ir stacijas, kas atrodas 1000–1500 km attālumā. Naktī slānī E jonizācija strauji samazinās, taču pat šajā laikā tai joprojām ir nozīmīga loma signālu uztveršanā no stacijām 41, 49 un 75 m joslās.

Liela interese par augstfrekvences 16, 13 un 11 m HF joslu signālu uztveršanu ir tie, kas rodas šajā apgabalā. E spēcīgi palielinātas jonizācijas starpslāņi (mākoņi). Šo mākoņu platība var svārstīties no dažiem līdz simtiem kvadrātkilometru. Šo palielinātās jonizācijas slāni sauc par sporādisko slāni. E un apzīmēts Es. Es mākoņi var pārvietoties jonosfērā vēja ietekmē un sasniegt ātrumu līdz 250 km/h. Vasarā vidējos platuma grādos dienas laikā radioviļņu izcelšanās Es mākoņu dēļ notiek 15–20 dienas mēnesī. Netālu no ekvatora tas gandrīz vienmēr atrodas, un augstos platuma grādos tas parasti parādās naktī. Dažreiz zemas saules aktivitātes gados, kad nav pārejas uz augstfrekvences HF joslām, 16, 13 un 11 m joslās pēkšņi parādās attālas stacijas ar labu skaļumu, kuru signāli tika atkārtoti atspoguļoti no Es.

Jonosfēras zemākais reģions ir reģions D atrodas augstumā no 50 līdz 90 km. Šeit ir salīdzinoši maz brīvo elektronu. No apgabala D garie un vidējie viļņi ir labi atspoguļoti, un zemas frekvences HF staciju signāli tiek spēcīgi absorbēti. Pēc saulrieta jonizācija pazūd ļoti ātri un kļūst iespējams uztvert attālas stacijas 41, 49 un 75 m diapazonā, kuru signāli tiek atstaroti no slāņiem. F 2 un E. Atsevišķiem jonosfēras slāņiem ir svarīga loma HF radiosignālu izplatīšanā. Ietekme uz radioviļņiem galvenokārt ir saistīta ar brīvo elektronu klātbūtni jonosfērā, lai gan radioviļņu izplatīšanās mehānisms ir saistīts ar lielu jonu klātbūtni. Pēdējie ir interesanti arī atmosfēras ķīmisko īpašību izpētē, jo tie ir aktīvāki nekā neitrālie atomi un molekulas. ķīmiskās reakcijas jonosfērā plūstošajiem elementiem ir svarīga loma tās enerģijas un elektriskā līdzsvara nodrošināšanā.

normāla jonosfēra. Novērojumi, kas veikti ar ģeofizikālo raķešu un satelītu palīdzību, devuši daudz jaunas informācijas, kas liecina, ka atmosfēras jonizācija notiek plaša spektra saules starojuma ietekmē. Tā galvenā daļa (vairāk nekā 90%) ir koncentrēta redzamajā spektra daļā. Ultravioleto starojumu ar īsāku viļņa garumu un lielāku enerģiju nekā violetajiem gaismas stariem izstaro ūdeņradis Saules atmosfēras iekšējā daļā (hromosfērā), bet rentgena starojumu, kura enerģija ir vēl lielāka, izstaro Saules ārējās gāzes. apvalks (korona).

Normāls (vidējais) jonosfēras stāvoklis ir saistīts ar pastāvīgu spēcīgu starojumu. Normālajā jonosfērā notiek regulāras izmaiņas Zemes ikdienas rotācijas un sezonālu saules staru krišanas leņķa atšķirību ietekmē pusdienlaikā, taču notiek arī neparedzamas un pēkšņas jonosfēras stāvokļa izmaiņas.

Traucējumi jonosfērā.

Kā zināms, uz Saules notiek spēcīgas cikliski atkārtotas aktivitātes izpausmes, kas maksimumu sasniedz ik pēc 11 gadiem. Starptautiskā ģeofizikālā gada (IGY) programmas novērojumi sakrita ar visaugstākās Saules aktivitātes periodu visā sistemātisko meteoroloģisko novērojumu periodā, t.i. no 18. gadsimta sākuma. Augstas aktivitātes periodos dažu Saules apgabalu spilgtums palielinās vairākas reizes, un ultravioletā un rentgena starojuma jauda strauji palielinās. Šādas parādības sauc par saules uzliesmojumiem. Tie ilgst no vairākām minūtēm līdz vienai vai divām stundām. Uzliesmojuma laikā Saules plazma (galvenokārt protoni un elektroni) izplūst, un elementārdaļiņas steigties kosmosā. Saules elektromagnētiskais un korpuskulārais starojums šādu uzliesmojumu brīžos spēcīgi ietekmē Zemes atmosfēru.

Sākotnējā reakcija tiek novērota 8 minūtes pēc zibspuldzes, kad Zemi sasniedz intensīvs ultravioletais un rentgena starojums. Tā rezultātā strauji palielinās jonizācija; rentgenstari iekļūt atmosfērā līdz jonosfēras apakšējai robežai; elektronu skaits šajos slāņos palielinās tik daudz, ka radiosignāli tiek gandrīz pilnībā absorbēti ("nodzēsti"). Papildu starojuma absorbcija izraisa gāzes uzsildīšanu, kas veicina vēja attīstību. Jonizētā gāze ir elektrības vadītājs, un, pārvietojoties Zemes magnētiskajā laukā, parādās un rodas dinamo efekts. elektrība. Šādas strāvas savukārt var izraisīt ievērojamus magnētiskā lauka traucējumus un izpausties magnētisko vētru veidā.

Atmosfēras augšējo slāņu struktūru un dinamiku būtiski nosaka termodinamiski nelīdzsvaroti procesi, kas saistīti ar jonizāciju un disociāciju ar saules starojumu, ķīmiskie procesi, molekulu un atomu ierosme, to dezaktivācija, sadursme un citi elementāri procesi. Šajā gadījumā nelīdzsvarotības pakāpe palielinās līdz ar augstumu, samazinoties blīvumam. Līdz 500–1000 km augstumam un nereti pat augstākam daudzu augšējo atmosfēras slāņu raksturlielumu nelīdzsvarotības pakāpe ir pietiekami maza, kas ļauj tās raksturošanai izmantot klasisko un hidromagnētisko hidrodinamiku, pieļaujot ķīmiskās reakcijas.

Eksosfēra ir Zemes atmosfēras ārējais slānis, kas sākas vairāku simtu kilometru augstumā, no kura vieglie, ātri kustīgie ūdeņraža atomi var izkļūt kosmosā.

Edvards Kononovičs

Literatūra:

Pudovkins M.I. Saules fizikas pamati. Sanktpēterburga, 2001. gads
Erisa Šaisone, Stīvs Makmilans Astronomija šodien. Prentice Hall Inc. Upper Saddle River, 2002
Tiešsaistes materiāli: http://ciencia.nasa.gov/