Cum s-a format atmosfera de oxigen a Pământului? Catastrofa de oxigen. Compoziția atmosferei Pământului. Istoria dezvoltării

Formarea atmosferei. Astăzi, atmosfera Pământului este un amestec de gaze - 78% azot, 21% oxigen și o cantitate mică de alte gaze, cum ar fi dioxidul de carbon. Dar când planeta a apărut pentru prima dată, nu era oxigen în atmosferă - era format din gaze care existau inițial în sistem solar.

Pământul a luat ființă atunci când mici corpuri stâncoase, formate din praf și gaz din nebuloasa solară, cunoscute sub numele de planetoide, s-au ciocnit între ele și au luat treptat forma unei planete. Pe măsură ce creștea, gazele conținute în planetoide au izbucnit și au învăluit globul. După ceva timp, primele plante au început să elibereze oxigen, iar atmosfera primordială s-a dezvoltat în învelișul de aer dens actual.

Originea atmosferei

O ploaie de planetoide mici a lovit Pământul în curs de dezvoltare acum 4,6 miliarde de ani. Gazele nebuloasei solare, închise în interiorul planetei, au scăpat la ciocnire și au format atmosfera primitivă a Pământului, formată din azot, dioxid de carbon și vapori de apă.
Căldura degajată în timpul formării planetei este reținută de un strat de nori denși ai atmosferei primordiale. „Gazele cu efect de seră” - cum ar fi dioxidul de carbon și vaporii de apă - împiedică emisia de căldură în spațiu. Suprafața Pământului este inundată de o mare clocotită de magmă topită.
Când ciocnirile planetoide au devenit mai puțin frecvente, Pământul a început să se răcească și au apărut oceanele. Vaporii de apă se condensează din norii groși, iar ploaia, care durează câțiva eoni, inundă treptat zonele joase. Astfel apar primele mări.
Aerul este purificat pe măsură ce vaporii de apă se condensează și formează oceane. În timp, dioxidul de carbon se dizolvă în ele, iar atmosfera este acum dominată de azot. Din cauza lipsei de oxigen, nu se formează un strat protector de ozon, iar razele ultraviolete ale soarelui ajung liber la suprafața pământului.
Viața apare în oceanele antice în primul miliard de ani. Cele mai simple alge albastre-verzi sunt protejate de radiațiile ultraviolete de apa de mare. Ei folosesc lumina soarelui și dioxidul de carbon pentru a produce energie, în timp ce oxigenul este eliberat ca produs secundar, care începe treptat să se acumuleze în atmosferă.
Miliarde de ani mai târziu, se formează o atmosferă bogată în oxigen. Reacțiile fotochimice din atmosfera superioară creează un strat subțire de ozon care împrăștie lumina ultravioletă dăunătoare. Viața se poate muta acum din oceane pe uscat, unde multe organisme complexe apar ca rezultat al evoluției.

Cu miliarde de ani în urmă, un strat gros de alge primitive a început să elibereze oxigen în atmosferă. Au supraviețuit până în zilele noastre ca fosile numite stromatoliți.

Origine vulcanică

1. Pământ antic, fără aer. 2. Erupția gazelor.

Conform acestei teorii, vulcanii au erupt activ pe suprafața tinerei planete Pământ. Atmosfera timpurie s-a format probabil când gazele prinse în carcasa de siliciu a planetei au scăpat prin duzele vulcanilor.

Acumularea de O 2 în atmosfera Pământului:
1 . (acum 3,85-2,45 miliarde de ani) - O 2 nu a fost produs
2 . (acum 2,45-1,85 miliarde de ani) O 2 a fost produs, dar absorbit de ocean și rocile de pe fundul mării
3 . (acum 1,85-0,85 miliarde de ani) O 2 părăsește oceanul, dar este consumat prin oxidarea rocilor de pe uscat și formarea stratului de ozon
4 . (acum 0,85-0,54 miliarde de ani) toate rocile de pe uscat sunt oxidate, începe acumularea de O 2 în atmosferă
5 . (acum 0,54 miliarde de ani - prezent) în perioada modernă, conținutul de O 2 din atmosferă sa stabilizat

Catastrofa de oxigen(revoluția oxigenului) - o schimbare globală a compoziției atmosferei Pământului care a avut loc chiar la începutul Proterozoicului, cu aproximativ 2,4 miliarde de ani în urmă (perioada sideriană). Rezultatul catastrofei de oxigen a fost apariția oxigenului liber în atmosferă și o schimbare general atmosfera de la reducerea la oxidarea. Asumarea unei catastrofe de oxigen a fost făcută pe baza unui studiu al unei schimbări bruște a naturii sedimentării.

Compoziția primară a atmosferei

Compoziția exactă a atmosferei primare a Pământului este în prezent necunoscută, dar se acceptă în general că s-a format ca urmare a degazării mantalei și a fost de natură restauratoare. Baza sa a fost dioxid de carbon, hidrogen sulfurat, amoniac, metan. Acest lucru este dovedit de:

sedimente neoxidate formate vizibil la suprafață (de exemplu, pietricele de râu din pirita oxigenată);
nu se cunosc surse semnificative de oxigen și alți agenți oxidanți;
studiul surselor potențiale ale atmosferei primare (gaze vulcanice, compoziția altor corpuri cerești).

Cauzele catastrofei de oxigen

Singura sursă semnificativă de oxigen molecular este biosfera, mai precis, organismele fotosintetice. Apărând chiar la începutul existenței biosferei, arhebacteriile fotosintetice au produs oxigen, care a fost cheltuit aproape imediat pentru oxidarea rocilor, a compușilor dizolvați și a gazelor atmosferice. O concentrație mare a fost creată doar local, în interiorul covorașelor bacteriene (așa-numitele „buzunare de oxigen”). După ce rocile și gazele de suprafață ale atmosferei s-au dovedit a fi oxidate, oxigenul a început să se acumuleze în atmosferă într-o formă liberă.

Unul dintre factorii probabili care au influențat schimbarea comunităților microbiene a fost modificarea compoziției chimice a oceanului, cauzată de dispariția activității vulcanice.

Consecințele unei catastrofe de oxigen

Biosferă

Întrucât marea majoritate a organismelor din acea vreme erau anaerobe, incapabile să existe la concentrații semnificative de oxigen, s-a produs o schimbare globală a comunităților: comunitățile anaerobe au fost înlocuite cu cele aerobe, limitate anterior doar la „buzunare de oxigen”; comunitățile anaerobe, dimpotrivă, au fost împinse în „buzunare anaerobe” (în sens figurat, „biosfera s-a întors pe dos”). Ulterior, prezența oxigenului molecular în atmosferă a condus la formarea unui ecran de ozon, care a extins semnificativ limitele biosferei și a dus la răspândirea unei respirații de oxigen mai favorabile din punct de vedere energetic (comparativ cu anaerobă).

Litosferă

Ca urmare a unei catastrofe de oxigen, aproape toate rocile metamorfice și sedimentare care alcătuiesc cea mai mare parte a scoarței terestre sunt oxidate.

Conform teoriei celei mai răspândite, atmosfera
Pământul în timp a fost în trei compoziții diferite.
Inițial, a constat din gaze ușoare (hidrogen și
heliu) captate din spațiul interplanetar. Asta este adevărat
numită atmosferă primară (aproximativ patru miliarde
cu ani în urmă).

În etapa următoare, activitate vulcanică activă
a dus la saturarea atmosferei cu alte gaze, cu excepția
hidrogen (dioxid de carbon, amoniac, vapori de apă). Asa de
a format o atmosferă secundară (aproximativ trei miliarde
ani până în zilele noastre). Această atmosferă era reconfortantă.
În plus, procesul de formare a atmosferei a fost determinat după cum urmează:
factori de suflare:
- scurgerea gazelor ușoare (hidrogen și heliu) în interplanetar
spaţiu;
- reacţii chimice care au loc în atmosferă sub influenţa
radiații ultraviolete, descărcări de fulgere și
alți factori.
Treptat, acești factori au dus la formarea terțiarului
atmosfera noah, caracterizata printr-un continut mult mai redus
hidrogen și multe altele - azot și dioxid de carbon
gaz (format ca urmare a reacțiilor chimice din amoniac
și hidrocarburi).
Compoziția atmosferei a început să se schimbe radical odată cu apariția
mâncăm organisme vii pe Pământ, ca rezultat al fotosintezei,
realizată prin eliberarea de oxigen și absorbția carbonului
gaz lexioxid.
Inițial, a fost consumat oxigen
privind oxidarea compușilor reduși - amoniac, carbon
hidrogenul, forma feroasă a fierului găsită în oceane
si altele.La sfarsitul acestei etape, continutul de oxigen
a început să crească în atmosferă. Treptat, un modern
atmosfera cu proprietati oxidante.
Din moment ce a provocat schimbări grave și drastice
multe procese care au loc în atmosferă, litosferă și
biosferă, acest eveniment se numește catarama oxigenului.
strofă.
În prezent, atmosfera Pământului este formată în principal din
gaze și diverse impurități (praf, picături de apă, cristale
gheață, săruri marine, produse de ardere). concentrația de gaz,
componente ale atmosferei, este practic constantă, cu excepția
apă (H2O) și dioxid de carbon(CO2).

Sursa: class.rambler.ru

În consecință, formarea atmosferei moderne (oxigene) a Pământului este de neconceput fără sisteme vii, adică prezența oxigenului este o consecință a dezvoltării biosferei. VI Predicția ingenioasă a lui Vernadsky despre rolul biosferei în transformarea faței Pământului își găsește din ce în ce mai multă confirmare. Cu toate acestea, încă ne este clar originea vieții. V. I. Vernadsky a spus: „De mii de generații, ne confruntăm cu un mister nerezolvat, dar fundamental rezolvabil - misterul vieții”.

Biologii cred că apariția spontană a vieții este posibilă numai într-un mediu reducător, cu toate acestea, potrivit unuia dintre ei - M. Rutten - conținutul de oxigen într-un amestec de gaze de până la 0,02% nu interferează cu fluxul de sinteze abiogene. Astfel, geochimiștii și biologii au concepte diferite despre atmosfere reducătoare și oxidante. Să numim o atmosferă care conține urme de oxigen neutră, în care ar putea apărea primele acumulări de proteine, care, în principiu, ar putea folosi (asimila) aminoacizii abiogeni pentru nutriția lor, poate, din anumite motive, doar izomeri.

Cu toate acestea, întrebarea nu este cum au mâncat aceste aminoheterotrofe (organisme care folosesc aminoacizii ca hrană), ci cum s-ar putea forma materia auto-organizată, a cărei evoluție are entropie negativă. Acesta din urmă, însă, nu este atât de rar în univers. Formarea sistemului solar și a pământului nostru în special nu merge împotriva cursului entropiei? Chiar și Thales din Mitsa a scris în tratatul său: „Apa este cauza principală a tuturor lucrurilor”. Într-adevăr, hidrosfera a trebuit să se formeze mai întâi pentru a deveni leagănul vieții. V. I. Vernadsky și alți mari oameni de știință ai timpului nostru au vorbit mult despre asta.

Lui V. I. Vernadsky nu i-a fost complet clar de ce materia vie este reprezentată doar de izomeri stângaci ai moleculelor organice și de ce în orice sinteză anorganică obținem un amestec aproximativ egal de izomeri stângaci și dreptaci. Și chiar dacă obținem îmbogățire (de exemplu, în lumină polarizată) prin anumite metode, atunci nu le putem evidenția în forma lor pură.

Cum ar putea compuși organici complecși, cum ar fi proteine, proteine, acizi nucleicişi alte complexe de elemente organizate, formate din nişte izomeri stângi?

Sursa: www.pochemuha.ru

Proprietățile de bază ale atmosferei Pământului

Atmosfera este cupola noastră de protecție împotriva tot felul de amenințări din spațiul cosmic. Arde majoritatea meteoriților care cad pe planetă, iar stratul său de ozon servește drept filtru împotriva radiațiilor ultraviolete ale Soarelui, a cărei energie este mortală pentru ființele vii. În plus, atmosfera este cea care menține o temperatură confortabilă lângă suprafața Pământului - dacă nu pentru efectul de seră realizat datorită reflexie multiplă lumina soarelui de la nori, Pământul ar fi în medie cu 20-30 de grade mai rece. Circulația apei în atmosferă și mișcarea maselor de aer nu numai că echilibrează temperatura și umiditatea, ci creează și o varietate pământească de forme de peisaj și minerale - o astfel de bogăție nu poate fi găsită nicăieri altundeva în sistemul solar.

Masa atmosferei este de 5,2 × 10 18 kilograme. Deși carcasele de gaz se extind la multe mii de kilometri de Pământ, doar cele care se rotesc în jurul unei axe cu o viteză egală cu viteza de rotație a planetei sunt considerate atmosfera acesteia. Astfel, înălțimea atmosferei Pământului este de aproximativ 1000 de kilometri, trecând lin în spațiul cosmic în stratul superior, exosfera (din cealaltă greacă „minge exterioară”).

Compoziția atmosferei Pământului. Istoria dezvoltării

Deși aerul pare omogen, este un amestec de diverse gaze. Dacă le luăm doar pe cele care ocupă cel puțin o miime din volumul atmosferei, vor fi deja 12. Dacă ne uităm la imaginea de ansamblu, atunci întregul tabel periodic este în aer în același timp!

Cu toate acestea, realizarea unei astfel de diversitate a Pământului nu a fost imediat posibilă. Doar datorită coincidențelor unice ale elementelor chimice și prezenței vieții, atmosfera Pământului a devenit atât de complexă. Planeta noastră a păstrat urme geologice ale acestor procese, ceea ce ne permite să privim în urmă miliarde de ani:

Primele gaze care au învăluit tânărul Pământ în urmă cu 4,3 miliarde de ani au fost hidrogenul și heliul, componentele fundamentale ale atmosferei unor giganți gazosi precum Jupiter.
despre cele mai elementare substanțe - au constat din rămășițele nebuloasei care a dat naștere Soarelui și planetelor din jurul acestuia și s-au așezat din belșug în jurul centrilor gravitaționali-planete. Concentrația lor nu era foarte mare, iar masa lor atomică scăzută le-a permis să evadeze în spațiu, ceea ce fac și astăzi. Până în prezent, greutatea lor specifică totală este de 0,00052%. greutate totală Atmosfera Pământului (0,00002% hidrogen și 0,0005% heliu), care este foarte mică.
Cu toate acestea, în interiorul Pământului însuși se aflau o mulțime de substanțe care au căutat să scape din adâncurile încinse. Din vulcani au fost ejectate o cantitate imensă de gaze - în primul rând amoniac, metan și dioxid de carbon, precum și sulf. Amoniacul și metanul s-au descompus ulterior în azot, care acum ocupă partea leului din masa atmosferei Pământului - 78%.

Dar adevărata revoluție în compoziția atmosferei Pământului a avut loc odată cu apariția oxigenului. A apărut și în mod natural - mantaua fierbinte a tinerei planete scăpa în mod activ de gazele blocate sub scoarța terestră. În plus, vaporii de apă erupți de vulcani au fost împărțiți sub influența radiației ultraviolete solare în hidrogen și oxigen.

Cu toate acestea, un astfel de oxigen nu a putut rămâne în atmosferă mult timp. A reacționat cu monoxid de carbon, fier liber, sulf și o varietate de alte elemente de pe suprafața planetei - iar temperaturile ridicate și radiația solară au catalizat procese chimice. Doar apariția organismelor vii a schimbat această situație.

În primul rând, au început să elibereze atât de mult oxigen încât nu numai că a oxidat toate substanțele de la suprafață, dar a început și să se acumuleze - în câteva miliarde de ani, cantitatea sa a crescut de la zero la 21% din întreaga masă a atmosferei.
În al doilea rând, organismele vii au folosit în mod activ carbonul atmosferic pentru a-și construi propriile schelete. Ca urmare a activităților lor, scoarța terestră a fost completată cu straturi geologice întregi de materiale organice și fosile, iar dioxidul de carbon a devenit mult mai mic.

Și, în cele din urmă, un exces de oxigen a format stratul de ozon, care a început să protejeze organismele vii de radiațiile ultraviolete. Viața a început să evolueze mai activ și să dobândească forme noi, mai complexe - printre bacterii și alge au început să apară creaturi extrem de organizate. Astăzi, ozonul ocupă doar 0,00001% din întreaga masă a Pământului.

Probabil că știți deja că culoarea albastră a cerului de pe Pământ este creată și de oxigen - din întregul spectru irizat al Soarelui, acesta împrăștie cel mai bine lungimile de undă scurte ale luminii responsabile de culoarea albastră. Același efect operează în spațiu - la distanță, Pământul pare să fie învăluit într-o ceață albastră, iar de la distanță se transformă complet într-un punct albastru.

În plus, gazele nobile sunt prezente în atmosferă în cantități semnificative. Dintre acestea, argonul este cel mai mare, a cărui pondere în atmosferă este de 0,9–1%. Sursa sa o constituie procesele nucleare din adâncurile Pământului și ajunge la suprafață prin microfisuri în plăcile litosferice și erupții vulcanice (în același mod apare heliul în atmosferă). Datorită caracteristicilor lor fizice, gazele nobile se ridică în atmosfera superioară, unde evadează în spațiul cosmic.

După cum putem vedea, compoziția atmosferei Pământului s-a schimbat de mai multe ori și foarte puternic - dar a durat milioane de ani. Pe de altă parte, fenomenele vitale sunt foarte stabile - stratul de ozon va exista și va funcționa chiar dacă există de 100 de ori mai puțin oxigen pe Pământ. Pe fondul istoriei generale a planetei, activitatea umană nu a lăsat urme serioase. Cu toate acestea, la scară locală, o civilizație poate crea probleme - cel puțin pentru ea însăși. Poluanții atmosferici au făcut deja viața periculoasă pentru locuitorii din Beijing, China - și nori uriași de ceață murdară deasupra marilor orașe sunt vizibili chiar și din spațiu.

Structura atmosferică

Cu toate acestea, exosfera nu este singurul strat special al atmosferei noastre. Există multe dintre ele și fiecare dintre ele are propriile sale caracteristici unice. Să ne uităm la câteva dintre cele principale:

troposfera

Stratul cel mai de jos și cel mai dens al atmosferei se numește troposferă. Cititorul articolului se află acum în partea „de jos” - cu excepția cazului în care, desigur, el este unul dintre cei 500 de mii de oameni care zboară chiar acum într-un avion. Limita superioară a troposferei depinde de latitudine (vă amintiți forța centrifugă a rotației Pământului, care face planeta mai largă la ecuator?) și variază de la 7 kilometri la poli până la 20 de kilometri la ecuator. De asemenea, dimensiunea troposferei depinde de sezon - cu cât aerul este mai cald, cu atât limita superioară crește.

Numele „troposferă” provine din cuvântul grecesc antic „tropos”, care se traduce prin „întoarce, schimbă”. Acest lucru reflectă cu exactitate proprietățile stratului atmosferic - este cel mai dinamic și mai productiv. În troposferă se adună norii și apa circulă, se creează cicloni și anticicloni și se generează vânturi - au loc toate acele procese pe care le numim „vreme” și „climă”. În plus, acesta este cel mai masiv și dens strat - reprezintă 80% din masa atmosferei și aproape tot conținutul său de apă. Cele mai multe dintre organismele vii trăiesc aici.

Toată lumea știe că cu cât mergi mai sus, cu atât devine mai rece. Acest lucru este adevărat - la fiecare 100 de metri în sus, temperatura aerului scade cu 0,5-0,7 grade. Cu toate acestea, principiul funcționează doar în troposferă - în plus, temperatura începe să crească odată cu creșterea altitudinii. Zona dintre troposferă și stratosferă în care temperatura rămâne constantă se numește tropopauză. Și odată cu înălțimea, curentul vântului crește - cu 2–3 km / s pe kilometru în sus. Prin urmare, paraplanurile și deltaplanurile preferă platourile înalte și munții pentru zboruri - vor putea întotdeauna „prinde un val” acolo.

Fundul de aer deja menționat, unde atmosfera este în contact cu litosfera, se numește strat limită de suprafață. Rolul său în circulația atmosferei este incredibil de mare - transferul de căldură și radiații de la suprafață creează vânturi și căderi de presiune, iar munții și alte terenuri neuniforme le ghidează și le separă. Schimbul de apă are loc chiar acolo - în 8-12 zile toată apa luată din oceane și suprafața se întoarce înapoi, transformând troposfera într-un fel de filtru de apă.

Un fapt interesant este că un proces important în viața plantelor este legat de schimbul de apă cu atmosfera - transpirația. Cu ajutorul ei, flora planetei influențează activ clima - de exemplu, zonele verzi mari înmoaie vremea și schimbările de temperatură. Plantele din locurile saturate cu apa evapora 99% din apa preluata din sol. De exemplu, un hectar de grâu emite 2-3 mii de tone de apă în atmosferă în timpul verii - aceasta este mult mai mult decât ar putea oferi solul fără viață.

Presiunea normală la suprafața Pământului este de aproximativ 1000 de milibari. Standardul este considerat a fi o presiune de 1013 mbar, care este o „atmosferă” - probabil că ați dat peste această unitate de măsură. Odată cu creșterea altitudinii, presiunea scade rapid: la limitele troposferei (la o altitudine de 12 kilometri) este deja de 200 mbar, iar la o altitudine de 45 de kilometri scade la 1 mbar. Prin urmare, nu este ciudat că în troposfera saturată este colectată 80% din întreaga masă a atmosferei Pământului.

Stratosferă

Stratul atmosferei situat între 8 km altitudine (la pol) și 50 km (la ecuator) se numește stratosferă. Numele provine de la celălalt cuvânt grecesc „stratos”, care înseamnă „pardoseală, strat”. Aceasta este o zonă extrem de rarefiată a atmosferei Pământului, în care aproape nu există vapori de apă. Presiunea aerului în partea inferioară a stratosferei este de 10 ori mai mică decât cea din apropierea suprafeței, iar în partea superioară este de 100 de ori mai mică.

Vorbind despre troposferă, am aflat deja că temperatura din ea scade în funcție de înălțime. În stratosferă, totul se întâmplă exact invers - cu o urcare, temperatura crește de la –56°C la 0–1°C. Încălzirea se oprește la stratopauză, granița dintre strato și mezosferă.

Viața și omul în stratosferă

Navele de pasageri și aeronavele supersonice zboară de obicei în stratosfera inferioară - acest lucru nu numai că le protejează de instabilitatea curenților de aer din troposferă, dar și simplifică mișcarea lor datorită rezistenței aerodinamice scăzute. Iar temperaturile scăzute și aerul subțire fac posibilă optimizarea consumului de combustibil, ceea ce este deosebit de important pentru zborurile pe distanțe lungi.

Cu toate acestea, există o limită tehnică de altitudine pentru aeronave - afluxul de aer, din care există atât de puțin în stratosferă, este necesar pentru funcționarea motoarelor cu reacție. În consecință, pentru a obține presiunea dorită a aerului în turbină, aeronava trebuie să se miște mai repede decât viteza sunetului. Prin urmare, sus în stratosferă (la o altitudine de 18-30 de kilometri), doar vehiculele de luptă și avioanele supersonice precum Concorde se pot mișca. Deci principalii „locuitori” ai stratosferei sunt sondele meteorologice atașate baloanelor - pot rămâne acolo mult timp, colectând informații despre dinamica troposferei de bază.

Cititorul știe deja probabil că până la stratul de ozon din atmosferă există microorganisme - așa-numitul aeroplancton. Cu toate acestea, nu numai bacteriile sunt capabile să supraviețuiască în stratosferă. Deci, odată ce un vultur african, un tip special de vultur, a intrat în motorul unei aeronave la o altitudine de 11,5 mii de metri. Și unele rațe în timpul migrațiilor zboară calm peste Everest.

Dar cea mai mare creatură care a fost în stratosferă rămâne omul. Recordul actual de înălțime a fost stabilit de Alan Eustace, vicepreședintele Google. În ziua săriturii avea 57 de ani! Pe un balon special, s-a ridicat la o înălțime de 41 de kilometri deasupra nivelului mării, apoi a sărit jos cu o parașută. Viteza pe care a dezvoltat-o în momentul de vârf al căderii a fost de 1342 km/h - mai mult decât viteza sunetului! În același timp, Eustace a devenit prima persoană care a depășit în mod independent pragul de viteză a sunetului (fără a lua în calcul costumul spațial pentru susținerea vieții și parașutele pentru aterizare în general).

Un fapt interesant – pentru a se desprinde de balon, Eustace avea nevoie de un dispozitiv exploziv – precum cel folosit de rachetele spațiale la detașarea etapelor.

Strat de ozon

Iar la granița dintre stratosferă și mezosferă se află faimosul strat de ozon. Protejează suprafața Pământului de efectele razelor ultraviolete și, în același timp, servește ca limită superioară a răspândirii vieții pe planetă - deasupra acesteia, temperatura, presiunea și radiația cosmică vor pune rapid capăt chiar și cele mai rezistente bacterii.

De unde a venit acest scut? Răspunsul este incredibil - a fost creat de organisme vii, mai exact - oxigenul, pe care diverse bacterii, alge și plante îl secretă din timpuri imemoriale. Urcând în atmosferă, oxigenul intră în contact cu radiația ultravioletă și intră într-o reacție fotochimică. Ca urmare, din oxigenul obișnuit pe care îl respirăm, O 2, se obține ozon - O 3.

Paradoxal, ozonul creat de radiația Soarelui ne protejează de aceeași radiație! Și ozonul nu reflectă, ci absoarbe ultravioletele - prin urmare, încălzește atmosfera din jurul său.

Mezosfera

Am menționat deja că deasupra stratosferei - mai precis, deasupra stratopauzei, stratul limită al temperaturii stabile - se află mezosfera. Acest strat relativ mic este situat între 40-45 și 90 de kilometri înălțime și este cel mai rece loc de pe planeta noastră - în mezopauză, stratul superior al mezosferei, aerul este răcit la -143°C.

Mezosfera este cea mai puțin explorată parte a atmosferei Pământului. Presiunea extrem de scăzută a gazului, care este de la o mie la zece mii de ori mai mică decât presiunea de suprafață, limitează mișcarea baloanelor - forța lor de ridicare ajunge la zero și pur și simplu atârnă pe loc. Același lucru se întâmplă cu aeronavele cu reacție - aerodinamica aripii și corpului aeronavei își pierd sensul. Prin urmare, fie rachetele, fie aeronavele cu motoare-rachetă - avioane-rachetă - pot zbura în mezosferă. Printre acestea se numără avionul rachetă X-15, care deține poziția celui mai rapid avion din lume: a atins o altitudine de 108 kilometri și o viteză de 7200 km/h - de 6,72 ori viteza sunetului.

Cu toate acestea, zborul record al X-15 a fost de doar 15 minute. Acest lucru simbolizează o problemă comună cu vehiculele care se deplasează în mezosferă - sunt prea rapide pentru a efectua vreo cercetare amănunțită și nu stau mult timp la o înălțime dată, zboară mai sus sau cad. De asemenea, mezosfera nu poate fi explorată folosind sateliți sau sonde suborbitale - chiar dacă presiunea din acest strat al atmosferei este scăzută, încetinește (și uneori arde) navele spațiale. Din cauza acestor complexități, oamenii de știință numesc adesea mezosfera „ignoranță” (din engleză „ignorosferă”, unde „ignoranță” este ignoranță, ignoranță).

Și tocmai în mezosferă se ard majoritatea meteorilor care cad pe Pământ - acolo izbucnește ploaia de meteoriți Perseide, cunoscută sub numele de „Caderea Stelelor din August”. Efectul de lumină apare atunci când un corp cosmic intră în atmosfera Pământului la un unghi ascuțit cu o viteză mai mare de 11 km/h - meteoritul se aprinde din cauza frecării.

După ce și-au pierdut masa în mezosferă, rămășițele „extraterestrului” se stabilesc pe Pământ sub formă de praf cosmic - în fiecare zi, de la 100 la 10 mii de tone de material meteorit cad pe planetă. Deoarece particulele individuale de praf sunt foarte ușoare, durează până la o lună pentru ca acestea să ajungă la suprafața Pământului! Când ajung în nori, îi fac mai grei și chiar provoacă uneori ploi - ca cenușă vulcanică sau particule din explozii nucleare. Cu toate acestea, influența prafului cosmic asupra formării ploii este considerată mică - chiar și 10 mii de tone nu sunt suficiente pentru a schimba în mod serios circulația naturală a atmosferei Pământului.

Termosferă

Deasupra mezosferei, la o altitudine de 100 de kilometri deasupra nivelului mării, trece linia Karman - o graniță condiționată între Pământ și spațiu. Deși există gaze care se rotesc cu Pământul și intră tehnic în atmosferă, cantitatea lor deasupra liniei Karman este invizibil de mică. Prin urmare, orice zbor care depășește o înălțime de 100 de kilometri este deja considerat spațiu.

Limita inferioară a celui mai extins strat al atmosferei, termosfera, coincide cu linia Karman. Se ridică la o altitudine de 800 de kilometri și se caracterizează prin temperaturi extrem de ridicate - la o altitudine de 400 de kilometri ajunge la maxim 1800 ° C!

Fierbinte, nu-i așa? La o temperatură de 1538 ° C, fierul începe să se topească - atunci cum rămân navele spațiale intacte în termosferă? Totul ține de concentrația extrem de scăzută de gaze din atmosfera superioară - presiunea din mijlocul termosferei este cu 1.000.000 mai mică decât concentrația aerului de lângă suprafața Pământului! Energia particulelor individuale este mare - dar distanța dintre ele este uriașă, iar navele spațiale sunt de fapt în vid. Acest lucru, însă, nu îi ajută să scape de căldura pe care o emit mecanismele - pentru eliberarea căldurii, toate navele spațiale sunt echipate cu radiatoare care radiază excesul de energie.

Pe o notă. Când vine vorba de temperaturi ridicate, ar trebui să țineți întotdeauna cont de densitatea materiei fierbinți - de exemplu, oamenii de știință de la Andron Collider pot încălzi materia la temperatura Soarelui. Dar este evident că acestea vor fi molecule separate - un gram de substanță a stelei ar fi suficient pentru o explozie puternică. Prin urmare, nu trebuie să credeți presa galbenă, care ne promite un iminent sfârșit al lumii din „mâinile” Colliderului, așa cum nu trebuie să vă fie frică de căldura din termosferă.

Termosferă și astronautică

Termosfera este, de fapt, spațiu deschis - în limitele sale a rulat orbita primului Sputnik sovietic. A mai existat și apocentrul - cel mai înalt punct deasupra Pământului - al zborului navei spațiale Vostok-1 cu Iuri Gagarin la bord. Mulți sateliți artificiali pentru studierea suprafeței Pământului, a oceanului și a atmosferei, precum sateliții Google Maps, sunt, de asemenea, lansați la această înălțime. Prin urmare, dacă vorbim de LEO (Low Reference Orbit, termen comun în astronautică), în 99% din cazuri este în termosferă.

Zborurile orbitale ale oamenilor și animalelor nu au loc doar în termosferă. Cert este că în partea sa superioară, la o altitudine de 500 de kilometri, se extind centurile de radiații ale Pământului. Acolo particulele încărcate ale vântului solar sunt prinse și acumulate de magnetosferă. O ședere lungă în centurile de radiații aduce daune ireparabile organismelor vii și chiar electronicelor - prin urmare, toate vehiculele cu orbita înaltă sunt protejate de radiații.

aurore

În latitudinile polare, apare adesea un spectacol spectaculos și grandios - aurora boreală. Arată ca niște arcuri lungi luminoase de diferite culori și forme, care strălucește pe cer. Pământul își datorează aspectul magnetosferei - sau mai bine zis, golurilor din ea lângă poli. Particulele încărcate din vântul solar explodează spre interior, determinând atmosfera să strălucească. Puteți admira cele mai spectaculoase lumini și aflați mai multe despre originea lor aici.

Acum aurora sunt obișnuite pentru rezidenții țărilor polare precum Canada sau Norvegia, precum și un element obligatoriu în itinerariul oricărui turist - cu toate acestea, înainte li se atribuiau proprietăți supranaturale. În lumini multicolore, oamenii din antichitate vedeau porțile spre paradis, creaturi mitice și focurile spiritelor, iar comportamentul lor era considerat divinație. Și strămoșii noștri pot fi înțeleși - chiar și educația și credința în propria minte uneori nu pot înfrâna respectul față de forțele naturii.

Exosfera

Ultimul strat al atmosferei Pământului, a cărui limită inferioară se întinde la o altitudine de 700 de kilometri, este exosfera (de la celălalt cuvânt grecesc „exo” - afară, afară). Este incredibil de împrăștiat și constă în principal din atomi ai celui mai ușor element - hidrogen; de asemenea, întâlnesc atomi individuali de oxigen și azot, care sunt puternic ionizați de radiația atotpenetrantă a Soarelui.

Dimensiunile exosferei Pământului sunt incredibil de mari - se dezvoltă în coroana Pământului, geocorona, care se întinde până la 100 de mii de kilometri de planetă. Este foarte rarefiat - concentrația de particule este de milioane de ori mai mică decât densitatea aerului obișnuit. Dar dacă Luna ascunde Pământul pentru cele îndepărtate nava spatiala, atunci corona planetei noastre va fi vizibilă, așa cum corona Soarelui ne este vizibilă în timpul eclipsei sale. Cu toate acestea, acest fenomen nu a fost încă observat.

Intemperii atmosferice

Și tot în exosferă are loc alterarea atmosferei Pământului - datorită distanței mari de centrul gravitațional al planetei, particulele se desprind cu ușurință de masa totală de gaz și intră pe propriile orbite. Acest fenomen se numește disipare atmosferică. Planeta noastră pierde 3 kilograme de hidrogen și 50 de grame de heliu din atmosferă în fiecare secundă. Doar aceste particule sunt suficient de ușoare pentru a părăsi masa gazoasă generală.

Calcule simple arată că Pământul pierde anual aproximativ 110 mii de tone de masă atmosferică. E periculos? De fapt, nu - capacitatea planetei noastre de „producere” hidrogen și heliu depășește rata de pierdere. În plus, o parte din materia pierdută se întoarce în cele din urmă înapoi în atmosferă. Și gazele importante precum oxigenul sau dioxidul de carbon sunt pur și simplu prea grele pentru a părăsi Pământul în masă - așa că nu vă temeți că atmosfera Pământului nostru se va evapora.

Un fapt interesant - „profeții” sfârșitului lumii spun adesea că, dacă nucleul Pământului nu se mai rotește, atmosfera va dispărea rapid sub presiunea vântului solar. Cu toate acestea, cititorul nostru știe că atmosfera din jurul Pământului este păstrată de forțe gravitaționale, care vor acționa indiferent de rotația nucleului. O dovadă izbitoare în acest sens este Venus, care are un nucleu fix și un câmp magnetic slab, dar atmosfera este de 93 de ori mai densă și mai grea decât pământul. Cu toate acestea, acest lucru nu înseamnă că încetarea dinamicii nucleului pământului este sigură - atunci câmpul magnetic al planetei va dispărea. Rolul său este important nu atât în reținerea atmosferei, cât în protejarea împotriva particulelor încărcate ale vântului solar, care vor transforma cu ușurință planeta noastră într-un deșert radioactiv.

nori

Apa pe Pământ există nu numai în marele ocean și în numeroase râuri. Aproximativ 5,2 × 10 15 kilograme de apă sunt în atmosferă. Este prezent aproape peste tot - proporția de vapori din aer variază de la 0,1% la 2,5% din volum, în funcție de temperatură și locație. Cu toate acestea, cea mai mare parte a apei este colectată în nori, unde este stocată nu numai sub formă de gaz, ci și în mici picături și cristale de gheață. Concentrația apei în nori ajunge la 10 g/m 3 - și întrucât norii ating un volum de câțiva kilometri cubi, masa de apă din ei se ridică la zeci și sute de tone.

Norii sunt formarea cea mai vizibilă a Pământului nostru; sunt vizibile chiar și de pe lună, unde contururile continentelor se estompează înaintea ochiului liber. Și acest lucru nu este ciudat - la urma urmei, mai mult de 50% din Pământ este în mod constant acoperit de nori!

Norii joacă un rol incredibil de important în transferul de căldură al Pământului. Iarna captează razele soarelui, ridicând temperatura sub ele din cauza efectului de seră, iar vara, apără enorma energie a Soarelui. De asemenea, norii echilibrează diferențele de temperatură dintre zi și noapte. Apropo, tocmai din cauza absenței lor deșerturile se răcesc atât de mult noaptea - toată căldura acumulată de nisip și stânci zboară liber în sus, când norii o țin în alte regiuni.

Majoritatea covârșitoare a norilor se formează lângă suprafața Pământului, în troposferă, dar în dezvoltarea lor ulterioară aceștia iau o mare varietate de forme și proprietăți. Separarea lor este foarte utilă - apariția norilor diferite feluri poate ajuta nu numai să prezică vremea, ci și să detecteze prezența impurităților în aer! Să ne uităm la principalele tipuri de nori mai detaliat.

Nori de jos

Norii care coboară cel mai jos deasupra solului sunt clasificați ca nori inferiori. Se caracterizează prin uniformitate ridicată și masă redusă - atunci când cad la pământ, oamenii de știință meteorologici nu le separă de ceața obișnuită. Cu toate acestea, există o diferență între ele - unele pur și simplu întunecă cerul, în timp ce altele pot izbucni în ploi abundente și zăpadă.

Norii care pot da precipitații abundente includ norii nimbostratus. Sunt cei mai mari dintre norii de la nivelul inferior: grosimea lor ajunge la câțiva kilometri, iar măsurătorile liniare depășesc mii de kilometri. Sunt o masă gri omogenă - priviți cerul în timpul unei ploi prelungite și veți vedea cu siguranță nori nimbus.
Un alt tip de nori de strat inferior sunt norii stratocumulus care se ridică la 600-1500 de metri deasupra solului. Sunt grupuri de sute de nori cenușii-albi separați de mici goluri. De obicei vedem astfel de nori în zilele parțial înnorate. Rareori plouă sau ninge.
Ultimul tip de nori inferiori sunt nori stratus obișnuiți; ei sunt cei care acoperă cerul în zilele înnorate, când din cer începe o burniță fină. Sunt foarte subțiri și joase - înălțimea norilor stratus ajunge la maximum 400–500 de metri. Structura lor este foarte asemănătoare cu cea a ceții - coborând noaptea până la pământ însuși, ele creează adesea o ceață groasă a dimineții.

Nori de dezvoltare verticală

Norii nivelului inferior au frați mai mari - nori de dezvoltare verticală. Deși limita lor inferioară se află la o altitudine joasă de 800-2000 de kilometri, norii de dezvoltare verticală se grăbesc serios în sus - grosimea lor poate ajunge la 12-14 kilometri, ceea ce le împinge limita superioară spre troposferă. Astfel de nori sunt numiți și convectivi: datorită dimensiunilor lor mari, apa din ei capătă o temperatură diferită, ceea ce dă naștere convecției - procesul de deplasare a maselor calde în sus și a maselor reci în jos. Prin urmare, în norii de dezvoltare verticală, există simultan vapori de apă, picături mici, fulgi de zăpadă și chiar cristale întregi de gheață.

Principalul tip de nori verticali sunt norii cumulus - nori albi uriași care seamănă cu bucăți rupte de vată sau aisberguri. Pentru existența lor, este necesară o temperatură ridicată a aerului - prin urmare, în centrul Rusiei, apar doar vara și se topesc noaptea. Grosimea lor ajunge la câțiva kilometri.

Cu toate acestea, atunci când norii cumuluși au ocazia să se adune împreună, ei creează o formă mult mai grandioasă - norii cumulonimbus. Din ele vin averse abundente, grindină și furtuni vara. Ele există doar pentru câteva ore, dar în același timp cresc până la 15 kilometri - partea lor superioară atinge o temperatură de -10 ° C și este formată din cristale de gheață. În vârful celor mai mari nori cumulonimbus, "nicovalele" sunt format - zone plate asemănătoare cu o ciupercă sau cu un fier de călcat inversat. Acest lucru se întâmplă în acele zone în care norul ajunge la marginea stratosferei - fizica nu îi permite să se răspândească mai mult, motiv pentru care norul cumulonimbus se răspândește de-a lungul limitei de înălțime.

Un fapt interesant este că norii puternici cumulonimbus se formează în locurile de erupții vulcanice, impacturi de meteoriți și explozii nucleare. Acești nori sunt cei mai mari - granițele lor ajung chiar și în stratosferă, urcând la o înălțime de 16 kilometri. Fiind saturate cu apă evaporată și microparticule, ei aruncă furtuni puternice - în majoritatea cazurilor, acest lucru este suficient pentru a stinge incendiile asociate cataclismului. Iată un pompier atât de natural 🙂

Nori mijlocii

În partea intermediară a troposferei (la o altitudine de 2-7 kilometri la latitudini medii) există nori de nivel mediu. Ele sunt caracterizate de suprafețe mari - sunt mai puțin afectate de curenții ascendenți de la suprafața pământului și de terenuri denivelate - și o grosime mică de câteva sute de metri. Aceștia sunt norii care „sertuie” în jurul vârfurilor ascuțite ale munților și atârnă lângă ele.

Norii de nivel mediu sunt împărțiți în două tipuri principale - altostratus și altocumulus.

Norii Altostratus sunt una dintre componentele maselor atmosferice complexe. Sunt un văl uniform, de culoare gri-albastru prin care sunt vizibile Soarele și Luna - deși întinderea norilor altostratus este de mii de kilometri, au doar câțiva kilometri grosime. Voalul dens cenușiu care este vizibil de la fereastra unei aeronave care zboară la mare altitudine sunt tocmai nori altostratus. Adesea plouă sau ninge mult timp.

Norii altocumulus, care seamănă cu bucăți mici de vată ruptă sau dungi subțiri paralele, apar în timpul sezonului cald - se formează atunci când masele de aer cald se ridică la o înălțime de 2-6 kilometri. Norii altocumulus servesc ca un indicator sigur al schimbării vremii viitoare și al apropierii ploii - aceștia pot fi creați nu numai prin convecția atmosferică naturală, ci și prin apariția maselor de aer rece. Rareori plouă din ei - cu toate acestea, norii se pot reuni și pot crea un nor mare de ploaie.

Apropo de nori din apropierea munților - în fotografii (și poate în direct) probabil că ați văzut de mai multe ori nori rotunzi care seamănă cu tampoane de bumbac care atârnă în straturi deasupra vârfului muntelui. Faptul este că norii nivelului mijlociu sunt adesea lenticulari sau lenticulari - împărțiți în mai multe straturi paralele. Ele sunt create de undele de aer formate atunci când vântul curge în jurul vârfurilor abrupte. Norii lenticulari sunt, de asemenea, speciali prin faptul că atârnă pe loc chiar și în cele mai puternice vânturi. Natura lor face posibil acest lucru - deoarece astfel de nori sunt creați în punctele de contact ale mai multor curenți de aer, ei se află într-o poziție relativ stabilă.

Nori de sus

Ultimul nivel de nori obișnuiți care se ridică în limitele inferioare ale stratosferei se numește nivelul superior. Înălțimea unor astfel de nori ajunge la 6-13 kilometri - acolo este foarte frig și, prin urmare, norii din nivelul superior sunt formați din slocuri mici de gheață. Datorită formei lor fibroase, întinse, asemănătoare unei pene, norii înalți sunt numiți și cirrus - deși ciudateniile atmosferei le dau adesea forma de gheare, fulgi și chiar schelete de pește. Precipitațiile care se formează din ele nu ajung niciodată la sol - dar însăși prezența norilor cirrus servește ca o modalitate străveche de a prezice vremea.

Norii cirus puri sunt cei mai lungi dintre norii de la nivelul superior - lungimea unei fibre individuale poate ajunge la zeci de kilometri. Deoarece cristalele de gheață din nori sunt suficient de mari pentru a simți gravitația Pământului, norii cirus „cad” în cascade întregi - distanța dintre punctele de sus și de jos ale unui singur nor poate ajunge la 3-4 kilometri! De fapt, norii cirus sunt „cascade de gheață” uriașe. Diferențele de formă a cristalelor de apă sunt cele care creează forma lor fibroasă, curgătoare.

În această clasă, există și nori aproape invizibili - nori cirrostratus. Ele se formează atunci când se ridică mase mari de aer aproape de suprafață - la altitudine mare, umiditatea lor este suficientă pentru a forma un nor. Când Soarele sau Luna strălucește prin ele, apare un halou - un disc strălucitor de curcubeu de raze împrăștiate.

nori noctilucenți

Într-o clasă separată, merită evidențiați norii argintii - cei mai înalți nori de pe Pământ. Ei urcă la o înălțime de 80 de kilometri, care este chiar mai mare decât stratosferă! În plus, au o compoziție neobișnuită - spre deosebire de alți nori, ei sunt compuși din praf meteoritic și metan, nu apă. Acești nori sunt vizibili doar după apus sau înainte de zori - razele Soarelui care pătrund din spatele orizontului luminează norii argintii, care rămân invizibili la înălțime în timpul zilei.

Norii noctilucenți sunt o priveliște incredibil de frumoasă - totuși, pentru a-i vedea în emisfera nordică, aveți nevoie de condiții speciale. Iar ghicitoarea lor nu a fost atât de ușor de rezolvat - oamenii de știință, neputincioși, au refuzat să creadă în ei, declarând norii argintii o iluzie optică. Puteți privi norii neobișnuiți și puteți afla despre secretele lor din articolul nostru special.

Atmosfera a început să se formeze odată cu formarea Pământului. Pe parcursul evoluției planetei și pe măsură ce parametrii ei se apropie valorile moderne s-au produs modificări fundamental calitative ale compoziţiei sale chimice şi proprietăți fizice. Conform modelului evolutiv, într-un stadiu incipient, Pământul era în stare topit și acum aproximativ 4,5 miliarde de ani s-a format ca solid. Această piatră de hotar este considerată începutul cronologiei geologice. Din acel moment, a început evoluția lentă a atmosferei. Unele procese geologice (de exemplu, revărsări de lavă în timpul erupțiilor vulcanice) au fost însoțite de eliberarea de gaze din intestinele Pământului. Acestea au inclus azot, amoniac, metan, vapori de apă, oxid de CO2 și dioxid de carbon CO2. Sub influența radiației ultraviolete solare, vaporii de apă s-au descompus în hidrogen și oxigen, dar oxigenul eliberat a reacționat cu monoxidul de carbon, formând dioxid de carbon. Amoniacul descompus în azot și hidrogen. Hidrogenul în procesul de difuzie s-a ridicat și a părăsit atmosfera, în timp ce azotul mai greu nu a putut scăpa și s-a acumulat treptat, devenind componenta principală, deși o parte din el a fost legată în molecule ca urmare a reacțiilor chimice ( cm. CHIMIA ATMOSFEREI). Sub influența razelor ultraviolete și a descărcărilor electrice, un amestec de gaze prezent în atmosfera inițială a Pământului a intrat în reacții chimice, în urma cărora s-au format substanțe organice, în special aminoacizi. Odată cu apariția plantelor primitive, a început procesul de fotosinteză, însoțit de eliberarea de oxigen. Acest gaz, mai ales după difuzia în atmosfera superioară, a început să-și protejeze straturile inferioare și suprafața Pământului de radiațiile ultraviolete și de raze X care pun viața în pericol. Conform estimărilor teoretice, conținutul de oxigen, care este de 25.000 de ori mai mic decât acum, ar putea duce deja la formarea unui strat de ozon cu doar jumătate din cât este acum. Cu toate acestea, acest lucru este deja suficient pentru a oferi o protecție foarte semnificativă a organismelor de efectele dăunătoare ale razelor ultraviolete.

Este probabil ca atmosfera primară să fi conținut mult dioxid de carbon. A fost consumat în timpul fotosintezei, iar concentrația sa trebuie să fi scăzut pe măsură ce lumea vegetală a evoluat, dar și datorită absorbției în timpul unor procese geologice. Pentru că Efect de sera asociate cu prezența dioxidului de carbon în atmosferă, fluctuațiile concentrației acestuia sunt una dintre cauzele importante ale unor astfel de schimbări climatice la scară largă din istoria Pământului, cum ar fi epocile glaciare.

Heliul prezent în atmosfera modernă este în mare parte un produs al dezintegrarii radioactive a uraniului, toriului și radiului. Aceste elemente radioactive emit particule a, care sunt nucleele atomilor de heliu. Deoarece nu se formează nicio sarcină electrică și nu dispare în timpul dezintegrarii radioactive, odată cu formarea fiecărei particule a apar doi electroni care, recombinându-se cu particulele a, formează atomi neutri de heliu. Elementele radioactive sunt conținute în minerale dispersate în grosimea rocilor, astfel încât o parte semnificativă din heliul format ca urmare a descompunerii radioactive este stocată în ele, volatilizându-se foarte lent în atmosferă. O anumită cantitate de heliu se ridică în exosferă datorită difuziei, dar din cauza afluxului constant de la suprafața pământului, volumul acestui gaz în atmosferă rămâne aproape neschimbat. Pe baza analizei spectrale a luminii stelelor și a studiului meteoriților, este posibil să se estimeze abundența relativă a diferitelor elemente chimice din Univers. Concentrația de neon în spațiu este de aproximativ zece miliarde de ori mai mare decât pe Pământ, krypton - de zece milioane de ori și xenon - de un milion de ori. De aici rezultă că concentrația acestor gaze inerte, aparent prezente inițial în atmosfera Pământului și nereumplute în cursul reacțiilor chimice, a scăzut foarte mult, probabil chiar în stadiul de pierdere a atmosferei sale primare de către Pământ. O excepție este gazul inert de argon, deoarece se formează încă sub forma izotopului 40 Ar în procesul de dezintegrare radioactivă a izotopului de potasiu.

Distribuția presiunii barometrice.

Greutatea totală a gazelor atmosferice este de aproximativ 4,5 10 15 tone.Astfel, „greutatea” atmosferei pe unitatea de suprafață, sau presiunea atmosferică, este de aproximativ 11 t/m2 = 1,1 kg/cm2 la nivelul mării. Presiune egală cu P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Artă. = 1 atm, luată ca presiunea atmosferică medie standard. Pentru o atmosferă în echilibru hidrostatic avem: d P= -rgd h, ceea ce înseamnă că pe intervalul de înălțimi de la h inainte de h+d h apare egalitatea între modificarea presiunii atmosferice d Pși greutatea elementului corespunzător al atmosferei cu unitate de suprafață, densitate r și grosime d h. Ca raport între presiune R si temperatura T se folosește ecuația de stare a unui gaz ideal cu densitatea r, care este destul de aplicabilă pentru atmosfera terestră: P= r R T/m, unde m este greutatea moleculară și R = 8,3 J/(K mol) este constanta universală a gazului. Apoi dlog P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, unde gradientul de presiune este pe o scară logaritmică. Reciproca lui H se numește scara înălțimii atmosferei.

Când se integrează această ecuație pentru o atmosferă izotermă ( T= const) sau, la rândul său, în cazul în care o astfel de aproximare este acceptabilă, se obține legea barometrică a distribuției presiunii cu înălțimea: P = P 0 exp(- h/H 0), unde citirea înălțimii h produs de la nivelul oceanului, unde este presiunea medie standard P 0 . Expresie H 0=R T/ mg, se numește scara de înălțime, care caracterizează întinderea atmosferei, cu condiția ca temperatura din aceasta să fie aceeași peste tot (atmosfera izotermă). Dacă atmosfera nu este izotermă, atunci este necesar să se integreze ținând cont de schimbarea temperaturii cu înălțimea și parametrul H- unele caracteristici locale ale straturilor atmosferei, in functie de temperatura acestora si de proprietatile mediului.

Atmosfera standard.

Model (tabel cu valorile parametrilor principali) corespunzător presiunii standard la baza atmosferei R 0 și compoziția chimică se numește atmosfera standard. Mai precis, acesta este un model condiționat al atmosferei, pentru care valorile medii pentru latitudinea 45° 32° 33І sunt date pentru temperatură, presiune, densitate, vâscozitate și alte caracteristici ale aerului la altitudini de la 2 km sub nivelul mării. până la limita exterioară a atmosferei pământului. Parametrii atmosferei medii la toate altitudinile au fost calculați folosind ecuația de stare a gazului ideal și legea barometrică. presupunând că la nivelul mării presiunea este de 1013,25 hPa (760 mmHg) și temperatura este de 288,15 K (15,0°C). După natura distribuției verticale a temperaturii, atmosfera medie este formată din mai multe straturi, în fiecare dintre acestea temperatura fiind aproximată printr-o funcție liniară a înălțimii. În cel mai de jos strat - troposfera (h Ј 11 km), temperatura scade cu 6,5 ° C cu fiecare kilometru de urcare. La altitudini mari, valoarea și semnul gradientului vertical de temperatură se modifică de la strat la strat. Peste 790 km, temperatura este de aproximativ 1000 K și practic nu se modifică odată cu înălțimea.

Atmosfera standard este un standard actualizat periodic, legalizat, emis sub formă de tabele.

Tabelul 1. Modelul standard al atmosferei terestre

Tabelul 1. MODEL STANDARD DE ATMOSFERĂ Pământului. Tabelul arată: h- înălțimea față de nivelul mării, R- presiune, T– temperatura, r – densitatea, N este numărul de molecule sau atomi pe unitatea de volum, H- scara de inaltime, l este lungimea drumului liber. Presiunea și temperatura la o altitudine de 80–250 km, obținute din datele rachetelor, au valori mai mici. Valorile extrapolate pentru înălțimi mai mari de 250 km nu sunt foarte precise.
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

troposfera.

Stratul cel mai de jos și cel mai dens al atmosferei, în care temperatura scade rapid odată cu înălțimea, se numește troposferă. Conține până la 80% din masa totală a atmosferei și se extinde în latitudini polare și medii până la înălțimi de 8–10 km, iar la tropice până la 16–18 km. Aici se dezvoltă aproape toate procesele de formare a vremii, schimbul de căldură și umiditate are loc între Pământ și atmosfera sa, se formează nori, apar diverse fenomene meteorologice, apar ceață și precipitații. Aceste straturi ale atmosferei terestre sunt în echilibru convectiv și, datorită amestecării active, au o uniformitate. compoziție chimică, în principal din azot molecular (78%) și oxigen (21%). Marea majoritate a poluanților atmosferici cu aerosoli și gaze naturali și artificiali sunt concentrați în troposferă. Dinamica părții inferioare a troposferei cu o grosime de până la 2 km depinde puternic de proprietățile suprafeței subiacente a Pământului, care determină mișcările orizontale și verticale ale aerului (vânturilor) datorită transferului de căldură dintr-un pământ mai cald prin radiația IR a suprafeței terestre, care este absorbită în troposferă, în principal de vapori de apă și dioxid de carbon (efect de seră). Distribuția temperaturii cu înălțimea se stabilește ca urmare a amestecării turbulente și convective. În medie, corespunde unei scăderi a temperaturii cu înălțimea de aproximativ 6,5 K/km.

Viteza vântului în stratul limită de suprafață crește mai întâi rapid odată cu înălțimea, iar mai sus continuă să crească cu 2–3 km/s pe kilometru. Uneori, în troposferă există fluxuri planetare înguste (cu o viteză de peste 30 km/s), cele vestice la latitudini medii și cele estice în apropierea ecuatorului. Se numesc curenti cu jet.

tropopauza.

La limita superioară a troposferei (tropopauza), temperatura atinge valoarea sa minimă pentru atmosfera inferioară. Acesta este stratul de tranziție dintre troposferă și stratosferă de deasupra acestuia. Grosimea tropopauzei este de la sute de metri la 1,5–2 km, iar temperatura și respectiv altitudinea variază de la 190 la 220 K și de la 8 la 18 km, în funcție de latitudinea geografică și anotimp. În latitudini temperate și înalte, iarna este cu 1–2 km mai jos decât vara și cu 8–15 K mai cald. La tropice, schimbările sezoniere sunt mult mai reduse (altitudine 16–18 km, temperatură 180–200 K). De mai sus curente cu jet posibilă ruptură a tropopauzei.

Apa în atmosfera Pământului.

Cea mai importantă caracteristică a atmosferei Pământului este prezența unei cantități semnificative de vapori de apă și apă sub formă de picături, care se observă cel mai ușor sub formă de nori și structuri de nori. Gradul de acoperire cu nori a cerului (la un anumit moment sau în medie într-o anumită perioadă de timp), exprimat pe o scară de 10 puncte sau ca procent, se numește înnorare. Forma norilor este determinată de clasificarea internațională. În medie, norii acoperă aproximativ jumătate din glob. Înnorarea este un factor important care caracterizează vremea și clima. Iarna și noaptea, înnorabilitatea împiedică scăderea temperaturii suprafeței pământului și a stratului de aer de la suprafață, vara și ziua slăbește încălzirea suprafeței pământului de către razele solare, înmuiind clima din interiorul continentelor.

nori.

Norii sunt acumulări de picături de apă suspendate în atmosferă (nori de apă), cristale de gheață (nori de gheață) sau ambele (nori amestecați). Pe măsură ce picăturile și cristalele devin mai mari, ele cad din nori sub formă de precipitații. Norii se formează în principal în troposferă. Acestea rezultă din condensarea vaporilor de apă din aer. Diametrul picăturilor de nor este de ordinul mai multor microni. Conținutul de apă lichidă din nori este de la fracții la câteva grame pe m3. Norii se disting prin înălțime: Conform clasificării internaționale, există 10 genuri de nori: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

În stratosferă se observă și nori sidefați, iar nori noctilucenți în mezosferă.

Nori Cirrus - nori transparenți sub formă de fire subțiri albe sau voaluri cu o strălucire mătăsoasă, care nu dau umbră. Norii ciruri sunt formați din cristale de gheață și se formează în troposfera superioară la temperaturi foarte scăzute. Unele tipuri de nori cirus servesc ca vestigii ale schimbărilor vremii.

Norii Cirrocumulus sunt creste sau straturi de nori albi subtiri in troposfera superioara. Norii Cirrocumulus sunt construiți din elemente mici care arată ca fulgi, ondulații, bile mici fără umbre și constau în principal din cristale de gheață.

Nori Cirrostratus - un văl translucid albicios în troposfera superioară, de obicei fibros, uneori neclar, format din cristale de gheață cu ace mici sau columnare.

Norii altocumulus sunt nori albi, gri sau alb-gri din straturile inferioare și mijlocii ale troposferei. Norii altocumulus arată ca niște straturi și creste, parcă ar fi construite din plăci situate una peste alta, mase rotunjite, arbori, fulgi. Norii altocumulus se formează în timpul activității convective intense și constau de obicei din picături de apă suprarăcite.

Norii altostratus sunt nori cenușii sau albăstrui cu o structură fibroasă sau uniformă. În troposfera mijlocie se observă nori altostratus, extinzându-se pe câțiva kilometri înălțime și uneori pe mii de kilometri pe direcție orizontală. De obicei, norii altostratus fac parte din sistemele de nori frontali asociate cu mișcările ascendente ale maselor de aer.

Nori Nimbostratus - un strat amorf joasă (de la 2 km și mai sus) de nori de o culoare cenușie uniformă, dând naștere la ploaie sau ninsoare. Norii Nimbostratus - foarte dezvoltați pe verticală (până la câțiva km) și pe orizontală (câteva mii de km), constau din picături de apă suprarăcită amestecate cu fulgi de zăpadă, de obicei asociați cu fronturi atmosferice.

Nori stratificat - nori de nivel inferior sub forma unui strat omogen, fără contururi definite, de culoare gri. Înălțimea norilor stratus deasupra suprafeței pământului este de 0,5–2 km. Din nori stratus cade burniță ocazională.

Norii cumulus sunt nori densi, albi strălucitori în timpul zilei, cu o dezvoltare verticală semnificativă (până la 5 km sau mai mult). Părțile superioare ale norilor cumulus arată ca cupole sau turnuri cu contururi rotunjite. Norii cumuluși se formează de obicei ca nori de convecție în mase de aer rece.

Nori stratocumulus - nori joase (sub 2 km) sub formă de straturi nefibroase gri sau albe sau creste de blocuri rotunde mari. Grosimea verticală a norilor stratocumulus este mică. Ocazional, norii stratocumulus dau precipitații ușoare.

Norii cumulonimbus sunt nori puternici si densi cu o puternica dezvoltare verticala (pana la o inaltime de 14 km), dand precipitatii abundente cu furtuni, grindina, furtuni. Norii cumulonimbus se dezvoltă din nori cumulus puternici, diferiți de ei în partea superioară, constând din cristale de gheață.

Stratosferă.

Prin tropopauza, in medie la altitudini de la 12 la 50 km, troposfera trece in stratosfera. În partea inferioară, pentru aproximativ 10 km, adică. până la înălțimi de aproximativ 20 km, este izotermă (temperatura aproximativ 220 K). Apoi crește odată cu altitudinea, atingând un maxim de aproximativ 270 K la o altitudine de 50–55 km. Aici este granița dintre stratosferă și mezosfera de deasupra, numită stratopauză. .

Există mult mai puțini vapori de apă în stratosferă. Cu toate acestea, sunt observați ocazional nori subțiri de sidef transluci, care apar ocazional în stratosferă la o înălțime de 20–30 km. Nori sidefați sunt vizibili pe cer intunecat după apus și înainte de răsărit. Ca formă, norii sidefați seamănă cu norii cirrus și cirrocumulus.

Atmosfera medie (mezosfera).

La o altitudine de aproximativ 50 km, mezosfera începe cu vârful unui maxim larg de temperatură. . Motivul creșterii temperaturii în zona acestui maxim este o reacție fotochimică exotermă (adică, însoțită de eliberarea de căldură) de descompunere a ozonului: O 3 + hv® O 2 + O. Ozonul apare ca urmare a descompunerii fotochimice a oxigenului molecular O 2

Aproximativ 2+ hv® O + O și reacția ulterioară a unei triple ciocniri a unui atom și a unei molecule de oxigen cu o a treia moleculă M.

O + O2 + M® O3 + M

Ozonul absoarbe cu lăcomie radiația ultravioletă în regiunea de la 2000 la 3000Å, iar această radiație încălzește atmosfera. Ozonul, situat în atmosfera superioară, servește ca un fel de scut care ne protejează de acțiunea radiațiilor ultraviolete de la soare. Fără acest scut, dezvoltarea vieții pe Pământ în ea forme moderne cu greu ar fi posibil.

În general, în întreaga mezosferă, temperatura atmosferei scade la valoarea sa minimă de aproximativ 180 K la limita superioară a mezosferei (numită mezopauză, înălțimea este de aproximativ 80 km). În vecinătatea mezopauzei, la altitudini de 70–90 km, poate apărea un strat foarte subțire de cristale de gheață și particule de praf vulcanic și de meteorit, observate sub forma unui spectacol frumos de nori noctilucenți. la scurt timp după apusul soarelui.

În mezosferă, în cea mai mare parte, mici particule solide de meteorit care cad pe Pământ sunt arse, provocând fenomenul meteorilor.

Meteori, meteoriți și bile de foc.

Erupțiile și alte fenomene din atmosfera superioară a Pământului cauzate de pătrunderea în acesta cu o viteză de 11 km/s și deasupra particulelor sau corpurilor cosmice solide se numesc meteoroizi. Există o urmă de meteoriți strălucitoare observată; cele mai puternice fenomene, adesea însoțite de căderea meteoriților, se numesc bile de foc; meteorii sunt asociați cu ploile de meteoriți.

ploaia de meteoriți:

1) fenomenul mai multor meteori cade pe mai multe ore sau zile dintr-un radiant.

2) un roi de meteoroizi care se deplasează pe o orbită în jurul Soarelui.

Apariția sistematică a meteorilor într-o anumită regiune a cerului și în anumite zile ale anului, cauzată de intersecția orbitei Pământului cu o orbită comună a multor corpuri de meteoriți care se deplasează la viteze aproximativ aceleași și egal direcționate, datorită cărora lor căile pe cer par să iasă dintr-un punct comun (radiant). Ele sunt numite după constelația în care se află radiantul.

Ploile de meteori fac o impresie profundă cu efectele lor de lumină, dar meteorii individuali sunt rar observați. Mult mai numeroși sunt meteorii invizibili, prea mici pentru a fi văzuți în momentul în care sunt înghițiți de atmosferă. Unii dintre cei mai mici meteori probabil nu se încălzesc deloc, ci sunt doar capturați de atmosferă. Aceste particule mici cu dimensiuni de la câțiva milimetri până la zece miimi de milimetru se numesc micrometeoriți. Cantitatea de materie meteorică care intră în atmosferă în fiecare zi este de la 100 la 10.000 de tone, cea mai mare parte a acestei materii fiind micrometeoriți.

Deoarece materia meteorică arde parțial în atmosferă, compoziția sa de gaz este completată cu urme de diferite elemente chimice. De exemplu, meteorii de piatră aduc litiu în atmosferă. Arderea meteorilor metalici duce la formarea de mici picături sferice de fier, fier-nichel și alte picături care trec prin atmosferă și se depun pe suprafața pământului. Ele pot fi găsite în Groenlanda și Antarctica, unde calotele de gheață rămân aproape neschimbate ani de zile. Oceanologii le găsesc în sedimentele de pe fundul oceanului.

Majoritatea particulelor de meteori care intră în atmosferă sunt depuse în aproximativ 30 de zile. Unii oameni de știință consideră că acest praf cosmic joacă un rol important în formarea fenomenelor atmosferice precum ploaia, deoarece servește drept nuclee de condensare a vaporilor de apă. Prin urmare, se presupune că precipitațiile sunt asociate statistic cu ploi mari de meteoriți. Cu toate acestea, unii experți consideră că, deoarece aportul total de materie meteorică este de multe zeci de ori mai mare decât chiar și cu cea mai mare ploaie de meteori, modificarea cantității totale a acestui material care are loc ca urmare a unei astfel de ploaie poate fi neglijată.

Cu toate acestea, nu există nicio îndoială că cei mai mari micrometeoriți și meteoriți vizibili lasă urme lungi de ionizare în straturile înalte ale atmosferei, în principal în ionosferă. Astfel de urme pot fi folosite pentru comunicații radio pe distanțe lungi, deoarece reflectă undele radio de înaltă frecvență.

Energia meteorilor care intră în atmosferă este cheltuită în principal, și poate complet, pentru încălzirea acesteia. Aceasta este una dintre componentele minore ale echilibrului termic al atmosferei.

Un meteorit este un corp solid de origine naturală care a căzut la suprafața Pământului din spațiu. De obicei, distinge piatra, piatra de fier și meteoriți de fier. Acestea din urmă sunt compuse în principal din fier și nichel. Dintre meteoriții găsiți, cei mai mulți au o greutate de la câteva grame până la câteva kilograme. Cel mai mare dintre cele găsite, meteoritul de fier Goba cântărește aproximativ 60 de tone și se află încă în același loc în care a fost descoperit, în Africa de Sud. Majoritatea meteoriților sunt fragmente de asteroizi, dar este posibil ca unii meteoriți să fi venit pe Pământ de pe Lună și chiar de pe Marte.

O minge de foc este un meteor foarte strălucitor, observat uneori chiar și în timpul zilei, lăsând adesea în urmă o dâră de fum și însoțit de fenomene sonore; se termină adesea cu căderea meteoriților.

Termosferă.

Peste temperatura minimă a mezopauzei, începe termosfera, în care temperatura, la început încet, apoi rapid, începe din nou să crească. Motivul este absorbția radiației ultraviolete, solare la altitudini de 150–300 km, datorită ionizării oxigenului atomic: O + hv® O++ e.

În termosferă, temperatura crește continuu până la o înălțime de aproximativ 400 km, unde ajunge la 1800 K în timpul zilei în epoca de maximă activitate solară.În epoca minimului, această temperatură limită poate fi mai mică de 1000 K. Peste 400 K. km, atmosfera trece într-o exosferă izotermă. Nivel critic(baza exosferei) se află la o altitudine de aproximativ 500 km.

Aurore și multe orbite de sateliți artificiali, precum și nori noctilucenți - toate aceste fenomene apar în mezosferă și termosferă.

Lumini polare.

La latitudini mari în timpul perturbărilor camp magnetic se observă lumini polare. Acestea pot dura câteva minute, dar sunt adesea vizibile câteva ore. Aurorele variază foarte mult ca formă, culoare și intensitate, toate acestea se schimbă uneori foarte repede în timp. Spectrul de aurore este format din linii de emisie și benzi. Unele dintre emisiile de pe cerul nopții sunt îmbunătățite în spectrul aurorelor, în primul rând liniile verzi și roșii de l 5577 Å și l 6300 Å de oxigen. Se întâmplă ca una dintre aceste linii să fie de multe ori mai intensă decât cealaltă, iar asta determină culoarea vizibilă a strălucirii: verde sau roșu. Perturbațiile în câmpul magnetic sunt, de asemenea, însoțite de întreruperi ale comunicațiilor radio în regiunile polare. Perturbarea este cauzată de modificările ionosferei, ceea ce înseamnă că în timpul furtunilor magnetice operează o sursă puternică de ionizare. S-a constatat că atât de puternic furtuni magnetice apar atunci când există grupuri mari de pete în apropierea centrului discului solar. Observațiile au arătat că furtunile nu sunt asociate cu petele în sine, ci cu erupții solare care apar în timpul dezvoltării unui grup de pete.

Aurorele sunt o gamă de lumină de intensitate variabilă cu mișcări rapide observate în regiunile de latitudine înaltă ale Pământului. Aurora vizuală conține linii de emisie verzi (5577Å) și roșii (6300/6364Å) de oxigen atomic și benzi moleculare de N2, care sunt excitate de particule energetice de origine solară și magnetosferică. Aceste emisii sunt de obicei afișate la o altitudine de aproximativ 100 km și mai mult. Termenul de auroră optică este folosit pentru a se referi la aurorele vizuale și la spectrul lor de emisie din infraroșu până la ultraviolete. Energia radiației din partea infraroșie a spectrului depășește semnificativ energia regiunii vizibile. Când au apărut aurorele, s-au observat emisii în intervalul ULF (

Formele reale de aurore sunt greu de clasificat; Următorii termeni sunt cei mai des utilizați:

1. Calmează arce sau dungi uniforme. Arcul se extinde de obicei pe ~1000 km în direcția paralelei geomagnetice (spre Soare în regiunile polare) și are o lățime de la unu la câteva zeci de kilometri. O bandă este o generalizare a conceptului de arc, de obicei nu are o formă arcuită obișnuită, ci se îndoaie sub formă de S sau sub formă de spirale. Arcurile și benzile sunt situate la altitudini de 100–150 km.

2. Raze de aurora . Acest termen se referă la o structură aurorală întinsă de-a lungul liniilor de câmp magnetic cu o extensie verticală de la câteva zeci la câteva sute de kilometri. Lungimea razelor de-a lungul orizontalei este mică, de la câteva zeci de metri la câțiva kilometri. Razele sunt de obicei observate în arce sau ca structuri separate.

3. Pete sau suprafete . Acestea sunt zone izolate de strălucire care nu au o formă specifică. Petele individuale pot fi legate.

4. Voal. O formă neobișnuită de auroră, care este o strălucire uniformă care acoperă zone mari ale cerului.

Conform structurii, aurorele sunt împărțite în omogene, lustruite și strălucitoare. Se folosesc diverși termeni; arc pulsat, suprafață pulsatorie, suprafață difuză, bandă radiantă, draperii etc. Există o clasificare a aurorelor în funcție de culoarea lor. Conform acestei clasificări, aurore de tip DAR. Partea superioară sau complet este roșie (6300–6364 Å). Ele apar de obicei la altitudini de 300–400 km în timpul activității geomagnetice ridicate.

tip Aurora LA sunt colorate în roșu în partea inferioară și sunt asociate cu luminiscența benzilor primului sistem N 2 pozitiv și primului sistem O 2 negativ. Astfel de forme de aurore apar în timpul celor mai active faze ale aurorelor.

Zonele aurore – acestea sunt zone cu frecvența maximă de apariție a aurorelor pe timp de noapte, conform observatorilor la un punct fix de pe suprafața Pământului. Zonele sunt situate la 67° latitudine nordică și sudică, iar lățimea lor este de aproximativ 6°. Apariția maximă a aurorelor, corespunzătoare unui moment dat al timpului local geomagnetic, are loc în centuri de tip oval (aurore oval), care sunt situate asimetric în jurul polilor geomagnetici nord și sud. Ovalul aurorei este fixat în coordonate latitudine-timp, iar zona aurorală este locul punctelor din regiunea de la miezul nopții a ovalului în coordonate latitudine-longitudine. Centura ovală este situată la aproximativ 23° de polul geomagnetic în sectorul de noapte și 15° în sectorul de zi.

Zone aurorale ovale și aurore. Locația ovalului aurorei depinde de activitatea geomagnetică. Ovalul devine mai larg la activitate geomagnetică ridicată. Zonele de aurora sau limitele ovale ale aurorelor sunt mai bine reprezentate prin L 6.4 decât prin coordonatele dipolului. Liniile câmpului geomagnetic de la limita sectorului de zi al ovalului aurorei coincid cu magnetopauză. Există o schimbare a poziției ovalului aurorei în funcție de unghiul dintre axa geomagnetică și direcția Pământ-Soare. Ovalul auroral este determinat și pe baza datelor privind precipitarea particulelor (electroni și protoni) a anumitor energii. Poziția sa poate fi determinată independent din datele de pe caspakh pe partea de zi și în magnetotail.

Variația zilnică a frecvenței de apariție a aurorelor în zona aurorelor are un maxim la miezul nopții geomagnetice și un minim la amiaza geomagnetică. Pe partea aproape ecuatorială a ovalului, frecvența de apariție a aurorelor scade brusc, dar se păstrează forma variațiilor diurne. Pe partea polară a ovalului, frecvența de apariție a aurorelor scade treptat și se caracterizează prin modificări diurne complexe.

Intensitatea aurorelor.

Intensitatea Aurora determinată prin măsurarea suprafeței de luminanță aparentă. Suprafață de luminozitate eu aurore într-o anumită direcție este determinată de emisia totală 4p eu foton/(cm 2 s). Deoarece această valoare nu este luminozitatea reală a suprafeței, ci reprezintă emisia din coloană, unitatea foton/(cm 2 coloană s) este de obicei utilizată în studiul aurorelor. Unitatea uzuală de măsurare a emisiei totale este Rayleigh (Rl) egal cu 10 6 fotoni / (cm 2 coloană s). O unitate mai practică de intensitate a aurorei este determinată din emisiile unei singure linii sau benzi. De exemplu, intensitatea aurorelor este determinată de coeficienții internaționali de luminozitate (ICF) conform datelor de intensitate a liniei verzi (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (intensitatea maximă a aurorei). Această clasificare nu poate fi utilizată pentru aurore roșii. Una dintre descoperirile epocii (1957–1958) a fost stabilirea distribuției spațiale și temporale a aurorelor sub forma unui oval deplasat față de polul magnetic. Din idei simple despre forma circulară a distribuției aurorelor în raport cu polul magnetic, trecerea la fizica modernă a magnetosferei a fost finalizată. Onoarea descoperirii îi aparține lui O. Khorosheva și G. Starkov, J. Feldshtein, S-I. Aurora ovală este regiunea cu cel mai intens impact al vântului solar asupra atmosferei superioare a Pământului. Intensitatea aurorelor este cea mai mare în oval, iar dinamica acestuia este monitorizată continuu de sateliți.

Arcuri roșii aurorale stabile.

Arc roșu auroral constant, altfel numit arc roșu de latitudine medie sau M-arc, este un arc larg subvizual (sub limita de sensibilitate a ochiului), întins de la est la vest pe mii de kilometri și înconjurând, eventual, întregul Pământ. Întinderea latitudinală a arcului este de 600 km. Emisia din arcul roșu auroral stabil este aproape monocromatică în liniile roșii l 6300 Å și l 6364 Å. Recent, au fost raportate linii de emisie slabe l 5577 Å (OI) și l 4278 Å (N + 2). Arcurile roșii persistente sunt clasificate ca aurore, dar apar la altitudini mult mai mari. Limita inferioară este situată la o altitudine de 300 km, limita superioară este de aproximativ 700 km. Intensitatea arcului roșu auroral liniștit în emisia l 6300 Å variază de la 1 la 10 kRl (o valoare tipică este de 6 kRl). Pragul de sensibilitate al ochiului la această lungime de undă este de aproximativ 10 kR, astfel încât arcurile sunt rareori observate vizual. Cu toate acestea, observațiile au arătat că luminozitatea lor este >50 kR în 10% din nopți. Ora regulata durata de viață a arcadelor este de aproximativ o zi, iar acestea apar rar în zilele următoare. Undele radio de la sateliți sau surse radio care traversează arcuri roșii aurorale stabile sunt supuse scintilațiilor, indicând existența neomogenităților de densitate electronică. Explicația teoretică a arcurilor roșii este că electronii încălziți ai regiunii F ionosferele determină o creștere a atomilor de oxigen. Observațiile prin satelit arată o creștere a temperaturii electronilor de-a lungul liniilor de câmp geomagnetic care traversează arcuri roșii aurorale stabile. Intensitatea acestor arce este corelată pozitiv cu activitate geomagnetică(furtuni) și frecvența de apariție a arcurilor - cu activitate de formare a punctelor solare.

Schimbarea aurora.

Unele forme de aurore experimentează variații de intensitate temporală cvasi-periodice și coerente. Aceste aurore, cu o geometrie aproximativ staționară și variații periodice rapide care apar în fază, sunt numite aurore în schimbare. Sunt clasificate ca aurore forme R conform Atlasului internațional al aurorelor O subdiviziune mai detaliată a aurorelor în schimbare:

R 1 (aurora pulsatorie) este o strălucire cu variații uniforme de fază în luminozitate pe toată forma aurorei. Prin definiție, într-o auroră pulsatorie ideală, părțile spațiale și temporale ale pulsației pot fi separate, i.e. luminozitatea eu(r,t)= eu s(r)· ACEASTA(t). Într-o auroră tipică R 1, pulsațiile apar cu o frecvență de 0,01 până la 10 Hz de intensitate scăzută (1–2 kR). Cele mai multe aurore R 1 sunt puncte sau arce care pulsează cu o perioadă de câteva secunde.

R 2 (aurora de foc). Acest termen este de obicei folosit pentru a se referi la mișcări precum flăcările care umplu cerul și nu pentru a descrie o singură formă. Aurorele au formă de arc și se deplasează de obicei în sus de la o înălțime de 100 km. Aceste aurore sunt relativ rare și apar mai des în afara aurorelor.

R 3 (aurora pâlpâitoare). Acestea sunt aurore cu variații rapide, neregulate sau regulate de luminozitate, dând impresia unei flăcări pâlpâitoare pe cer. Ele apar cu puțin timp înainte de prăbușirea aurorei. Frecvența de variație observată frecvent R 3 este egal cu 10 ± 3 Hz.

Termenul de aurore în flux, folosit pentru o altă clasă de aurore pulsatoare, se referă la variațiile neregulate ale luminozității care se mișcă rapid orizontal în arce și benzi de aurore.

Aurora în schimbare este unul dintre fenomenele solar-terestre care însoțesc pulsațiile câmpului geomagnetic și ale radiațiilor de raze X aurorale cauzate de precipitarea particulelor de origine solară și magnetosferică.

Strălucirea calotei polare este caracterizată de o intensitate ridicată a benzii primului sistem negativ N + 2 (λ 3914 Å). De obicei, aceste benzi N + 2 sunt de cinci ori mai intense decât linia verde OI l 5577 Å; intensitatea absolută a strălucirii capacului polar este de la 0,1 la 10 kRl (de obicei 1-3 kRl). Cu aceste aurore, care apar în perioadele PCA, o strălucire uniformă acoperă întreaga calotă polară până la latitudinea geomagnetică de 60° la altitudini de 30 până la 80 km. Este generat în principal de protoni solari și particule d cu energii de 10–100 MeV, care creează un maxim de ionizare la aceste înălțimi. Există un alt tip de strălucire în zonele aurorelor, numite aurore de manta. Pentru acest tip de strălucire aurorală, intensitatea maximă zilnică în orele dimineții este de 1–10 kR, iar intensitatea minimă este de cinci ori mai slabă. Observațiile aurorelor de manta sunt puține, iar intensitatea lor depinde de activitatea geomagnetică și solară.

Strălucire atmosferică este definită ca radiație produsă și emisă de atmosfera unei planete. Aceasta este radiația non-termică a atmosferei, cu excepția emisiei de aurore, a descărcărilor de fulgere și a emisiei de urme de meteori. Acest termen este folosit în relație cu atmosfera pământului (strălucire nocturnă, strălucire crepusculară și strălucire de zi). Strălucirea atmosferică este doar o fracțiune din lumina disponibilă în atmosferă. Alte surse sunt lumina stelelor, lumina zodiacală și lumina împrăștiată în timpul zilei de la Soare. Uneori, strălucirea atmosferei poate fi de până la 40% din cantitatea totală de lumină. Lumina aerului apare în straturile atmosferice de diferite înălțimi și grosimi. Spectrul de strălucire atmosferică acoperă lungimi de undă de la 1000 Å la 22,5 µm. Linia principală de emisie în lumina aerului este l 5577 Å, care apare la o înălțime de 90–100 km într-un strat gros de 30–40 km. Apariția strălucirii se datorează mecanismului Champen bazat pe recombinarea atomilor de oxigen. Alte linii de emisie sunt l 6300 Å, apărând în cazul recombinării disociative O + 2 și emisiei NI l 5198/5201 Å și NI l 5890/5896 Å.

Intensitatea strălucirii atmosferice este măsurată în Rayleighs. Luminozitatea (în Rayleighs) este egală cu 4 rb, unde c este suprafața unghiulară a luminanței stratului emițător în unități de 10 6 fotoni/(cm 2 sr s). Intensitatea strălucirii depinde de latitudine (diferit pentru diferite emisii) și, de asemenea, variază în timpul zilei, cu un maxim aproape de miezul nopții. O corelație pozitivă a fost observată pentru strălucirea aerului în emisia l 5577 Å cu numărul de pete solare și fluxul de radiație solară la o lungime de undă de 10,7 cm.Strălucirea aerului a fost observată în timpul experimentelor prin satelit. Din spațiul cosmic, arată ca un inel de lumină în jurul Pământului și are o culoare verzuie.

Ozonosfera.

La altitudini de 20–25 km, concentrația maximă a unei cantități neglijabile de ozon O 3 (până la 2×10–7 din conținutul de oxigen!), care apare sub acțiunea radiației ultraviolete solare la altitudini de aproximativ 10 până la 50 km. km, se ajunge, protejând planeta de radiațiile solare ionizante. În ciuda numărului extrem de mic de molecule de ozon, ele protejează întreaga viață de pe Pământ de efectele nocive ale radiațiilor cu unde scurte (ultraviolete și cu raze X) de la Soare. Dacă precipitați toate moleculele la baza atmosferei, obțineți un strat de cel mult 3-4 mm grosime! La altitudini de peste 100 km, proporția gazelor ușoare crește, iar la altitudini foarte mari predomină heliul și hidrogenul; multe molecule se disociază în atomi separați, care, fiind ionizați sub influența radiației solare dure, formează ionosfera. Presiunea și densitatea aerului din atmosfera Pământului scad odată cu înălțimea. În funcție de distribuția temperaturii, atmosfera Pământului este împărțită în troposferă, stratosferă, mezosferă, termosferă și exosferă. .

La o altitudine de 20-25 km este situat strat de ozon. Ozonul se formează din cauza degradarii moleculelor de oxigen în timpul absorbției radiației ultraviolete solare cu lungimi de undă mai scurte de 0,1–0,2 microni. Oxigenul liber se combină cu moleculele de O 2 și formează ozonul de O 3, care absoarbe cu lăcomie toată lumina ultravioletă mai scurtă de 0,29 microni. Moleculele de ozon O 3 sunt ușor distruse de radiația cu unde scurte. Prin urmare, în ciuda rarefierii sale, stratul de ozon absoarbe eficient radiația ultravioletă a Soarelui, care a trecut prin straturile atmosferice mai înalte și mai transparente. Datorită acestui fapt, organismele vii de pe Pământ sunt protejate de efectele nocive ale luminii ultraviolete de la Soare.

ionosferă.

Radiația solară ionizează atomii și moleculele atmosferei. Gradul de ionizare devine semnificativ deja la o altitudine de 60 de kilometri și crește constant odată cu distanța de la Pământ. La diferite altitudini din atmosferă au loc procese succesive de disociere a diferitelor molecule și ionizarea ulterioară a diferiților atomi și ioni. Practic, acestea sunt molecule de oxigen O 2 , azot N 2 și atomii lor. În funcție de intensitatea acestor procese, diferite straturi ale atmosferei situate peste 60 de kilometri sunt numite straturi ionosferice. , iar totalitatea lor este ionosfera . Stratul inferior, a cărui ionizare este nesemnificativă, se numește neutrosferă.

Concentrația maximă de particule încărcate în ionosferă este atinsă la altitudini de 300–400 km.

Istoria studiului ionosferei.

Ipoteza existenței unui strat conductiv în atmosfera superioară a fost înaintată în 1878 de omul de știință englez Stuart pentru a explica caracteristicile câmpului geomagnetic. Apoi, în 1902, independent unul de celălalt, Kennedy în SUA și Heaviside în Anglia au subliniat că pentru a explica propagarea undelor radio pe distanțe mari, este necesar să se presupună existența unor regiuni cu conductivitate ridicată în straturile înalte ale atmosfera. În 1923, academicianul M.V. Shuleikin, având în vedere caracteristicile propagării undelor radio de diferite frecvențe, a ajuns la concluzia că în ionosferă există cel puțin două straturi reflectorizante. Apoi, în 1925, cercetătorii englezi Appleton și Barnet, precum și Breit și Tuve, au demonstrat experimental pentru prima dată existența unor regiuni care reflectă undele radio și au pus bazele studiului lor sistematic. Din acel moment, a fost efectuat un studiu sistematic al proprietăților acestor straturi, numite în general ionosferă, jucând un rol semnificativ într-o serie de fenomene geofizice care determină reflexia și absorbția undelor radio, ceea ce este foarte important pentru practică. scopul, în special, de a asigura comunicații radio fiabile.

În anii 1930 au început observațiile sistematice ale stării ionosferei. În țara noastră, din inițiativa lui M.A. Bonch-Bruevich, au fost create instalații pentru sonorizarea lui pulsată. Au fost investigate multe proprietăți generale ale ionosferei, înălțimile și densitatea electronică a straturilor sale principale.

La altitudini de 60–70 km, se observă stratul D; la altitudini de 100–120 km, E, la altitudini, la altitudini de 180–300 km strat dublu F 1 și F 2. Principalii parametri ai acestor straturi sunt prezentați în Tabelul 4.

Tabelul 4

Tabelul 4
Regiunea ionosferei	Inaltime maxima, km	T i , K	Zi		Noapte ne , cm -3	a΄, ρm 3 s – 1
Regiunea ionosferei	Inaltime maxima, km	T i , K	min ne , cm -3	Max ne , cm -3	Noapte ne , cm -3	a΄, ρm 3 s – 1
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 (iarnă)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2 10 –10
F 2 (vară)	250–320	1000–2000	2 10 5	8 10 5	~3 10 5	10 –10
ne este concentrația de electroni, e este sarcina electronilor, T i este temperatura ionului, a΄ este coeficientul de recombinare (care determină neși schimbarea ei în timp)

Sunt date medii deoarece variază pentru diferite latitudini, momente ale zilei și anotimpuri. Astfel de date sunt necesare pentru a asigura comunicații radio pe distanță lungă. Ele sunt utilizate în selectarea frecvențelor de operare pentru diverse legături radio cu unde scurte. Cunoașterea schimbării acestora în funcție de starea ionosferei la diferite momente ale zilei și în diferite anotimpuri este extrem de importantă pentru asigurarea fiabilității comunicațiilor radio. Ionosfera este o colecție de straturi ionizate ale atmosferei terestre, începând de la altitudini de aproximativ 60 km și extinzându-se la altitudini de zeci de mii de km. Principala sursă de ionizare a atmosferei Pământului este radiația ultravioletă și de raze X ale Soarelui, care apare în principal în cromosfera solară și coroană. În plus, gradul de ionizare al atmosferei superioare este afectat de fluxurile corpusculare solare care apar în timpul erupțiilor solare, precum și de razele cosmice și particulele de meteori.

Straturi ionosferice

sunt zone din atmosferă în care sunt atinse valorile maxime ale concentrației de electroni liberi (adică numărul lor pe unitate de volum). Electronii liberi încărcați electric și (într-o măsură mai mică, ionii mai puțin mobili) rezultați din ionizarea atomilor de gaz atmosferici, care interacționează cu undele radio (adică oscilații electromagnetice), își pot schimba direcția, reflectându-i sau refractându-i și absorbindu-le energia. Ca urmare, la recepționarea posturilor de radio la distanță, pot apărea diferite efecte, de exemplu, estomparea radioului, audibilitatea crescută a posturilor îndepărtate, pene de curent etc. fenomene.

Metode de cercetare.

Metodele clasice de studiere a ionosferei de pe Pământ sunt reduse la sondarea impulsurilor - trimiterea de impulsuri radio și observarea reflexiilor acestora din diferite straturi ale ionosferei cu măsurarea timpului de întârziere și studierea intensității și formei semnalelor reflectate. Măsurând înălțimile de reflexie a impulsurilor radio la diferite frecvențe, determinând frecvențele critice ale diferitelor regiuni (frecvența purtătoare a impulsului radio pentru care această regiune a ionosferei devine transparentă se numește critică), este posibil să se determine valoarea densitatea de electroni în straturi și înălțimile efective pentru frecvențe date și alegeți frecvențele optime pentru căi radio date. Odată cu dezvoltarea tehnologiei rachetelor și odată cu debutul era spatiala sateliți artificiali ai Pământului (AES) și alte nave spațiale, a devenit posibilă măsurarea directă a parametrilor plasmei spațiale din apropierea Pământului, a cărei parte inferioară este ionosfera.

Măsurătorile densității electronice efectuate din rachete lansate special și de-a lungul traseelor de zbor prin satelit au confirmat și rafinat datele obținute anterior prin metode la sol privind structura ionosferei, distribuția densității electronilor cu înălțimea în diferite regiuni ale Pământului și au făcut posibilă. pentru a obține valori ale densității electronilor peste maximul principal - stratul F. Anterior, era imposibil să se facă acest lucru prin metode de sondare bazate pe observații ale impulsurilor radio de lungimi de undă scurte reflectate. S-a descoperit că în unele regiuni ale globului există regiuni destul de stabile, cu densitate scăzută de electroni, „vânturi ionosferice” obișnuite, procese de undă deosebite apar în ionosferă care transportă perturbări ionosferice locale la mii de kilometri de locul excitației și mult mai mult. Crearea unor dispozitive de recepție deosebit de sensibile a făcut posibilă efectuarea la stațiile de sondare pulsată a ionosferei a recepției de semnale pulsate reflectate parțial din regiunile cele mai joase ale ionosferei (stație de reflexii parțiale). Utilizarea unor instalații puternice de impulsuri în benzile de undă de contor și decimetru cu utilizarea de antene care fac posibilă efectuarea unei concentrații mari de energie radiată a făcut posibilă observarea semnalelor împrăștiate de ionosferă la diferite înălțimi. Studiul caracteristicilor spectrelor acestor semnale, împrăștiate incoerent de electroni și ioni ai plasmei ionosferice (pentru aceasta, au fost utilizate stații de împrăștiere incoerentă a undelor radio) a făcut posibilă determinarea concentrației de electroni și ioni, echivalentul acestora. temperatura la diferite altitudini până la altitudini de câteva mii de kilometri. S-a dovedit că ionosfera este suficient de transparentă pentru frecvențele utilizate.

Concentrația sarcinilor electrice (densitatea electronilor este egală cu cea ionică) în ionosfera terestră la o înălțime de 300 km este de aproximativ 106 cm–3 în timpul zilei. O plasmă de această densitate reflectă undele radio mai lungi de 20 m, în timp ce le transmite pe cele mai scurte.

Distribuția verticală tipică a densității electronilor în ionosferă pentru condiții de zi și de noapte.

Propagarea undelor radio în ionosferă.

Recepția stabilă a stațiilor de emisie cu rază lungă de acțiune depinde de frecvențele utilizate, precum și de ora din zi, sezon și, în plus, de activitatea solară. Activitatea solară afectează semnificativ starea ionosferei. Undele radio emise de o stație terestră se propagă în linie dreaptă, ca toate tipurile de unde electromagnetice. Cu toate acestea, trebuie luat în considerare faptul că atât suprafața Pământului, cât și straturile ionizate ale atmosferei sale servesc ca un fel de plăci ale unui condensator imens, acționând asupra lor ca acțiunea oglinzilor asupra luminii. Reflectate de ele, undele radio pot parcurge multe mii de kilometri, întorcându-se în jurul globului în salturi uriașe de sute și mii de kilometri, reflectându-se alternativ dintr-un strat de gaz ionizat și de pe suprafața Pământului sau a apei.

În anii 1920, se credea că undele radio mai scurte de 200 m nu erau în general potrivite pentru comunicații la distanță lungă din cauza absorbției puternice. Primele experimente privind recepția la distanță lungă a undelor scurte peste Atlantic, între Europa și America, au fost efectuate de fizicianul englez Oliver Heaviside și de inginerul electric american Arthur Kennelly. Independent unul de celălalt, ei au sugerat că undeva în jurul Pământului există un strat ionizat al atmosferei care poate reflecta undele radio. A fost numit stratul Heaviside - Kennelly, iar apoi - ionosfera.

Conform conceptelor moderne, ionosfera este formată din electroni liberi încărcați negativ și ioni încărcați pozitiv, în principal oxigen molecular O + și oxid nitric NO + . Ionii și electronii se formează ca urmare a disocierii moleculelor și a ionizării atomilor de gaz neutru prin raze X solare și radiații ultraviolete. Pentru a ioniza un atom, este necesar să-l informăm despre energia de ionizare, a cărei sursă principală pentru ionosferă este radiația ultravioletă, cu raze X și corpusculară a Soarelui.

Atâta timp cât învelișul de gaz al Pământului este iluminat de Soare, în ea se formează continuu tot mai mulți electroni, dar, în același timp, unii dintre electroni, ciocnind cu ioni, se recombină, formând din nou particule neutre. După apus, producția de noi electroni aproape se oprește, iar numărul de electroni liberi începe să scadă. Cu cât sunt mai mulți electroni liberi în ionosferă, cu atât undele de înaltă frecvență sunt reflectate din ea. Odată cu scăderea concentrației de electroni, trecerea undelor radio este posibilă numai în intervalele de frecvență joasă. De aceea, noaptea, de regulă, este posibil să primiți stații îndepărtate numai în intervalele de 75, 49, 41 și 31 m. Electronii sunt distribuiți inegal în ionosferă. La o altitudine de 50 până la 400 km, există mai multe straturi sau regiuni cu densitate electronică crescută. Aceste zone tranzitează fără probleme una în alta și afectează propagarea undelor radio HF în moduri diferite. Stratul superior al ionosferei este notat cu litera F. Aici este cel mai înalt grad de ionizare (fracția de particule încărcate este de aproximativ 10-4). Este situat la o altitudine de peste 150 km deasupra suprafeței Pământului și joacă principalul rol reflectorizant în propagarea pe distanță lungă a undelor radio ale benzilor HF de înaltă frecvență. În lunile de vară, regiunea F se împarte în două straturi - F 1 și F 2. Stratul F1 poate ocupa înălțimi de la 200 la 250 km, iar stratul F 2 pare să „plutească” în intervalul de altitudine de 300–400 km. De obicei strat F 2 este ionizat mult mai puternic decât stratul F unu . strat de noapte F 1 dispare și strat F 2 rămâne, pierzând încet până la 60% din gradul său de ionizare. Sub stratul F, la altitudini de la 90 la 150 km, există un strat E, a cărei ionizare are loc sub influența radiațiilor moi de raze X de la Soare. Gradul de ionizare al stratului E este mai mic decât cel al F, în timpul zilei, recepția stațiilor cu benzi HF de joasă frecvență de 31 și 25 m are loc atunci când semnalele sunt reflectate din strat E. De obicei, acestea sunt stații situate la o distanță de 1000–1500 km. Noaptea într-un strat E ionizarea scade brusc, dar chiar și în acest moment continuă să joace un rol semnificativ în recepția semnalelor de la stațiile din benzile 41, 49 și 75 m.

De mare interes pentru recepţionarea semnalelor din benzile HF de înaltă frecvenţă de 16, 13 şi 11 m sunt cele care apar în zonă. E straturile intermediare (norii) de ionizare puternic crescută. Suprafața acestor nori poate varia de la câțiva la sute de kilometri pătrați. Acest strat de ionizare crescută se numește strat sporadic. Eși notat Es. Norii Es se pot deplasa în ionosferă sub influența vântului și ating viteze de până la 250 km/h. Vara, la latitudinile mijlocii în timpul zilei, originea undelor radio datorate norilor Es are loc 15-20 de zile pe lună. În apropierea ecuatorului, este aproape întotdeauna prezent, iar la latitudini mari apare de obicei noaptea. Uneori, în anii de activitate solară scăzută, când nu există trecere către benzile HF de înaltă frecvență, stațiile îndepărtate apar brusc cu zgomot bun pe benzile de 16, 13 și 11 m, ale căror semnale au fost reflectate în mod repetat de la Es. .

Cea mai joasă regiune a ionosferei este regiunea D situat la altitudini cuprinse intre 50 si 90 km. Sunt relativ puțini electroni liberi aici. Din zonă D undele lungi și medii sunt bine reflectate, iar semnalele stațiilor HF de joasă frecvență sunt puternic absorbite. După apus, ionizarea dispare foarte repede și devine posibilă recepționarea stațiilor îndepărtate în intervalele de 41, 49 și 75 m, ale căror semnale sunt reflectate din straturi. F 2 și E. Straturile separate ale ionosferei joacă un rol important în propagarea semnalelor radio HF. Impactul asupra undelor radio se datorează în principal prezenței electronilor liberi în ionosferă, deși mecanismul de propagare a undelor radio este asociat cu prezența ionilor mari. Acestea din urmă prezintă, de asemenea, interes în studiu proprietăți chimice atmosferă, deoarece sunt mai activi decât atomii și moleculele neutre. Reacțiile chimice care au loc în ionosferă joacă un rol important în echilibrul energetic și electric al acesteia.

ionosferă normală. Observațiile efectuate cu ajutorul rachetelor și sateliților geofizici au oferit o mulțime de informații noi, indicând faptul că ionizarea atmosferei are loc sub influența radiației solare cu spectru larg. Partea sa principală (mai mult de 90%) este concentrată în partea vizibilă a spectrului. Radiația ultravioletă cu o lungime de undă mai scurtă și mai multă energie decât razele de lumină violetă este emisă de hidrogenul părții interioare a atmosferei Soarelui (cromosfera), iar radiația de raze X, care are o energie și mai mare, este emisă de gazele Soarelui. învelișul exterior (corona).

Starea normală (medie) a ionosferei se datorează radiației puternice constante. În ionosfera normală apar modificări regulate sub influența rotației zilnice a Pământului și a diferențelor sezoniere în unghiul de incidență a razelor solare la amiază, dar apar și schimbări imprevizibile și bruște ale stării ionosferei.

Tulburări în ionosferă.

După cum se știe, la Soare apar manifestări puternice de activitate care se repetă ciclic, care ating un maxim la fiecare 11 ani. Observațiile din programul Anului Geofizic Internațional (IGY) au coincis cu perioada celei mai mari activități solare pentru întreaga perioadă de observații meteorologice sistematice, i.e. de la începutul secolului al XVIII-lea. În perioadele de mare activitate, luminozitatea unor zone de pe Soare crește de câteva ori, iar puterea radiațiilor ultraviolete și a razelor X crește brusc. Astfel de fenomene se numesc erupții solare. Acestea durează de la câteva minute până la una sau două ore. În timpul unei erupții, plasma solară erupe (în principal protoni și electroni), iar particulele elementare se repezi în spațiul cosmic. Radiația electromagnetică și corpusculară a Soarelui în momentele unor astfel de erupții au un efect puternic asupra atmosferei Pământului.

Reacția inițială este observată la 8 minute după fulger, când radiațiile intense ultraviolete și cu raze X ajung pe Pământ. Ca urmare, ionizarea crește brusc; razele X pătrund în atmosferă până la limita inferioară a ionosferei; numărul de electroni din aceste straturi crește atât de mult încât semnalele radio sunt aproape complet absorbite („stinse”). Absorbția suplimentară a radiațiilor provoacă încălzirea gazului, ceea ce contribuie la dezvoltarea vântului. Gazul ionizat este un conductor electric, iar atunci când se mișcă în câmpul magnetic al Pământului, apare un efect de dinam și se generează un curent electric. Astfel de curenți pot provoca, la rândul lor, perturbări vizibile ale câmpului magnetic și se pot manifesta sub formă de furtuni magnetice.

Structura și dinamica atmosferei superioare este determinată în esență de procesele de neechilibru termodinamic asociate cu ionizarea și disocierea prin radiația solară, procese chimice, excitație a moleculelor și atomilor, dezactivarea lor, ciocnirea și alte procese elementare. În acest caz, gradul de dezechilibru crește odată cu înălțimea pe măsură ce densitatea scade. Până la altitudini de 500–1000 km, și adesea chiar mai mari, gradul de dezechilibru pentru multe caracteristici ale atmosferei superioare este destul de mic, ceea ce permite folosirea hidrodinamicii clasice și hidromagnetice cu totuși reacții chimice pentru a o descrie.

Exosfera este stratul exterior al atmosferei Pământului, începând de la altitudini de câteva sute de kilometri, din care atomii de hidrogen ușori, cu mișcare rapidă, pot scăpa în spațiul cosmic.

Edward Kononovici

Literatură:

Pudovkin M.I. Fundamentele fizicii solare. Sankt Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomia azi. Prentice Hall Inc. Râul Upper Saddle, 2002
Materiale online: http://ciencia.nasa.gov/

CLOPOTUL