Ozračje se je začelo oblikovati s tvorbo Zemlje. Med razvojem planeta in približevanjem njegovih parametrov sodobnim vrednostim so se v njegovi kemijski sestavi in fizikalnih lastnostih bistveno spremenile lastnosti. Po evolucijskem modelu je bila Zemlja v zgodnji fazi v staljenem stanju, pred približno 4,5 milijardami let pa je nastala kot trdno telo. Ta meja je vzeta kot začetek geološke kronologije. Od takrat se je začel počasen razvoj ozračja. Nekatere geološke procese (na primer izliv lave med vulkanskimi izbruhi) je spremljalo sproščanje plinov iz zemeljskega črevesa. Vključevali so dušik, amoniak, metan, vodno paro, CO oksid in ogljikov dioksid CO 2. Pod vplivom sončnega ultravijoličnega sevanja se je vodna para razgradila v vodik in kisik, toda sproščeni kisik je reagiral z ogljikovim monoksidom in tvoril ogljikov dioksid. Amoniak se razgradi v dušik in vodik. V procesu difuzije se je vodik dvignil in zapustil ozračje, težji dušik pa ni mogel uhajati in se postopoma kopičil in postal glavna sestavina, čeprav je bil del zaradi kemičnih reakcij vezan v molekule ( cm... KEMIJA ATMOSFERE). Pod vplivom ultravijoličnih žarkov in električnih razelektritev je mešanica plinov, prisotnih v prvotni atmosferi Zemlje, vstopila v kemične reakcije, zaradi česar so nastale organske snovi, zlasti aminokisline. S prihodom primitivnih rastlin se je začel proces fotosinteze, ki ga je spremljalo sproščanje kisika. Ta plin je, zlasti po difuziji v zgornje plasti ozračja, začel zaščititi svoje spodnje plasti in zemeljsko površino pred življenjsko nevarnimi ultravijoličnimi in rentgenskimi žarki. Po teoretičnih ocenah bi lahko vsebnost kisika, 25.000 -krat manjša kot zdaj, že povzročila nastanek ozonske plasti s samo polovico današnje koncentracije. Vendar to že zadostuje za zelo pomembno zaščito organizmov pred uničujočimi učinki ultravijoličnih žarkov.
Verjetno je primarno ozračje vsebovalo veliko ogljikovega dioksida. Porabili so ga med fotosintezo, njegova koncentracija pa bi se morala zmanjšati z razvojem rastlinskega sveta, pa tudi zaradi absorpcije med določenimi geološkimi procesi. V kolikor Učinek tople grede zaradi prisotnosti ogljikovega dioksida v ozračju so nihanja njegove koncentracije eden od pomembnih razlogov za tako obsežne podnebne spremembe v zgodovini Zemlje, kot je npr. ledene dobe.
Helij, prisoten v sodobnem ozračju, je večinoma produkt radioaktivnega razpada urana, torija in radija. Ti radioaktivni elementi oddajajo alfa delce, ki so jedra atomov helija. Ker se med radioaktivnim razpadom električni naboj ne tvori in ne izgine, se ob nastanku vsakega a-delca pojavita dva elektrona, ki, rekombinirana z a-delci, tvorita nevtralna atoma helija. Radioaktivni elementi so v mineralih, razpršenih v debelini kamnin, zato se pomemben del helija, nastalega zaradi radioaktivnega razpada, shrani v njih in zelo počasi uhaja v ozračje. Določena količina helija se zaradi difuzije dvigne navzgor v eksosfero, vendar zaradi stalnega dotoka z zemeljske površine volumen tega plina v ozračju ostane skoraj nespremenjen. Na podlagi spektralne analize zvezdne svetlobe in študije meteoritov je mogoče oceniti relativno številčnost različnih kemičnih elementov v vesolju. Koncentracija neona v vesolju je približno deset milijard krat večja kot na Zemlji, kripton je deset milijonov krat večji, ksenon pa milijonkrat višji. Iz tega sledi, da se je koncentracija teh inertnih plinov, očitno prvotno prisotnih v zemeljski atmosferi in se ne napolni v procesu kemičnih reakcij, močno zmanjšala, verjetno celo v fazi izgube Zemlje primarne atmosfere. Izjema je inertni plin argon, saj se med radioaktivnim razpadom kalijevega izotopa še vedno oblikuje v obliki izotopa 40 Ar.
Skupna teža atmosferskih plinov je približno 4,5 · 10 15 ton, zato je "teža" ozračja na enoto površine ali atmosferski tlak na morski gladini približno 11 ton / m 2 = 1,1 kg / cm 2. Tlak enak P 0 = 1033,23 g / cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Umetnost. = 1 atm, vzeta kot standardna povprečna vrednost atmosferskega tlaka. Za atmosfero v stanju hidrostatičnega ravnovesja imamo: d P= –Rgd h, to pomeni, da v višinskem intervalu od h prej h+ d h pride enakost med spremembo atmosferskega tlaka d P in težo ustreznega elementa ozračja z enoto površine, gostoto r in debelino d h Kot razmerje med pritiskom R in temperaturo T uporabljena je enačba stanja idealnega plina z gostoto r, ki je precej uporabna za zemeljsko atmosfero: P= r R T/ m, kjer je m molekulska masa in R = 8,3 J / (K mol) je univerzalna plinska konstanta. Nato se prijavite P= - (m g / RT) d h= - bd h= - d h/ H, kjer je gradient tlaka na logaritemski lestvici. Njegovo vzajemno vrednost H bi morali imenovati lestvico višine atmosfere.
Pri integraciji te enačbe za izotermalno atmosfero ( T= const) ali pa njegov del, kjer je takšen približek dovoljen, dobimo barometrični zakon porazdelitve tlaka po višini: P = P 0 exp (- h/H 0), kjer se štejejo višine h proizvedeni iz gladine oceana, kjer je standardni povprečni tlak P 0. Izraz H 0 = R T/ mg, se imenuje lestvica višine, ki označuje obseg atmosfere, pod pogojem, da je temperatura v njej povsod enaka (izotermična atmosfera). Če ozračje ni izotermno, ga je treba vključiti ob upoštevanju temperaturne spremembe z višino in parametra H- nekatere lokalne značilnosti slojev atmosfere, odvisno od njihove temperature in lastnosti okolja.
Model (tabela vrednosti glavnih parametrov), ki ustreza standardnemu tlaku na dnu atmosfere R 0 in kemična sestava se imenuje standardna atmosfera. Natančneje, to je pogojni model ozračja, za katerega so podane povprečne vrednosti temperature, tlaka, gostote, viskoznosti in drugih značilnosti zraka na višinah od 2 km pod morsko gladino do zunanje meje zemeljske atmosfere za zemljepisno širino 45 ° 32 ° 33І. Parametri srednje atmosfere na vseh nadmorskih višinah se izračunajo z uporabo enačbe stanja idealnega plina in barometričnega zakona ob predpostavki, da je tlak na ravni morja 1013,25 hPa (760 mm Hg), temperatura pa 288,15 K (15,0 ° C). Zaradi narave navpične porazdelitve temperature je srednja atmosfera sestavljena iz več plasti, v vsaki od katerih se temperatura približa linearni funkciji višine. V najnižji plasti, troposferi (h Ј 11 km), temperatura pade za 6,5 ° C za vsak kilometer vzpona. Na velikih nadmorskih višinah se vrednost in znak navpičnega temperaturnega gradienta spreminjata od plasti do plasti. Nad 790 km je temperatura okoli 1000 K in se z nadmorsko višino praktično ne spreminja.
Standardno ozračje je periodično posodobljen, legaliziran standard, izdan v obliki tabel.
| Tabela 1. STANDARDNI MODEL ZEMLJSKE ATMOSFERE... Tabela prikazuje: h- višina od morske gladine, R- pritisk, T- temperatura, r - gostota, N- število molekul ali atomov na enoto prostornine, H- višinska lestvica, l- dolžina proste poti. Tlak in temperatura na nadmorski višini 80–250 km, pridobljeni iz raketnih podatkov, imata nižje vrednosti. Vrednosti ekstrapolacije za višine nad 250 km niso zelo natančne. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(° C) | r (g / cm 3) | 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 | |
Najnižja in najgostejša plast atmosfere, v kateri se temperatura z višino hitro zmanjšuje, se imenuje troposfera. Vsebuje do 80% celotne mase ozračja in se razteza v polarnih in srednjih zemljepisnih širinah do višine 8-10 km, v tropih pa do 16-18 km. Tu se razvijajo skoraj vsi vremenoslovni procesi, prihaja do izmenjave toplote in vlage med Zemljo in njeno atmosfero, nastajajo oblaki, nastajajo različni meteorološki pojavi, nastajajo megle in padavine. Te plasti zemeljske atmosfere so v konvekcijskem ravnovesju in imajo zaradi aktivnega mešanja homogeno kemično sestavo, predvsem iz molekularnega dušika (78%) in kisika (21%). Ogromna količina naravnih in umetnih aerosolov in plinastih onesnaževal je koncentrirana v troposferi. Dinamika spodnjega dela troposfere debeline do 2 km je močno odvisna od lastnosti podzemne površine Zemlje, ki določa vodoravna in navpična gibanja zraka (vetrovi) zaradi prenosa toplote iz toplejše zemlje skozi infrardeče sevanje zemeljske površine, ki ga v troposferi absorbirajo predvsem pare, voda in ogljikov dioksid (učinek tople grede). Porazdelitev temperature po višini je vzpostavljena kot posledica turbulentnega in konvekcijskega mešanja. V povprečju ustreza padcu temperature z nadmorsko višino približno 6,5 K / km.
Hitrost vetra v površinski mejni plasti najprej hitro narašča z višino, nad njo pa se še naprej povečuje za 2–3 km / s na kilometer. Včasih so v troposferi ozki planetarni tokovi (s hitrostjo več kot 30 km / s), zahodno v srednjih zemljepisnih širinah in v bližini ekvatorja - vzhodno. Imenujejo jih curki curkov.
Na zgornji meji troposfere (tropopavza) temperatura doseže najnižjo vrednost za spodnjo atmosfero. Je prehodna plast med troposfero in stratosfero nad njo. Debelina tropopavze je od sto metrov do 1,5–2 km, temperatura in nadmorska višina pa sta v razponu od 190 do 220 K oziroma od 8 do 18 km, odvisno od zemljepisne širine in letnega časa. V zmernih in visokih zemljepisnih širinah je pozimi 1-2 km nižje kot poleti in 8-15 K topleje. V tropih so sezonske spremembe veliko manjše (nadmorska višina 16-18 km, temperatura 180-200 K). Zgoraj curki curkov možni so razpoki tropopavze.
Najpomembnejša značilnost zemeljske atmosfere je prisotnost znatne količine vodne pare in vode v obliki kapljic, kar je najlažje opaziti v obliki oblakov in oblačnih struktur. Stopnja pokritosti neba z oblaki (v določenem trenutku ali v povprečju v določenem časovnem obdobju), izražena v 10-točkovni lestvici ali v odstotkih, se imenuje oblačnost. Oblika oblakov je določena z mednarodno klasifikacijo. V povprečju oblaki pokrivajo približno polovico sveta. Oblačnost je pomemben dejavnik vremena in podnebja. Pozimi in ponoči oblačnost preprečuje znižanje temperature zemeljske površine in površinske plasti zraka, poleti in podnevi oslabi segrevanje zemeljske površine s sončnimi žarki, kar omili podnebje znotraj celin .
Oblaki so grozdi vodnih kapljic, suspendiranih v ozračju (vodni oblaki), ledeni kristali (ledeni oblaki) ali oboje skupaj (mešani oblaki). S povečanjem kapljic in kristalov izpadajo iz oblakov v obliki padavin. Oblaki nastajajo predvsem v troposferi. Nastanejo zaradi kondenzacije vodne pare v zraku. Premer kapljic oblaka je nekaj mikronov. Vsebnost tekoče vode v oblakih je od frakcij do nekaj gramov na m 3. Oblake odlikuje višina: Po mednarodni klasifikaciji obstaja 10 rodov oblakov: cirus, cirokumulus, cirostratus, altokumulus, altostratus, nimbostratus, stratocumulus, stratocumulus, kumulonimbus, kumulus.
V stratosferi opazimo tudi sedečne oblake, v mezosferi pa noktilucentne.
Cirrus oblaki so prozorni oblaki v obliki tankih belih filamentov ali tančice s svilnatim sijajem, ki ne dajejo sence. Cirrus oblaki so sestavljeni iz ledenih kristalov in nastanejo v zgornji troposferi pri zelo nizkih temperaturah. Nekatere vrste oblakov cirusa služijo kot znanilci vremenskih sprememb.
Oblačni krogi so grebeni ali plasti tankih belih oblakov v zgornji troposferi. Krožni oblaki so zgrajeni iz majhnih elementov v obliki kosmičev, valov, majhnih kroglic brez senc in so sestavljeni predvsem iz ledenih kristalov.
Oblaki iz cirostrata so belkasta polprozorna tančica v zgornji troposferi, običajno vlaknasta, včasih razpršena, sestavljena iz majhnih iglastih ali stebričastih ledenih kristalov.
Altocumulus oblaki so beli, sivi ali belo-sivi oblaki v spodnji in srednji troposferi. Alcucumulus oblaki imajo obliko plasti in grebenov, kot da so zgrajeni iz plošč, ki ležijo ena nad drugo, zaobljene mase, gredi, kosmiči. Altokumulusni oblaki nastanejo med intenzivno konvekcijsko aktivnostjo in so običajno sestavljeni iz prehlajenih vodnih kapljic.
Altostratusni oblaki so sivkasti ali modrikasti oblaki z nitasto ali homogeno strukturo. V srednji troposferi opazimo altostratove oblake, ki se raztezajo nekaj kilometrov v višino in včasih na tisoče kilometrov v vodoravni smeri. Običajno so visokoplastni oblaki del čelnih oblačnih sistemov, povezanih z naraščajočimi gibanji zračnih mas.
Stratusovi oblaki so nizka (od 2 km in več) amorfna plast oblakov enotne sive barve, ki povzroča močan dež ali sneg. Oblaki Nimbostratus so zelo razviti navpično (do nekaj kilometrov) in vodoravno (nekaj tisoč kilometrov); sestavljeni so iz ohlajenih vodnih kapljic, pomešanih s snežinkami, ki so običajno povezane z atmosferskimi frontami.
Stratusovi oblaki - oblaki spodnje stopnje v obliki enotne plasti brez določenih obrisov, sive barve. Višina slojevitih oblakov nad zemeljsko površino je 0,5–2 km. Občasno kaplja kaplja iz slojevitih oblakov.
Kumulusni oblaki so gosti, svetlo beli oblaki podnevi z znatnim navpičnim razvojem (do 5 km ali več). Vrhovi kumulusnih oblakov so kupole ali stolpi z zaobljenimi obrisi. Kumulusni oblaki se običajno pojavljajo kot konvekcijski oblaki v hladnih zračnih gmotah.
Stratocumulus oblaki so nizki (pod 2 km) oblaki v obliki sivih ali belih nevlaknastih plasti ali grebenov okroglih velikih blokov. Navpična debelina slojevitih oblakov je nizka. Občasno stratokumulusni oblaki dajejo rahle padavine.
Kumulonimbusni oblaki so močni in gosti oblaki z močnim navpičnim razvojem (do nadmorske višine 14 km), ki dajejo obilne padavine z nevihtami, točo, viharji. Kumulonimbusni oblaki se razvijejo iz močnih kumulusnih oblakov, ki se od njih razlikujejo v zgornjem delu, sestavljenem iz ledenih kristalov.
Skozi tropopavzo v povprečju na višinah od 12 do 50 km prehaja troposfera v stratosfero. V spodnjem delu, za približno 10 km, t.j. do višine približno 20 km je izotermičen (temperatura je okoli 220 K). Nato raste z višino in doseže največ 270 K na nadmorski višini 50–55 km. Tu je meja med stratosfero in nadležno mezosfero, imenovana stratopavza .
V stratosferi je veliko manj vodne pare. Včasih pa jih opazimo - tanke prosojne pršaste oblake, ki se občasno pojavljajo v stratosferi na nadmorski višini 20-30 km. Sedrasti oblaki so vidni na temnem nebu po sončnem zahodu in pred sončnim vzhodom. V obliki so sedefasti oblaki podobni oblakom cirusa in cirokumulusa.
Na nadmorski višini približno 50 km se mezosfera začne z vrhom širokega temperaturnega maksimuma. . Razlog za zvišanje temperature v območju tega maksimuma je eksotermna (tj. spremlja sproščanje toplote) fotokemična reakcija razgradnje ozona: О 3 + hv® О 2 + О. Ozon nastane pri fotokemični razgradnji molekularnega kisika О 2
Približno 2 + hv® О + О in kasnejša reakcija trojnega trčenja atoma in molekule kisika z neko tretjo molekulo M.
O + O 2 + M ® O 3 + M
Ozon pohlepno absorbira ultravijolično sevanje v območju od 2000 do 3000 Å in to sevanje segreva ozračje. Ozon v zgornji atmosferi služi kot nekakšen ščit, ki nas ščiti pred delovanjem ultravijoličnega sevanja Sonca. Brez tega ščita bi bil razvoj življenja na Zemlji v sodobnih oblikah komajda mogoč.
Na splošno se v celotni mezosferi atmosferska temperatura zniža na najnižjo vrednost okoli 180 K na zgornji meji mezosfere (imenovana mezopavza, nadmorska višina približno 80 km). V bližini mezopavze, na nadmorski višini 70–90 km, se lahko pojavi zelo tanka plast ledenih kristalov in delcev vulkanskega in meteoritnega prahu, ki jih opazimo kot čudovit spektakel nočljivih oblakov kmalu po sončnem zahodu.
V mezosferi večinoma izgorejo majhni trdni delci meteoritov, ki padajo na Zemljo, kar povzroča pojav meteorjev.
Rakete in drugi pojavi v zgornji atmosferi Zemlje, ki so posledica vdora vanjo s hitrostjo 11 km / s in več trdnih kozmičnih delcev ali teles, se imenujejo meteoroidi. Pojavi se opazna svetla meteorska sled; imenujemo najmočnejše pojave, ki jih pogosto spremlja padec meteoritov ognjene krogle; pojav meteorjev je povezan z meteorskimi plohami.
Meteorni dež:
1) pojav večkratnih udarcev meteorjev v nekaj urah ali dneh od enega sevalca.
2) roj meteoroidov, ki se giblje v eni orbiti okoli Sonca.
Sistematičen pojav meteorjev na določenem območju neba in v določenih dneh v letu, ki je posledica presečišča Zemljine orbite s skupno orbito številnih teles meteoritov, ki se gibljejo s približno enakimi in enako usmerjenimi hitrostmi, zaradi za katere se zdi, da njihove poti na nebu izhajajo iz ene skupne točke (sijoče) ... Poimenovani so po ozvezdju, kjer se nahaja sevalnik.
Meteorne plohe so impresivne s svojimi svetlobnimi učinki, vendar posamezne meteorje redko vidimo. Veliko več je nevidnih meteorjev, premajhnih, da bi jih zaznali, ko jih atmosfera absorbira. Nekateri najmanjši meteorji se verjetno sploh ne segrejejo, ampak jih zajame le ozračje. Ti majhni delci velikosti od nekaj milimetrov do deset tisočakov milimetra se imenujejo mikrometeoriti. Količina meteornih snovi, ki vsak dan vstopijo v ozračje, se giblje od 100 do 10.000 ton, večina te snovi pa pade na mikrometeorite.
Ker meteorna snov delno izgori v ozračju, se njena plinasta sestava dopolni s sledovi različnih kemičnih elementov. Na primer, kamniti meteorji prinašajo litij v ozračje. Z izgorevanjem kovinskih meteorjev nastanejo najmanjše sferične oblike železa, železovega niklja in drugih kapljic, ki prehajajo skozi ozračje in se odlagajo na zemeljsko površino. Najdemo jih na Grenlandiji in Antarktiki, kjer ledene plošče že leta ostajajo skoraj nespremenjene. Oceanologi jih najdejo v sedimentih oceanskega dna.
Večina meteornih delcev, ki vstopijo v ozračje, se odloži v približno 30 dneh. Nekateri znanstveniki menijo, da ima ta kozmični prah pomembno vlogo pri nastanku atmosferskih pojavov, kot je dež, saj služi kot jedra kondenzacije vodne pare. Zato se domneva, da so padavine statistično povezane z velikimi meteornimi nalivi. Nekateri strokovnjaki pa menijo, da je skupni vnos meteornih snovi več desetkrat večji kot pri največjem meteorskem dežju, zato je mogoče zanemariti spremembo celotne količine te snovi, ki nastane zaradi enega takega dežja .
Nobenega dvoma pa ni, da največji mikrometeoriti in vidni meteoriti puščajo dolge sledi ionizacije v visokih plasteh atmosfere, predvsem v ionosferi. Takšne sledi je mogoče uporabiti za radijske komunikacije na dolge razdalje, saj odsevajo visokofrekvenčne radijske valove.
Energija meteorjev, ki vstopajo v ozračje, se porabi predvsem in morda celo za njegovo segrevanje. To je ena od manjših sestavin toplotnega ravnovesja ozračja.
Meteorit je naravna trdna snov, ki je padla na površje Zemlje iz vesolja. Običajno se razlikuje med kamnom, železnim kamnom in železnimi meteoriti. Slednji so v glavnem sestavljeni iz železa in niklja. Večina najdenih meteoritov tehta od nekaj gramov do več kilogramov. Največji najdeni, železov meteorit Goba, tehta približno 60 ton in še vedno leži tam, kjer so ga odkrili v Južni Afriki. Večina meteoritov je delcev asteroidov, nekateri meteoriti pa so morda prišli na Zemljo z Lune in celo z Marsa.
Bolid je zelo svetel meteor, ki ga včasih opazimo tudi podnevi, pogosto pušča za seboj zadimljeno sled in ga spremljajo zvočni pojavi; pogosto se konča s padcem meteoritov.
Nad temperaturnim minimumom mezopavze se začne termosfera, pri katerem se temperatura najprej počasi, nato pa hitro spet začne dvigovati. Razlog je absorpcija ultravijoličnega sevanja s Sonca na nadmorski višini 150–300 km zaradi ionizacije atomskega kisika: O + hv® О + + e.
V termosferi se temperatura nenehno dviga na nadmorsko višino približno 400 km, kjer podnevi doseže v času največje sončne aktivnosti 1800 K. V obdobju najnižje je lahko ta mejna temperatura nižja od 1000 K. Nad 400 km ozračje prehaja v izotermalno eksosfero. Kritična raven (osnova eksosfere) je na nadmorski višini približno 500 km.
Aurore in številne orbite umetnih satelitov, pa tudi nočni svetleči oblaki - vsi ti pojavi se pojavljajo v mezosferi in termosferi.
Aurore opazimo na visokih zemljepisnih širinah med motnjami magnetnega polja. Trajajo lahko nekaj minut, pogosto pa so vidne tudi več ur. Aurore se zelo razlikujejo po obliki, barvi in intenzivnosti, ki se včasih sčasoma zelo hitro spreminjajo. Auroralni spekter sestavljajo emisijske črte in pasovi. V avroralnem spektru so nekatere emisije iz nočnega neba povečane, predvsem zelene in rdeče črte pri 5577 Å in l 6300 Å kisika. Dogaja se, da je ena od teh črt večkrat intenzivnejša od druge, in to določa vidno barvo sijaja: zeleno ali rdečo. Motnje magnetnega polja spremljajo tudi motnje v radijskih komunikacijah v polarnih regijah. Vzrok za motnje so spremembe v ionosferi, kar pomeni, da med magnetnimi nevihtami deluje močan vir ionizacije. Ugotovljeno je bilo, da se močne magnetne nevihte pojavijo, ko so v bližini središča sončnega diska prisotne velike skupine sončnih peg. Opazovanja so pokazala, da nevihte niso povezane s samimi sončnimi pegami, ampak s sončnimi izbruhi, ki se pojavijo med razvojem skupine sončnih peg.
Aurore so spekter svetlobe različne intenzivnosti s hitrimi gibi, ki ga opazimo v regijah zemljepisne širine. Vizualna aurora vsebuje zelene (5577Å) in rdeče (6300 / 6364Å) emisijske črte atomskega kisika in molekularne pasove N 2, ki jih vzbujajo energijski delci sončnega in magnetosferskega izvora. Te emisije so običajno prikazane na nadmorski višini približno 100 km in več. Izraz optična sija se uporablja za sklicevanje na vizualne aurore in njihov emisijski spekter od infrardečega do ultravijoličnega. Energija sevanja v infrardečem delu spektra znatno presega energijo vidnega območja. Ko so se pojavile aurore, so opazili emisije v ULF (
Prave oblike aurore je težko razvrstiti; najpogosteje se uporabljajo naslednji izrazi:
1. Umirite enakomerne loke ali proge. Lok se običajno razteza ~ 1000 km v smeri geomagnetne vzporednice (proti Soncu v polarnih regijah) in ima širino od enega do nekaj deset kilometrov. Trak je posploševanje pojma loka, običajno nima pravilne ločne oblike, ampak se upogiba v obliki črke S ali v obliki spirale. Loki in proge se nahajajo na nadmorski višini 100–150 km.
2. Žarki aurore . Ta izraz se nanaša na auroralno strukturo, podolgovato vzdolž magnetnih sil, z navpično dolžino od nekaj deset do nekaj sto kilometrov. Vodoravna dolžina žarkov je majhna, od nekaj deset metrov do več kilometrov. Žarke običajno opazimo v lokih ali kot ločene strukture.
3. Madeži ali površine . To so izolirana območja sijaja, ki nimajo določene oblike. Posamezne točke so lahko povezane.
4. Tančica. Nenavadna oblika aurore, ki je enoten sijaj, ki pokriva velika območja neba.
Po svoji strukturi se aurore delijo na homogene, plehke in sijoče. Uporabljajo se različni izrazi; pulzirajoči lok, pulzirajoča površina, razpršena površina, sijoča črta, draperija itd. Obstaja razvrstitev auror glede na njihovo barvo. Po tej razvrstitvi so aurore tipa A... Zgornji del ali vsi so rdeči (6300–6364 Å). Običajno se pojavijo na nadmorski višini 300–400 km z visoko geomagnetno aktivnostjo.
Aurora tipa V so v spodnjem delu obarvane rdeče in so povezane z luminiscenco pasov prvega pozitivnega sistema N 2 in prvega negativnega sistema O 2. Te oblike aurore se pojavijo v najbolj aktivnih fazah aurore.
Območja polarne luči – to so območja največje frekvence aurore ponoči, pravijo opazovalci na fiksni točki na zemeljski površini. Območja se nahajajo na 67 ° severne in južne zemljepisne širine, njihova širina pa je približno 6 °. Največ auroralnih pojavov, ki ustrezajo danemu trenutku geomagnetnega lokalnega časa, se pojavlja v ovalnih pasovih (auroralni oval), ki se asimetrično nahajajo okoli severnega in južnega geomagnetnega pola. Auroralni oval je pritrjen v koordinatah zemljepisna širina in čas, avroralno območje pa je mesto točk polnočnega območja ovala v koordinatah zemljepisne širine in dolžine. Ovalni pas se nahaja približno 23 ° od geomagnetnega pola v nočnem sektorju in 15 ° v dnevnem sektorju.
Oval aurora borealis in auroralne cone. Lokacija avroralnega ovala je odvisna od geomagnetne aktivnosti. Oval postane širši z visoko geomagnetno aktivnostjo. Auroralne cone ali meje avroralnega ovala so bolje predstavljene z vrednostjo L 6,4 kot z dipolnimi koordinatami. Linije geomagnetnega polja na meji dnevnega sektorja auroralne ovale sovpadajo z magnetopavza. Opazimo spremembo položaja avroralnega ovala glede na kot med geomagnetno osjo in smerjo Zemlja - Sonce. Auroralni oval se določi tudi na podlagi podatkov o obarjanju delcev (elektronov in protonov) določenih energij. Njegov položaj je mogoče neodvisno določiti iz podatkov o kusp na dnevni strani in v repu magnetosfere.
Dnevna razlika v pogostosti pojavljanja aurore v auroralnem območju ima največ v geomagnetni polnoči in najmanj v geomagnetnem poldnevu. Na ekvatorialni strani ovala se pogostost pojavljanja aurore močno zmanjšuje, oblika dnevnih variacij pa ostaja. Na polarni strani ovala se pogostost pojavljanja aurore postopoma zmanjšuje in so značilne zapletene dnevne spremembe.
Intenzivnost aurore se določi z merjenjem površine navidezne svetlosti. Površina svetlosti jaz aurora v določeni smeri določa skupna emisija 4p jaz foton / (cm 2 s). Ker ta vrednost ni resnična površinska svetlost, ampak predstavlja emisijo iz stolpca, se pri študiju aurore borealis običajno uporablja enota foton / (cm 2 · stolpec · s). Običajna enota za merjenje skupne emisije je Rayleigh (Rl), ki je enaka 106 fotonov / (cm 2 · stolpec · s). Bolj praktična enota avroralne intenzivnosti je določena z emisijami posamezne črte ali pasu. Na primer, intenzivnost aurore določajo mednarodni koeficienti svetlosti (ICF) glede na podatke o intenzivnosti zelene črte (5577 Å); 1 kRL = I MCQ, 10 kRL = II MCQ, 100 kRL = III MCQ, 1000 CRL = IV MCQ (največja intenzivnost aurore borealis). Te razvrstitve ni mogoče uporabiti za rdeče aurore. Eno od odkritij dobe (1957-1958) je bila vzpostavitev prostorsko-časovne porazdelitve aurore v obliki ovalnega odmika glede na magnetni pol. Iz preprostih idej o krožni obliki porazdelitve aurore glede na magnetni pol je bilo prehod na sodobno fiziko magnetosfere je bil zaključen. Čast odkritja pripada O. Khoroshevi, G. Starkov, Y. Feldshtein, S. I. Akasof in številni drugi raziskovalci pa so intenzivno razvijali ideje auroralnega ovala. Auroralni oval predstavlja območje najbolj intenzivnega vpliva sončnega vetra na zgornjo atmosfero Zemlje. Intenzivnost aurore je največja v ovalu, njeno dinamiko pa stalno spremljajo sateliti.
Obstojen auroralni rdeči lok, drugače imenovan rdeči lok srednje širine ali M-lok, je subvisualni (pod mejo očesne občutljivosti) širok lok, ki se razteza od vzhoda proti zahodu na tisoče kilometrov in morda obkroža celotno Zemljo. Širina dolžine loka je 600 km. Emisija iz stabilnega avroralnega rdečega loka je praktično enobarvna v rdečih črtah l 6300 Å in l 6364 Å. Nedavno so poročali tudi o šibkih emisijskih linijah pri 5577 Å (OI) in l 4278 Å (N + 2). Vztrajni rdeči loki so razvrščeni kot aurore, vendar se pojavljajo na veliko večjih nadmorskih višinah. Spodnja meja se nahaja na nadmorski višini 300 km, zgornja meja je približno 700 km. Intenzivnost mirnega avroralnega rdečega loka v emisiji l 6300 Å je od 1 do 10 kRl (tipična vrednost je 6 kRl). Prag občutljivosti očesa pri tej valovni dolžini je približno 10 kRl, tako da se loki redko opazijo vizualno. Vendar so opazovanja pokazala, da je njihova svetlost> 50 kRl pri 10% noči. Običajna življenjska doba lokov je približno en dan, v naslednjih dneh pa se le redko pojavijo. Radijski valovi s satelitov ali radijskih virov, ki prečkajo stabilne avroralne rdeče loke, so nagnjeni k scintilaciji, kar kaže na obstoj nepravilnosti elektronske gostote. Teoretična razlaga rdečih lokov je, da so segreti elektroni v regiji F. ionosfera povzroči povečanje atomov kisika. Satelitska opazovanja kažejo povečanje temperature elektronov vzdolž sil sil geomagnetnega polja, ki sekajo stabilne avroralne rdeče loke. Intenzivnost teh lokov je pozitivno povezana z geomagnetno aktivnostjo (nevihte), pogostost pojavljanja lokov pa je pozitivno povezana z aktivnostjo, ki tvori sončne pege.
Nekatere oblike aurore doživljajo kvaziperiodične in koherentne časovne razlike v intenzivnosti. Te polarne sije s približno stacionarno geometrijo in hitrimi periodičnimi nihanji, ki se pojavljajo v fazi, imenujemo spreminjajoče se polarne sivke. Uvrščeni so med aurore obliko R po Mednarodnem atlasu Aurore Borealis Podrobnejša pododdelka spreminjajočih se polarnih sij:
R 1 (pulzirajoča aurora) je luminiscenca z enakomernimi faznimi spremembami svetlosti po celotni obliki aurore. Po definiciji je v idealni pulzirajoči aurori mogoče ločiti prostorske in časovne dele pulzacije, t.j. svetlost jaz(r, t)= Jaz(r)· I T.(t). V tipičnih polarnih lučeh R Pojavijo se 1 pulzacije s frekvenco 0,01 do 10 Hz nizke intenzivnosti (1-2 kRl). Večina polarnih sij R 1 - to so lise ali loki, ki utripajo z obdobjem nekaj sekund.
R 2 (ognjeno polarno sivo). Izraz se običajno uporablja za označevanje plamenskih gibov, ki zapolnijo nebesni svod, namesto za opis ene same oblike. Aurore so v obliki lokov in se običajno premikajo navzgor z višine 100 km. Te aurore so razmeroma redke in se pogosteje pojavljajo zunaj aurore.
R 3 (svetleča aurora). To so aurore s hitrimi, nepravilnimi ali pravilnimi spremembami svetlosti, ki dajejo vtis utripajočega plamena po nebu. Pojavijo se tik pred razpadom aurore. Pogosto opažena pogostost variacij R 3 je enako 10 ± 3 Hz.
Izraz pretočna aurora, ki se uporablja za drug razred pulzirajočih sij, se nanaša na nepravilne spremembe svetlosti, ki se hitro premikajo vodoravno v lokih in pasovih polarnih sij.
Spreminjajoča se aurora je eden od sončno-zemeljskih pojavov, ki spremljajo pulzacije geomagnetnega polja in auroralne rentgenske žarke, ki jih povzročajo obarjanje delcev sončnega in magnetosferskega izvora.
Za luminiscenco polarne kape je značilna visoka intenzivnost pasu prvega negativnega sistema N + 2 (l 3914 Å). Običajno so ti pasovi N + 2 petkrat intenzivnejši od zelene črte OI l 5577 Å; absolutna intenzivnost luminescence polarne kape je od 0,1 do 10 kPl (običajno 1–3 kPl). S temi polarnimi sijami, ki se pojavljajo v obdobjih PCA, homogen sijaj pokriva celotno polarno kapo do geomagnetne zemljepisne širine 60 ° na nadmorski višini od 30 do 80 km. Ustvarjajo ga predvsem sončni protoni in d-delci z energijo 10–100 MeV, ki na teh višinah ustvarjajo največjo ionizacijo. Obstaja še ena vrsta sijaja v auroralnih conah, imenovana plaščna aurora. Za to vrsto auroralne luminescence je dnevna največja intenzivnost v jutranjih urah 1–10 kRl, najmanjša pa petkrat šibkejša. Opazovanj plaščnih auror je malo; njihova intenzivnost je odvisna od geomagnetne in sončne aktivnosti.
Sijaj vzdušja definirano kot sevanje, ki ga ustvarja in oddaja atmosfera planeta. To je netermično sevanje iz ozračja, z izjemo emisije aurore, izpustov strele in emisij meteornih poti. Ta izraz se uporablja za označevanje zemeljske atmosfere (nočni sij, somrak in dnevna svetloba). Sijaj ozračja je le delček svetlobe v ozračju. Drugi viri so sončna svetloba, zodiakalna svetloba in razpršena svetloba dnevne svetlobe od Sonca. Včasih lahko sijaj atmosfere predstavlja do 40% celotne količine svetlobe. Sijaj atmosfere se pojavlja v atmosferskih plasteh različnih višin in debelin. Spekter atmosferskega sijaja pokriva valovne dolžine od 1000 Å do 22,5 µm. Glavna emisijska linija v siju ozračja je l 5577 Å, ki se pojavlja na nadmorski višini 90–100 km v plasti 30–40 km debelo. Pojav luminescence je posledica Chempenovega mehanizma, ki temelji na rekombinaciji atomov kisika. Druge emisijske črte so l 6300 Å, ki se pojavijo v primeru disociacijske rekombinacije O + 2 in emisije NI l 5198/5201 Å in NI l 5890/5896 Å.
Intenzivnost sijaja atmosfere se meri v Rayleighsu. Svetlost (pri Rayleighsu) je enaka 4 pw, kjer je v kotna površina, svetlost oddajne plasti v enotah 10 6 fotonov / (cm 2 · sr · s). Intenzivnost sijaja je odvisna od zemljepisne širine (različno za različne emisije), spreminja pa se tudi podnevi, največ do polnoči. Ugotovljena je bila pozitivna korelacija emisije atmosfere l 5577 Å s številom sončnih peg in tokom sončnega sevanja pri valovni dolžini 10,7 cm. Sijaj atmosfere opazimo med satelitskimi poskusi. Iz vesolja je videti kot svetlobni obroč okoli Zemlje in je zelenkaste barve.
Na višinah 20–25 km je dosežena največja koncentracija zanemarljive količine ozona O 3 (do 2 × 10 –7 vsebnosti kisika!), Ki nastane pod vplivom sončnega ultravijoličnega sevanja na nadmorski višini približno 10 do 50 km, ščiti planet pred ionizirajočim sončnim sevanjem. Kljub izredno majhnemu številu molekul ozona ščitijo vse življenje na Zemlji pred uničujočimi učinki kratkovalnega (ultravijoličnega in rentgenskega) sevanja Sonca. Če vse molekule odložite na dno atmosfere, dobite plast debeline največ 3-4 mm! Na nadmorski višini nad 100 km se delež lahkih plinov poveča, na zelo velikih nadmorskih višinah pa prevladujeta helij in vodik; mnoge molekule se disociirajo na posamezne atome, ki zaradi ionizacije s trdim sončnim sevanjem tvorijo ionosfero. Tlak in gostota zraka v zemeljski atmosferi se z višino zmanjšujeta. Glede na porazdelitev temperature je zemeljsko ozračje razdeljeno na troposfero, stratosfero, mezosfero, termosfero in eksosfero. .
Na nadmorski višini 20-25 km je ozonski plašč... Ozon nastane zaradi razpada kisikovih molekul pri absorpciji ultravijoličnega sevanja s Sonca z valovnimi dolžinami, krajšimi od 0,1–0,2 mikrona. Prosti kisik se združi z molekulami O 2 in tvori ozon O 3, ki pohlepno absorbira vso ultravijolično svetlobo, krajšo od 0,29 mikrona. Molekule ozona O 3 zlahka uničijo kratkovalno sevanje. Zato ozonska plast kljub redkosti učinkovito absorbira ultravijolično sevanje Sonca, ki je prešlo skozi višje in bolj prozorne atmosferske plasti. Zahvaljujoč temu so živi organizmi na Zemlji zaščiteni pred škodljivimi učinki ultravijolične svetlobe sonca.
Sončno sevanje ionizira atome in molekule atmosfere. Stopnja ionizacije postane pomembna že na nadmorski višini 60 kilometrov in z oddaljenostjo od Zemlje vztrajno narašča. Na različnih višinah v atmosferi se zaporedno pojavljajo procesi disociacije različnih molekul in kasnejša ionizacija različnih atomov in ionov. To so predvsem molekule kisika O 2, dušika N 2 in njihovi atomi. Glede na intenzivnost teh procesov se različne plasti ozračja, ki ležijo nad 60 kilometrov, imenujejo ionosferske plasti. , in njihovo celoto z ionosfero . Spodnja plast, katere ionizacija je nepomembna, se imenuje nevtrosfera.
Največja koncentracija nabitih delcev v ionosferi je dosežena na nadmorski višini 300–400 km.
Hipotezo o obstoju prevodne plasti v zgornji atmosferi je leta 1878 predstavil angleški znanstvenik Stewart, da bi razložil značilnosti geomagnetnega polja. Nato sta leta 1902 neodvisno drug od drugega Kennedy v ZDA in Heaviside v Angliji opozorila, da je za razlago širjenja radijskih valov na dolge razdalje potrebno domnevati obstoj regij z visoko prevodnostjo v visokih plasteh ozračje. Leta 1923 je akademik M. V. Shuleikin ob upoštevanju značilnosti širjenja radijskih valov različnih frekvenc prišel do zaključka, da sta v ionosferi vsaj dve odsevni plasti. Leta 1925 so angleški raziskovalci Appleton in Barnett ter Breit in Tuve prvič eksperimentalno dokazali obstoj regij, ki odražajo radijske valove, in postavili temelje za njihovo sistematično preučevanje. Od takrat je potekala sistematična študija lastnosti teh plasti, ki jih na splošno imenujemo ionosfera, ki igrajo bistveno vlogo pri številnih geofizikalnih pojavih, ki določajo odboj in absorpcijo radijskih valov, kar je zelo pomembno za praktične namene, zlasti za zagotavljanje zanesljive radijske komunikacije.
V tridesetih letih prejšnjega stoletja so se začela sistematična opazovanja stanja ionosfere. Pri nas so na pobudo M.A. Bonch-Bruevicha nastale instalacije za njeno impulzno zvonjenje. Raziskane so bile številne splošne lastnosti ionosfere, višine in koncentracija elektronov v njenih glavnih plasteh.
Na višinah 60–70 km opazimo plast D, na višinah 100–120 km pa plast E, na nadmorski višini, na nadmorski višini 180-300 km dvojna plast F. 1 in F. 2. Glavni parametri teh plasti so prikazani v tabeli 4.
| Tabela 4. | ||||||
| Regija ionosfere | Največja višina, km | T i , K | Dan | Noč n e , cm –3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min n e , cm –3 | Maks n e , 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 (poletje) | 250–320 | 1000–2000 | 2 · 10 5 | 8 · 10 5 | ~ 3 10 5 | 10 –10 |
| n e- koncentracija elektronov, e - elektronski naboj, T i Je ionska temperatura, a΄ je rekombinacijski koeficient (ki določa n e in njegova časovna sprememba) | ||||||
Povprečne vrednosti so podane, saj se razlikujejo za različne zemljepisne širine, odvisno od časa dneva in letnih časov. Ti podatki so potrebni za zagotovitev radijske komunikacije na dolge razdalje. Uporabljajo se za izbiro delovnih frekvenc za različne kratkovalovne radijske povezave. Poznavanje njihovih sprememb glede na stanje ionosfere v različnih obdobjih dneva in v različnih letnih časih je izredno pomembno za zagotavljanje zanesljivosti radijskih komunikacij. Ionosfera je niz ioniziranih plasti zemeljske atmosfere, ki se začnejo na višinah reda 60 km in segajo do višine več deset tisoč km. Glavni vir ionizacije zemeljske atmosfere je ultravijolično in rentgensko sevanje Sonca, ki se pojavlja predvsem v sončni kromosferi in koroni. Poleg tega na stopnjo ionizacije zgornje atmosfere vplivajo sončni korpuskularni tokovi, ki nastajajo med sončnimi izbruhi, pa tudi kozmični žarki in meteorski delci.
- to so območja v ozračju, v katerih so dosežene največje vrednosti koncentracije prostih elektronov (to je njihovo število na enoto prostornine). Električno nabiti prosti elektroni in (v manjši meri manj mobilni ioni), ki nastanejo pri ionizaciji atomov atmosferskih plinov, pri medsebojnem delovanju z radijskimi valovi (t.j. elektromagnetnimi nihanji), lahko spremenijo svojo smer, jih odbijajo ali lomijo in absorbirajo njihovo energijo. Posledično se lahko pri sprejemu oddaljenih radijskih postaj pojavijo različni učinki, na primer zbledele radijske komunikacije, povečanje slišnosti oddaljenih postaj, zatemnitve itd. pojavov.
Klasične metode preučevanja ionosfere z Zemlje se zmanjšajo na impulzno sondiranje - pošiljanje radijskih impulzov in opazovanje njihovih odsevov iz različnih plasti ionosfere z merjenjem zakasnitve in proučevanjem intenzivnosti in oblike odbijanja signalov. Z merjenjem višin odboja radijskih impulzov na različnih frekvencah, določanjem kritičnih frekvenc različnih regij (nosilna frekvenca radijskega impulza se imenuje kritična, za katero dano območje ionosfere postane prozorno), je mogoče določiti vrednost koncentracije elektronov v plasteh in efektivne višine za dane frekvence ter izbiro optimalnih frekvenc za dane radijske poti. Z razvojem raketne tehnologije in prihodom vesoljske dobe umetnih zemeljskih satelitov (AES) in drugih vesoljskih plovil je postalo mogoče neposredno meriti parametre vesoljske plazme v bližini Zemlje, katere spodnji del je ionosfera.
Meritve koncentracije elektronov, izvedene s plošče posebej izstreljenih raket in vzdolž poti letenja satelitov, so potrdile in izpopolnile podatke, predhodno pridobljene s zemeljskimi metodami, o strukturi ionosfere, porazdelitvi koncentracije elektronov z višino po različne regije Zemlje in omogočilo pridobivanje vrednosti koncentracije elektronov nad glavnim maksimumom - plastjo F.... Prej tega ni bilo mogoče storiti z uporabo metod sondiranja, ki temeljijo na opazovanju odsevnih kratkovalnih radijskih impulzov. Ugotovljeno je bilo, da so v nekaterih regijah sveta precej stabilne regije z nizko koncentracijo elektronov, rednimi "ionosferskimi vetrovi", v ionosferi nastajajo posebni valovni procesi, ki nosijo lokalne motnje ionosfere tisoče kilometrov od mesta njihovega vzbujanja , in veliko več. Ustvarjanje posebej zelo občutljivih sprejemnikov je omogočilo sprejemanje impulznih signalov, delno odsevanih iz najnižjih regij ionosfere (postaje z delnim odbojem), na postajah impulznega sondiranja ionosfere. Uporaba močnih impulznih instalacij v valovnih dolžinah merilnika in decimetra z uporabo anten, ki omogočajo visoko koncentracijo sevane energije, je omogočila opazovanje signalov, ki jih ionosfera razprši na različnih višinah. Proučevanje značilnosti spektrov teh signalov, ki niso koherentno razpršeni z elektroni in ioni ionosferske plazme (za to so bile uporabljene postaje nekoherentnega razprševanja radijskih valov) je omogočilo določitev koncentracije elektronov in ionov, njihove enakovredna temperatura na različnih višinah do višine nekaj tisoč kilometrov. Izkazalo se je, da je ionosfera precej pregledna za uporabljene frekvence.
Koncentracija električnih nabojev (koncentracija elektronov je enaka ionski) v zemeljski ionosferi na nadmorski višini 300 km je čez dan približno 10 6 cm –3. Plazma te gostote odbija radijske valove, daljše od 20 m, in oddaja krajše.
Tipična navpična porazdelitev koncentracije elektronov v ionosferi za dnevne in nočne razmere.
Stabilen sprejem oddaljenih radijskih postaj je odvisen od uporabljenih frekvenc, pa tudi od časa dneva, sezone in poleg tega od sončne aktivnosti. Sončna aktivnost pomembno vpliva na stanje ionosfere. Radijski valovi, ki jih oddaja zemeljska postaja, se širijo enakomerno kot vse vrste elektromagnetnih valov. Upoštevati pa je treba, da tako površina Zemlje kot ionizirane plasti njene atmosfere služijo kot plošče velikega kondenzatorja, ki na njih deluje kot delovanje ogledal na svetlobo. Odsevajoč se od njih, lahko radijski valovi potujejo več tisoč kilometrov in se zvijajo po vsem svetu z velikimi skoki v stotinah in tisoč kilometrih, ki se izmenično odbijajo od plasti ioniziranega plina in od površine Zemlje ali vode.
V dvajsetih letih prejšnjega stoletja je veljalo, da radijski valovi, krajši od 200 m, zaradi močne absorpcije na splošno niso primerni za komunikacije na dolge razdalje. Prva poskusa o sprejemu kratkih valov na dolge razdalje med Atlantikom med Evropo in Ameriko sta izvedla angleški fizik Oliver Heaviside in ameriški elektrotehnik Arthur Kennelly. Neodvisno drug od drugega so domnevali, da je nekje okoli Zemlje ionizirana plast atmosfere, ki lahko odbija radijske valove. Imenovali so ga Heaviside - Kennelly plast, nato pa ionosfera.
Po sodobnih konceptih ionosfero sestavljajo negativno nabiti prosti elektroni in pozitivno nabiti ioni, predvsem molekularni kisik O + in dušikov oksid NO +. Ioni in elektroni nastanejo kot posledica disociacije molekul in ionizacije nevtralnih atomov plina s sončnim rentgenskim in ultravijoličnim sevanjem. Za ionizacijo atoma ga je treba obvestiti o ionizacijski energiji, katere glavni vir za ionosfero je ultravijolično, rentgensko in korpuskularno sevanje Sonca.
Medtem ko zemeljsko plinasto lupino osvetljuje Sonce, se v njej neprestano tvori vse več elektronov, hkrati pa se nekateri elektroni, ki trčijo z ioni, rekombinirajo in spet tvorijo nevtralne delce. Po sončnem zahodu se tvorba novih elektronov skoraj ustavi, število prostih elektronov pa se začne zmanjševati. Več prostih elektronov v ionosferi, boljši visokofrekvenčni valovi se od nje odbijajo. Z zmanjšanjem koncentracije elektronov je prenos radijskih valov mogoč le v nizkofrekvenčnih območjih. Zato je ponoči praviloma mogoče sprejeti oddaljene postaje le v razponih 75, 49, 41 in 31 m. Elektroni so v ionosferi neenakomerno razporejeni. Na nadmorski višini od 50 do 400 km je več plasti ali regij povečane koncentracije elektronov. Ta območja gladko prehajajo drug v drugega in vplivajo na širjenje VF radijskih valov na različne načine. Zgornja plast ionosfere je označena s črko F.... Tu je stopnja ionizacije najvišja (delež nabitih delcev je reda 10–4). Nahaja se na nadmorski višini več kot 150 km nad zemeljsko površino in ima glavno odsevno vlogo pri daljinskem širjenju radijskih valov visokofrekvenčnih VF pasov. V poletnih mesecih se regija F razdeli na dve plasti - F. 1 in F. 2. Plast F1 lahko zaseda višine od 200 do 250 km, plast pa F. 2 tako rekoč "plava" v nadmorski višini 300–400 km. Običajno plast F. 2 je ioniziran veliko močneje od plasti F. 1. Nočna plast F. 1 izgine in plast F. 2, ki počasi izgubi do 60% stopnje ionizacije. Pod plastjo F, na nadmorski višini od 90 do 150 km, je plast E, katerih ionizacija se pojavi pod vplivom mehkega rentgenskega sevanja s Sonca. Stopnja ionizacije sloja E je nižja od stopnje ionizacije F., podnevi pride do sprejema postaj nizkofrekvenčnih VF pasov 31 in 25 m, ko se signali odbijajo od plasti E... Običajno so to postaje, ki se nahajajo na razdalji 1000-1500 km. Ponoči v plast E ionizacija se močno zmanjšuje, a tudi v tem času še naprej igra opazno vlogo pri sprejemanju signalov s postaj v razponu 41, 49 in 75 m.
V regiji se pojavlja veliko zanimanje za sprejem signalov visokofrekvenčnih VF pasov 16, 13 in 11 m E vmesni sloji (oblaki) močno povečane ionizacije. Območje teh oblakov se lahko razlikuje od nekaj do sto kvadratnih kilometrov. Ta plast povečane ionizacije se imenuje sporadična plast E in označeno Es... Oblaki Es se lahko v ionosferi premikajo pod vplivom vetra in dosežejo hitrost do 250 km / h. Poleti je na srednjih zemljepisnih širinah podnevi izvor radijskih valov zaradi oblakov Es 15–20 dni na mesec. V ekvatorialni regiji je skoraj vedno prisoten, na visokih zemljepisnih širinah pa se ponavadi pojavi ponoči. Včasih se v letih nizke sončne aktivnosti, ko ni prenosa na visokofrekvenčnih pasovih VF, na pasovih 16, 13 in 11 m, nenadoma pojavijo oddaljene postaje z dobro glasnostjo, katerih signali se večkrat odbijajo od Es.
Najnižje območje ionosfere je območje D na nadmorski višini med 50 in 90 km. Prostih elektronov je tukaj relativno malo. Z območja D dolgi in srednji valovi se dobro odbijejo, signali nizkofrekvenčnih VF postaj pa se močno absorbirajo. Po sončnem zahodu ionizacija zelo hitro izgine in postane mogoče sprejemati oddaljene postaje v razponu 41, 49 in 75 m, katerih signali se odbijajo od plasti F. 2 in E... Ločene plasti ionosfere igrajo pomembno vlogo pri širjenju signalov VF radijskih postaj. Vpliv na radijske valove je predvsem posledica prisotnosti prostih elektronov v ionosferi, čeprav je mehanizem širjenja radijskih valov povezan s prisotnostjo velikih ionov. Slednji so zanimivi tudi pri preučevanju kemičnih lastnosti ozračja, saj so aktivnejši od nevtralnih atomov in molekul. Kemijske reakcije v ionosferi igrajo pomembno vlogo pri njenem energijskem in električnem ravnovesju.
Normalna ionosfera. Opazovanja, izvedena s pomočjo geofizikalnih raket in satelitov, so prinesla veliko novih informacij, ki kažejo, da ionizacija ozračja poteka pod vplivom sončnega sevanja širokega spektra. Njegov glavni del (več kot 90%) je koncentriran v vidnem delu spektra. Ultravijolično sevanje s krajšo valovno dolžino in večjo energijo kot vijolični svetlobni žarki vodik oddaja iz notranjega dela Sončeve atmosfere (kromosfera), medtem ko rentgenske žarke, ki imajo še večjo energijo, oddajajo plini iz zunanje lupine sonce (korona).
Normalno (povprečno) stanje ionosfere je posledica stalnega močnega sevanja. Redne spremembe se pojavljajo v normalni ionosferi pod vplivom dnevnega kroženja Zemlje in sezonskih razlik v vpadnem kotu sončne svetlobe opoldne, pojavljajo pa se tudi nepredvidljive in nenadne spremembe stanja ionosfere.
Kot veste, se na Soncu pojavijo močne ciklično ponavljajoče se manifestacije aktivnosti, ki dosežejo največ vsakih 11 let. Opazovanja v okviru programa Mednarodno geofizikalno leto (IGY) so sovpadala z obdobjem največje sončne aktivnosti za celotno obdobje sistematičnih meteoroloških opazovanj, tj. od začetka 18. stoletja. V obdobjih visoke aktivnosti se svetlost nekaterih regij na Soncu večkrat poveča, moč ultravijoličnega in rentgenskega sevanja pa se močno poveča. Takšni pojavi se imenujejo sončne baklje. Trajajo od nekaj minut do ene do dveh ur. Med izbruhom izbruhne sončna plazma (predvsem protoni in elektroni), osnovni delci pa hitijo v vesolje. Elektromagnetno in korpuskularno sevanje Sonca v trenutkih takšnih izbruhov močno vpliva na zemeljsko atmosfero.
Začetno reakcijo opazimo 8 minut po izbruhu, ko na Zemljo doseže intenzivno ultravijolično in rentgensko sevanje. Posledično se ionizacija močno poveča; Rentgenski žarki prodirajo v ozračje do spodnje meje ionosfere; število elektronov v teh plasteh se tako poveča, da se radijski signali skoraj popolnoma absorbirajo ("ugasnejo"). Dodatna absorpcija sevanja povzroči segrevanje plina, kar prispeva k razvoju vetrov. Ioniziran plin je električni prevodnik in ko se premika v zemeljskem magnetnem polju, se pokaže učinek dinama in nastane električni tok. Takšni tokovi pa lahko povzročijo opazne motnje v magnetnem polju in se pokažejo v obliki magnetnih neviht.
Strukturo in dinamiko zgornje atmosfere v veliki meri določajo neravnovesja v termodinamičnem smislu procesi, povezani z ionizacijo in disociacijo s sončnim sevanjem, kemični procesi, vzbujanje molekul in atomov, njihova deaktivacija, trčenje in drugi osnovni procesi. V tem primeru se stopnja neravnovesja z zmanjšanjem gostote povečuje z višino. Do višine 500–1000 km in pogosto celo višje je stopnja neravnovesja za številne značilnosti zgornje atmosfere precej majhna, kar omogoča uporabo klasične in hidromagnetne hidrodinamike za njen opis ob upoštevanju kemičnih reakcij.
Eksosfera je zunanja plast zemeljske atmosfere, ki se začne na višinah nekaj sto kilometrov, od koder lahko v vesolje pobegnejo lahki, hitro premikajoči se vodikovi atomi.
Edward Kononovich
Literatura:
Pudovkin M.I. Osnove fizike sonca... SPb, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomija danes... Prentice-Hall, Inc. Zgornje sedlo, 2002
Gradiva na internetu: http://ciencia.nasa.gov/
Debelina ozračja je približno 120 km od zemeljske površine. Skupna masa zraka v ozračju je (5,1-5,3) · 10 18 kg. Od tega je masa suhega zraka 5,1352 ± 0,0003 · 10 18 kg, skupna masa vodne pare je v povprečju 1,27 · 10 16 kg.
Prehodna plast iz troposfere v stratosfero, plast ozračja, v kateri se temperatura znižuje z višino.
Plast ozračja, ki se nahaja na nadmorski višini od 11 do 50 km. Rahla sprememba temperature v sloju 11-25 km (spodnja plast stratosfere) in njeno povečanje v plasti 25-40 km s -56,5 na 0,8 ° (zgornja plast stratosfere ali inverzijsko območje) sta značilno. Ko je dosegla vrednost približno 273 K (skoraj 0 ° C) na nadmorski višini približno 40 km, temperatura ostane konstantna do nadmorske višine približno 55 km. To območje konstantne temperature se imenuje stratopavza in je meja med stratosfero in mezosfero.
Mejna plast atmosfere med stratosfero in mezosfero. Navpična porazdelitev temperature ima največ (približno 0 ° C).
Atmosfera zemlje
Zgornja meja je približno 800 km. Temperatura se dvigne na nadmorski višini 200-300 km, kjer doseže vrednosti reda 1500 K, nato pa ostane skoraj konstantna do velikih nadmorskih višin. Pod vplivom ultravijoličnega in rentgenskega sončnega sevanja ter kozmičnega sevanja pride do ionizacije zraka ("polarne luči") - glavna področja ionosfere ležijo znotraj termosfere. Na nadmorski višini nad 300 km prevladuje atomski kisik. Zgornjo mejo termosfere v veliki meri določa trenutna aktivnost Sonca. V obdobjih nizke aktivnosti - na primer v letih 2008–2009 - se opazno zmanjša velikost te plasti.
Območje ozračja, ki meji na vrh termosfere. Na tem področju je absorpcija sončnega sevanja zanemarljiva in temperatura se z nadmorsko višino dejansko ne spreminja.
Do nadmorske višine 100 km je ozračje homogena, dobro mešana mešanica plinov. V višjih plasteh je porazdelitev plinov po višini odvisna od njihovih molekulskih mas, koncentracija težjih plinov se z oddaljenostjo od zemeljske površine hitreje zmanjšuje. Zaradi zmanjšanja gostote plinov temperatura pade od 0 ° C v stratosferi do -110 ° C v mezosferi. Vendar pa kinetična energija posameznih delcev na nadmorski višini 200-250 km ustreza temperaturi ~ 150 ° C. Nad 200 km opazimo pomembna nihanja temperature in gostote plinov v času in prostoru.
Na nadmorski višini približno 2000-3500 km se eksosfera postopoma spremeni v t.i skoraj vesoljski vakuum, ki je napolnjena z zelo redkimi delci medplanetarnega plina, predvsem atomi vodika. Toda ta plin je le del medplanetarne snovi. Drugi del sestavljajo prahu podobni delci kometnega in meteorskega izvora. Poleg izjemno redkih prahu podobnih delcev v ta prostor prodira elektromagnetno in korpuskularno sevanje sončnega in galaktičnega izvora.
Troposfera predstavlja približno 80% mase ozračja, stratosfera - približno 20%; masa mezosfere ne presega 0,3%, termosfera je manjša od 0,05% celotne mase ozračja. Na podlagi električnih lastnosti v atmosferi ločimo nevtrosfero in ionosfero. Trenutno velja, da se ozračje razteza na nadmorski višini 2000-3000 km.
Odvisno od sestave plina v ozračju, homosfera in heterosfera. Hetosfera- to je območje, kjer gravitacija vpliva na ločevanje plinov, saj je njihovo mešanje na tej višini zanemarljivo. Od tod tudi spremenljiva sestava heterosfere. Pod njim leži dobro premešan del atmosfere, homogene sestave, imenovan homosfera. Meja med temi plastmi se imenuje turbopavza; leži na nadmorski višini približno 120 km.
Že na višini 5 km nad morjem pri neobučeni osebi nastane kisikovo lakoto in brez prilagajanja se delovna zmogljivost osebe znatno zmanjša. Tu se konča fiziološko območje ozračja. Človeško dihanje na višini 9 km postane nemogoče, čeprav atmosfera vsebuje kisik do približno 115 km.
Ozračje nas oskrbuje s kisikom, ki ga potrebujemo za dihanje. Zaradi padca skupnega tlaka atmosfere, ko se dvigne na nadmorsko višino, se temu ustrezno zmanjša tudi delni tlak kisika.
V redkih slojih zraka je širjenje zvoka nemogoče. Do višine 60-90 km je še vedno mogoče uporabiti upor in dvig zraka za nadzorovan aerodinamični let. Toda z nadmorske višine 100-130 km koncepti števila M in zvočne pregrade, znani vsakemu pilotu, izgubijo pomen: tja prehaja pogojna Karmanova črta, čez katero se začne območje čisto balističnega poleta, ki je mogoče nadzorovati le z reaktivnimi silami.
Na nadmorski višini nad 100 km atmosferi manjka še ena izjemna lastnost - sposobnost absorpcije, vodenja in prenosa toplotne energije s konvekcijo (to je z mešanjem zraka). To pomeni, da se različni elementi opreme, opreme vesoljske postaje v orbiti ne bodo mogli ohladiti od zunaj, kot se to običajno počne na letalu - s pomočjo zračnih curkov in zračnih radiatorjev. Na tej nadmorski višini, tako kot v vesolju na splošno, je edini način prenosa toplote skozi toplotno sevanje.
Po najpogostejši teoriji je bilo Zemljino ozračje skozi čas v treh različnih sestavah. Prvotno je bil sestavljen iz lahkih plinov (vodik in helij), ujetih iz medplanetarnega prostora. To je tako imenovani primarno ozračje(pred približno štirimi milijardami let). Na naslednji stopnji je aktivna vulkanska aktivnost privedla do nasičenja ozračja s plini, ki niso vodik (ogljikov dioksid, amoniak, vodna para). Tako je nastalo sekundarno vzdušje(pred približno tremi milijardami let). Vzdušje je bilo obnovitveno. Nadalje so proces nastajanja ozračja določali naslednji dejavniki:
Postopoma so ti dejavniki privedli do nastanka terciarno ozračje, za katero je značilna veliko nižja vsebnost vodika in veliko večja vsebnost dušika in ogljikovega dioksida (nastala kot posledica kemičnih reakcij iz amoniaka in ogljikovodikov).
Nastanek velike količine dušika N 2 je posledica oksidacije atmosfere amonijak-vodik z molekularnim kisikom O 2, ki je začela pritekati s površine planeta zaradi fotosinteze, začenši pred 3 milijardami let. Prav tako se dušik N 2 sprošča v ozračje kot posledica denitrifikacije nitratov in drugih spojin, ki vsebujejo dušik. Dušik ozon oksidira v NO v zgornji atmosferi.
Dušik N 2 reagira le pod posebnimi pogoji (na primer med udarcem strele). Oksidacija molekularnega dušika z ozonom z električnimi razelektritvami v majhnih količinah se uporablja pri industrijski proizvodnji dušikovih gnojil. Z nizko porabo energije ga lahko oksidiramo in pretvorimo v biološko aktivno obliko s cianobakterijami (modro-zelene alge) in nodularnimi bakterijami, ki tvorijo rizobialno simbiozo s stročnicami, t.i. siderati.
Sestava ozračja se je začela korenito spreminjati s pojavom živih organizmov na Zemlji, kar je posledica fotosinteze, ki jo spremlja sproščanje kisika in absorpcija ogljikovega dioksida. Sprva je bil kisik porabljen za oksidacijo reduciranih spojin - amoniaka, ogljikovodikov, železove oblike železa v oceanih itd. Na koncu te stopnje je vsebnost kisika v ozračju začela naraščati. Postopoma je nastalo sodobno ozračje z oksidacijskimi lastnostmi. Ker je to povzročilo resne in nenadne spremembe v številnih procesih, ki se pojavljajo v ozračju, litosferi in biosferi, so ta dogodek poimenovali kisikova katastrofa.
V zadnjem času so ljudje začeli vplivati na razvoj ozračja. Rezultat njegovih dejavnosti je bilo nenehno znatno povečanje vsebnosti ogljikovega dioksida v ozračju zaradi zgorevanja ogljikovodikovih goriv, nakopičenih v prejšnjih geoloških obdobjih. Ogromne količine CO 2 se porabijo med fotosintezo in jih absorbirajo svetovni oceani. Ta plin vstopa v ozračje zaradi razgradnje karbonatnih kamnin in organskih snovi rastlinskega in živalskega izvora, pa tudi zaradi vulkanizma in dejavnosti človeške proizvodnje. V zadnjih 100 letih se je vsebnost CO 2 v ozračju povečala za 10%, pri čemer je večina (360 milijard ton) izgorevanje goriva. Če se bo stopnja izgorevanja goriva nadaljevala, se bo v naslednjih 200-300 letih količina CO 2 v ozračju podvojila in lahko privede do globalnih podnebnih sprememb.
Izgorevanje goriva je glavni vir onesnaževalnih plinov (CO, SO 2). Žveplov dioksid se z atmosferskim kisikom oksidira v SO 3 v zgornji atmosferi, ta pa medsebojno deluje z vodnimi in amonijevimi hlapi, nastala žveplova kislina (H 2 SO 4) in amonijev sulfat ((NH 4) 2 SO 4) pa se vrneta v površino Zemlje v obliki t.i. kisel dež. Uporaba motorjev z notranjim izgorevanjem vodi do znatnega onesnaženja ozračja z dušikovimi oksidi, ogljikovodiki in svinčevimi spojinami (tetraetil svinec Pb (CH 3 CH 2) 4)).
Onesnaževanje ozračja z aerosoli je posledica naravnih vzrokov (vulkanski izbruh, prašne nevihte, prenos kapljic morske vode in cvetnega prahu rastlin itd.), Pa tudi zaradi človekovih gospodarskih dejavnosti (pridobivanje rud in gradbenih materialov, zgorevanje goriva, cement proizvodnja itd.). Intenzivno obsežno odstranjevanje delcev v ozračje je eden od možnih vzrokov podnebnih sprememb na planetu.
| Zemlja | ||
|---|---|---|
| Zgodovina zemlje | Doba Zemlje Geološka zgodovina Zemlje Geohronološka lestvica Zgodovina življenja na Zemlji Poledenitev Zemlje Paradoks šibkega mladega Sonca Teorija velikanskega trka Kronologija evolucije |  |
| Geografija in geologijo |
Avstralija Azija Antarktika Afrika Evropa Severna Amerika Južna Amerika Atlantski ocean Indijski ocean Arktični ocean | |
Treba je reči, da zgradba in sestava zemeljske atmosfere v razvoju našega planeta nista bili vedno stalni vrednosti. Danes je navpična struktura tega elementa, ki ima skupno "debelino" 1,5-2,0 tisoč km, predstavljena z več glavnimi plastmi, med drugim:
Troposfera je plast, v kateri opazimo močna navpična in vodoravna gibanja, tu se oblikujejo vreme, sedimentni pojavi in podnebne razmere. Skoraj povsod se razteza 7-8 kilometrov od površine planeta, z izjemo polarnih regij (tam - do 15 km). V troposferi se postopno znižuje temperatura za približno 6,4 ° C z vsakim kilometrom višine. Ta številka se lahko razlikuje za različne zemljepisne širine in letne čase.
Sestavo zemeljske atmosfere v tem delu predstavljajo naslednji elementi in njihovi odstotki:
Dušik - približno 78 odstotkov;
Kisik - skoraj 21 odstotkov;
Argon - približno en odstotek;
Ogljikov dioksid - manj kot 0,05%.
Poleg tega lahko v troposferi, pa tudi v zgornjih plasteh najdete prah, vodne kapljice, vodno paro, produkte zgorevanja, ledene kristale, morske soli, veliko aerosolnih delcev itd. Toda tamkajšnje ozračje ima bistveno različne fizikalne lastnosti. Plast, ki ima skupno kemijsko sestavo, se imenuje homosfera.
Kateri drugi elementi so vključeni v zemeljsko atmosfero? Kot odstotek (volumno, na suhem zraku), plini, kot so kripton (približno 1,14 x 10 -4), ksenon (8,7 x 10 -7), vodik (5,0 x 10 -5), metan (približno 1,7 x 10 - 4), dušikov oksid (5,0 x 10 -5) itd. V masnih odstotkih navedenih sestavin je večina navedenih sestavin dušikov oksid in vodik, sledijo helij, kripton itd.
Fizikalne lastnosti troposfere so tesno povezane z njeno oprijemljivostjo na površino planeta. Od tu se odbita sončna toplota v obliki infrardečih žarkov usmeri nazaj navzgor, vključno s procesi toplotne prevodnosti in konvekcije. Zato temperatura pada z oddaljenostjo od zemeljske površine. Ta pojav opazimo do višine stratosfere (11-17 kilometrov), nato se temperatura praktično ne spremeni do 34-35 km, nato pa se temperatura spet dvigne na višine 50 kilometrov (zgornja meja stratosfere) . Med stratosfero in troposfero je tanka vmesna plast tropopavze (do 1-2 km), kjer nad ekvatorjem opazimo konstantne temperature - približno minus 70 ° C in nižje. Nad polovicami se tropopavza poleti "segreje" na minus 45 ° C, pozimi se temperature tukaj gibljejo okoli -65 ° S.
Sestava plina v zemeljski atmosferi vključuje tako pomemben element, kot je ozon. V bližini površine je razmeroma majhen (deset do minus šesta moč odstotka), saj plin nastane pod vplivom sončne svetlobe iz atomskega kisika v zgornjih delih atmosfere. Zlasti je večina ozona na nadmorski višini približno 25 km, celoten "ozonski zaslon" pa se nahaja na območjih od 7-8 km na območju polov, od 18 km na ekvatorju in skupaj do petdeset kilometrov nad površino planeta.
Sestava zraka v zemeljski atmosferi ima zelo pomembno vlogo pri ohranjanju življenja, saj nekateri kemični elementi in sestave uspešno omejujejo dostop sončnega sevanja do zemeljske površine in ljudi, živali in rastlin, ki na njej živijo. Na primer, molekule vodne pare učinkovito absorbirajo skoraj vsa infrardeča območja, z izjemo dolžin v območju od 8 do 13 mikronov. Ozon absorbira ultravijolično svetlobo do valovne dolžine 3100 A. Brez tanke plasti (v povprečju bo le 3 mm, če se nahaja na površini planeta), le vode na globini več kot 10 metrov in podzemne jame tam, kjer sončno sevanje ne doseže, se lahko naseli ...
Med naslednjima dvema nivojema ozračja, stratosfero in mezosfero, je izjemna plast - stratopavza. Približno ustreza višini ozonskih maksimumov, temperatura za ljudi pa je relativno ugodna - približno 0 ° C. Nad stratopavzo, v mezosferi (začne se nekje na nadmorski višini 50 km in konča na nadmorski višini 80-90 km), spet prihaja do padca temperatur z naraščajočo oddaljenostjo od zemeljske površine (do minus 70-80 ° C). V mezosferi meteorji običajno popolnoma izgorijo.
Kemična sestava zemeljske atmosfere v termosferi (začne se po mezopavzi z višine približno 85-90 do 800 km) določa možnost takega pojava, kot je postopno segrevanje plasti zelo redkega "zraka" pod vplivom sonca sevanje. V tem delu "zračne tančice" planeta se pojavljajo temperature od 200 do 2000 K, ki jih dobimo v povezavi z ionizacijo kisika (atomski kisik se nahaja nad 300 km), pa tudi rekombinacijo kisikovih atomov v molekule, ki jih spremlja sproščanje velike količine toplote. Termosfera je izvor auror.
Nad termosfero je eksosfera - zunanja plast atmosfere, iz katere lahko svetloba in hitro premikajoči se atomi vodika pobegnejo v vesolje. Kemično sestavo zemeljske atmosfere tu predstavljajo bolj posamezni atomi kisika v spodnjih plasteh, atomi helija v srednjih in skoraj izključno atomi vodika v zgornjih. Tu prevladujejo visoke temperature - okoli 3000 K in ni atmosferskega tlaka.
Toda, kot je bilo omenjeno zgoraj, planet ni imel vedno takšne sestave ozračja. Skupaj obstajajo trije koncepti izvora tega elementa. Prva hipoteza predvideva, da je bilo ozračje vzeto v procesu priraščanja iz protoplanetarnega oblaka. Danes pa je ta teorija predmet hudih kritik, saj bi takšno primarno atmosfero moral uničiti sončni "veter" s sonca v našem planetarnem sistemu. Poleg tega se domneva, da hlapni elementi zaradi previsokih temperatur niso mogli ostati v formacijskem območju kopenskih planetov.
Sestava primarne atmosfere Zemlje, kot kaže druga hipoteza, bi lahko nastala zaradi aktivnega bombardiranja površine z asteroidi in kometi, ki so v zgodnjih fazah razvoja prispeli iz okolice sončnega sistema. Potrditev ali izpodbijanje tega koncepta je dovolj težka.
Najbolj verjetna je tretja hipoteza, ki meni, da se je ozračje pojavilo kot posledica sproščanja plinov iz plašča zemeljske skorje pred približno 4 milijardami let. Ta koncept je bil preverjen na Inštitutu za geologijo in geologijo Ruske akademije znanosti med poskusom Tsarev 2, ko je bil vzorec meteornega materiala segret v vakuumu. Nato so zabeležili sproščanje plinov, kot so H 2, CH 4, CO, H 2 O, N 2 itd. Zato so znanstveniki upravičeno domnevali, da kemična sestava primarne atmosfere Zemlje vključuje vodo in ogljikov dioksid, hlapi vodikovega fluorida (HF), plin ogljikov monoksid (CO), vodikov sulfid (H 2 S), dušikove spojine, vodik, metan (CH 4), hlapi amoniaka (NH 3), argon itd. Vodne pare iz primarne atmosfere sodeloval pri nastajanju hidrosfere, ogljikov dioksid je bil bolj v vezanem stanju v organskih snoveh in kamninah, dušik je prešel v sestavo sodobnega zraka, pa tudi spet v sedimentne kamnine in organske snovi.
Sestava primarnega ozračja Zemlje sodobnim ljudem ne bi dovoljevala, da bi bili v njem brez dihalnih aparatov, saj v tistem času ni bilo kisika v potrebnih količinah. Ta element se je pojavil v pomembnih količinah pred milijardo in pol let, verjame se, v povezavi z razvojem procesa fotosinteze v modro-zelenih in drugih algah, ki so najstarejši prebivalci našega planeta.
Na dejstvo, da je bila sestava zemeljske atmosfere sprva skoraj anoksična, kaže dejstvo, da zlahka oksidirani, vendar ne oksidirani grafit (ogljik) najdemo v najstarejših (Katarcheanskih) kamninah. Kasneje so se pojavile tako imenovane tračne železove rude, ki so vsebovale plasti obogatenih železovih oksidov, kar pomeni pojav na planetu močnega vira kisika v molekularni obliki. Toda ti elementi so se pojavljali le občasno (morda so se iste alge ali drugi proizvajalci kisika pojavili kot majhni otoki v anoksični puščavi), medtem ko je bil preostali svet anaeroben. Slednje podpira dejstvo, da je bil pirit, ki ga je mogoče zlahka oksidirati, najti v obliki kamenčkov, obdelanih s tokom brez sledi kemičnih reakcij. Ker tekočih voda ni mogoče slabo prezračevati, se je trdilo, da je atmosfera pred kambrijskim letom vsebovala manj kot en odstotek kisika današnje sestave.
Približno sredi proterozoika (pred 1,8 milijarde let) je prišlo do "kisikove revolucije", ko se je svet preusmeril v aerobno dihanje, med katerim je mogoče dobiti eno hranilno molekulo (glukozo) iz 38 in ne dveh (kot pri anaerobno dihanje) enote energije. Sestava zemeljske atmosfere je glede na kisik začela presegati en odstotek sedanje, začela se je pojavljati ozonska plast, ki varuje organizme pred sevanjem. Prav od nje so se pod debelimi lupinami "skrivale" starodavne živali, kot so trilobiti. Od takrat in vse do našega časa se je vsebnost glavnega "dihalnega" elementa postopoma in počasi povečevala, kar je omogočilo raznolik razvoj življenjskih oblik na planetu.
> Zemljino ozračje
Opis ozračje zemlje za otroke vseh starosti: iz česa je sestavljen zrak, prisotnost plinov, plasti s fotografijami, podnebje in vreme tretjega planeta sončnega sistema.
Za najmlajšeže je znano, da je Zemlja edini planet v našem sistemu, ki ima sposobno vzdušje. Plinska odeja ni le bogata z zrakom, ampak nas ščiti tudi pred prekomerno toploto in sončnim sevanjem. Pomembno razlagati otrokom da je sistem neverjetno dobro zasnovan, saj omogoča, da se površina podnevi segreje, ponoči pa ohladi, hkrati pa ohranja sprejemljivo ravnovesje.
Začeti razlaga za otroke mogoče je z dejstvom, da se globus zemeljske atmosfere razteza na 480 km, večina pa se nahaja 16 km od površine. Višja kot je višina, nižji je tlak. Če vzamemo morsko gladino, je tlak tam 1 kg na kvadratni centimeter. Toda na nadmorski višini 3 km se bo spremenilo - 0,7 kg na kvadratni centimeter. Seveda je v takih razmerah težje dihati ( otroci bi lahko občutili, če bi se kdaj odpravili na pohod v gore).
Med plini ločimo:
Starši ali učitelji v šoli Naj spomnimo, da je zemeljsko ozračje razdeljeno na 5 ravni: eksosfera, termosfera, mezosfera, stratosfera in troposfera. Z vsako plastjo se atmosfera vse bolj raztaplja, dokler se plini končno ne razpršijo v vesolju.
Troposfera je najbližje površini. Z debelino 7-20 km sestavlja polovico zemeljske atmosfere. Bližje Zemlji se bolj zrak segreje. Tu se zbira skoraj vsa vodna para in prah. Otroci morda ne bodo presenečeni, da na tej ravni plavajo oblaki.
Stratosfera se začne s troposfere in se dvigne 50 km nad površjem. Tu je veliko ozona, ki segreva ozračje in ščiti pred škodljivim sončnim sevanjem. Zrak je 1000 -krat tanjši od nadmorske višine in je nenavadno suh. Zato se letala tukaj počutijo odlično.
Mezosfera: 50 do 85 km nad površjem. Vrh se imenuje mezopavza in je najbolj hladno mesto v zemeljski atmosferi (-90 ° C). Raziskati je zelo težko, ker reaktivna letala tja ne morejo priti, orbitalna nadmorska višina satelitov pa je previsoka. Znanstveniki vedo le, da tukaj gorijo meteorji.
Termosfera: 90 km in med 500-1000 km. Temperatura doseže 1500 ° C. Velja za del zemeljske atmosfere, vendar je pomemben razlagati otrokom da je gostota zraka tukaj tako nizka, da je večina že zaznana kot vesolje. Pravzaprav se tu nahajajo vesoljski čolni in Mednarodna vesoljska postaja. Poleg tega se tu oblikujejo aurore. Nabiti kozmični delci pridejo v stik z atomi in molekulami termosfere in jih prenesejo na višjo raven energije. Zaradi tega vidimo te fotone svetlobe v obliki aurore borealis.
Eksosfera je najvišja plast. Neverjetno tanka črta, ki združuje atmosfero s prostorom. Sestavljen je iz široko razpršenih delcev vodika in helija.
Za najmlajše potrebno razložiti da Zemlji uspeva obdržati številne žive vrste zaradi regionalnega podnebja, ki ga predstavlja ekstremen mraz na polih in tropska toplota na ekvatorju. Otroci vedeti, da je regionalno podnebje vreme, ki na določenem območju ostaja nespremenjeno 30 let. Seveda se včasih lahko spremeni za nekaj ur, vendar večinoma ostane stabilen.
Poleg tega se odlikuje tudi svetovno kopensko podnebje - povprečno regionalno. V zgodovini človeštva se je spreminjalo. Danes je hitro segrevanje. Znanstveniki opozarjajo, ko toplogredni plini, ki jih povzroča človeška dejavnost, zadržujejo toploto v ozračju in tvegajo, da bi naš planet spremenili v Venero.
ATMOSFERA
plinasti ovoj okoli nebesnega telesa. Njegove značilnosti so odvisne od velikosti, mase, temperature, hitrosti vrtenja in kemične sestave danega nebesnega telesa, določajo pa jih tudi zgodovina njegovega nastanka od trenutka nastanka. Zemljino ozračje tvori mešanica plinov, imenovana zrak. Njegove glavne sestavine so dušik in kisik v razmerju približno 4: 1. Na človeka vpliva predvsem stanje spodnjih 15-25 km atmosfere, saj je v tej spodnji plasti koncentrirana večina zraka. Znanost, ki preučuje ozračje, se imenuje meteorologija, čeprav je predmet te znanosti tudi vreme in njegovi učinki na ljudi. Spreminja se tudi stanje zgornje atmosfere, ki se nahaja na nadmorski višini od 60 do 300 in celo 1000 km od zemeljske površine. Tu se razvijajo močni vetrovi, nevihte in neverjetni električni pojavi, kot so aurore. Mnogi od naštetih pojavov so povezani s tokom sončnega sevanja, kozmičnim sevanjem in magnetnim poljem Zemlje. Visoke plasti ozračja so tudi kemijski laboratorij, saj tam v razmerah blizu vakuuma nekateri atmosferski plini pod vplivom močnega toka sončne energije vstopijo v kemične reakcije. Znanost, ki preučuje te medsebojno povezane pojave in procese, se imenuje fizika visokih plasti ozračja.
SPLOŠNE ZNAČILNOSTI ZEMLJSKE ATMOSFERE
Dimenzije Dokler sondirne rakete in umetni sateliti niso raziskovali zunanjih plasti ozračja na razdaljah, ki so bile nekajkrat večje od polmera Zemlje, je veljalo, da se z oddaljenostjo od zemeljske površine atmosfera postopoma bolj redči in gladko prehaja v medplanetarni prostor. Zdaj je bilo ugotovljeno, da tokovi energije iz globokih plasti Sonca prodirajo v vesolje daleč onkraj Zemljine orbite, do zunanjih meja Osončja. Ta tako imenovani. sončni veter teče okoli zemeljskega magnetnega polja in tvori podolgovato "votlino", znotraj katere je koncentrirano zemeljsko ozračje. Zemljino magnetno polje je opazno zoženo na dnevni strani, obrnjeni proti Soncu, in tvori dolg jezik, ki se verjetno razteza čez meje lunine orbite, na nasprotni, nočni strani. Meja magnetnega polja Zemlje se imenuje magnetopavza. Na dnevni strani ta meja poteka na razdalji približno sedmih polmerov Zemlje od površine, vendar se v obdobjih povečane sončne aktivnosti izkaže, da je še bližje zemeljski površini. Magnetopavza je hkrati meja zemeljske atmosfere, katere zunanjo lupino imenujemo tudi magnetosfera, saj so v njej skoncentrirani nabiti delci (ioni), katerih gibanje povzroča zemeljsko magnetno polje. Skupna teža atmosferskih plinov je približno 4,5 * 1015 ton, zato je "teža" ozračja na enoto površine ali atmosferski tlak približno 11 ton / m2 na morski gladini.
Pomen za življenje. Iz zgoraj navedenega sledi, da je Zemlja ločena od medplanetarnega prostora z močno zaščitno plastjo. Vesolje je prežeto z močnim ultravijoličnim in rentgenskim sevanjem Sonca in še težjim kozmičnim sevanjem, te vrste sevanja pa so uničujoča za vsa živa bitja. Na zunanjem robu ozračja je intenzivnost sevanja smrtonosna, vendar velik del zadrži atmosfera daleč od zemeljske površine. Absorpcija tega sevanja pojasnjuje številne lastnosti visokih plasti atmosfere in zlasti električne pojave, ki se tam pojavljajo. Najnižja, površinska plast atmosfere je še posebej pomembna za ljudi, ki živijo na stiku med trdnimi, tekočimi in plinastimi lupinami Zemlje. Zgornja lupina "trdne" Zemlje se imenuje litosfera. Približno 72% Zemljine površine pokrivajo oceani, ki sestavljajo večino hidrosfere. Atmosfera meji tako na litosfero kot hidrosfero. Oseba živi na dnu zračnega oceana in blizu ali nad nivojem vodnega oceana. Medsebojno delovanje teh oceanov je eden od pomembnih dejavnikov, ki določajo stanje ozračja.
Sestava. Spodnje plasti ozračja so sestavljene iz mešanice plinov (glej tabelo). Poleg tistih, ki so navedeni v tabeli, so v zraku v obliki majhnih nečistoč prisotni še drugi plini: ozon, metan, snovi, kot so ogljikov monoksid (CO), dušikovi in žveplovi oksidi, amoniak.
SESTAVA ATMOSFERE
