Zemská atmosféra. Ako kyslíková atmosféra Zeme vytvorila intenzitu Aurory

Tvorba atmosféry. Dnes je zemská atmosféra zmesou plynov – 78 % dusíka, 21 % kyslíka a malého množstva iných plynov, napríklad oxidu uhličitého. Ale keď sa planéta prvýkrát objavila, v atmosfére nebol žiadny kyslík - pozostávala z plynov, ktoré pôvodne existovali v slnečnej sústave.

Zem vznikla, keď sa malé kamenné telesá, tvorené prachom a plynom zo slnečnej hmloviny, známe ako planetoidy, navzájom zrazili a postupne nadobudli tvar planéty. Ako rástli, plyny obsiahnuté v planetoidoch vybuchli a obklopili zemeguľu. Po určitom čase začali prvé rastliny uvoľňovať kyslík a prvotná atmosféra sa vyvinula do súčasného hustého vzdušného obalu.

Pôvod atmosféry

1. Dážď malých planetoidov zasiahol rodiacu sa Zem pred 4,6 miliardami rokov. Plyny slnečnej hmloviny, uzavreté vo vnútri planéty, unikli pri zrážke a vytvorili primitívnu atmosféru Zeme pozostávajúcu z dusíka, oxidu uhličitého a vodnej pary.
2. Teplo uvoľnené pri formovaní planéty je zadržiavané vrstvou hustých oblakov prvotnej atmosféry. „Skleníkové plyny“ – napríklad oxid uhličitý a vodná para – zabraňujú uvoľňovaniu tepla do vesmíru. Povrch Zeme je zaplavený vriacim morom roztavenej magmy.
3. Keď boli zrážky planét menej časté, Zem sa začala ochladzovať a objavili sa oceány. Z hustých mrakov kondenzuje vodná para a dážď, trvajúci niekoľko eónov, postupne zaplavuje nížiny. Tak sa objavujú prvé moria.
4. Vzduch sa čistí, keď vodná para kondenzuje a vytvára oceány. Časom sa v nich rozpúšťa oxid uhličitý a v atmosfére teraz dominuje dusík. V dôsledku nedostatku kyslíka sa nevytvára ochranná ozónová vrstva a ultrafialové lúče slnka voľne dopadajú na zemský povrch.
5. Život sa objavuje v starých oceánoch počas prvej miliardy rokov. Najjednoduchšie modrozelené riasy sú chránené pred ultrafialovým žiarením morská voda. Na výrobu energie využívajú slnečné svetlo a oxid uhličitý, pričom ako vedľajší produkt sa uvoľňuje kyslík, ktorý sa postupne začína hromadiť v atmosfére.
6. O miliardy rokov neskôr sa vytvára atmosféra bohatá na kyslík. Fotochemické reakcie v hornej atmosfére vytvárajú tenkú vrstvu ozónu, ktorá rozptyľuje škodlivé ultrafialové svetlo. Život sa teraz môže presunúť z oceánov na pevninu, kde sa v dôsledku evolúcie objavuje mnoho zložitých organizmov.

Pred miliardami rokov začala hrubá vrstva primitívnych rias uvoľňovať do atmosféry kyslík. Prežili dodnes ako fosílie nazývané stromatolity.

Sopečný pôvod

1. Staroveká Zem bez vzduchu. 2. Erupcia plynov.

Podľa tejto teórie na povrchu mladej planéty Zem aktívne vybuchovali sopky. Skorá atmosféra sa pravdepodobne vytvorila, keď plyny zachytené v kremíkovom obale planéty unikali cez dýzy sopiek.

Znateľné zvýšenie obsahu voľného kyslíka v zemskej atmosfére pred 2,4 miliardami rokov bolo zrejme výsledkom veľmi rýchleho prechodu z jedného rovnovážneho stavu do druhého. Prvá úroveň zodpovedala extrémne nízkej koncentrácii O 2 - asi 100 000-krát nižšej, ako sa pozoruje teraz. Druhá rovnovážna úroveň by sa mohla dosiahnuť pri vyššej koncentrácii aspoň 0,005 súčasnej. Obsah kyslíka medzi týmito dvoma úrovňami je charakterizovaný extrémnou nestabilitou. Prítomnosť takejto „bistability“ umožňuje pochopiť, prečo bolo v zemskej atmosfére tak málo voľného kyslíka najmenej 300 miliónov rokov po tom, čo ho začali produkovať sinice (modrozelené „riasy“).

V súčasnosti je atmosféra Zeme z 20 % tvorená voľným kyslíkom, čo nie je nič iné ako vedľajší produkt fotosyntézy siníc, rias a vyšších rastlín. Tropické lesy, ktoré sa často nazývajú v populárnych publikáciách, uvoľňujú veľa kyslíka pľúca planéty. Zároveň sa však mlčí, že tropické pralesy počas roka spotrebujú takmer toľko kyslíka, koľko vyprodukujú. Vynakladá sa na dýchanie organizmov, ktoré rozkladajú hotovú organickú hmotu, predovšetkým baktérie a huby. pre, aby sa kyslík začal hromadiť v atmosfére, musí sa z cyklu odstrániť aspoň časť látky vzniknutej pri fotosyntéze- dostať sa napríklad do spodných sedimentov a stať sa nedostupným pre baktérie, ktoré ho rozkladajú aeróbne, teda so spotrebou kyslíka.

Celkovú reakciu kyslíkovej (to znamená „kyslík poskytujúcej“) fotosyntézy možno napísať takto:
C02 + H20 + hν→ (CH20) + O2,
kde hν- energia slnečné svetlo a (CH20) je všeobecný vzorec organickej hmoty. Dýchanie je opačný proces, ktorý možno napísať ako:
(CH20) + 02 -> C02 + H20.
V tomto prípade sa uvoľní energia potrebná pre organizmy. Aeróbne dýchanie je však možné len pri koncentrácii O 2 nie nižšej ako 0,01 súčasnej úrovne (takzvaný Pasteurov bod). V anaeróbnych podmienkach sa organická hmota rozkladá fermentáciou a v záverečných fázach tohto procesu často vzniká metán. Napríklad zovšeobecnená rovnica pre metanogenézu prostredníctvom tvorby acetátu vyzerá takto:
2(CH20) → CH3COOH → CH4 + CO2.
Ak spojíme proces fotosyntézy s následným rozkladom organickej hmoty v anaeróbnych podmienkach, potom bude celková rovnica vyzerať takto:
C02 + H20 + hν→ 1/2 CH4 + 1/2 CO2 + O2.
Práve tento spôsob rozkladu organickej hmoty bol zrejme hlavným v starovekej biosfére.

Mnoho dôležitých podrobností o tom, ako sa vytvorila moderná rovnováha medzi dodávkou kyslíka do atmosféry a jeho odstránením, zostáva nejasných. Koniec koncov, k výraznému zvýšeniu obsahu kyslíka, takzvanej „veľkej oxidácii atmosféry“ (veľká oxidácia), došlo len pred 2,4 miliardami rokov, hoci je s určitosťou známe, že sinice, ktoré vykonávajú kyslíkovú fotosyntézu, boli už pomerne početné. a aktívne pred 2,7 miliardami rokov a vznikli ešte skôr - možno pred 3 miliardami rokov. Teda počas najmenej 300 miliónov rokov aktivita cyanobaktérií neviedla k zvýšeniu obsahu kyslíka v atmosfére.

Predpoklad, že z nejakého dôvodu náhle nastal radikálny nárast čistej primárnej produkcie (teda nárast organickej hmoty vznikajúcej pri fotosyntéze siníc), neobstál v kritike. Faktom je, že pri fotosyntéze sa spotrebuje najmä ľahký izotop uhlíka 12 C, zatiaľ čo v prostredí narastá relatívny obsah ťažšieho izotopu 13 C. V dôsledku toho by spodné sedimenty obsahujúce organickú hmotu mali byť ochudobnené o izotop 13 C, ktorý sa hromadí. vo vode a ide o tvorbu uhličitanov. Pomer 12С a 13С v uhličitanoch a v organickej hmote sedimentov však zostáva nezmenený napriek radikálnym zmenám koncentrácie kyslíka v atmosfére. To znamená, že celý bod nie je v zdroji O 2 , ale v jeho, ako sa vyjadrili geochemici, „spade“ (sťahovaní z atmosféry), ktorý sa náhle výrazne znížil, čo viedlo k výraznému zvýšeniu množstva kyslíka. v atmosfére.

Zvyčajne sa verí, že bezprostredne pred „veľkou oxidáciou atmosféry“ sa všetok vytvorený kyslík minul na oxidáciu redukovaných zlúčenín železa (a potom síry), ktorých bolo na zemskom povrchu pomerne veľa. Najmä vtedy vznikali takzvané „páskové železné rudy“. Nedávno však Colin Goldblatt, doktorand na School of Environmental Sciences na University of East Anglia (Norwich, UK), spolu s dvoma kolegami z tej istej univerzity dospeli k záveru, že obsah kyslíka v zemskej atmosfére môže byť rovnaký. dvoch rovnovážnych stavov: môže byť buď veľmi malý - asi 100-tisíc krát menej ako teraz, alebo dosť veľa (hoci z pozície moderného pozorovateľa je to málo) - nie menej ako 0,005 súčasnej úrovne.

V navrhovanom modeli brali do úvahy vstup kyslíka aj redukovaných zlúčenín do atmosféry, pričom dbali najmä na pomer voľného kyslíka a metánu. Poznamenali, že ak koncentrácia kyslíka prekročí 0,0002 súčasnej úrovne, časť metánu už môže byť oxidovaná metanotrofnými baktériami podľa reakcie:
CH4 + 202 -> C02 + 2H20.
Ale zvyšok metánu (a je ho pomerne veľa, najmä pri nízkych koncentráciách kyslíka) sa dostáva do atmosféry.

Celý systém je z hľadiska termodynamiky v nerovnovážnom stave. Hlavným mechanizmom obnovenia narušenej rovnováhy je oxidácia metánu v horných vrstvách atmosféry hydroxylovým radikálom (pozri Kolísanie metánu v atmosfére: človek alebo príroda - kto vyhráva, "Elementy", 6.10.2006). Je známe, že hydroxylový radikál vzniká v atmosfére pôsobením ultrafialového žiarenia. Ak je však v atmosfére veľa kyslíka (najmenej 0,005 súčasnej úrovne), potom sa v jej horných vrstvách vytvorí ozónová clona, ​​ktorá dobre chráni Zem pred nepriaznivými vplyvmi. ultrafialové lúče a zároveň zasahovať do fyzikálno-chemickej oxidácie metánu.

Autori dospievajú k trochu paradoxnému záveru, že samotná existencia kyslíkovej fotosyntézy nie je dostatočnou podmienkou ani pre vznik atmosféry bohatej na kyslík, ani pre tvorbu ozónovej clony. Túto okolnosť treba brať do úvahy v tých prípadoch, keď sa na základe výsledkov prieskumu ich atmosféry snažíme nájsť známky existencie života na iných planétach.

Podľa najrozšírenejšej teórie atmosféra
Zem v čase bola v troch rôznych zloženiach.
Spočiatku pozostával z ľahkých plynov (vodík a
hélium) zachytené z medziplanetárneho priestoru. Toto je pravda
nazývaná primárna atmosféra (asi štyri miliardy
pred rokmi).

V ďalšej fáze aktívna sopečná činnosť
viedlo k nasýteniu atmosféry inými plynmi, okrem
vodík (oxid uhličitý, amoniak, vodná para). Takže
vytvorili sekundárnu atmosféru (asi tri miliardy
rokov až po súčasnosť). Táto atmosféra bola obnovujúca.
Ďalej bol proces tvorby atmosféry určený nasledovne:
faktory fúkania:
- únik ľahkých plynov (vodík a hélium) do medziplanetárneho priestoru
priestor;
- chemické reakcie prebiehajúce v atmosfére pod vplyvom
ultrafialové žiarenie, výboje blesku a
niektoré ďalšie faktory.
Postupne tieto faktory viedli k vytvoreniu terciárnej
noeho atmosféru, vyznačujúcu sa oveľa nižším obsahom
vodík a oveľa viac - dusík a oxid uhličitý
plyn (vzniká ako výsledok chemických reakcií z amoniaku).
a uhľovodíky).
Zloženie atmosféry sa začalo radikálne meniť s príchodom r
jeme živé organizmy na Zemi v dôsledku fotosyntézy,
sa uskutočňuje uvoľňovaním kyslíka a absorpciou uhlíka
plynný lexioxid.
Spočiatku sa spotreboval kyslík
na oxidáciu redukovaných zlúčenín - amoniak, uhlík
vodík, železitá forma železa nachádzajúca sa v oceánoch
a iné.Na konci tohto štádia obsah kyslíka
začali rásť v atmosfére. Postupne moderná
atmosféra s oxidačnými vlastnosťami.
Pretože to spôsobilo vážne a drastické zmeny
mnohé procesy prebiehajúce v atmosfére, litosfére a
biosféra, tento dej sa nazýva kyslíkový kata-
strofa.
V súčasnosti sa zemská atmosféra skladá najmä z
plyny a rôzne nečistoty (prach, kvapky vody, kryštály
ľad, morské soli, produkty spaľovania). Koncentrácia plynu,
zložky atmosféry, je prakticky konštantná, okrem o
voda (H 2 O) a oxid uhličitý (CO 2).

Zdroj: class.rambler.ru

V dôsledku toho je vytvorenie modernej (kyslíkatej) atmosféry Zeme nemysliteľné bez živých systémov, t.j. prítomnosť kyslíka je dôsledkom vývoja biosféry. Geniálna predpoveď VI Vernadského o úlohe biosféry pri premene tváre Zeme nachádza stále väčšie potvrdenie. O pôvode života však stále nemáme jasno. V. I. Vernadsky povedal: "Po tisíce generácií čelíme záhade nevyriešenej, ale v zásade riešiteľnej - záhade života."

Biológovia sa domnievajú, že samovoľný vznik života je možný len v redukčnom prostredí, avšak podľa jedného z nich - M. Ruttena - obsah kyslíka v zmesi plynov do 0,02 % neruší prúdenie abiogénnych syntéz. Geochemici a biológovia majú teda rôzne koncepcie redukcie a oxidácie atmosféry. Atmosféru obsahujúcu stopy kyslíka nazvime neutrálnou, v ktorej by sa mohli objaviť prvé proteínové akumulácie, ktoré by v princípe mohli využívať (asimilovať) abiogénne aminokyseliny pre svoju výživu, možno z nejakého dôvodu iba izoméry.

Otázkou však nie je, ako sa tieto aminoheterotrofy (organizmy využívajúce aminokyseliny ako potravu) stravovali, ale ako mohla vzniknúť samoorganizujúca sa hmota, ktorej vývoj má negatívnu entropiu. To posledné však nie je vo vesmíre také zriedkavé. Nejde vznik Slnečnej sústavy a našej Zeme zvlášť proti priebehu entropie? Dokonca aj Thales of Mitsa napísal vo svojom pojednaní: "Voda je hlavnou príčinou všetkých vecí." V skutočnosti sa najprv musela sformovať hydrosféra, aby sa mohla stať kolískou života. V. I. Vernadsky a ďalší veľkí vedci našej doby o tom veľa hovorili.

V. I. Vernadskému nebolo celkom jasné prečo živá hmota je reprezentovaný iba ľavotočivými izomérmi organických molekúl a prečo pri akejkoľvek anorganickej syntéze dostaneme približne rovnakú zmes ľavostranných a pravotočivých izomérov. A aj keď získame obohatenie (napríklad v polarizovanom svetle) určitými metódami, potom ich nemôžeme vyčleniť v ich čistej forme.

Ako by mohlo byť skôr zložité Organické zlúčeniny typ proteínov, proteíny, nukleové kyseliny a iné komplexy organizovaných prvkov, pozostávajúce z jedného ľavého izoméru?

Zdroj: www.pochemuha.ru

Základné vlastnosti zemskej atmosféry

Atmosféra je naša ochranná kupola pred všetkými druhmi hrozieb z vesmíru. Spáli väčšinu meteoritov dopadajúcich na planétu a jej ozónová vrstva slúži ako filter proti ultrafialovému žiareniu Slnka, ktorého energia je pre živé bytosti smrteľná. Navyše práve atmosféra udržiava pri zemskom povrchu príjemnú teplotu – nebyť skleníkového efektu, dosiahnutého vďaka opakovanému odrazu slnečného svetla od oblakov, bola by Zem v priemere o 20 – 30 stupňov chladnejšia. Cirkulácia vody v atmosfére a pohyb vzdušných hmôt nielen vyrovnáva teplotu a vlhkosť, ale vytvára aj pozemskú rozmanitosť krajinných foriem a minerálov – také bohatstvo nenájdeme nikde inde v slnečnej sústave.

Hmotnosť atmosféry je 5,2 × 10 18 kilogramov. Hoci plynové škrupiny siahajú mnoho tisíc kilometrov od Zeme, za jej atmosféru sa považujú len tie, ktoré sa otáčajú okolo osi rýchlosťou rovnajúcou sa rýchlosti rotácie planéty. Výška zemskej atmosféry je teda asi 1000 kilometrov, plynule prechádza do kozmického priestoru v hornej vrstve, exosfére (z iného gréckeho „vonkajšia guľa“).

Zloženie zemskej atmosféry. História vývoja

Aj keď sa vzduch zdá homogénny, je to zmes rôznych plynov. Ak zoberieme len tie, ktoré zaberajú aspoň tisícinu objemu atmosféry, už ich bude 12. Ak sa pozrieme na veľký obraz, tak je vo vzduchu zároveň celá periodická tabuľka!

Dosiahnuť takú rozmanitosť Zeme však nebolo okamžite možné. Len vďaka jedinečným zhodám chemických prvkov a prítomnosti života sa zemská atmosféra stala takou komplexnou. Naša planéta si zachovala geologické stopy týchto procesov, čo nám umožňuje pozrieť sa späť miliardy rokov:

• Prvými plynmi, ktoré obklopili mladú Zem pred 4,3 miliardami rokov, boli vodík a hélium, základné zložky atmosféry plynných obrov ako Jupiter.
  o najelementárnejších látkach - pozostávali zo zvyškov hmloviny, z ktorej sa zrodilo Slnko a planéty, ktoré ho obklopujú, a hojne sa usadili okolo gravitačných centier-planét. Ich koncentrácia nebola príliš vysoká a nízka atómová hmotnosť im umožnila uniknúť do vesmíru, čo robia dodnes. K dnešnému dňu je ich celková špecifická hmotnosť 0,00052 % celkovej hmotnosti zemskej atmosféry (0,00002 % vodíka a 0,0005 % hélia), čo je veľmi málo.
• Vo vnútri samotnej Zeme však ležalo množstvo látok, ktoré sa snažili uniknúť z rozžeravených hlbín. Zo sopiek bolo vyvrhnuté obrovské množstvo plynov – predovšetkým čpavok, metán a oxid uhličitý, ako aj síra. Amoniak a metán sa následne rozložili na dusík, ktorý dnes zaberá leví podiel na hmotnosti zemskej atmosféry – 78 %.

• Ale skutočná revolúcia v zložení zemskej atmosféry nastala s príchodom kyslíka. Objavilo sa to aj prirodzene – horúci plášť mladej planéty sa aktívne zbavoval plynov uzavretých pod zemskou kôrou. Okrem toho sa vodná para vybuchnutá sopkami pod vplyvom slnečného ultrafialového žiarenia rozdelila na vodík a kyslík.

Takýto kyslík sa však nemohol dlho zdržiavať v atmosfére. Reagoval s oxidom uhoľnatým, voľným železom, sírou a množstvom ďalších prvkov na povrchu planéty – a vysoké teploty a slnečné žiarenie katalyzovali chemické procesy. Túto situáciu zmenil iba vzhľad živých organizmov.

• Po prvé, začali uvoľňovať toľko kyslíka, že nielen oxidoval všetky látky na povrchu, ale začal sa aj hromadiť - za pár miliárd rokov sa jeho množstvo zvýšilo z nuly na 21% celej hmoty atmosféry.
• Po druhé, živé organizmy aktívne využívali atmosférický uhlík na stavbu svojich vlastných kostier. Výsledkom ich činnosti zemská kôra doplnené celými geologickými vrstvami organických materiálov a fosílií a oxidu uhličitého bolo oveľa menej

• A nakoniec, prebytok kyslíka vytvoril ozónovú vrstvu, ktorá začala chrániť živé organizmy pred ultrafialovým žiarením. Život sa začal aktívnejšie vyvíjať a získavať nové, zložitejšie formy – medzi baktériami a riasami sa začali objavovať vysoko organizované tvory. Dnes ozón zaberá len 0,00001 % celej hmoty Zeme.

To už asi viete Modrá farba Oblohu na Zemi tvorí aj kyslík – z celého dúhového spektra Slnka najlepšie rozptyľuje krátke vlny svetla zodpovedné za modrú farbu. Rovnaký efekt pôsobí aj vo vesmíre – z diaľky sa zdá, že Zem je zahalená modrým oparom a z diaľky sa úplne zmení na modrú bodku.

Okrem toho sú vzácne plyny prítomné v atmosfére vo významných množstvách. Medzi nimi je najväčší argón, ktorého podiel v atmosfére je 0,9–1%. Jeho zdrojom sú jadrové procesy v hlbinách Zeme a na povrch sa dostáva mikrotrhlinami v litosférických doskách a sopečné erupcie(rovnakým spôsobom sa hélium objavuje v atmosfére). Vďaka svojim fyzikálnym vlastnostiam stúpajú vzácne plyny do vyšších vrstiev atmosféry, odkiaľ unikajú do vesmíru.

Ako vidíme, zloženie zemskej atmosféry sa zmenilo nie raz, a to veľmi výrazne – trvalo to však milióny rokov. Na druhej strane, životne dôležité javy sú veľmi stabilné – ozónová vrstva bude existovať a fungovať, aj keď bude na Zemi 100-krát menej kyslíka. Na pozadí spoločná história planéta, ľudská činnosť nezanechala žiadne vážnejšie stopy. V lokálnom meradle však môže civilizácia vytvárať problémy – aspoň sama sebe. Látky znečisťujúce ovzdušie už ohrozili život obyvateľov Pekingu v Číne – a obrovské oblaky špinavej hmly nad veľkými mestami sú viditeľné aj z vesmíru.

Atmosférická štruktúra

Exosféra však nie je jedinou špeciálnou vrstvou našej atmosféry. Je ich veľa a každý z nich má svoje jedinečné vlastnosti. Pozrime sa na niektoré z hlavných:

Troposféra

Najnižšia a najhustejšia vrstva atmosféry sa nazýva troposféra. Čitateľ článku sa teraz nachádza v jeho „spodnej“ časti – pokiaľ, samozrejme, nie je jedným z 500-tisíc ľudí, ktorí práve teraz letia v lietadle. Horná hranica troposféry závisí od zemepisnej šírky (pamätáte si na odstredivú silu rotácie Zeme, vďaka ktorej je planéta širšia na rovníku?) a pohybuje sa od 7 kilometrov na póloch do 20 kilometrov na rovníku. Taktiež veľkosť troposféry závisí od ročného obdobia – čím je vzduch teplejší, tým vyššie stúpa horná hranica.

Názov „troposféra“ pochádza zo starogréckeho slova „tropos“, čo sa prekladá ako „otočenie, zmena“. To presne odráža vlastnosti atmosférickej vrstvy - je najdynamickejšia a najproduktívnejšia. Práve v troposfére sa zhromažďujú mraky a cirkuluje voda, vznikajú cyklóny a anticyklóny a vytvárajú sa vetry - prebiehajú všetky tie procesy, ktoré nazývame „počasie“ a „klíma“. Okrem toho je to najmasívnejšia a najhustejšia vrstva - predstavuje 80% hmotnosti atmosféry a takmer všetok jej obsah vody. Žije tu väčšina živých organizmov.

Každý vie, že čím vyššie idete, tým je chladnejšie. To je pravda - každých 100 metrov hore teplota vzduchu klesne o 0,5-0,7 stupňa. Princíp však funguje len v troposfére – ďalej s narastajúcou nadmorskou výškou začína stúpať teplota. Oblasť medzi troposférou a stratosférou, kde teplota zostáva konštantná, sa nazýva tropopauza. A s výškou sa prúd vetra zrýchľuje - o 2–3 km / s na kilometer smerom nahor. Preto para- a závesné klzáky uprednostňujú na lety vyvýšené náhorné plošiny a hory - vždy tam budú môcť „chytiť vlnu“.

Už spomínané vzdušné dno, kde je atmosféra v kontakte s litosférou, sa nazýva povrchová hraničná vrstva. Jeho úloha v cirkulácii atmosféry je neskutočne veľká – prestupom tepla a žiarenia z povrchu vznikajú vetry a tlakové straty a hory a iné terénne nerovnosti ich vedú a oddeľujú. Výmena vody prebieha práve tam - za 8-12 dní sa všetka voda odobratá z oceánov a povrchu vráti späť, čím sa troposféra zmení na akýsi vodný filter.

• Zaujímavosťou je, že dôležitý proces v živote rastlín je viazaný na výmenu vody s atmosférou – transpiráciu. Flóra planéty s jeho pomocou aktívne ovplyvňuje klímu – napríklad veľké zelené plochy zjemňujú počasie a teplotné zmeny. Rastliny na miestach nasýtených vodou odparia 99% vody odobratej z pôdy. Napríklad hektár pšenice vypustí počas leta do ovzdušia 2-3 tisíc ton vody – to je oveľa viac, ako môže dať pôda bez života.

Normálny tlak na zemskom povrchu je asi 1000 milibarov. Za štandard sa považuje tlak 1013 mbar, čo je jedna „atmosféra“ – s touto meracou jednotkou ste sa už zrejme stretli. So zvyšujúcou sa výškou tlak rýchlo klesá: na hraniciach troposféry (vo výške 12 kilometrov) je už 200 mbar a vo výške 45 kilometrov klesá na 1 mbar. Preto nie je divné, že práve v nasýtenej troposfére sa zhromažďuje 80 % celej hmoty zemskej atmosféry.

Stratosféra

Vrstva atmosféry nachádzajúca sa medzi 8 km nadmorskej výšky (na póle) a 50 km (na rovníku) sa nazýva stratosféra. Názov pochádza z iného gréckeho slova „stratos“, čo znamená „podlaha, vrstva“. Ide o mimoriadne riedku zónu zemskej atmosféry, v ktorej nie je takmer žiadna vodná para. Tlak vzduchu v spodnej časti stratosféry je 10-krát menší ako pri povrchu a v hornej časti je 100-krát menší.

Pri rozprávaní o troposfére sme sa už dozvedeli, že teplota v nej klesá v závislosti od výšky. V stratosfére sa všetko deje presne naopak - pri stúpaní teplota stúpa z –56°C na 0–1°C. Ohrev sa zastaví na stratopauze, na hranici medzi stratosférou a mezosférou.

Život a človek v stratosfére

Osobné parníky a nadzvukové lietadlá zvyčajne lietajú v spodných vrstvách stratosféry - to ich nielen chráni pred nestabilitou prúdenia vzduchu v troposfére, ale tiež zjednodušuje ich pohyb v dôsledku nízkeho aerodynamického odporu. A nízke teploty a riedky vzduch umožňujú optimalizovať spotrebu paliva, čo je dôležité najmä pri diaľkových letoch.

Pre lietadlá však existuje technický výškový limit – prítok vzduchu, ktorého je v stratosfére tak málo, je nevyhnutný pre činnosť prúdových motorov. Preto, aby sa dosiahol požadovaný tlak vzduchu v turbíne, lietadlo sa musí pohybovať rýchlejšie, ako je rýchlosť zvuku. Preto sa vysoko v stratosfére (vo výške 18-30 kilometrov) môžu pohybovať len bojové vozidlá a nadzvukové lietadlá ako Concorde. Takže hlavnými „obyvateľmi“ stratosféry sú meteorologické sondy pripevnené k balónom – môžu tam zostať dlhý čas a zbierať informácie o dynamike troposféry pod ňou.

Čitateľ už asi vie, že až po samotnú ozónovú vrstvu v atmosfére sa nachádzajú mikroorganizmy – takzvaný aeroplanktón. Avšak nielen baktérie sú schopné prežiť v stratosfére. Raz sa teda do motora lietadla vo výške 11,5 tisíc metrov dostal sup africký, špeciálny druh supa. A niektoré kačice počas migrácie pokojne lietajú nad Everestom.

Ale najväčším tvorom, ktorý bol v stratosfére, zostáva človek. Aktuálny výškový rekord vytvoril Alan Eustace, viceprezident spoločnosti Google. V deň zoskoku mal 57 rokov! Na špeciálnom balóne sa vzniesol do výšky 41 kilometrov nad morom a potom zoskočil padákom. Rýchlosť, ktorú vyvinul vo vrcholnom momente pádu, bola 1342 km/h – viac ako rýchlosť zvuku! Eustace sa zároveň stal prvým človekom, ktorý samostatne prekonal prah rýchlosti zvuku (nepočítajúc skafander na podporu života a padáky na pristátie všeobecne).

• Zaujímavý fakt - na to, aby sa Eustace mohol odlepiť od balóna, potreboval výbušné zariadenie - aké používajú vesmírne rakety pri odpájaní stupňov.

Ozónová vrstva

A na hranici medzi stratosférou a mezosférou je známa ozónová vrstva. Chráni povrch Zeme pred účinkami ultrafialových lúčov a zároveň slúži ako horná hranica šírenia života na planéte – nad ňou teplota, tlak a kozmické žiarenie rýchlo ukončia aj najodolnejšie baktérie.

Odkiaľ sa vzal tento štít? Odpoveď je neuveriteľná - vytvorili ho živé organizmy, presnejšie - kyslík, ktorý od nepamäti vylučujú rôzne baktérie, riasy a rastliny. Kyslík stúpa vysoko v atmosfére a prichádza do kontaktu s ultrafialovým žiarením a vstupuje do fotochemickej reakcie. Výsledkom je, že z obyčajného kyslíka, ktorý dýchame, O 2, sa získava ozón - O 3.

Paradoxne, ozón vytvorený žiarením Slnka nás chráni pred rovnakým žiarením! A ozón neodráža, ale absorbuje ultrafialové žiarenie - tým ohrieva atmosféru okolo neho.

mezosféra

Už sme spomenuli, že nad stratosférou – presnejšie nad stratopauzou, hraničnou vrstvou stabilnej teploty – je mezosféra. Táto relatívne malá vrstva sa nachádza medzi 40-45 a 90 kilometrami na výšku a je najchladnejším miestom na našej planéte – v mezopauze, hornej vrstve mezosféry, sa vzduch ochladzuje na -143°C.

Mezosféra je najmenej preskúmaná časť zemskej atmosféry. Extrémne nízky tlak plynu, ktorý je tisíc až desaťtisíckrát nižší ako povrchový tlak, obmedzuje pohyb balóny- ich zdvíhacia sila dosahuje nulu a jednoducho visia na mieste. To isté sa deje s prúdovými lietadlami - aerodynamika krídla a trupu lietadla stráca zmysel. V mezosfére teda môžu lietať buď rakety, alebo lietadlá s raketovými motormi – raketové lietadlá. Medzi ne patrí aj raketové lietadlo X-15, ktoré si drží pozíciu najrýchlejšieho lietadla na svete: dosiahlo výšku 108 kilometrov a rýchlosť 7200 km/h – 6,72-násobok rýchlosti zvuku.

Rekordný let X-15 však trval iba 15 minút. Symbolizuje bežný problém vozidlá pohybujúce sa v mezosfére – sú príliš rýchle na vykonanie akéhokoľvek dôkladného výskumu a nezostávajú v danej výške dlho, lietajú vyššie alebo padajú. Taktiež mezosféra sa nedá skúmať pomocou satelitov alebo suborbitálnych sond – aj keď je tlak v tejto vrstve atmosféry nízky, spomaľuje (a niekedy aj spáli) kozmické lode. Kvôli týmto zložitostiam vedci často nazývajú mezosféru „nevedomosť“ (z anglického „ignorosphere“, kde „ignorance“ je nevedomosť, nevedomosť).

A práve v mezosfére vyhorí väčšina meteorov dopadajúcich na Zem – práve tam vzplanie meteorický roj Perzeíd, známy ako „augustový hviezdopád“. Svetelný efekt nastáva, keď kozmické telo vstupuje do zemskej atmosféry v ostrom uhle rýchlosťou viac ako 11 km / h - od sily trenia sa meteorit rozsvieti.

Po strate hmotnosti v mezosfére sa zvyšky „mimozemšťana“ usadzujú na Zemi vo forme kozmického prachu - každý deň na planétu padá 100 až 10 000 ton meteoritového materiálu. Keďže jednotlivé prachové častice sú veľmi ľahké, trvá im až jeden mesiac, kým sa dostanú na povrch Zeme! Keď sa dostanú do oblakov, oťažia ich a niekedy dokonca spôsobia dážď – keďže ich spôsobuje sopečný popol alebo častice z jadrových výbuchov. Vplyv kozmického prachu na tvorbu dažďa sa však považuje za malý – ani 10 tisíc ton nestačí na to, aby sa vážne zmenila prirodzená cirkulácia zemskej atmosféry.

Termosféra

Nad mezosférou, vo výške 100 kilometrov nad morom, prechádza Karmanova línia - podmienená hranica medzi Zemou a vesmírom. Aj keď existujú plyny, ktoré rotujú so Zemou a technicky vstupujú do atmosféry, ich množstvo nad čiarou Karman je neviditeľne malé. Preto každý let, ktorý presahuje výšku 100 kilometrov, sa už považuje za vesmír.

Spodná hranica najrozšírenejšej vrstvy atmosféry, termosféry, sa zhoduje s Karmánovou líniou. Týči sa do nadmorskej výšky 800 kilometrov a vyznačuje sa extrémne vysokými teplotami – vo výške 400 kilometrov dosahuje maximálne 1800 °C!

Horúce, však? Pri teplote 1538 °C sa železo začne topiť – ako potom ostanú kozmické lode neporušené v termosfére? Všetko je to o extrémne nízkej koncentrácii plynov v hornej atmosfére – tlak v strede termosféry je o 1 000 000 menší ako koncentrácia vzduchu pri povrchu Zeme! Energia jednotlivých častíc je vysoká – ale vzdialenosť medzi nimi je obrovská a kozmické lode sú vlastne vo vákuu. To im však nepomôže zbaviť sa tepla, ktoré mechanizmy vyžarujú – na uvoľnenie tepla sú všetky kozmické lode vybavené žiaričmi, ktoré vyžarujú prebytočnú energiu.

• Na poznámku. Pokiaľ ide o vysoké teploty, vždy treba brať do úvahy hustotu horúcej hmoty – napríklad vedci z Andron Collidera dokážu hmotu naozaj zohriať až na teplotu Slnka. Je však zrejmé, že pôjde o samostatné molekuly – stačil by na to jeden gram hviezdnej hmoty silný výbuch. Preto by ste nemali veriť žltej lisovni, ktorá nám z „rúk“ urýchľovača sľubuje blížiaci sa koniec sveta, rovnako ako sa netreba báť horúčav v termosfére.

Termosféra a astronautika

Termosféra je vlastne otvorený priestor – práve v jej medziach prebiehala dráha prvého sovietskeho Sputnika. Bolo tam aj apocentrum – najvyšší bod nad Zemou – letu kozmickej lode Vostok-1 s Jurijom Gagarinom na palube. Do tejto výšky je vypustených aj mnoho umelých satelitov na štúdium povrchu Zeme, oceánu a atmosféry, ako napríklad satelity Google Maps. Ak teda hovoríme o LEO (Low Reference Orbit, bežný pojem v astronautike), v 99% prípadov je to v termosfére.

Orbitálne lety ľudí a zvierat sa nedejú len v termosfére. Faktom je, že v jeho hornej časti, v nadmorskej výške 500 kilometrov, sa rozprestierajú radiačné pásy Zeme. Práve tam sú nabité častice slnečného vetra zachytené a akumulované magnetosférou. Dlhý pobyt v radiačných pásoch prináša nenapraviteľné škody pre živé organizmy a dokonca aj elektroniku - preto sú všetky vysokoorbitálne vozidlá chránené pred žiarením.

polárne žiary

V polárnych šírkach sa často objavuje veľkolepé a grandiózne divadlo – polárna žiara. Vyzerajú ako dlhé svetelné oblúky rôznych farieb a tvarov, ktoré sa trblietajú na oblohe. Zem vďačí za svoj vzhľad magnetosfére – alebo skôr medzerám v nej pri póloch. Nabité častice zo slnečného vetra fúkajú dovnútra a spôsobujú, že atmosféra žiari. Môžete tu obdivovať tie najúchvatnejšie svetlá a dozvedieť sa viac o ich pôvode.

Teraz sú polárne žiary samozrejmosťou pre obyvateľov polárnych krajín, ako je Kanada alebo Nórsko, ako aj nevyhnutnou položkou v itinerári každého turistu – avšak predtým, ako im boli pripisované nadprirodzené vlastnosti. Vo viacfarebných svetlách videli ľudia staroveku brány do raja, mýtické bytosti a ohne duchov a ich správanie bolo považované za veštenie. A naši predkovia sa dajú pochopiť – ani vzdelanie a viera vo vlastnú myseľ niekedy nedokážu zadržať úctu k silám prírody.

Exosféra

Poslednou vrstvou zemskej atmosféry, ktorej spodná hranica prebieha vo výške 700 kilometrov, je exosféra (z iného gréckeho slova „exo“ – vonku, vonku). Je neskutočne rozptýlený a skladá sa hlavne z atómov najľahšieho prvku – vodíka; naraziť aj na jednotlivé atómy kyslíka a dusíka, ktoré sú silne ionizované všeprenikavým žiarením Slnka.

Rozmery zemskej exosféry sú neskutočne veľké – vyvinie sa z nej zemská koróna, geokoróna, ktorá sa tiahne až 100-tisíc kilometrov od planéty. Je veľmi riedky - koncentrácia častíc je miliónová menšia hustota obyčajný vzduch. Ale ak Mesiac zakrýva Zem pre diaľku vesmírna loď, potom bude viditeľná koróna našej planéty, keďže koróna Slnka je pre nás viditeľná počas jeho zatmenia. Tento jav však zatiaľ nebol pozorovaný.

Atmosférické zvetrávanie

A práve v exosfére dochádza aj k zvetrávaniu zemskej atmosféry – v dôsledku veľkej vzdialenosti od gravitačného centra planéty sa častice ľahko odtrhnú od celkovej hmoty plynu a dostanú sa na svoju vlastnú dráhu. Tento jav sa nazýva atmosferický rozptyl. Naša planéta stráca každú sekundu z atmosféry 3 kilogramy vodíka a 50 gramov hélia. Iba tieto častice sú dostatočne ľahké na to, aby opustili všeobecnú plynnú hmotu.

Jednoduché výpočty ukazujú, že Zem ročne stratí asi 110 tisíc ton atmosférickej hmoty. Je to nebezpečné? V skutočnosti nie – kapacita našej planéty na „výrobu“ vodíka a hélia prevyšuje mieru strát. Okrem toho sa časť stratenej hmoty nakoniec vráti späť do atmosféry. A dôležité plyny ako kyslík alebo oxid uhličitý sú jednoducho príliš ťažké na to, aby Zem hromadne opustili – takže sa nebojte, že by sa atmosféra našej Zeme vyparila.

• Zaujímavý fakt – „proroci“ konca sveta často hovoria, že ak sa jadro Zeme prestane otáčať, atmosféra rýchlo zmizne pod tlakom slnečného vetra. Náš čitateľ však vie, že atmosféru okolo Zeme udržiavajú gravitačné sily, ktoré budú pôsobiť bez ohľadu na rotáciu jadra. Výrazným dôkazom toho je Venuša, ktorá má pevné jadro a slabé magnetické pole, no atmosféra je 93-krát hustejšia a ťažšia ako Zem. To však neznamená, že ukončenie dynamiky zemského jadra je bezpečné – vtedy magnetické pole planéty zmizne. Jeho úloha nie je dôležitá ani tak pri zadržiavaní atmosféry, ale pri ochrane pred nabitými časticami slnečného vetra, ktoré ľahko premenia našu planétu na rádioaktívnu púšť.

Mraky

Voda na Zemi neexistuje len v obrovskom oceáne a mnohých riekach. V atmosfére je asi 5,2 × 10 15 kilogramov vody. Je prítomný takmer všade – podiel pár vo vzduchu sa pohybuje od 0,1 % do 2,5 % objemu, v závislosti od teploty a miesta. Väčšina vody sa však zhromažďuje v oblakoch, kde sa ukladá nielen vo forme plynu, ale aj v malých kvapôčkach a ľadových kryštáloch. Koncentrácia vody v oblakoch dosahuje 10 g/m 3 - a keďže oblaky dosahujú objem niekoľkých kubických kilometrov, hmotnosť vody v nich predstavuje desiatky a stovky ton.

Oblaky sú najviditeľnejším útvarom našej Zeme; sú viditeľné aj z Mesiaca, kde sa obrysy kontinentov pred voľným okom rozmazávajú. A to nie je nič zvláštne – veď viac ako 50 % Zeme je neustále pokrytých mrakmi!

Oblaky hrajú neuveriteľne dôležitú úlohu pri výmene tepla na Zemi. V zime zachytávajú slnečné lúče, vďaka skleníkovému efektu zvyšujú teplotu pod nimi a v lete tieňujú obrovskú energiu Slnka. Mraky vyrovnávajú aj teplotné rozdiely medzi dňom a nocou. Mimochodom, práve pre ich absenciu sa púšte v noci tak ochladzujú - všetko teplo nahromadené pieskom a skalami voľne letí hore, keď ho v iných regiónoch zadržiavajú mraky.

Prevažná väčšina oblakov vzniká blízko povrchu Zeme, v troposfére, ale v ich ďalší vývoj majú rôzne formy a vlastnosti. Ich oddelenie je veľmi užitočné - vzhľad oblakov rôznych typov môže nielen pomôcť predpovedať počasie, ale aj určiť prítomnosť nečistôt vo vzduchu! Pozrime sa na hlavné typy oblakov podrobnejšie.

Nižšia oblačnosť

Oblaky, ktoré klesajú najnižšie nad zemou, sú klasifikované ako nižšie oblaky. Vyznačujú sa vysokou rovnomernosťou a nízkou hmotnosťou – keď spadnú na zem, meteorológovia ich neoddelia od bežnej hmly. Napriek tomu je medzi nimi rozdiel - niektoré jednoducho zakrývajú oblohu, zatiaľ čo iné môžu prepuknúť do silných dažďov a snehových zrážok.

• Medzi oblaky, ktoré môžu spôsobiť silné zrážky, patria oblaky nimbostratus. Sú najväčšie medzi oblakmi nižšej úrovne: ich hrúbka dosahuje niekoľko kilometrov a lineárne merania presahujú tisíce kilometrov. Sú homogénnou sivou hmotou - pozrite sa na oblohu počas dlhotrvajúceho dažďa a určite uvidíte nimbové oblaky.
• Ďalším typom oblakov nižšej vrstvy sú oblaky stratocumulus stúpajúce 600–1500 metrov nad zemou. Sú to skupiny stoviek sivobielych oblakov oddelených malými medzerami. Takéto oblaky bežne vidíme počas polooblačných dní. Málokedy prší alebo sneží.
• Posledným druhom nižších oblakov sú obyčajné stratové oblaky; práve oni zakrývajú oblohu v zamračených dňoch, keď sa z oblohy spustí jemné mrholenie. Sú veľmi tenké a nízke - výška stratusových oblakov dosahuje maximálne 400–500 metrov. Ich štruktúra je veľmi podobná štruktúre hmly - zostupujúc v noci k samotnej zemi často vytvárajú hustý ranný opar.

Mraky vertikálneho rozvoja

Oblaky nižšej úrovne majú starších bratov - oblaky vertikálneho vývoja. Hoci ich spodná hranica leží v nízkej nadmorskej výške 800–2000 kilometrov, oblaky vertikálneho vývoja sa vážne ponáhľajú nahor - ich hrúbka môže dosiahnuť 12–14 kilometrov, čo posúva ich hornú hranicu do troposféry. Takéto oblaky sa tiež nazývajú konvekčné: kvôli ich veľkej veľkosti získava voda v nich inú teplotu, čo spôsobuje konvekciu - proces pohybu horúcich hmôt nahor a studených hmôt nadol. Preto v oblakoch vertikálneho vývoja súčasne existujú vodné pary, malé kvapôčky, snehové vločky a dokonca aj celé ľadové kryštály.

• Hlavným typom vertikálnych oblakov sú kupovité oblaky – obrovské biele oblaky, ktoré pripomínajú roztrhané kúsky vaty alebo ľadovce. Pre ich existenciu je potrebná vysoká teplota vzduchu - preto sa v strednom Rusku objavujú iba v lete a v noci sa topia. Ich hrúbka dosahuje niekoľko kilometrov.

• Keď sa však kupovité oblaky majú možnosť zhromaždiť, vytvoria oveľa veľkolepejšiu formu – oblaky cumulonimbus. Práve z nich prichádzajú v lete silné prehánky, krúpy a búrky. Existujú len pár hodín, no zároveň dorastajú až do 15 kilometrov – ich horná časť dosahuje teplotu -10 ° C a tvoria ju ľadové kryštály.Na vrcholoch najväčších oblakov cumulonimbus sú „nákovy“ vytvorené - ploché oblasti pripomínajúce hubu alebo obrátené železo. Stáva sa to v tých oblastiach, kde sa oblak dostáva na okraj stratosféry – fyzika neumožňuje jeho ďalšie šírenie, a preto sa oblak cumulonimbus šíri pozdĺž hranice výšky.

• Zaujímavosťou je, že na miestach sopečných erupcií, dopadov meteoritov a jadrových výbuchov vznikajú mohutné oblaky cumulonimbus. Tieto oblaky sú najväčšie – ich hranice siahajú dokonca až do stratosféry, šplhajú do výšky 16 kilometrov. Keďže sú nasýtené vyparenou vodou a mikročasticami, chrlia silné búrky - vo väčšine prípadov to stačí na uhasenie požiarov spojených s kataklizmou. Tu je taký prírodný hasič 🙂

Stredná oblačnosť

V strednej časti troposféry (v nadmorskej výške 2–7 kilometrov v stredných zemepisných šírkach) sú oblaky strednej vrstvy. Sú svojské veľké plochy- sú menej ovplyvnené stúpavými prúdmi zo zemského povrchu a nerovným terénom - a malou hrúbkou niekoľko sto metrov. Sú to tie oblaky, ktoré sa „obtáčajú“ okolo ostrých štítov hôr a visia v ich blízkosti.

Samotné oblaky strednej vrstvy sa delia na dva hlavné typy – altostratus a altocumulus.

• Oblaky Altostratus sú jednou zo zložiek zložitých atmosférických hmôt. Sú jednotným, sivomodrým závojom, cez ktorý je vidieť Slnko a Mesiac – hoci rozsah oblakov altostratus je tisíce kilometrov, sú hrubé len niekoľko kilometrov. Sivý hustý závoj, ktorý je viditeľný z okna lietadla letiaceho vo vysokej nadmorskej výške, sú presne altostratusové mraky. Často dlho prší alebo sneží.

• Oblaky Altocumulus, pripomínajúce malé kúsky roztrhanej vaty alebo tenké paralelné prúžky, sa vyskytujú počas teplého obdobia - vznikajú, keď masy teplého vzduchu stúpajú do výšky 2–6 kilometrov. Altocumulus oblaky slúžia ako istý indikátor blížiacej sa zmeny počasia a blížiaceho sa dažďa – môžu vzniknúť nielen prirodzenou konvekciou atmosféry, ale aj nástupom studených vzdušných hmôt. Málokedy z nich prší – mraky sa však môžu spojiť a vytvoriť jeden veľký dažďový oblak.

Keď už hovoríme o oblakoch v blízkosti hôr – na fotografiách (a možno aj naživo) ste už možno viackrát videli okrúhle oblaky pripomínajúce vatové tampóny, ktoré visia vo vrstvách nad vrcholom hory. Faktom je, že oblaky strednej vrstvy sú často lentikulárne alebo lentikulárne - rozdelené do niekoľkých paralelných vrstiev. Vytvárajú ich vzdušné vlny, ktoré vznikajú, keď vietor obteká strmé vrcholy. Lentikulárne oblaky sú zvláštne aj tým, že visia na mieste aj v tom najsilnejšom vetre. Ich povaha to umožňuje – keďže takéto oblaky vznikajú v miestach styku viacerých vzdušných prúdov, sú v pomerne stabilnej polohe.

Horné oblaky

Posledná úroveň obyčajných oblakov, ktoré stúpajú do spodnej časti stratosféry, sa nazýva horná vrstva. Výška takýchto oblakov dosahuje 6–13 kilometrov - je tam veľmi chladno, a preto mraky v hornej vrstve pozostávajú z malých ľadových kryh. Vďaka svojmu vláknitému, natiahnutému tvaru podobnému periu sa vysoké oblaky nazývajú aj cirry - hoci zvláštnosti atmosféry im často dávajú tvar pazúrov, vločiek a dokonca aj kostry rýb. Zrážky, ktoré sa z nich tvoria, sa nikdy nedostanú na zem – samotná prítomnosť cirrusových oblakov však slúži ako prastarý spôsob predpovedania počasia.

• Čisté cirry sú najdlhšie medzi oblakmi hornej vrstvy - dĺžka jednotlivého vlákna môže dosiahnuť desiatky kilometrov. Keďže ľadové kryštály v oblakoch sú dostatočne veľké na to, aby cítili gravitáciu Zeme, cirrové oblaky „padajú“ v kaskádach – vzdialenosť medzi horným a spodným bodom jedného oblaku môže dosiahnuť 3 – 4 kilometre! V skutočnosti sú cirry obrovské „ľadopády“. Práve rozdiely v tvare kryštálov vody vytvárajú ich vláknitú, prúdiacu formu.

• V tejto triede sú aj takmer neviditeľné oblaky – cirrostratus clouds. Vznikajú, keď veľké masy vzduchu pri povrchu stúpajú - vo vysokej nadmorskej výške je ich vlhkosť dostatočná na vytvorenie oblaku. Keď cez ne presvitá Slnko alebo Mesiac, objaví sa halo – žiariaci dúhový kotúč rozptýlených lúčov.

nočné svietiace oblaky

V samostatnej triede stojí za to vyzdvihnúť strieborné mraky - najvyššie mraky na Zemi. Stúpajú do výšky 80 kilometrov, čo je ešte viac ako stratosféra! Navyše majú nezvyčajné zloženie – na rozdiel od iných oblakov sú zložené z meteoritického prachu a metánu, nie z vody. Tieto oblaky sú viditeľné až po západe Slnka alebo pred úsvitom – lúče Slnka prenikajúce spoza horizontu osvetľujú striebristé oblaky, ktoré ostávajú cez deň vo výške neviditeľné.

Nočné svietiace oblaky sú neuveriteľne krásnym pohľadom – aby ste ich však videli na severnej pologuli, potrebujete špeciálne podmienky. A ich hádanku nebolo také ľahké vyriešiť - bezmocní vedci im odmietli veriť a vyhlasovali, že striebristé oblaky sú optickou ilúziou. Môžete sa pozrieť na nezvyčajné mraky a dozvedieť sa o ich tajomstvách z nášho špeciálneho článku.

Atmosféra sa začala formovať spolu so vznikom Zeme. V priebehu vývoja planéty a ako sa jej parametre približovali moderným hodnotám, došlo k zásadným kvalitatívnym zmenám v jej chemickom zložení a fyzikálnych vlastnostiach. Podľa evolučného modelu bola Zem v ranom štádiu v roztavenom stave a vznikla ako pevné teleso asi pred 4,5 miliardami rokov. Táto hranica sa považuje za začiatok geologické počítanie. Odvtedy sa začal pomalý vývoj atmosféry. Niektoré geologické procesy (napríklad výlevy lávy pri sopečných erupciách) boli sprevádzané uvoľňovaním plynov z útrob Zeme. Zahŕňali dusík, čpavok, metán, vodnú paru, oxid CO2 a oxid uhličitý CO2. Vplyvom slnečného ultrafialového žiarenia sa vodná para rozložila na vodík a kyslík, ale uvoľnený kyslík reagoval s oxidom uhoľnatým, čím vznikol oxid uhličitý. Amoniak sa rozkladá na dusík a vodík. Vodík v procese difúzie stúpal a opúšťal atmosféru, zatiaľ čo ťažší dusík nemohol uniknúť a postupne sa hromadil a stal sa hlavnou zložkou, hoci časť z neho bola viazaná do molekúl v dôsledku chemických reakcií ( cm. ATMOSFÉRICKÁ CHÉMIA). Vplyvom ultrafialových lúčov a elektrických výbojov vstúpila zmes plynov prítomných v pôvodnej atmosfére Zeme do chemických reakcií, v dôsledku ktorých vznik organickej hmoty najmä aminokyseliny. S príchodom primitívnych rastlín sa začal proces fotosyntézy sprevádzaný uvoľňovaním kyslíka. Tento plyn, najmä po difúzii do vyšších vrstiev atmosféry, začal chrániť svoje spodné vrstvy a zemský povrch pred životu nebezpečným ultrafialovým a röntgenovým žiarením. Podľa teoretických odhadov by obsah kyslíka, ktorý je 25 000-krát nižší ako teraz, už mohol viesť k vytvoreniu ozónovej vrstvy len s polovičným množstvom ako teraz. To však už stačí na to, aby poskytovalo veľmi významnú ochranu organizmov pred škodlivými účinkami ultrafialových lúčov.

Je pravdepodobné, že primárna atmosféra obsahovala veľa oxidu uhličitého. Bol spotrebovaný počas fotosyntézy a jeho koncentrácia musela klesať s vývojom sveta rastlín a tiež v dôsledku absorpcie počas niektorých geologických procesov. Pretože Skleníkový efekt spojené s prítomnosťou oxidu uhličitého v atmosfére sú kolísanie jeho koncentrácie jednou z dôležitých príčin takých rozsiahlych klimatických zmien v histórii Zeme, ako napr. doby ľadové.

Hélium prítomné v modernej atmosfére je väčšinou produktom rádioaktívneho rozpadu uránu, tória a rádia. Tieto rádioaktívne prvky emitujú a-častice, ktoré sú jadrami atómov hélia. Keďže počas rádioaktívneho rozpadu nevzniká a nezmizne elektrický náboj, pri vzniku každej a-častice sa objavia dva elektróny, ktoré po rekombinácii s a-časticami vytvoria neutrálne atómy hélia. Rádioaktívne prvky sú obsiahnuté v mineráloch rozptýlených v hrúbke hornín, takže značná časť hélia vzniknutého v dôsledku rádioaktívneho rozpadu je v nich uložená a veľmi pomaly prchá do atmosféry. Určité množstvo hélia stúpa do exosféry v dôsledku difúzie, ale v dôsledku neustáleho prílevu zo zemského povrchu zostáva objem tohto plynu v atmosfére takmer nezmenený. Na základe spektrálnej analýzy hviezdneho svetla a štúdia meteoritov je možné odhadnúť relatívne zastúpenie rôznych chemických prvkov vo vesmíre. Koncentrácia neónu vo vesmíre je asi desaťmiliardkrát vyššia ako na Zemi, kryptónu - desaťmiliónkrát a xenónu - miliónkrát. Z toho vyplýva, že koncentrácia týchto inertných plynov, zrejme pôvodne prítomných v zemskej atmosfére a nedoplňujúcich sa v priebehu chemických reakcií, výrazne klesla, pravdepodobne už v štádiu straty primárnej atmosféry Zeme. Výnimkou je inertný plyn argón, pretože ten stále vzniká vo forme izotopu 40 Ar v procese rádioaktívneho rozpadu izotopu draslíka.

Rozloženie barometrického tlaku.

Celková hmotnosť atmosférických plynov je približne 4,5 10 15 ton.„Hmotnosť“ atmosféry na jednotku plochy, čiže atmosférický tlak, je teda približne 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2 na hladine mora. Tlak rovný P 0 \u003d 1033,23 g / cm2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. čl. = 1 atm, braný ako štandardný stredný atmosférický tlak. Pre atmosféru v hydrostatickej rovnováhe platí: d P= -rgd h, čo znamená, že na intervale výšok od h predtým h+d h vyskytuje rovnosť medzi zmenou atmosférického tlaku d P a hmotnosť zodpovedajúceho prvku atmosféry s jednotkovou plochou, hustotou r a hrúbkou d h. Ako pomer medzi tlakom R a teplotu T používané dostatočne použiteľné pre zemskú atmosféru stavová rovnica ideálneho plynu s hustotou r: P= r R T/m, kde m je molekulová hmotnosť a R = 8,3 J/(K mol) je univerzálna plynová konštanta. Potom d log P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, kde tlakový gradient je na logaritmickej stupnici. Prevrátená hodnota H sa nazýva mierka výšky atmosféry.

Pri integrácii tejto rovnice pre izotermickú atmosféru ( T= const) alebo ak je takáto aproximácia akceptovateľná, získa sa barometrický zákon rozloženia tlaku s výškou: P = P 0 exp(- h/H 0), kde je údaj o výške h vyrobené z hladiny oceánu, kde je štandardný stredný tlak P 0 Výraz H 0 = R T/ mg, sa nazýva výšková stupnica, ktorá charakterizuje rozsah atmosféry za predpokladu, že teplota v nej je všade rovnaká (izotermická atmosféra). Ak atmosféra nie je izotermická, potom je potrebné integrovať s prihliadnutím na zmenu teploty s výškou a parameter H- nejaká lokálna charakteristika vrstiev atmosféry v závislosti od ich teploty a vlastností prostredia.

Štandardná atmosféra.

Model (tabuľka hodnôt hlavných parametrov) zodpovedajúci štandardnému tlaku v spodnej časti atmosféry R 0 a chemické zloženie sa nazýva štandardná atmosféra. Presnejšie povedané, ide o podmienený model atmosféry, pre ktorý sú priemerné hodnoty teploty, tlaku, hustoty, viskozity a iných charakteristík vzduchu pre zemepisnú šírku 45° 32° 33І nastavené vo výškach od 2 km pod morom. úroveň k vonkajšej hranici zemskej atmosféry. Parametre strednej atmosféry vo všetkých nadmorských výškach boli vypočítané pomocou stavovej rovnice ideálneho plynu a barometrického zákona za predpokladu, že na hladine mora je tlak 1013,25 hPa (760 mmHg) a teplota 288,15 K (15,0 °C). Podľa charakteru vertikálneho rozloženia teplôt sa priemerná atmosféra skladá z niekoľkých vrstiev, v každej z nich je teplota aproximovaná lineárnou funkciou výšky. V najnižšej z vrstiev – troposfére (h Ј 11 km) teplota klesá o 6,5 °C s každým kilometrom stúpania. Vo vysokých nadmorských výškach sa hodnota a znamienko vertikálneho teplotného gradientu mení z vrstvy na vrstvu. Nad 790 km je teplota okolo 1000 K a s výškou sa prakticky nemení.

Štandardná atmosféra je periodicky aktualizovaná, legalizovaná norma, vydávaná vo forme tabuliek.

Tabuľka 1. Štandardný model zemskej atmosféry

Stôl 1. ŠTANDARDNÝ MODEL ZEMSKEJ ATMOSFÉRY. Tabuľka ukazuje: h- výška od hladiny mora, R- tlak, T– teplota, r – hustota, N je počet molekúl alebo atómov na jednotku objemu, H- výšková stupnica, l je dĺžka voľnej cesty. Tlak a teplota vo výške 80–250 km, získané z údajov o raketách, majú nižšie hodnoty. Extrapolované hodnoty pre výšky väčšie ako 250 km nie sú veľmi presné.
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

Troposféra.

Najnižšia a najhustejšia vrstva atmosféry, v ktorej s výškou rýchlo klesá teplota, sa nazýva troposféra. Obsahuje až 80 % celkovej hmotnosti atmosféry a siaha v polárnych a stredných zemepisných šírkach do výšok 8–10 km, v trópoch do 16–18 km. Rozvíjajú sa tu takmer všetky poveternostné procesy, dochádza k výmene tepla a vlhkosti medzi Zemou a jej atmosférou, vznikajú oblaky, vznikajú rôzne meteorologické javy, vznikajú hmly a zrážky. Tieto vrstvy zemskej atmosféry sú v konvekčnej rovnováhe a vďaka aktívnemu miešaniu majú jednotnú chemické zloženie, hlavne z molekulárneho dusíka (78 %) a kyslíka (21 %). Prevažná väčšina prírodných a umelých aerosólových a plynných látok znečisťujúcich ovzdušie sa sústreďuje v troposfére. Dynamika spodnej časti troposféry s hrúbkou do 2 km silne závisí od vlastností podložného povrchu Zeme, ktorý určuje horizontálne a vertikálne pohyby vzduchu (vetrov) v dôsledku prenosu tepla z teplejšej krajiny cez IR žiarenie zemského povrchu, ktoré je v troposfére pohlcované najmä vodnou parou a oxidom uhličitým (skleníkový efekt). Rozloženie teploty s výškou je stanovené ako výsledok turbulentného a konvekčného miešania. V priemere to zodpovedá poklesu teploty s výškou asi 6,5 K/km.

Rýchlosť vetra v povrchovej hraničnej vrstve sa najprv rýchlo zvyšuje s výškou a pri vyššom sa ďalej zvyšuje o 2–3 km/s na kilometer. Niekedy v troposfére existujú úzke planetárne prúdy (s rýchlosťou viac ako 30 km / s), západné v stredných zemepisných šírkach a východné v blízkosti rovníka. Nazývajú sa tryskové prúdy.

tropopauza.

Na hornej hranici troposféry (tropopauza) teplota dosahuje svoju minimálnu hodnotu pre spodnú atmosféru. Ide o prechodovú vrstvu medzi troposférou a stratosférou nad ňou. Hrúbka tropopauzy je od stoviek metrov do 1,5–2 km a teplota a nadmorská výška sa pohybujú od 190 do 220 K a od 8 do 18 km v závislosti od zemepisnej šírky a ročného obdobia. V miernych a vysokých zemepisných šírkach je v zime o 1–2 km nižšia ako v lete a o 8–15 K teplejšia. V trópoch sú sezónne zmeny oveľa menšie (nadmorská výška 16–18 km, teplota 180–200 K). Vyššie prúdové prúdy možné pretrhnutie tropopauzy.

Voda v zemskej atmosfére.

Najdôležitejšou črtou zemskej atmosféry je prítomnosť značného množstva vodnej pary a vody vo forme kvapiek, ktorú možno najľahšie pozorovať vo forme oblakov a oblačných štruktúr. Stupeň oblačnosti oblohy (v určitom okamihu alebo v priemere za určité časové obdobie), vyjadrený na 10-bodovej stupnici alebo v percentách, sa nazýva oblačnosť. Tvar oblakov je určený medzinárodná klasifikácia. V priemere pokrývajú mraky asi polovicu zemegule. Oblačnosť je dôležitým faktorom charakterizujúcim počasie a klímu. V zime a v noci oblačnosť bráni poklesu teploty zemského povrchu a povrchovej vrstvy vzduchu, v lete a cez deň zoslabuje ohrievanie zemského povrchu slnečnými lúčmi, zjemňuje klímu vo vnútri kontinentov.

Mraky.

Oblaky sú nahromadenia kvapiek vody suspendovaných v atmosfére (vodné oblaky), ľadových kryštálikov (ľadové oblaky) alebo oboch (zmiešané oblaky). Keď sa kvapky a kryštály zväčšujú, vypadávajú z oblakov vo forme zrážok. Oblaky sa tvoria hlavne v troposfére. Vznikajú kondenzáciou vodnej pary obsiahnutej vo vzduchu. Priemer kvapiek oblaku je rádovo niekoľko mikrónov. Obsah tekutá voda v oblakoch - od zlomkov po niekoľko gramov na m 3. Oblaky sa rozlišujú podľa výšky: Podľa medzinárodnej klasifikácie existuje 10 rodov oblakov: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

V stratosfére sú pozorované aj perleťové oblaky, v mezosfére nočné oblaky.

Cirrusové oblaky - priehľadné oblaky vo forme tenkých bielych nití alebo závojov s hodvábnym leskom, ktoré nedávajú tieň. Cirrusové oblaky sa skladajú z ľadových kryštálov a tvoria sa v hornej troposfére veľmi nízke teploty. Niektoré typy cirrusových oblakov slúžia ako predzvesť zmien počasia.

Oblaky Cirrocumulus sú hrebene alebo vrstvy tenkých bielych oblakov v hornej troposfére. Oblaky Cirrocumulus sú postavené z malých prvkov, ktoré vyzerajú ako vločky, vlnky, malé guľôčky bez tieňov a pozostávajú hlavne z ľadových kryštálikov.

Oblaky Cirrostratus - belavý priesvitný závoj v hornej troposfére, zvyčajne vláknitý, niekedy rozmazaný, pozostávajúci z malých ihličkovitých alebo stĺpcových ľadových kryštálov.

Altocumulus oblaky sú biele, sivé alebo bielo-sivé oblaky nižších a stredných vrstiev troposféry. Oblaky Altocumulus vyzerajú ako vrstvy a hrebene, ako keby boli postavené z dosiek ležiacich nad sebou, zaoblených hmôt, hriadeľov, vločiek. Oblaky Altocumulus vznikajú počas intenzívnej konvekčnej aktivity a zvyčajne pozostávajú z podchladených kvapiek vody.

Altostratus oblaky sú sivasté alebo modrasté oblaky vláknitej alebo jednotnej štruktúry. Oblaky Altostratus sú pozorované v strednej troposfére, siahajúce niekoľko kilometrov na výšku a niekedy tisíce kilometrov v horizontálnom smere. Oblaky altostratus sú zvyčajne súčasťou frontálnych oblakových systémov spojených so vzostupnými pohybmi vzdušných hmôt.

Oblaky Nimbostratus - nízka (od 2 km a viac) amorfná vrstva oblakov jednotnej šedej farby, ktorá vedie k zamračenému dažďu alebo snehu. Oblaky Nimbostratus - vysoko vyvinuté vertikálne (až niekoľko km) a horizontálne (niekoľko tisíc km), pozostávajú z podchladených kvapiek vody zmiešaných so snehovými vločkami, ktoré sú zvyčajne spojené s atmosférickými frontami.

Stratusové oblaky - oblaky nižšej úrovne vo forme homogénnej vrstvy bez určitých obrysov, šedej farby. Výška stratusových oblakov nad zemským povrchom je 0,5–2 km. Zo stratusovej oblačnosti občas mrholenie.

Kupovité oblaky sú husté, jasné biele oblaky počas dňa s výrazným vertikálnym vývojom (až 5 km a viac). Horné časti kupovitých oblakov vyzerajú ako kupoly alebo veže so zaoblenými obrysmi. Kumulové oblaky sa zvyčajne tvoria ako konvekčné oblaky v masách studeného vzduchu.

Oblaky Stratocumulus - nízke (pod 2 km) oblaky vo forme sivých alebo bielych nevláknitých vrstiev alebo hrebeňov okrúhlych veľkých blokov. Vertikálna hrúbka oblakov stratocumulus je malá. Oblaky stratocumulus občas poskytujú slabé zrážky.

Oblaky Cumulonimbus sú mohutné a husté oblaky so silným vertikálnym vývojom (až do výšky 14 km), ktoré poskytujú výdatné zrážky s búrkami, krupobitím, búrkami. Oblaky Cumulonimbus sa vyvíjajú zo silných kopovitých oblakov, ktoré sa od nich líšia v hornej časti, pozostávajúce z ľadových kryštálov.

Stratosféra.

Cez tropopauzu v priemere vo výškach od 12 do 50 km prechádza troposféra do stratosféry. V spodnej časti cca 10 km, t.j. do výšok okolo 20 km je izotermický (teplota okolo 220 K). Potom sa zvyšuje s nadmorskou výškou a dosahuje maximum okolo 270 K vo výške 50–55 km. Tu je hranica medzi stratosférou a nadložnou mezosférou, ktorá sa nazýva stratopauza. .

V stratosfére je oveľa menej vodnej pary. Napriek tomu sú občas pozorované tenké priesvitné perleťové oblaky, ktoré sa občas objavia v stratosfére vo výške 20–30 km. Perleťové oblaky sú viditeľné na tmavej oblohe po západe slnka a pred východom slnka. Tvarom sa perleťové oblaky podobajú oblakom cirrus a cirrocumulus.

Stredná atmosféra (mezosféra).

Vo výške okolo 50 km začína mezosféra vrcholom širokého teplotného maxima. . Dôvod zvýšenia teploty v oblasti tohto maxima je exotermická (t.j. sprevádzaná uvoľňovaním tepla) fotochemická reakcia rozkladu ozónu: O 3 + hv® O 2 + O. Ozón vzniká ako výsledok fotochemického rozkladu molekulárneho kyslíka O 2

Asi 2+ hv® O + O a následnou reakciou trojitej zrážky atómu a molekuly kyslíka s nejakou treťou molekulou M.

0 + 02 + M®03 + M

Ozón nenásytne absorbuje ultrafialové žiarenie v oblasti od 2000 do 3000 Á a toto žiarenie ohrieva atmosféru. Ozón nachádzajúci sa vo vyšších vrstvách atmosféry slúži ako akýsi štít, ktorý nás chráni pred pôsobením ultrafialového žiarenia zo Slnka. Bez tohto štítu je vývoj života na Zemi v jeho moderné formy by to sotva bolo možné.

Vo všeobecnosti v celej mezosfére teplota atmosféry klesá na svoju minimálnu hodnotu asi 180 K na hornej hranici mezosféry (nazývaná mezopauza, výška je asi 80 km). V blízkosti mezopauzy, vo výškach 70 – 90 km, sa môže objaviť veľmi tenká vrstva ľadových kryštálikov a čiastočky sopečného a meteoritového prachu, pozorované vo forme krásnej podívanej na noctilucentnú oblačnosť. krátko po západe slnka.

V mezosfére sa väčšinou spaľujú malé pevné častice meteoritu, ktoré dopadajú na Zem, čo spôsobuje jav meteorov.

Meteory, meteority a ohnivé gule.

Vzplanutia a iné javy vo vyšších vrstvách atmosféry Zeme spôsobené vniknutím do nej rýchlosťou 11 km/sa nad pevnými kozmickými časticami alebo telesami sa nazývajú meteoroidy. Je tu pozorovaná stopa jasného meteoru; najmocnejšie javy, často sprevádzané pádom meteoritov, sú tzv ohnivé gule; meteory sú spojené s meteorickými rojmi.

meteorický roj:

1) jav viacnásobného meteoru padá počas niekoľkých hodín alebo dní z jedného radiantu.

2) roj meteoroidov pohybujúcich sa na jednej dráhe okolo Slnka.

Systematický výskyt meteorov v určitej oblasti oblohy a v určité dni v roku, spôsobený priesečníkom zemskej dráhy so spoločnou dráhou mnohých telies meteoritov pohybujúcich sa približne rovnakou a rovnako smerovanou rýchlosťou, v dôsledku čoho zdá sa, že cesty na oblohe vychádzajú z jedného spoločného bodu (žiariaceho) . Sú pomenované podľa súhvezdia, kde sa radiant nachádza.

Meteorické roje pôsobia svojimi svetelnými efektmi hlbokým dojmom, no jednotlivé meteory vidno len zriedka. Oveľa početnejšie sú neviditeľné meteory, príliš malé na to, aby ich bolo možné vidieť v momente, keď ich pohltí atmosféra. Niektoré z najmenších meteorov sa pravdepodobne vôbec nezohrievajú, ale sú zachytené iba atmosférou. Tieto malé častice s veľkosťou od niekoľkých milimetrov po desaťtisíciny milimetra sa nazývajú mikrometeority. Množstvo meteorickej hmoty vstupujúcej do atmosféry každý deň je od 100 do 10 000 ton, pričom väčšinu tejto hmoty tvoria mikrometeority.

Keďže meteorická hmota čiastočne horí v atmosfére, jej plynové zloženie je doplnené stopami rôznych chemických prvkov. Napríklad kamenné meteory prinášajú lítium do atmosféry. Spaľovanie kovových meteorov vedie k tvorbe drobných guľovitých železných, železo-niklových a iných kvapôčok, ktoré prechádzajú atmosférou a ukladajú sa na zemský povrch. Možno ich nájsť v Grónsku a Antarktíde, kde ľadové štíty zostávajú roky takmer nezmenené. Oceánológovia ich nachádzajú v sedimentoch dna oceánov.

Väčšina meteorických častíc vstupujúcich do atmosféry sa usadí do približne 30 dní. Niektorí vedci sa domnievajú, že tento kozmický prach hrá dôležitú úlohu pri tvorbe atmosférických javov, ako je dážď, keďže slúži ako zárodok kondenzácie vodnej pary. Preto sa predpokladá, že zrážky sú štatisticky spojené s veľkými meteorickými rojmi. Niektorí odborníci sa však domnievajú, že keďže celkový príkon meteorickej hmoty je niekoľko desiatokkrát väčší ako aj pri najväčšom meteorickom roji, možno zanedbať zmenu celkového množstva tohto materiálu, ku ktorej dôjde v dôsledku jedného takéhoto roja.

Niet pochýb o tom, že najväčšie mikrometeority a viditeľné meteority zanechávajú dlhé stopy ionizácie vo vysokých vrstvách atmosféry, najmä v ionosfére. Takéto stopy sa môžu použiť na rádiovú komunikáciu na veľké vzdialenosti, pretože odrážajú vysokofrekvenčné rádiové vlny.

Energia meteorov vstupujúcich do atmosféry sa vynakladá hlavne a možno úplne na jej zahrievanie. Toto je jedna z vedľajších zložiek tepelnej bilancie atmosféry.

meteorit - pevný prírodného pôvodu ktorý spadol na zemský povrch z vesmíru. Zvyčajne rozlišujte kameň, železo-kameň a železné meteority. Posledne menované pozostávajú hlavne zo železa a niklu. Spomedzi nájdených meteoritov má väčšina z nich hmotnosť od niekoľkých gramov do niekoľkých kilogramov. Najväčší z nájdených, železný meteorit Goba váži asi 60 ton a stále leží na tom istom mieste, kde bol objavený, v Južnej Afrike. Väčšina meteoritov sú fragmenty asteroidov, ale niektoré meteority mohli prísť na Zem z Mesiaca a dokonca aj z Marsu.

Ohnivá guľa je veľmi jasný meteor, niekedy pozorovaný aj cez deň, často zanechávajúci za sebou dymovú stopu a sprevádzaný zvukovými javmi; často končí pádom meteoritov.

Termosféra.

Nad teplotným minimom v mezopauze začína termosféra, pri ktorej teplota najskôr pomaly a potom rýchlo začne opäť stúpať. Dôvodom je absorpcia ultrafialového slnečného žiarenia vo výškach 150–300 km v dôsledku ionizácie atómového kyslíka: O + hv® O++ e.

V termosfére teplota plynule stúpa do výšky asi 400 km, kde v epoche maximálnej slnečnej aktivity dosahuje cez deň 1800 K. V epoche minima môže byť táto hraničná teplota nižšia ako 1000 K. Nad 400 st. km prechádza atmosféra do izotermickej exosféry. Kritická úroveň (základ exosféry) sa nachádza v nadmorskej výške asi 500 km.

Polárna žiara a mnohé dráhy umelých satelitov, ako aj noctilucentné oblaky – všetky tieto javy sa vyskytujú v mezosfére a termosfére.

Polárne svetlá.

Vo vysokých zemepisných šírkach pri poruchách magnetické pole sú pozorované polárne svetlá. Môžu trvať niekoľko minút, ale často sú viditeľné aj niekoľko hodín. Polárne žiary sa veľmi líšia tvarom, farbou a intenzitou, pričom všetky sa niekedy v priebehu času veľmi rýchlo menia. Spektrum polárnej žiary pozostáva z emisných čiar a pásiem. Niektoré emisie z nočnej oblohy sú zosilnené v spektre polárnej žiary, predovšetkým zelené a červené čiary l 5577 Á a l 6300 Å kyslíka. Stáva sa, že jedna z týchto línií je mnohonásobne intenzívnejšia ako druhá, a to určuje viditeľnú farbu vyžarovania: zelená alebo červená. Poruchy v magnetickom poli sú tiež sprevádzané poruchami rádiovej komunikácie v polárnych oblastiach. Narušenie je spôsobené zmenami v ionosfére, čo znamená, že počas magnetických búrok funguje silný zdroj ionizácie. Zistilo sa, že silné magnetické búrky sa vyskytujú, keď sú v blízkosti stredu slnečného disku veľké skupiny škvŕn. Pozorovania ukázali, že búrky nesúvisia so samotnými škvrnami, ale s slnečné erupcie, ktoré vznikajú pri vývoji skupiny škvŕn.

Polárne žiary sú rozsahom svetla rôznej intenzity s rýchlymi pohybmi pozorovanými v oblastiach s vysokou zemepisnou šírkou Zeme. Vizuálna polárna žiara obsahuje zelené (5577Á) a červené (6300/6364Á) emisné čiary atómového kyslíka a molekulárne pásy N2, ktoré sú excitované energetickými časticami slnečného a magnetosférického pôvodu. Tieto emisie sa zvyčajne zobrazujú vo výške okolo 100 km a viac. Termín optická polárna žiara sa používa na označenie vizuálnych polárnych žiar a ich infračerveného až ultrafialového emisného spektra. Energia žiarenia v infračervenej časti spektra výrazne prevyšuje energiu viditeľnej oblasti. Keď sa objavili polárne žiary, emisie boli pozorované v rozsahu ULF (

Skutočné formy polárnej žiary je ťažké klasifikovať; Najčastejšie sa používajú tieto výrazy:

1. Pokojné jednotné oblúky alebo pruhy. Oblúk zvyčajne siaha ~1000 km v smere geomagnetickej rovnobežky (v polárnych oblastiach k Slnku) a má šírku od jedného do niekoľkých desiatok kilometrov. Pás je zovšeobecnením pojmu oblúk, zvyčajne nemá pravidelný oblúkovitý tvar, ale ohýba sa v tvare S alebo v tvare špirál. Oblúky a pásy sa nachádzajú vo výškach 100–150 km.

2. Lúče polárnej žiary . Tento termín označuje aurorálnu štruktúru natiahnutú pozdĺž magnetických siločiar s vertikálnym predĺžením od niekoľkých desiatok do niekoľkých stoviek kilometrov. Dĺžka lúčov pozdĺž horizontály je malá, od niekoľkých desiatok metrov do niekoľkých kilometrov. Lúče sa zvyčajne pozorujú v oblúkoch alebo ako samostatné štruktúry.

3. Škvrny alebo povrchy . Ide o izolované oblasti žiary, ktoré nemajú špecifický tvar. Jednotlivé škvrny môžu spolu súvisieť.

4. Závoj. Nezvyčajná forma polárnej žiary, čo je jednotná žiara, ktorá pokrýva veľké plochy oblohy.

Podľa štruktúry sa polárne žiary delia na homogénne, leštené a žiarivé. Používajú sa rôzne výrazy; pulzujúci oblúk, pulzujúca plocha, difúzna plocha, žiarivý pás, drapéria a pod. Existuje klasifikácia polárnych žiarov podľa ich farby. Podľa tejto klasifikácie sú polárne žiary typu ALE. Horná časť alebo celá je červená (6300–6364 Å). Zvyčajne sa objavujú vo výškach 300–400 km počas vysokej geomagnetickej aktivity.

Typ Aurora AT sú v spodnej časti sfarbené do červena a sú spojené s luminiscenciou pásov prvého pozitívneho systému N2 a prvého negatívneho systému O2. Takéto formy polárnej žiary sa objavujú počas najaktívnejších fáz polárnej žiary.

Zóny polárne žiary – ide o zóny maximálnej frekvencie výskytu polárnych žiaroviek v noci, podľa pozorovateľov na pevnom bode na povrchu Zeme. Zóny sa nachádzajú na 67° severnej a južnej šírky a ich šírka je asi 6°. Maximálny výskyt polárnych žiaroviek, zodpovedajúci danému momentu miestneho geomagnetického času, sa vyskytuje v oválnych pásoch (aurora oval), ktoré sú umiestnené asymetricky okolo severného a južného geomagnetického pólu. Ovál polárnej žiary je pevne stanovený v súradniciach zemepisnej šírky a času a zóna polárnej žiary je miestom bodov v polnočnej oblasti oválu v súradniciach zemepisnej šírky a dĺžky. Oválny pás sa nachádza približne 23° od geomagnetického pólu v nočnom sektore a 15° v dennom sektore.

Polárny ovál a zóny polárnej žiary. Umiestnenie oválu polárnej žiary závisí od geomagnetickej aktivity. Pri vysokej geomagnetickej aktivite sa ovál stáva širším. Zóny polárnej žiary alebo oválne hranice polárnej žiary sú lepšie reprezentované L 6.4 ako dipólovými súradnicami. Čiary geomagnetického poľa na hranici denného sektora oválu polárnej žiary sa zhodujú s magnetopauza. Dochádza k zmene polohy oválu polárnej žiary v závislosti od uhla medzi geomagnetickou osou a smerom Zem – Slnko. Polárny ovál sa určuje aj na základe údajov o precipitácii častíc (elektrónov a protónov) určitých energií. Jeho polohu možno nezávisle určiť z údajov o kaspach na dennej strane a v magnetotaile.

Denná odchýlka vo frekvencii výskytu polárnych žiaroviek v zóne polárnej žiary má maximum o geomagnetickej polnoci a minimum o geomagnetickom poludní. Na takmer rovníkovej strane oválu frekvencia výskytu polárnych žiaroviek prudko klesá, no tvar denných variácií je zachovaný. Na polárnej strane oválu frekvencia výskytu polárnych žiaroviek postupne klesá a je charakterizovaná komplexnými dennými zmenami.

Intenzita polárnych žiaroviek.

Intenzita Aurory určená meraním povrchu zdanlivého jasu. Svetlý povrch ja polárna žiara v určitom smere je určená celkovou emisiou 4p ja fotón/(cm 2 s). Keďže táto hodnota nie je skutočným jasom povrchu, ale predstavuje emisiu zo stĺpca, pri štúdiu polárnych žiar sa zvyčajne používa jednotka fotón/(cm 2 stĺpec s). Zvyčajná jednotka na meranie celkovej emisie je Rayleigh (Rl) rovná 106 fotónov / (cm 2 stĺpec s). Praktickejšia jednotka intenzity polárnej žiary sa určuje z emisií jednej čiary alebo pásma. Napríklad intenzita polárnej žiary je určená medzinárodnými koeficientmi jasu (ICF) podľa údajov intenzity zelenej čiary (5577 Á); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (maximálna intenzita polárnej žiary). Túto klasifikáciu nemožno použiť pre červené polárne žiary. Jedným z objavov epochy (1957–1958) bolo stanovenie priestorového a časového rozloženia polárnych žiaroviek vo forme oválu posunutého vzhľadom na magnetický pól. Z jednoduchých predstáv o kruhovom tvare rozloženia polárnych žiaroviek vzhľadom na magnetický pól, bol dokončený prechod k modernej fyzike magnetosféry. Česť objavu patrí O. Khoroshevovi a G. Starkovovi, J. Feldshteinovi, S-I. Ovál polárnej žiary je oblasťou najintenzívnejšieho dopadu slnečného vetra na hornú vrstvu atmosféry Zeme. Intenzita polárnej žiary je najväčšia na ovále a jej dynamiku nepretržite monitorujú satelity.

Stabilné polárne červené oblúky.

Pevný polárny červený oblúk, inak nazývaný červený oblúk strednej šírky alebo M-oblúk, je subvizuálny (pod hranicou citlivosti oka) široký oblúk, natiahnutý od východu na západ v dĺžke tisícok kilometrov a obopínajúci možno celú Zem. Zemepisná šírka oblúka je 600 km. Emisia zo stabilného aurorálneho červeného oblúka je takmer monochromatická v červených čiarach l 6300 Å a l 6364 Å. Nedávno boli zaznamenané aj slabé emisné čiary l 5577 Á (OI) a l 4278 Á (N + 2). Pretrvávajúce červené oblúky sú klasifikované ako polárne žiary, ale objavujú sa v oveľa vyšších nadmorských výškach. Dolná hranica sa nachádza v nadmorskej výške 300 km, horná hranica je asi 700 km. Intenzita tichého aurorálneho červeného oblúka v emisii l 6300 Á sa pohybuje od 1 do 10 kRl (typická hodnota je 6 kRl). Prah citlivosti oka pri tejto vlnovej dĺžke je asi 10 kR, takže oblúky sa vizuálne pozorujú len zriedka. Pozorovania však ukázali, že ich jasnosť je > 50 kR počas 10 % nocí. Obvyklá životnosť oblúkov je približne jeden deň a v nasledujúcich dňoch sa objavujú len zriedka. Rádiové vlny zo satelitov alebo rádiových zdrojov pretínajúce stabilné aurorálne červené oblúky podliehajú scintiláciám, čo naznačuje existenciu nehomogenít elektrónovej hustoty. Teoretické vysvetlenie červených oblúkov je, že vyhrievané elektróny oblasti F ionosféry spôsobujú nárast atómov kyslíka. Satelitné pozorovania ukazujú zvýšenie teploty elektrónov pozdĺž geomagnetických siločiar, ktoré pretínajú stabilné aurorálne červené oblúky. Intenzita týchto oblúkov pozitívne koreluje s geomagnetickou aktivitou (búrky) a frekvencia výskytu oblúkov pozitívne koreluje s aktivitou slnečných škvŕn.

Zmena polárnej žiary.

Niektoré formy polárnej žiary zažívajú kvázi-periodické a koherentné časové zmeny intenzity. Tieto polárne žiary s približne stacionárnou geometriou a rýchlymi periodickými zmenami vyskytujúcimi sa vo fáze sa nazývajú meniace sa polárne žiary. Sú klasifikované ako polárne žiary formulárov R podľa Medzinárodného atlasu polárnych žiar Podrobnejšie rozdelenie meniacich sa polárnych žiaroviek:

R 1 (pulzujúca polárna žiara) je žiara s rovnomernými fázovými zmenami jasu v celej forme polárnej žiary. Podľa definície sa pri ideálnej pulzujúcej polárnej žiare dá oddeliť priestorová a časová časť pulzácie, t.j. jas ja(r,t)= ja s(r)· Ja T(t). V typickej polárnej žiare R 1 dochádza k pulzáciám s frekvenciou 0,01 až 10 Hz nízkej intenzity (1–2 kR). Väčšina polárnych žiar R 1 sú body alebo oblúky, ktoré pulzujú s periódou niekoľkých sekúnd.

R 2 (ohnivá polárna žiara). Tento výraz sa zvyčajne používa na označenie pohybov, ako sú plamene napĺňajúce oblohu, a nie na opis jedinej formy. Polárne žiary majú tvar oblúka a zvyčajne sa pohybujú nahor z výšky 100 km. Tieto polárne žiary sú pomerne zriedkavé a vyskytujú sa častejšie mimo polárnej žiary.

R 3 (blikajúca polárna žiara). Ide o polárne žiary s rýchlymi, nepravidelnými alebo pravidelnými zmenami jasu, ktoré na oblohe vyvolávajú dojem mihotavého plameňa. Objavujú sa krátko pred kolapsom polárnej žiary. Bežne pozorovaná variačná frekvencia R 3 sa rovná 10 ± 3 Hz.

Termín prúdiaca polárna žiara, používaný pre inú triedu pulzujúcich polárnych žiaroviek, sa týka nepravidelných zmien jasu, ktoré sa rýchlo horizontálne pohybujú v oblúkoch a pásoch polárnych žiaroviek.

Meniaca sa polárna žiara je jedným zo slnečno-pozemských javov sprevádzajúcich pulzácie geomagnetického poľa a polárneho röntgenového žiarenia spôsobeného zrážaním častíc slnečného a magnetosférického pôvodu.

Žiar polárnej čiapky je charakterizovaný vysokou intenzitou pásu prvého negatívneho systému N + 2 (λ 3914 Å). Zvyčajne sú tieto N + 2 pásy päťkrát intenzívnejšie ako zelená čiara OI l 5577 Å; absolútna intenzita žiaru polárnej čiapky je od 0,1 do 10 kRl (zvyčajne 1–3 kRl). S týmito polárnymi žiarami, ktoré sa objavujú počas periód PCA, rovnomerná žiara pokrýva celú polárnu čiapočku až po geomagnetickú šírku 60° vo výškach 30 až 80 km. Generujú ho najmä slnečné protóny a d-častice s energiami 10–100 MeV, ktoré v týchto výškach vytvárajú ionizačné maximum. V zónach polárnej žiary je ešte jeden typ žiary, nazývaný plášťová polárna žiara. Pre tento typ polárnej žiary je denné maximum intenzity v ranných hodinách 1–10 kR a minimum intenzity je päťkrát slabšie. Pozorovaní polárnej žiary v plášti sú málo a ich intenzita závisí od geomagnetickej a slnečnej aktivity.

Atmosférická žiara je definované ako žiarenie produkované a emitované atmosférou planéty. Ide o netepelné žiarenie atmosféry, s výnimkou vyžarovania polárnych žiaroviek, výbojov bleskov a vyžarovania meteorických stôp. Tento výraz sa používa vo vzťahu k zemskej atmosfére (nočná žiara, žiara súmraku a denná žiara). Atmosférická žiara je len zlomkom svetla dostupného v atmosfére. Ďalšími zdrojmi sú svetlo hviezd, zodiakálne svetlo a denné rozptýlené svetlo zo Slnka. Žiara atmosféry môže niekedy predstavovať až 40 % celkového množstva svetla. Airglow sa vyskytuje v atmosférických vrstvách rôznej výšky a hrúbky. Spektrum atmosférického žiarenia pokrýva vlnové dĺžky od 1000 Å do 22,5 µm. Hlavná emisná čiara vo vzduchu je l 5577 Å, ktorá sa objavuje vo výške 90–100 km vo vrstve hrubej 30–40 km. Vzhľad žiary je spôsobený Champenovým mechanizmom založeným na rekombinácii atómov kyslíka. Ďalšie emisné čiary sú 1 6300 Á, objavujúce sa v prípade disociatívnej O + 2 rekombinácie a emisie NI 1 5198/5201 Á a NI 1 5890/5896 Á.

Intenzita atmosférickej žiary sa meria v Rayleigh. Jas (v Rayleighových údajoch) sa rovná 4 rb, kde c je uhlová plocha jasu emitujúcej vrstvy v jednotkách 106 fotónov/(cm 2 sr s). Intenzita žiary závisí od zemepisnej šírky (rôzne pre rôzne emisie) a tiež sa mení počas dňa s maximom blízko polnoci. Pozitívna korelácia bola zaznamenaná pri žiare vzduchu v emisii l 5577 Á s počtom slnečných škvŕn a tokom slnečného žiarenia pri vlnovej dĺžke 10,7 cm.. Žiarenie vzduchu bolo pozorované počas satelitných experimentov. Z vesmíru vyzerá ako svetelný prstenec okolo Zeme a má zelenkastú farbu.

Ozonosféra.

Vo výškach 20–25 km je maximálna koncentrácia zanedbateľného množstva ozónu O 3 (až 2×10–7 obsahu kyslíka!), ktorý vzniká pôsobením slnečného ultrafialového žiarenia vo výškach okolo 10 až 50 st. km, chráni planétu pred ionizujúcim slnečným žiarením. Napriek extrémne malému počtu molekúl ozónu chránia všetok život na Zemi pred škodlivými účinkami krátkovlnného (ultrafialového a röntgenového) žiarenia zo Slnka. Ak vyzrážate všetky molekuly do základne atmosféry, získate vrstvu s hrúbkou nie väčšou ako 3–4 mm! Vo výškach nad 100 km sa zvyšuje podiel ľahkých plynov a vo veľmi vysokých nadmorských výškach prevláda hélium a vodík; mnohé molekuly disociujú na samostatné atómy, ktoré sú ionizované pôsobením tvrdého žiarenia Slnka a vytvárajú ionosféru. Tlak a hustota vzduchu v zemskej atmosfére klesá s výškou. V závislosti od rozloženia teploty sa zemská atmosféra delí na troposféru, stratosféru, mezosféru, termosféru a exosféru. .

V nadmorskej výške 20-25 km sa nachádza ozónová vrstva. Ozón sa tvorí v dôsledku rozpadu molekúl kyslíka počas absorpcie slnečného ultrafialového žiarenia s vlnovými dĺžkami kratšími ako 0,1–0,2 mikrónu. Voľný kyslík sa spája s molekulami O 2 a vytvára O 3 ozón, ktorý nenásytne absorbuje všetko ultrafialové svetlo kratšie ako 0,29 mikrónu. Molekuly ozónu O 3 sú ľahko zničené krátkovlnným žiarením. Ozónová vrstva preto aj napriek svojej riedkosti účinne pohlcuje ultrafialové žiarenie Slnka, ktoré prešlo cez vyššie a transparentnejšie vrstvy atmosféry. Vďaka tomu sú živé organizmy na Zemi chránené pred škodlivými účinkami ultrafialového svetla zo Slnka.

Ionosféra.

Slnečné žiarenie ionizuje atómy a molekuly atmosféry. Stupeň ionizácie sa stáva významným už vo výške 60 kilometrov a neustále sa zvyšuje so vzdialenosťou od Zeme. V rôznych nadmorských výškach v atmosfére dochádza k postupným procesom disociácie rôznych molekúl a následnej ionizácii rôznych atómov a iónov. V podstate ide o molekuly kyslíka O 2, dusík N 2 a ich atómy. V závislosti od intenzity týchto procesov sa rôzne vrstvy atmosféry ležiace nad 60 kilometrov nazývajú ionosférické vrstvy. , a ich celok je ionosféra . Spodná vrstva, ktorej ionizácia je nevýznamná, sa nazýva neutrosféra.

Maximálna koncentrácia nabitých častíc v ionosfére sa dosahuje vo výškach 300–400 km.

História štúdia ionosféry.

Anglický vedec Stuart predložil v roku 1878 hypotézu o existencii vodivej vrstvy v hornej atmosfére, aby vysvetlil vlastnosti geomagnetického poľa. Potom v roku 1902 nezávisle od seba Kennedy v USA a Heaviside v Anglicku poukázali na to, že na vysvetlenie šírenia rádiových vĺn na veľké vzdialenosti je potrebné predpokladať existenciu oblastí s vysokou vodivosťou vo vysokých vrstvách atmosféra. V roku 1923 akademik M. V. Shuleikin, berúc do úvahy vlastnosti šírenia rádiových vĺn rôznych frekvencií, dospel k záveru, že v ionosfére sú najmenej dve reflexné vrstvy. Potom, v roku 1925, anglickí výskumníci Appleton a Barnet, ako aj Breit a Tuve, prvýkrát experimentálne dokázali existenciu oblastí, ktoré odrážajú rádiové vlny, a položili základ pre ich systematické štúdium. Odvtedy sa vykonáva systematické štúdium vlastností týchto vrstiev, všeobecne nazývaných ionosféra, ktoré zohrávajú významnú úlohu v množstve geofyzikálnych javov, ktoré určujú odraz a absorpciu rádiových vĺn, čo je veľmi dôležité pre praktické využitie. najmä na zabezpečenie spoľahlivej rádiovej komunikácie.

V 30. rokoch sa začali systematické pozorovania stavu ionosféry. U nás z iniciatívy M.A.Bonch-Bruevicha vznikli inštalácie na jeho pulzné ozvučenie. Boli skúmané mnohé všeobecné vlastnosti ionosféry, výšky a elektrónová hustota jej hlavných vrstiev.

Vo výškach 60–70 km sa pozoruje vrstva D, vo výškach 100–120 km E, vo výškach, vo výškach 180–300 km dvojvrstva F 1 a F 2. Hlavné parametre týchto vrstiev sú uvedené v tabuľke 4.

Tabuľka 4

Tabuľka 4
Oblasť ionosféry	Maximálna výška, km	T i , K	deň		Noc nie , cm -3	a΄, ρm 3 s – 1
			min nie , cm -3	Max nie , 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 (zima)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2 10 – 10
F 2 (Leto)	250–320	1000–2000	2 10 5	8 10 5	~3 10 5	10 –10
nie je koncentrácia elektrónu, e je náboj elektrónu, T i je teplota iónov, a΄ je rekombinačný koeficient (ktorý určuje nie a jeho zmena v čase)

Priemery sú uvedené, pretože sa líšia pre rôzne zemepisné šírky, dennú dobu a ročné obdobia. Takéto údaje sú potrebné na zabezpečenie rádiovej komunikácie na veľké vzdialenosti. Používajú sa pri výbere prevádzkových frekvencií pre rôzne krátkovlnné rádiové spojenia. Poznanie ich zmeny v závislosti od stavu ionosféry v rôznych denných dobách a v rôznych ročných obdobiach je mimoriadne dôležité pre zabezpečenie spoľahlivosti rádiovej komunikácie. Ionosféra je súhrn ionizovaných vrstiev zemskej atmosféry, počnúc výškami okolo 60 km a siahajúcimi do nadmorských výšok desiatok tisíc km. Hlavným zdrojom ionizácie zemskej atmosféry je ultrafialové a röntgenové žiarenie Slnka, ktoré sa vyskytuje najmä v slnečnej chromosfére a koróne. Okrem toho je stupeň ionizácie hornej atmosféry ovplyvnený slnečnými korpuskulárnymi prúdmi, ktoré sa vyskytujú počas slnečných erupcií, ako aj kozmickým žiarením a časticami meteorov.

Ionosférické vrstvy

sú oblasti v atmosfére, v ktorých sa dosahujú maximálne hodnoty koncentrácie voľných elektrónov (t.j. ich počet na jednotku objemu). Elektricky nabité voľné elektróny a (v menšej miere menej pohyblivé ióny) vznikajúce pri ionizácii atómov atmosférického plynu, interagujúce s rádiovými vlnami (t. j. elektromagnetické oscilácie), môžu meniť svoj smer, odrážať ich alebo lámať a absorbovať ich energiu. V dôsledku toho sa pri príjme vzdialených rozhlasových staníc môžu vyskytnúť rôzne efekty, napríklad slabnutie rádia, zvýšená počuteľnosť vzdialených staníc, výpadky prúdu atď. javov.

Výskumné metódy.

Klasické metódy štúdia ionosféry zo Zeme sa redukujú na pulzné sondovanie - vysielanie rádiových impulzov a pozorovanie ich odrazov od rôznych vrstiev ionosféry s meraním doby oneskorenia a štúdiom intenzity a tvaru odrazených signálov. Meraním výšok odrazu rádiových impulzov na rôznych frekvenciách, určením kritických frekvencií rôznych oblastí (nosná frekvencia rádiového impulzu, pre ktorú sa táto oblasť ionosféry stáva transparentnou, sa nazýva kritická frekvencia), je možné určiť hodnoty elektrónovej hustoty vo vrstvách a efektívnych výšok pre dané frekvencie a zvoliť optimálne frekvencie pre dané rádiové cesty. S vývojom raketová technológia a s nástupom vesmírneho veku umelých satelitov Zeme (AES) a iných kozmických lodí bolo možné priamo merať parametre blízkej Zeme vesmírna plazma, ktorého spodná časť je ionosféra.

Merania elektrónovej hustoty vykonané zo špeciálne vypustených rakiet a pozdĺž dráh satelitných letov potvrdili a spresnili údaje predtým získané pozemnými metódami o štruktúre ionosféry, rozložení hustoty elektrónov s výškou v rôznych oblastiach Zeme a umožnili to získať hodnoty hustoty elektrónov nad hlavným maximom - vrstvou F. Predtým to nebolo možné urobiť sondážnymi metódami založenými na pozorovaní odrazených krátkovlnných rádiových impulzov. Zistilo sa, že v niektorých oblastiach zemegule existujú pomerne stabilné oblasti s nízkou hustotou elektrónov, pravidelné „ionosférické vetry“, v ionosfére vznikajú zvláštne vlnové procesy, ktoré prenášajú lokálne ionosférické poruchy tisíce kilometrov od miesta ich excitácie a oveľa viac. Vytvorenie obzvlášť vysoko citlivých prijímacích zariadení umožnilo na staniciach pulzného sondovania ionosféry vykonávať príjem pulzných signálov čiastočne odrazených od najnižších oblastí ionosféry (stanica čiastočných odrazov). Použitie výkonných impulzných inštalácií v rozsahu vlnových dĺžok metrov a decimetrov s použitím antén, ktoré umožňujú vysokú koncentráciu vyžarovanej energie, umožnilo pozorovať signály rozptýlené ionosférou v rôznych výškach. Štúdium vlastností spektier týchto signálov, nekoherentne rozptýlených elektrónmi a iónmi ionosférickej plazmy (na to boli použité stanice nekoherentného rozptylu rádiových vĺn), umožnilo určiť koncentráciu elektrónov a iónov, ich ekvivalent. teplota v rôznych nadmorských výškach až do nadmorských výšok niekoľko tisíc kilometrov. Ukázalo sa, že ionosféra je dostatočne transparentná pre použité frekvencie.

Koncentrácia elektrických nábojov (hustota elektrónov sa rovná iónovej) v zemskej ionosfére vo výške 300 km je počas dňa asi 106 cm–3. Plazma tejto hustoty odráža rádiové vlny dlhšie ako 20 m, pričom vysiela kratšie.

Typické vertikálne rozloženie hustoty elektrónov v ionosfére pre denné a nočné podmienky.

Šírenie rádiových vĺn v ionosfére.

Stabilný príjem vysielacích staníc s dlhým dosahom závisí od používaných frekvencií, ako aj od dennej doby, ročného obdobia a navyše od slnečnej aktivity. Slnečná aktivita výrazne ovplyvňuje stav ionosféry. Rádiové vlny vysielané pozemnou stanicou sa šíria priamočiaro ako všetky typy elektromagnetických vĺn. Treba však vziať do úvahy, že povrch Zeme aj ionizované vrstvy jej atmosféry slúžia ako platne obrovského kondenzátora, pôsobiaceho na ne ako pôsobenie zrkadiel na svetlo. Rádiové vlny, ktoré sa od nich odrážajú, môžu prejsť mnoho tisíc kilometrov, obchádzať zemeguľu v obrovských skokoch stoviek a tisícok kilometrov, pričom sa odrážajú striedavo od vrstvy ionizovaného plynu a od povrchu Zeme alebo vody.

V 20. rokoch 20. storočia sa verilo, že rádiové vlny kratšie ako 200 m vo všeobecnosti nie sú vhodné na komunikáciu na veľké vzdialenosti kvôli silnej absorpcii. Prvé experimenty s diaľkovým príjmom krátkych vĺn cez Atlantik medzi Európou a Amerikou uskutočnili anglický fyzik Oliver Heaviside a americký elektrotechnik Arthur Kennelly. Nezávisle od seba navrhli, že niekde okolo Zeme je ionizovaná vrstva atmosféry, ktorá dokáže odrážať rádiové vlny. Nazývalo sa to Heavisideova vrstva - Kennelly a potom - ionosféra.

Podľa moderných koncepcií pozostáva ionosféra z negatívne nabitých voľných elektrónov a kladne nabitých iónov, najmä molekulárneho kyslíka O+ a oxidu dusnatého NO+. Ióny a elektróny vznikajú ako výsledok disociácie molekúl a ionizácie atómov neutrálneho plynu slnečným röntgenovým a ultrafialovým žiarením. Na ionizáciu atómu je potrebné informovať ho o ionizačnej energii, ktorej hlavným zdrojom pre ionosféru je ultrafialové, röntgenové a korpuskulárne žiarenie Slnka.

Zatiaľ čo plynný obal Zeme je osvetlený Slnkom, neustále sa v ňom vytvára viac a viac elektrónov, ale zároveň sa niektoré elektróny, ktoré sa zrážajú s iónmi, rekombinujú a znova sa tvoria neutrálne častice. Po západe slnka sa produkcia nových elektrónov takmer zastaví a počet voľných elektrónov sa začne znižovať. Čím viac voľných elektrónov je v ionosfére, tým lepšie sa od nej odrážajú vysokofrekvenčné vlny. S poklesom koncentrácie elektrónov je prechod rádiových vĺn možný len v nízkofrekvenčných rozsahoch. Preto je v noci spravidla možné prijímať vzdialené stanice len v rozsahu 75, 49, 41 a 31 m. Elektróny sú v ionosfére rozmiestnené nerovnomerne. Vo výške 50 až 400 km sa nachádza niekoľko vrstiev alebo oblastí so zvýšenou hustotou elektrónov. Tieto oblasti hladko prechádzajú jedna do druhej a rôznymi spôsobmi ovplyvňujú šírenie HF rádiových vĺn. Horná vrstva ionosféry je označená písmenom F. Tu je najvyšší stupeň ionizácie (frakcia nabitých častíc je asi 10–4). Nachádza sa vo výške viac ako 150 km nad povrchom Zeme a zohráva hlavnú reflexnú úlohu pri diaľkovom šírení rádiových vĺn vysokofrekvenčných KV pásiem. V letných mesiacoch sa oblasť F rozpadá na dve vrstvy - F 1 a F 2. Vrstva F1 môže zaberať výšky od 200 do 250 km a vrstva F 2 akoby „plávala“ v rozsahu nadmorskej výšky 300–400 km. Zvyčajne vrstva F 2 je ionizovaný oveľa silnejšie ako vrstva F jeden . nočná vrstva F 1 zmizne a vrstvíme F 2 zostáva, pomaly stráca až 60 % svojho stupňa ionizácie. Pod vrstvou F sa vo výškach od 90 do 150 km nachádza vrstva E, ktorého ionizácia nastáva vplyvom mäkkého röntgenového žiarenia zo Slnka. Stupeň ionizácie vrstvy E je nižší ako stupeň ionizácie vrstvy E F, cez deň dochádza pri odraze signálov od vrstvy k príjmu staníc nízkofrekvenčných KV pásiem 31 a 25 m. E. Zvyčajne ide o stanice umiestnené vo vzdialenosti 1000–1500 km. V noci vo vrstve E ionizácia prudko klesá, no aj v tejto dobe sa naďalej významne podieľa na príjme signálov zo staníc v pásmach 41, 49 a 75 m.

Veľký záujem o príjem signálov vysokofrekvenčných KV pásiem 16, 13 a 11 m sú tie, ktoré vznikajú v oblasti E medzivrstvy (oblaky) silne zvýšenej ionizácie. Plocha týchto oblakov sa môže pohybovať od niekoľkých do stoviek kilometrov štvorcových. Táto vrstva so zvýšenou ionizáciou sa nazýva sporadická vrstva. E a označené Es. Oblaky Es sa môžu pod vplyvom vetra pohybovať v ionosfére a dosahovať rýchlosť až 250 km/h. V lete v stredných zemepisných šírkach počas dňa vznikajú rádiové vlny v dôsledku oblakov Es 15–20 dní v mesiaci. V blízkosti rovníka sa vyskytuje takmer vždy a vo vysokých zemepisných šírkach sa zvyčajne objavuje v noci. Niekedy sa v rokoch nízkej slnečnej aktivity, keď nie je prechod do vysokofrekvenčných KV pásiem, náhle objavia s dobrou hlasitosťou vzdialené stanice na pásmach 16, 13 a 11 m, ktorých signály sa opakovane odrážali od Es.

Najnižšia oblasť ionosféry je oblasť D nachádza sa v nadmorskej výške od 50 do 90 km. Voľných elektrónov je tu relatívne málo. Z oblasti D dlhé a stredné vlny sa dobre odrážajú a signály nízkofrekvenčných KV staníc sú silne absorbované. Po západe slnka ionizácia veľmi rýchlo mizne a je možné prijímať vzdialené stanice v rozsahu 41, 49 a 75 m, ktorých signály sa odrážajú od vrstiev F 2 a E. Oddelené vrstvy ionosféry hrajú dôležitú úlohu pri šírení vysokofrekvenčných rádiových signálov. Vplyv na rádiové vlny je spôsobený najmä prítomnosťou voľných elektrónov v ionosfére, hoci mechanizmus šírenia rádiových vĺn je spojený s prítomnosťou veľkých iónov. Posledne menované sú tiež zaujímavé pri štúdiu chemických vlastností atmosféry, pretože sú aktívnejšie ako neutrálne atómy a molekuly. chemické reakcie prúdiace v ionosfére hrajú dôležitú úlohu v jej energetickej a elektrickej rovnováhe.

normálna ionosféra. Pozorovania uskutočnené pomocou geofyzikálnych rakiet a satelitov priniesli množstvo nových informácií, ktoré naznačujú, že k ionizácii atmosféry dochádza pod vplyvom širokospektrálneho slnečného žiarenia. Jeho hlavná časť (viac ako 90 %) je sústredená vo viditeľnej časti spektra. Ultrafialové žiarenie s kratšou vlnovou dĺžkou a väčšou energiou ako fialové svetelné lúče vyžaruje vodík vo vnútornej časti slnečnej atmosféry (chromosféra) a röntgenové žiarenie, ktoré má ešte vyššiu energiu, je vyžarované plynmi vonkajšieho Slnka. škrupina (koróna).

Normálny (priemerný) stav ionosféry je spôsobený konštantným silným žiarením. V normálnej ionosfére dochádza vplyvom dennej rotácie Zeme a sezónnych rozdielov v uhle dopadu slnečných lúčov na poludnie k pravidelným zmenám, ale dochádza aj k nepredvídateľným a náhlym zmenám stavu ionosféry.

Poruchy v ionosfére.

Ako je známe, na Slnku sa vyskytujú silné cyklicky sa opakujúce prejavy aktivity, ktoré dosahujú maximum každých 11 rokov. Pozorovania v rámci programu Medzinárodného geofyzikálneho roka (IGY) sa zhodovali s obdobím najvyššej slnečnej aktivity za celé obdobie systematických meteorologických pozorovaní, t.j. zo začiatku 18. storočia. V obdobiach vysokej aktivity sa jas niektorých oblastí na Slnku niekoľkonásobne zvyšuje a prudko sa zvyšuje sila ultrafialového a röntgenového žiarenia. Takéto javy sa nazývajú slnečné erupcie. Trvajú od niekoľkých minút do jednej alebo dvoch hodín. Počas erupcie dochádza k erupcii slnečnej plazmy (väčšinou protónov a elektrónov) a elementárne častice ponáhľať sa do vesmíru. Elektromagnetické a korpuskulárne žiarenie Slnka v momentoch takýchto erupcií má silný vplyv na zemskú atmosféru.

Počiatočná reakcia je zaznamenaná 8 minút po záblesku, keď Zem dosiahne intenzívne ultrafialové a röntgenové žiarenie. V dôsledku toho sa ionizácia prudko zvyšuje; röntgenové lúče preniknúť do atmosféry k spodnej hranici ionosféry; počet elektrónov v týchto vrstvách narastá natoľko, že rádiové signály sú takmer úplne absorbované („zhasnuté“). Dodatočná absorpcia žiarenia spôsobuje zahrievanie plynu, čo prispieva k rozvoju vetrov. Ionizovaný plyn je elektrický vodič a keď sa pohybuje v magnetickom poli Zeme, objavuje sa a vzniká efekt dynama elektriny. Takéto prúdy môžu zase spôsobiť citeľné poruchy magnetického poľa a prejaviť sa vo forme magnetických búrok.

Štruktúra a dynamika hornej atmosféry je v podstate určená termodynamicky nerovnovážnymi procesmi spojenými s ionizáciou a disociáciou slnečným žiarením, chemickými procesmi, excitáciou molekúl a atómov, ich deaktiváciou, kolíziami a ďalšími elementárnymi procesmi. V tomto prípade sa stupeň nerovnovážneho stavu zvyšuje s výškou, ako klesá hustota. Do nadmorských výšok 500 – 1 000 km a často aj vyššie je stupeň nerovnovážneho stavu pre mnohé charakteristiky hornej atmosféry dostatočne malý, čo umožňuje použiť na jej opis klasickú a hydromagnetickú hydrodynamiku s prihliadnutím na chemické reakcie.

Exosféra je vonkajšia vrstva zemskej atmosféry začínajúca vo výškach niekoľko stoviek kilometrov, z ktorej môžu ľahké, rýchlo sa pohybujúce atómy vodíka unikať do vesmíru.

Edward Kononovič

Literatúra:

Pudovkin M.I. Základy slnečnej fyziky. Petrohrad, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronómia dnes. Prentice Hall Inc. Upper Saddle River, 2002
Online materiály: http://ciencia.nasa.gov/