Muutis maakera pinda. Vähem oluline polnud ka tuule aktiivsus, mis kandis väikeseid kivimitükke pikkade vahemaade taha. Temperatuurikõikumised ja muud atmosfääritegurid mõjutasid oluliselt kivimite hävimist. Koos sellega kaitseb A. Maa pinda langevate meteoriitide hävitava toime eest, millest suurem osa atmosfääri tihedatesse kihtidesse sattudes põleb ära.
Elusorganismide aktiivsus, millel on olnud tugev mõju A. enda arengule, sõltub väga suurel määral atmosfääritingimustest. A. lükkab edasi suurema osa päikese ultraviolettkiirgusest, millel on paljudele organismidele kahjulik mõju. Atmosfääri hapnikku kasutatakse loomade ja taimede hingamisprotsessis, atmosfääri süsinikdioksiidi - taimede toitumise protsessis. Kliimategurid, eelkõige soojusrežiim ja niiskusrežiim, mõjutavad tervislikku seisundit ja inimtegevust. Põllumajandus sõltub eriti tugevalt kliimatingimustest. Inimtegevus omakorda avaldab üha suuremat mõju atmosfääri koostisele ja kliimarežiimile.
Atmosfääri struktuur
Vertikaalne temperatuurijaotus atmosfääris ja sellega seotud terminoloogia.
Arvukad järelevalved näitavad, et And.-l on täpselt väljendatud kihiline struktuur (vt joonis). Atmosfääri kihilise struktuuri põhijooned määravad eelkõige vertikaalse temperatuurijaotuse tunnused. A. madalaimas osas - troposfääris, kus täheldatakse intensiivset turbulentset segunemist (vt turbulentsi atmosfääris ja hüdrosfääris), langeb temperatuur kõrguse kasvades ja temperatuuri langus piki vertikaali on keskmiselt 6 ° 1 km kohta. Troposfääri kõrgus varieerub 8-10 km polaarlaiuskraadidel kuni 16-18 km ekvaatori lähedal. Tänu sellele, et õhutihedus väheneb kiiresti kõrgusega, on troposfääri koondunud umbes 80% kogumassist A. Troposfääri kohal on üleminekukiht - tropopaus temperatuuriga 190-220, mille kohal stratosfäär. algab. Stratosfääri alumises osas temperatuuri langus kõrgusega peatub ja temperatuur püsib ligikaudu konstantsena kuni 25 km kõrguseni - nn. isotermiline piirkond(alumine stratosfäär); kõrgem temperatuur hakkab tõusma - inversioonipiirkond (ülemine stratosfäär). Temperatuuri tipp on ~270 K stratopausi tasemel, mis asub umbes 55 km kõrgusel. Kihti A, mis asub 55–80 km kõrgusel, kus temperatuur kõrgusega jälle langeb, nimetati mesosfääriks. Selle kohal on üleminekukiht - mesopaus, mille kohal on termosfäär, kus temperatuur tõuseb kõrgusega väga kõrgetele väärtustele (üle 1000 K). Veelgi kõrgemal (~1000 km kõrgusel või rohkem) asub eksosfäär, kust atmosfäärigaasid hajuvad hajumise tõttu maailmaruumi ja kus toimub järkjärguline üleminek atmosfääriõhult planeetidevahelisele ruumile. Tavaliselt nimetatakse kõiki troposfääri kohal olevaid atmosfääri kihte ülemisteks kihtideks, kuigi mõnikord nimetatakse stratosfääri või selle alumist osa ka atmosfääri alumisteks kihtideks.
Kõik atmosfääri struktuuriparameetrid (temperatuur, rõhk, tihedus) omavad märkimisväärset ruumilist ja ajalist varieeruvust (laiuskraadid, aastased, hooajalised, päevad jne). Seetõttu on joonisel fig. peegeldavad ainult atmosfääri keskmist olekut.
Atmosfääri struktuuri skeem:
1 - merepinna tase; 2 - Maa kõrgeim punkt - Chomolungma mägi (Everest), 8848 m; 3 - hea ilma rünkpilved; 4 - võimsad rünkpilved; 5 - hoovihma (äikese) pilved; 6 - nimbostratus pilved; 7 - rünkpilved; 8 - õhusõiduk; 9 - maksimaalse osoonikontsentratsiooni kiht; 10 - pärlmutterpilved; 11 - stratosfääri õhupall; 12 - raadiosond; 1З - meteoorid; 14 - ööpilved; 15 - aurorad; 16 - Ameerika X-15 rakettlennuk; 17, 18, 19 - ioniseeritud kihtidelt peegelduvad ja Maale tagasi pöörduvad raadiolained; 20 - soojalt kihist peegeldunud ja Maale tagasi pöörduv helilaine; 21 - esimene Nõukogude tehissatelliit; 22 - mandritevaheline ballistiline rakett; 23 - geofüüsikalise uurimistöö raketid; 24 - meteoroloogilised satelliidid; 25 - kosmoselaevad "Sojuz-4" ja "Sojuz-5"; 26 - atmosfäärist väljuvad kosmoseraketid, samuti ioniseeritud kihtidesse tungiv ja atmosfäärist väljuv raadiolaine; 27, 28 - H ja He aatomite hajumine (libisemine); 29 - päikese prootonite trajektoor P; 30 - ultraviolettkiirte läbitung (lainepikkus l> 2000 ja l< 900).
Atmosfääri kihilisel struktuuril on palju muid eriilmelisi ilminguid. Atmosfääri keemiline koostis on kõrguselt heterogeenne.Kui kõrgusel kuni 90 km, kus toimub intensiivne atmosfääri segunemine, jääb atmosfääri konstantsete komponentide suhteline koostis praktiliselt muutumatuks (kogu seda atmosfääri paksust nimetatakse nn. homosfäär), siis üle 90 km - in heterosfäär- atmosfäärigaaside molekulide dissotsiatsiooni mõjul päikese ultraviolettkiirguse mõjul toimub atmosfääri mõjurite keemilises koostises tugev muutus kõrgusega. Selle A. osa tüüpilised tunnused on osoonikihid ja atmosfääri enda sära. Keeruline kihiline struktuur on iseloomulik atmosfääriaerosoolile – õhus hõljuvatele maapealse ja kosmilise päritoluga tahketele osakestele. Kõige levinumad on aerosoolikihid tropopausi all ja umbes 20 km kõrgusel. Kihiline on elektronide ja ioonide vertikaalne jaotus atmosfääris, mis väljendub ionosfääri D-, E- ja F-kihtide olemasolus.
Atmosfääri koostis
Üheks optiliselt aktiivsemaks komponendiks on atmosfääriaerosool – õhus hõljuvad osakesed, mille suurus on mitmest nm-st kuni mitmekümne mikronini, mis tekivad veeauru kondenseerumisel ja satuvad tööstusliku saaste tagajärjel maapinnalt atmosfääri, vulkaanipursetest ja ka kosmosest. Aerosooli täheldatakse nii troposfääris kui ka A ülemistes kihtides. Aerosooli kontsentratsioon väheneb kiiresti kõrgusega, kuid selle trendiga kattuvad arvukad aerosoolikihtide olemasoluga seotud sekundaarsed maksimumid.
ülemine atmosfäär
Üle 20–30 km lagunevad aatomi molekulid dissotsiatsiooni tulemusena ühel või teisel määral aatomiteks ning aatomisse tekivad vabad aatomid ja uued keerukamad molekulid. Mõnevõrra kõrgemal muutuvad ionisatsiooniprotsessid oluliseks.
Kõige ebastabiilsem piirkond on heterosfäär, kus ionisatsiooni- ja dissotsiatsiooniprotsessid põhjustavad arvukalt fotokeemilisi reaktsioone, mis määravad õhu koostise muutumise kõrgusega. Siin toimub ka gaaside gravitatsiooniline eraldumine, mis väljendub kõrguse kasvades atmosfääri järkjärgulises rikastamises kergemate gaasidega. Rakettide mõõtmiste järgi on neutraalsete gaaside – argooni ja lämmastiku – gravitatsiooniline eraldumine täheldatav 105-110 km kohal. A. põhikomponendid 100–210 km kihis on molekulaarne lämmastik, molekulaarne hapnik ja aatomihapnik (viimase kontsentratsioon 210 km tasemel ulatub 77 ± 20% molekulaarse lämmastiku kontsentratsioonist).
Termosfääri ülemine osa koosneb peamiselt aatomilisest hapnikust ja lämmastikust. 500 km kõrgusel molekulaarne hapnik praktiliselt puudub, kuid molekulaarne lämmastik, mille suhteline kontsentratsioon oluliselt väheneb, domineerib siiski aatomilämmastiku üle.
Termosfääris mängivad olulist rolli loodete liikumised (vt Ebb ja vool), gravitatsioonilained, fotokeemilised protsessid, osakeste keskmise vaba tee suurenemine ja muud tegurid. Satelliidi aeglustusvaatluste tulemused kõrgusel 200–700 km viisid järeldusele, et tiheduse, temperatuuri ja päikese aktiivsuse vahel on seos, mis on seotud struktuuriparameetrite igapäevase, poolaastase ja aastase varieerumisega. . Võimalik, et ööpäevased kõikumised on suuresti tingitud atmosfääri tõustest. Päikesepõletuste perioodidel võib temperatuur 200 km kõrgusel madalatel laiuskraadidel ulatuda 1700-1900°C-ni.
Üle 600 km muutub valdavaks komponendiks heelium ja veelgi kõrgemal, 2-20 tuhande km kõrgusel, ulatub Maa vesiniku kroon. Nendel kõrgustel ümbritseb Maad laetud osakeste kest, mille temperatuur ulatub mitmekümne tuhande kraadini. Siin on Maa sisemine ja välimine kiirgusvöö. Sisemine vöö, mis on täidetud peamiselt sadade MeV energiaga prootonitega, on ekvaatorist 35-40° laiuskraadidel piiratud kõrgustega 500–1600 km. Välimine vöö koosneb elektronidest, mille energia on suurusjärgus sadu keV. Välimise vöö taga on "äärmine vöö", milles elektronide kontsentratsioon ja vood on palju suuremad. Päikese korpuskulaarse kiirguse (päikesetuule) tungimine aurora ülemistesse kihtidesse tekitab aurora. Selle päikesekrooni elektronide ja prootonite poolt ülemiste atmosfäärikihtide pommitamise mõjul ergastub ka atmosfääri loomulik kuma, mida varem nimetati öise taeva sära. Kui päikesetuul suhtleb Maa magnetväljaga, tekib tsoon, mis sai nime. Maa magnetosfäär , kuhu päikeseplasma voolud ei tungi.
A. ülemisi kihte iseloomustab tugeva tuule olemasolu, mille kiirus ulatub 100-200 m/sek. Tuule kiirusel ja suunal troposfääris, mesosfääris ja madalamas termosfääris on suur aegruumi varieeruvus. Kuigi atmosfääri ülemiste kihtide mass on alumiste kihtide massiga võrreldes tühine ja kõrgetes kihtides toimuvate atmosfääriprotsesside energia suhteliselt väike, on ilmselt atmosfääri kõrgete kihtide mõju atmosfääri ilm ja kliima troposfääris.
Atmosfääri kiirgus-, soojus- ja veebilansid
Peaaegu ainus energiaallikas kõigi Armeenias arenevate füüsiliste protsesside jaoks on päikesekiirgus. A. kiirgusrežiimi põhitunnus - nn. kasvuhooneefekt: A. neelab nõrgalt lühilainelist päikesekiirgust (suurem osa sellest jõuab maapinnani), kuid aeglustab pikalainelist (täielikult infrapunast) maapinna soojuskiirgust, mis vähendab oluliselt maa soojusülekannet kosmosesse ja tõstab selle temperatuuri.
A.-sse sisenev päikesekiirgus neeldub osaliselt A.-s peamiselt veeauru, süsinikdioksiidi, osooni ja aerosoolide poolt ning hajub aerosooliosakeste ja A tiheduse kõikumiste mõjul. Päikese kiirgusenergia hajumise tulemusena A.-s ei täheldata mitte ainult otsest päikesekiirgust, vaid ka hajutatud kiirgust, koos moodustavad nad kogu kiirguse. Maapinnale jõudes peegeldub kogu kiirgus sellelt osaliselt. Peegeldunud kiirguse hulga määrab aluspinna peegeldusvõime nn. albeedo. Neeldunud kiirguse toimel maa pind soojeneb ja muutub A-le suunatud oma pikalainelise kiirguse allikaks. A. omakorda kiirgab ka maapinnale suunatud pikalainelist kiirgust (nn anti- A kiirgus.) ja maailmaruumi (nn ruumi). väljuv kiirgus). Maapinna ja A. ratsionaalse soojusvahetuse määrab efektiivne kiirgus - Maa enda pinnakiirguse ja sellel neelduva antikiirguse A vahe. Maa pinnal neeldunud lühilainekiirguse ja efektiivse kiirguse vahe on nimetatakse kiirgusbilansiks.
Päikese kiirguse energia muundamine pärast maapinnal neeldumist atmosfäärienergiaks moodustab maa soojusbilansi. Atmosfääri peamine soojusallikas on maapind, mis neelab suurema osa päikesekiirgusest. Kuna päikesekiirguse neeldumine A.-s on väiksem kui pikalainelise kiirguse poolt A.-lt maailmaruumi kaod soojuse kadu, täiendatakse kiirgussoojuse tarbimist soojuse sissevooluga A.-sse maapinnalt kujul. turbulentsest soojusülekandest ja soojuse saabumisest veeauru kondenseerumise tulemusena A. Alates lõplikust Kondensatsioonihulk kogu Aafrikas on võrdne sademete hulga ja ka maapinnalt aurustumise hulgaga; kondensatsioonisoojuse sissevool Armeeniasse on arvuliselt võrdne Maa pinnal aurustumiseks kulunud soojushulgaga (vt ka Veebilanss).
Osa päikesekiirguse energiast kulub atmosfääri üldise tsirkulatsiooni säilitamiseks ja muudeks atmosfääriprotsessideks, kuid see osa on soojusbilansi põhikomponentidega võrreldes ebaoluline.
õhu liikumine
Atmosfääriõhu suure liikuvuse tõttu täheldatakse tuuli kõigil taevakõrgustel. Õhu liikumine sõltub paljudest teguritest, millest peamine on õhu ebaühtlane kuumenemine maakera eri piirkondades.
Eriti suured temperatuurikontrastid Maa pinna lähedal on ekvaatori ja pooluste vahel, mis on tingitud päikeseenergia saabumise erinevusest erinevatel laiuskraadidel. Lisaks sellele mõjutab temperatuuri jaotust mandrite ja ookeanide asukoht. Ookeanivete suure soojusmahtuvuse ja soojusjuhtivuse tõttu nõrgendavad ookeanid oluliselt temperatuurikõikumisi, mis tekivad aasta jooksul päikesekiirguse saabumise muutuste tagajärjel. Sellega seoses on parasvöötme ja kõrgetel laiuskraadidel õhutemperatuur ookeanide kohal suvel märgatavalt madalam kui mandrite kohal ja talvel kõrgem.
Atmosfääri ebaühtlane kuumenemine aitab kaasa suuremahuliste õhuvoolude süsteemi – nn. atmosfääri üldine tsirkulatsioon, mis tekitab õhus horisontaalse soojusülekande, mille tulemusena on märgatavalt ühtlustunud erinevused atmosfääriõhu kuumutamisel üksikutes piirkondades. Koos sellega viib üldine tsirkulatsioon Aafrikas läbi niiskusringet, mille käigus veeaur kandub ookeanidest maismaale ja mandrid niisutatakse. Õhu liikumine üldises tsirkulatsioonisüsteemis on tihedalt seotud atmosfäärirõhu jaotusega ja sõltub ka Maa pöörlemisest (vt Coriolise jõud). Merepinnal iseloomustab rõhu jaotumist ekvaatori lähedal langemine, subtroopika (kõrgrõhuvööndite) suurenemine ning parasvöötme ja kõrgete laiuskraadide vähenemine. Samal ajal on ekstratroopiliste laiuskraadide mandrite kohal rõhk tavaliselt talvel suurenenud ja suvel langetatud.
Planetaarse rõhujaotusega on seotud keeruline õhuvoolude süsteem, millest mõned on suhteliselt stabiilsed, teised aga muutuvad pidevalt ruumis ja ajas. Stabiilsete õhuvoolude hulka kuuluvad passaattuuled, mis on suunatud mõlema poolkera subtroopiliselt laiuskraadilt ekvaatorile. Suhteliselt stabiilsed on ka mussoonid – õhuvoolud, mis tekivad ookeani ja mandri vahel ning on hooajalise iseloomuga. Parasvöötme laiuskraadidel on ülekaalus läänesuunalised õhuvoolud (läänest itta). Nende hoovuste hulka kuuluvad suured pöörised – tsüklonid ja antitsüklonid, mis ulatuvad tavaliselt sadade ja tuhandete kilomeetrite kaugusele. Tsükloneid vaadeldakse ka troopilistel laiuskraadidel, kus nad eristuvad väiksema suuruse, kuid eriti suure tuulekiirusega, ulatudes sageli orkaani tugevuseni (nn troopilised tsüklonid). Ülemises troposfääris ja madalamas stratosfääris on suhteliselt kitsad (sadade kilomeetrite laiused) järsult määratletud piiridega joavoolud, mille piires tuul saavutab tohutu kiiruse - kuni 100-150 m / s. Vaatlused näitavad, et stratosfääri alumises osas määravad atmosfääri tsirkulatsiooni tunnused troposfääris toimuvate protsesside poolt.
Stratosfääri ülemises pooles, kus temperatuur tõuseb koos kõrgusega, suureneb tuule kiirus kõrgusega, suvel domineerivad idakaare tuuled ja talvel läänetuuled. Tsirkulatsiooni määrab siin stratosfääri soojusallikas, mille olemasolu on seotud päikese ultraviolettkiirguse intensiivse neeldumisega osooni poolt.
Mesosfääri alumises osas parasvöötme laiuskraadidel suureneb talvise läänetranspordi kiirus maksimumväärtusteni - umbes 80 m/sek ja suvise idatranspordi kiirus - kuni 60 m/sek umbes 70 km kõrgusel. Hiljutised uuringud on selgelt näidanud, et mesosfääri temperatuurivälja iseärasusi ei saa seletada ainult kiirgustegurite mõjuga. Dünaamilised tegurid on esmatähtsad (eelkõige kütmine või jahutamine õhu langetamisel või tõstmisel) ning võimalikud on ka fotokeemilistest reaktsioonidest (näiteks aatomi hapniku rekombinatsioon) tulenevad soojusallikad.
Mesopausi külma kihi kohal (termosfääris) hakkab õhutemperatuur kõrgusega kiiresti tõusma. See Aafrika piirkond on paljuski sarnane stratosfääri alumise poolega. Tõenäoliselt määravad tsirkulatsiooni termosfääri alumises osas mesosfääris toimuvad protsessid, termosfääri ülemiste kihtide dünaamika aga siinse päikesekiirguse neeldumise tõttu. Atmosfääri liikumist on neil kõrgustel aga raske uurida nende märkimisväärse keerukuse tõttu. Suure tähtsusega termosfääris on loodete liikumised (peamiselt päikese pool- ja ööpäevased looded), mille mõjul võib tuule kiirus üle 80 km kõrgusel ulatuda 100-120 m/sek. Atmosfääri loodete iseloomulik tunnus on nende tugev varieeruvus sõltuvalt laiuskraadist, aastaajast, kõrgusest merepinnast ja kellaajast. Termosfääris on ka tuule kiiruses olulisi muutusi kõrgusega (peamiselt 100 km taseme lähedal), mis on tingitud gravitatsioonilainete mõjust. Asub kõrgusvahemikus 100-110 km t. turbopaus eraldab järsult ülal asuva piirkonna intensiivse turbulentse segunemise tsoonist.
Koos ulatuslike õhuvooludega täheldatakse atmosfääri madalamates kihtides arvukalt lokaalseid õhuringlusi (tuule, boora, mägi-oru tuuled jne; vt Kohalikud tuuled). Kõigis õhuvooludes täheldatakse tavaliselt tuule pulsatsioone, mis vastavad keskmise ja väikese suurusega õhupööriste liikumisele. Sellised pulsatsioonid on seotud atmosfääri turbulentsiga, mis mõjutab oluliselt paljusid atmosfääriprotsesse.
Kliima ja ilm
Maapinna erinevatele laiuskraadidele jõudva päikesekiirguse hulga erinevused ja selle struktuuri keerukus, sealhulgas ookeanide, mandrite ja suuremate mägisüsteemide jaotus, määravad Maa kliima mitmekesisuse (vt Kliima).
Kirjandus
- Meteoroloogia ja hüdroloogia nõukogude võimu 50 aastaks, toim. Toimetanud E. K. Fedorova Leningrad, 1967.
- Khrgian A. Kh., Atmosfäärifüüsika, 2. väljaanne, M., 1958;
- Zverev A. S., Sünoptiline meteoroloogia ja ilmaennustuse alused, L., 1968;
- Khromov S.P., Meteoroloogia ja klimatoloogia geograafilistele teaduskondadele, L., 1964;
- Tverskoy P. N., meteoroloogia kursus, L., 1962;
- Matveev LT, Üldmeteoroloogia alused. Atmosfääri füüsika, L., 1965;
- Budyko M. I., Maapinna termiline tasakaal, L., 1956;
- Kondratiev K. Ya., aktinomeetria, L., 1965;
- Tails I. A., Atmosfääri kõrged kihid, L., 1964;
- Moroz V.I., Planeetide füüsika, M., 1967;
- Tverskoy P. N., Atmosfäärielekter, L., 1949;
- Shishkin N. S., Pilved, sademed ja välgulekter, M., 1964;
- Osoon Maa atmosfääris, toim. G. P. Guštšina, L., 1966;
- Imjanitov I. M., Chubarina E. V., Vaba atmosfääri elekter, L., 1965.
M. I. Budyko, K. Ya. Kondratjev.
See artikkel või jaotis kasutab tekstiEntsüklopeediline YouTube
1 / 5
✪ Maa kosmoselaev (14. jagu) – atmosfäär
✪ Miks ei tõmmatud atmosfääri kosmosevaakumisse?
✪ Kosmoselaeva "Sojuz TMA-8" sisenemine Maa atmosfääri
✪ Atmosfääri struktuur, tähendus, uurimine
✪ O. S. Ugolnikov "Ülemine atmosfäär. Maa ja kosmose kohtumine"
Subtiitrid
Atmosfääri piir
Atmosfääriks loetakse seda maad ümbritsevat piirkonda, kus gaasiline keskkond pöörleb koos Maa kui tervikuga. Atmosfäär läheb planeetidevahelisse ruumi järk-järgult, eksosfääris, alustades 500-1000 km kõrguselt Maa pinnast.
Rahvusvahelise Lennuliidu pakutud definitsiooni järgi tõmmatakse piiri atmosfääri ja kosmose vahel mööda umbes 100 km kõrgusel asuvat Karmana joont, millest kõrgemal muutuvad õhulennud täiesti võimatuks. NASA kasutab atmosfääri piirina 122 kilomeetrit (400 000 jalga), kus süstikud lülituvad tõukejõu manööverdamiselt aerodünaamilisele manööverdamisele.
Füüsikalised omadused
Lisaks tabelis näidatud gaasidele sisaldab atmosfäär Cl 2, SO 2, NH 3, CO, O 3, NO 2, süsivesinikke, HCl,, HBr, aure, I 2, Br 2 ja palju muud gaasid väikestes kogustes. Troposfääris on pidevalt suur hulk hõljuvaid tahkeid ja vedelaid osakesi (aerosool). Radoon (Rn) on kõige haruldasem gaas Maa atmosfääris.
Atmosfääri struktuur
atmosfääri piirkiht
Troposfääri alumine kiht (1-2 km paksune), milles Maa pinna olek ja omadused mõjutavad otseselt atmosfääri dünaamikat.
Troposfäär
Selle ülempiir on polaaraladel 8-10 km, parasvöötme 10-12 km ja troopilistel laiuskraadidel 16-18 km kõrgusel; talvel madalam kui suvel.
Atmosfääri alumine põhikiht sisaldab üle 80% atmosfääriõhu kogumassist ja umbes 90% kogu atmosfääris leiduvast veeaurust. Turbulents ja konvektsioon on troposfääris tugevalt arenenud, tekivad pilved, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid. Temperatuur langeb koos kõrgusega ja keskmine vertikaalne gradient on 0,65°/100 meetrit.
tropopaus
Üleminekukiht troposfäärist stratosfääri, atmosfääri kiht, milles temperatuuri langus kõrgusega peatub.
Stratosfäär
Atmosfääri kiht, mis asub 11–50 km kõrgusel. Tüüpiline on kerge temperatuurimuutus 11-25 km kihis (stratosfääri alumine kiht) ja selle tõus 25-40 km kihis –56,5 kuni +0,8 ° (ülemine stratosfäär ehk inversioonipiirkond). Olles saavutanud umbes 40 km kõrgusel väärtuse umbes 273 K (peaaegu 0 °C), püsib temperatuur konstantsena kuni umbes 55 km kõrguseni. Seda püsiva temperatuuriga piirkonda nimetatakse stratopausiks ja see on stratosfääri ja mesosfääri vaheline piir.
Stratopaus
Atmosfääri piirkiht stratosfääri ja mesosfääri vahel. Vertikaalses temperatuurijaotuses on maksimum (umbes 0 °C).
Mesosfäär
Termosfäär
Ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb 200-300 km kõrgusele, kus see jõuab väärtusteni suurusjärgus 1500 K, misjärel püsib see peaaegu konstantsena kuni suurtel kõrgustel. Päikesekiirguse ja kosmilise kiirguse toimel õhk ioniseerub ("polaartuled") - ionosfääri peamised piirkonnad asuvad termosfääri sees. Kõrgusel üle 300 km on ülekaalus aatomihapnik. Termosfääri ülempiiri määrab suuresti Päikese praegune aktiivsus. Madala aktiivsusega perioodidel - näiteks aastatel 2008-2009 - on selle kihi suurus märgatavalt vähenenud.
Termopaus
Atmosfääri piirkond termosfääri kohal. Selles piirkonnas on päikesekiirguse neeldumine ebaoluline ja temperatuur ei muutu tegelikult kõrgusega.
Eksosfäär (hajuv sfäär)
Kuni 100 km kõrguseni on atmosfäär homogeenne, hästi segunenud gaaside segu. Kõrgemates kihtides sõltub gaaside jaotus kõrguses nende molekulmassidest, raskemate gaaside kontsentratsioon väheneb Maa pinnast kaugenedes kiiremini. Gaasi tiheduse vähenemise tõttu langeb temperatuur stratosfääris 0 °C-lt mesosfääris −110 °C-ni. Üksikute osakeste kineetiline energia 200–250 km kõrgusel vastab aga temperatuurile ~150 °C. Üle 200 km täheldatakse olulisi temperatuuri ja gaasitiheduse kõikumisi ajas ja ruumis.
Umbes 2000-3500 km kõrgusel läheb eksosfäär järk-järgult üle nn. kosmosevaakumi lähedal, mis on täidetud planeetidevahelise gaasi haruldaste osakestega, peamiselt vesinikuaatomitega. Kuid see gaas on vaid osa planeetidevahelisest ainest. Teine osa koosneb komeedi ja meteoriidi päritolu tolmutaolistest osakestest. Lisaks üliharuldastele tolmutaolistele osakestele tungib sellesse ruumi ka päikese ja galaktilise päritoluga elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.
Ülevaade
Troposfäär moodustab umbes 80% atmosfääri massist, stratosfäär umbes 20%; mesosfääri mass ei ületa 0,3%, termosfäär on alla 0,05% atmosfääri kogumassist.
Atmosfääri elektriliste omaduste põhjal nad kiirgavad neutrosfäär ja ionosfäär .
Sõltuvalt gaasi koostisest atmosfääris eraldavad nad homosfäär ja heterosfäär. heterosfäär- see on piirkond, kus gravitatsioon mõjutab gaaside eraldumist, kuna nende segunemine sellisel kõrgusel on tühine. Siit tuleneb heterosfääri muutuv koostis. Selle all asub hästi segunenud homogeenne osa atmosfäärist, mida nimetatakse homosfääriks. Nende kihtide vahelist piiri nimetatakse turbopausiks, see asub umbes 120 km kõrgusel.
Atmosfääri muud omadused ja mõju inimorganismile
Juba 5 km kõrgusel merepinnast tekib treenimata inimesel hapnikunälg ja ilma kohanemiseta langeb inimese sooritusvõime oluliselt. Siin lõpeb atmosfääri füsioloogiline tsoon. Inimese hingamine muutub võimatuks 9 km kõrgusel, kuigi kuni umbes 115 km ulatuses sisaldab atmosfäär hapnikku.
Atmosfäär annab meile hingamiseks vajaliku hapniku. Kuid atmosfääri üldrõhu languse tõttu kõrgusele tõustes väheneb vastavalt ka hapniku osarõhk.
Atmosfääri kujunemise ajalugu
Levinuima teooria järgi on Maa atmosfäär läbi ajaloo olnud kolmes erinevas koostises. Algselt koosnes see planeetidevahelisest ruumist püütud kergetest gaasidest (vesinik ja heelium). See nn esmane atmosfäär. Järgmises etapis viis aktiivne vulkaaniline tegevus atmosfääri küllastumiseni muude gaasidega kui vesinik (süsinikdioksiid, ammoniaak, veeaur). Nii sekundaarne atmosfäär. See õhkkond oli taastav. Lisaks määrasid atmosfääri moodustumise protsessi järgmised tegurid:
- kergete gaaside (vesinik ja heelium) lekkimine planeetidevahelisse ruumi;
- keemilised reaktsioonid, mis toimuvad atmosfääris ultraviolettkiirguse, äikeselahenduse ja mõnede muude tegurite mõjul.
Järk-järgult viisid need tegurid moodustumiseni tertsiaarne atmosfäär, mida iseloomustab palju väiksem vesiniku sisaldus ning palju suurem lämmastiku ja süsinikdioksiidi sisaldus (moodustub ammoniaagi ja süsivesinike keemiliste reaktsioonide tulemusena).
Lämmastik
Suure koguse lämmastiku N 2 moodustumine on tingitud ammoniaak-vesiniku atmosfääri oksüdeerumisest molekulaarse hapniku O 2 toimel, mis hakkas planeedi pinnalt tulema fotosünteesi tulemusena, alates 3 miljardit aastat tagasi. Lämmastik N 2 satub atmosfääri ka nitraatide ja teiste lämmastikku sisaldavate ühendite denitrifikatsiooni tulemusena. Ülemistes atmosfäärikihtides oksüdeeritakse lämmastik osooni toimel NO-ks.
Lämmastik N 2 osaleb reaktsioonides ainult teatud tingimustes (näiteks äikeselahenduse ajal). Molekulaarse lämmastiku oksüdeerimist osooniga elektrilahenduste käigus kasutatakse väikestes kogustes lämmastikväetiste tööstuslikus tootmises. Seda suudavad vähese energiakuluga oksüdeerida ja bioloogiliselt aktiivseks vormiks muuta sinivetikad (sinivetikad) ja liblikõielistega risobiaalset sümbioosi moodustavad mügarbakterid, mis võivad olla tõhusad haljasväetise taimed, mis ei kurna, vaid rikastavad mulda. looduslikud väetised.
Hapnik
Atmosfääri koostis hakkas radikaalselt muutuma koos elusorganismide tulekuga Maale fotosünteesi tulemusena, millega kaasnes hapniku vabanemine ja süsihappegaasi neeldumine. Algselt kulutati hapnikku redutseeritud ühendite – ammoniaagi, süsivesinike, ookeanides sisalduva raua raua jm oksüdeerimiseks. Selle etapi lõpus hakkas hapnikusisaldus atmosfääris kasvama. Järk-järgult tekkis moodne oksüdeerivate omadustega atmosfäär. Kuna see põhjustas tõsiseid ja järske muutusi paljudes atmosfääris, litosfääris ja biosfääris toimuvates protsessides, nimetati seda sündmust hapnikukatastroofiks.
väärisgaasid
Õhusaaste
Viimasel ajal on inimene hakanud mõjutama atmosfääri arengut. Inimtegevuse tulemuseks on olnud süsihappegaasi sisalduse pidev tõus atmosfääris, mis on tingitud eelmistel geoloogilistel epohhidel kogunenud süsivesinikkütuste põlemisest. Fotosünteesi käigus kulub tohutul hulgal CO 2 , mis neeldub maailma ookeanidesse. See gaas satub atmosfääri karbonaatkivimite ning taimse ja loomse päritoluga orgaaniliste ainete lagunemise, samuti vulkanismi ja inimtootmistegevuse tõttu. Viimase 100 aasta jooksul on CO 2 sisaldus atmosfääris kasvanud 10%, kusjuures põhiosa (360 miljardit tonni) tuleneb kütuse põletamisest. Kui kütuse põlemise kasvutempo jätkub, siis järgmise 200-300 aasta jooksul CO 2 hulk atmosfääris kahekordistub ja võib kaasa tuua globaalseid kliimamuutusi.
Kütuse põletamine on peamine saastavate gaaside (СО,, SO 2) allikas. Vääveldioksiid oksüdeeritakse õhuhapniku toimel SO 3-ks, lämmastikoksiid aga NO 2-ks atmosfääri ülakihtides, mis omakorda interakteeruvad veeauruga ning tekkiv väävelhape H 2 SO 4 ja lämmastikhape HNO 3 langevad Maa pinnale. vorm nn happevihmad. Kasutamine
Maa atmosfäär on planeedi gaasiline ümbris. Atmosfääri alumine piir kulgeb maapinna lähedalt (hüdrosfäär ja maakoor) ning ülemine piir on kokkupuuteala kosmosega (122 km). Atmosfäär sisaldab palju erinevaid elemente. Peamised neist on: 78% lämmastik, 20% hapnik, 1% argoon, süsihappegaas, neoongallium, vesinik jne. Huvitavaid fakte saab vaadata artikli lõpust või klikkides.
Atmosfääris on erinevad õhukihid. Õhukihid erinevad temperatuuri, gaaside erinevuse ja tiheduse poolest ning. Tuleb märkida, et stratosfääri ja troposfääri kihid kaitsevad Maad päikesekiirguse eest. Kõrgemates kihtides võib elusorganism saada surmava annuse ultraviolettkiirguse spektrit. Kiireks soovitud atmosfäärikihile hüppamiseks klõpsake vastaval kihil:
Troposfäär ja tropopaus
Troposfäär – temperatuur, rõhk, kõrgus merepinnast
Ülempiiri hoitakse umbes 8–10 km juures. Parasvöötme laiuskraadidel 16–18 km ja polaaraladel 10–12 km. Troposfäär See on atmosfääri alumine põhikiht. See kiht sisaldab üle 80% atmosfääriõhu kogumassist ja ligi 90% kogu veeaurust. Just troposfääris tekib konvektsioon ja turbulents, tekivad ja tekivad tsüklonid. Temperatuur väheneb kõrgusega. Gradient: 0,65°/100 m. Kuumutatud maa ja vesi soojendavad ümbritsevat õhku. Kuumutatud õhk tõuseb, jahtub ja moodustab pilved. Temperatuur kihi ülemistes piirides võib ulatuda -50/70 °C-ni.
Just selles kihis toimuvad kliimamuutused ilmastikutingimustes. Troposfääri alumist piiri nimetatakse pinnale kuna selles on palju lenduvaid mikroorganisme ja tolmu. Tuule kiirus suureneb selles kihis kõrgusega.
tropopaus
See on troposfääri üleminekukiht stratosfäärile. Siin lakkab temperatuuri languse sõltuvus kõrguse tõusust. Tropopaus on minimaalne kõrgus, kus vertikaalne temperatuurigradient langeb 0,2°C/100 m. Tropopausi kõrgus sõltub tugevatest ilmastikunähtustest nagu tsüklonid. Tropopausi kõrgus väheneb tsüklonite kohal ja suureneb antitsüklonite kohal.
Stratosfäär ja stratopaus
Stratosfääri kihi kõrgus on ligikaudu 11–50 km. Kerge temperatuurimuutus on 11-25 km kõrgusel. 25–40 km kõrgusel inversioon temperatuur, 56,5-lt tõuseb 0,8 °C-ni. 40 km kuni 55 km jääb temperatuur 0°C juurde. Seda ala nimetatakse - stratopaus.
Stratosfääris täheldatakse päikesekiirguse mõju gaasimolekulidele, need dissotsieeruvad aatomiteks. Selles kihis pole peaaegu üldse veeauru. Kaasaegsed ülehelikiirusega kommertslennukid lendavad stabiilsete lennutingimuste tõttu kuni 20 km kõrgusel. Kõrgmäestiku ilmapallid tõusevad 40 km kõrgusele. Siin on ühtlased õhuvoolud, nende kiirus ulatub 300 km/h. Ka see kiht on kontsentreeritud osoon, kiht, mis neelab ultraviolettkiiri.
Mesosfäär ja mesopaus – koostis, reaktsioonid, temperatuur
Mesosfäärikiht algab umbes 50 km kaugusel ja lõpeb umbes 80–90 km kaugusel. Temperatuur langeb tõustes umbes 0,25-0,3°C/100 m. Kiirgussoojusvahetus on siin peamine energiaefekt. Keerulised fotokeemilised protsessid, mis hõlmavad vabu radikaale (millel on 1 või 2 paardumata elektroni) alates nad rakendavad säraõhkkond.
Peaaegu kõik meteoorid põlevad mesosfääris ära. Teadlased on selle piirkonna nimetanud Ignorosfäär. Seda tsooni on raske uurida, kuna siinne aerodünaamiline lennundus on väga kehv õhutiheduse tõttu, mis on 1000 korda väiksem kui Maal. Ja tehissatelliitide käivitamiseks on tihedus endiselt väga suur. Uurimistööd tehakse meteoroloogiliste rakettide abil, kuid see on perverssus. mesopausüleminekukiht mesosfääri ja termosfääri vahel. Minimaalne temperatuur on -90°C.
Karmani liin
Tasku joon nimetatakse piiriks Maa atmosfääri ja avakosmose vahel. Rahvusvahelise Lennuliidu (FAI) andmetel on selle piiri kõrgus 100 km. See määratlus anti Ameerika teadlase Theodor von Karmani auks. Ta tegi kindlaks, et umbes sellel kõrgusel on atmosfääri tihedus nii madal, et aerodünaamiline lennundus muutub siin võimatuks, kuna lennuki kiirus peab olema suurem esimene ruumikiirus. Sellisel kõrgusel kaotab helibarjääri mõiste oma tähenduse. Siin saate lennukit juhtida ainult reaktiivjõudude toimel.
Termosfäär ja termopaus
Selle kihi ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb kuni umbes 300 km, kus see ulatub umbes 1500 K-ni. Üleval jääb temperatuur muutumatuks. Selles kihis on Polaartuled- tekib päikesekiirguse mõju tagajärjel õhule. Seda protsessi nimetatakse ka õhuhapniku ioniseerimiseks.
Õhu vähese harulduse tõttu on lennud Karmani joonest kõrgemal võimalikud ainult ballistilistel trajektooridel. Kõik mehitatud orbitaallennud (välja arvatud lennud Kuule) toimuvad selles atmosfäärikihis.
Eksosfäär – tihedus, temperatuur, kõrgus
Eksosfääri kõrgus on üle 700 km. Siin on gaas väga haruldane ja protsess toimub hajumine— osakeste lekkimine planeetidevahelisse ruumi. Selliste osakeste kiirus võib ulatuda 11,2 km/sek. Päikese aktiivsuse kasv toob kaasa selle kihi paksuse laienemise.
- Gaasikesta ei lenda raskusjõu mõjul kosmosesse. Õhk koosneb osakestest, millel on oma mass. Gravitatsiooniseadusest võib järeldada, et iga massiga objekt tõmbab Maa poole.
- Buys-Balloti seadus ütleb, et kui asute põhjapoolkeral ja seisate seljaga tuule poole, siis paremal on kõrgrõhuala, vasakul madalrõhkkond. Lõunapoolkeral on see vastupidi.
Atmosfäär hakkas tekkima koos Maa tekkega. Planeedi evolutsiooni käigus ja selle parameetrite lähenedes tänapäevastele väärtustele toimusid selle keemilises koostises ja füüsikalistes omadustes põhimõttelised kvalitatiivsed muutused. Evolutsioonimudeli järgi oli Maa varajases staadiumis sulas olekus ja tekkis tahke kehana umbes 4,5 miljardit aastat tagasi. Seda verstaposti peetakse geoloogilise kronoloogia alguseks. Sellest ajast alates algas atmosfääri aeglane areng. Mõnede geoloogiliste protsessidega (näiteks vulkaanipursete ajal tekkinud laavavalamine) kaasnes gaaside eraldumine Maa sisikonnast. Nende hulka kuulusid lämmastik, ammoniaak, metaan, veeaur, CO2 oksiid ja CO2 süsinikdioksiid. Päikese ultraviolettkiirguse mõjul lagunes veeaur vesinikuks ja hapnikuks, eralduv hapnik aga reageeris vingugaasiga, moodustades süsihappegaasi. Ammoniaak lagunes lämmastikuks ja vesinikuks. Difusiooniprotsessis vesinik tõusis üles ja lahkus atmosfäärist, samas kui raskem lämmastik ei pääsenud välja ja kogunes järk-järgult, muutudes põhikomponendiks, kuigi osa sellest seostus keemiliste reaktsioonide tulemusena molekulideks ( cm. ATmosfääri KEEMIA). Ultraviolettkiirte ja elektrilahenduste mõjul toimus Maa algses atmosfääris leiduv gaaside segu keemilistes reaktsioonides, mille tulemusena moodustusid orgaanilised ained, eelkõige aminohapped. Primitiivsete taimede tulekuga algas fotosünteesi protsess, millega kaasnes hapniku vabanemine. See gaas, eriti pärast difundeerimist atmosfääri ülakihti, hakkas kaitsma oma alumisi kihte ja Maa pinda eluohtliku ultraviolett- ja röntgenkiirguse eest. Teoreetiliste hinnangute kohaselt võib praegusest 25 000 korda madalam hapnikusisaldus juba praegu kaasa tuua osoonikihi tekke, mille sisaldus on praegusest vaid poole väiksem. Sellest aga juba piisab, et tagada organismide väga oluline kaitse ultraviolettkiirte kahjuliku mõju eest.
Tõenäoliselt sisaldas esmane atmosfäär palju süsihappegaasi. Seda tarbiti fotosünteesi käigus ja selle kontsentratsioon pidi vähenema taimemaailma arenedes ja ka mõne geoloogilise protsessi käigus toimunud neeldumise tõttu. Kuna Kasvuhooneefekt Seoses süsinikdioksiidi olemasoluga atmosfääris, on selle kontsentratsiooni kõikumine üks selliste ulatuslike kliimamuutuste olulisi põhjuseid Maa ajaloos, nagu näiteks jääajad.
Kaasaegses atmosfääris leiduv heelium on enamasti uraani, tooriumi ja raadiumi radioaktiivse lagunemise saadus. Need radioaktiivsed elemendid eraldavad a-osakesi, mis on heeliumi aatomite tuumad. Kuna elektrilaengut ei teki ega kao radioaktiivse lagunemise käigus, siis iga a-osakese tekkega tekib kaks elektroni, mis a-osakestega rekombineerides moodustavad neutraalsed heeliumi aatomid. Radioaktiivsed elemendid sisalduvad kivimite paksuses hajutatud mineraalides, mistõttu nendes ladestub oluline osa radioaktiivse lagunemise tulemusena tekkinud heeliumist, lendudes atmosfääri väga aeglaselt. Teatud kogus heeliumi tõuseb difusiooni tõttu eksosfääri, kuid pideva sissevoolu tõttu maapinnalt jääb selle gaasi maht atmosfääris peaaegu muutumatuks. Tähevalguse spektraalanalüüsi ja meteoriitide uurimise põhjal on võimalik hinnata erinevate keemiliste elementide suhtelist arvukust Universumis. Neooni kontsentratsioon kosmoses on umbes kümme miljardit korda suurem kui Maal, krüptoni - kümme miljonit korda ja ksenooni - miljon korda. Sellest järeldub, et nende inertsete gaaside kontsentratsioon, mis olid ilmselt algselt olemas Maa atmosfääris ja ei täitunud keemiliste reaktsioonide käigus, vähenes oluliselt, tõenäoliselt isegi Maa esmase atmosfääri kadumise staadiumis. Erandiks on inertgaasi argoon, kuna see moodustub endiselt kaaliumiisotoobi radioaktiivse lagunemise protsessis 40 Ar isotoobi kujul.
Õhurõhu jaotus.
Atmosfäärigaaside kogumass on ligikaudu 4,5 10 15 tonni Seega on atmosfääri "mass" pindalaühiku kohta ehk atmosfäärirõhk merepinnal ligikaudu 11 t / m 2 = 1,1 kg / cm 2. Rõhk võrdne P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Art. = 1 atm, mis on standardne keskmine atmosfäärirõhk. Hüdrostaatilises tasakaalus oleva atmosfääri jaoks on meil: d P= -rgd h, mis tähendab, et kõrguste intervallil alates h enne h+d h esineb võrdsus atmosfäärirõhu muutuse vahel d P ja atmosfääri vastava elemendi kaal pindalaühiku, tiheduse r ja paksusega d h. Surve suhtena R ja temperatuur T kasutatakse ideaalse tihedusega r gaasi olekuvõrrandit, mis on üsna rakendatav Maa atmosfääri jaoks: P= r R T/m, kus m on molekulmass ja R = 8,3 J/(K mol) on universaalne gaasikonstant. Siis dlog P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, kus rõhugradient on logaritmilisel skaalal. H pöördarvu tuleb nimetada atmosfääri kõrguse skaalaks.
Kui integreerida see võrrand isotermilise atmosfääri jaoks ( T= const) või, kui selline lähendus on vastuvõetav, saadakse rõhu jaotuse baromeetriline seadus kõrgusega: P = P 0 exp (- h/H 0), kus kõrgusnäit h toodetud ookeani tasemest, kus on standardne keskmine rõhk P 0 . Väljendus H 0=R T/ mg, nimetatakse kõrgusskaalaks, mis iseloomustab atmosfääri ulatust eeldusel, et temperatuur selles on kõikjal ühesugune (isotermiline atmosfäär). Kui atmosfäär ei ole isotermiline, on vaja integreerida, võttes arvesse temperatuuri muutust kõrgusega ja parameetrit H- atmosfääri kihtide mõni lokaalne omadus, olenevalt nende temperatuurist ja keskkonna omadustest.
Standardne atmosfäär.
Mudel (peamiste parameetrite väärtuste tabel), mis vastab standardrõhule atmosfääri aluses R 0 ja keemilist koostist nimetatakse standardatmosfääriks. Täpsemalt on see atmosfääri tingimuslik mudel, mille jaoks on antud laiuskraadi 45° 32° 33° keskmised väärtused temperatuuri, rõhu, tiheduse, viskoossuse ja muude õhuomaduste jaoks 2 km kõrgusel merepinnast. Maa atmosfääri välispiirini. Keskmise atmosfääri parameetrid kõigil kõrgustel arvutati ideaalse gaasi olekuvõrrandi ja baromeetrilise seaduse abil eeldades, et merepinnal on rõhk 1013,25 hPa (760 mmHg) ja temperatuur 288,15 K (15,0 °C). Vastavalt vertikaalse temperatuurijaotuse olemusele koosneb keskmine atmosfäär mitmest kihist, millest igaühes on temperatuur ligikaudne kõrguse lineaarse funktsiooniga. Kõige madalamas kihis - troposfääris (h Ј 11 km) langeb temperatuur iga tõusukilomeetriga 6,5 ° C. Suurel kõrgusel muutub vertikaalse temperatuurigradiendi väärtus ja märk kihiti. Üle 790 km on temperatuur umbes 1000 K ja kõrgusega praktiliselt ei muutu.
Standardatmosfäär on perioodiliselt uuendatav, legaliseeritud standard, mis antakse välja tabelite kujul.
| Tabel 1. STANDARDNE MAA ATmosfääri MUDEL. Tabel näitab: h- kõrgus merepinnast, R- surve, T– temperatuur, r – tihedus, N on molekulide või aatomite arv ruumalaühiku kohta, H- kõrgusskaala, l on vaba tee pikkus. Rakettide andmetest saadud rõhk ja temperatuur 80–250 km kõrgusel on madalamad. Üle 250 km kõrguste ekstrapoleeritud väärtused ei ole väga täpsed. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g / cm3) | N(cm-3) | H(km) | l(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 10 -3 | 2.55 10 19 | 8,4 | 7,4 10 -6 |
| 1 | 899 | 281 | 1.11 10 -3 | 2.31 10 19 | 8,1 10 -6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1,01 10 -3 | 2.10 10 19 | 8,9 10 -6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9,1 10 -4 | 1,89 10 19 | 9,9 10 -6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2 10 -4 | 1,70 10 19 | 1,1 10 -5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4 10 -4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2 10 -5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6 10 -4 | 1,37 10 19 | 1,4 10 -5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5,2 10 -4 | 1.09 10 19 | 1,7 10 -5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4,1 10 -4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2 10 -5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93 10 -4 | 4,0 10 18 | 4,6 10 -5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9 10 -5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0 10 -4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9 10 -5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8 10 -4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9 10 -6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4 10 -3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1.15 10 -6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5 10 -3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9 10 -7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1,1 10 -7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7 10 -8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8 10 -3 | 210 | 5,0 10 -9 | 9 10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8 10 -4 | 230 | 8,8 10 -10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7 10 -4 | 260 | 2,1 10 –10 | 5,4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6 10 -5 | 300 | 5,6 10 -11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5 10 -6 | 450 | 3,2 10 -12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 10 3 |
| 200 | 5 10 -7 | 700 | 1,6 10 -13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9 10 -8 | 800 | 3 10-14 | 8 10 8 | 40 | 3 10 5 |
| 300 | 4 10 -8 | 900 | 8 10 -15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8 10 -9 | 1000 | 1 10–15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2 10 -9 | 1000 | 2 10-16 | 1 10 7 | 70 | |
| 700 | 2 10–10 | 1000 | 2 10-17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1 10–11 | 1000 | 1 10-18 | 1 10 5 | 80 | |
Troposfäär.
Atmosfääri madalaimat ja tihedaimat kihti, milles temperatuur kõrgusega kiiresti langeb, nimetatakse troposfääriks. See sisaldab kuni 80% atmosfääri kogumassist ning ulatub polaar- ja keskmistel laiuskraadidel 8–10 km kõrgusele ning troopikas kuni 16–18 km kõrgusele. Siin arenevad pea kõik ilmatekivad protsessid, Maa ja selle atmosfääri vahel toimub soojus- ja niiskusvahetus, tekivad pilved, tekivad mitmesugused meteoroloogilised nähtused, tekivad udud ja sademed. Need maakera atmosfääri kihid on konvektiivses tasakaalus ja aktiivse segunemise tõttu homogeense keemilise koostisega, peamiselt molekulaarsest lämmastikust (78%) ja hapnikust (21%). Valdav enamus looduslikest ja tehislikest aerosoolidest ja gaasilistest õhusaasteainetest on koondunud troposfääri. Kuni 2 km paksuse troposfääri alumise osa dünaamika sõltub tugevalt Maa aluspinna omadustest, mis määrab õhu (tuule) horisontaalsed ja vertikaalsed liikumised soojuse ülekandumise tõttu soojemalt maalt läbi. maapinna infrapunakiirgus, mis neelab troposfääris peamiselt veeauru ja süsihappegaasi (kasvuhooneefekt). Temperatuuri jaotus kõrgusega määratakse turbulentse ja konvektiivse segamise tulemusena. Keskmiselt vastab see temperatuuri langusele kõrgusega umbes 6,5 K/km.
Pinnapealses piirkihis suureneb tuule kiirus esmalt kiiresti kõrgusega ja kõrgemal jätkab selle suurenemist 2–3 km/s kilomeetri kohta. Mõnikord on troposfääris kitsad planetaarsed ojad (kiirusega üle 30 km / s), läänepoolsed keskmistel laiuskraadidel ja idapoolsed ekvaatori lähedal. Neid nimetatakse jugavooludeks.
tropopaus.
Troposfääri ülemisel piiril (tropopausis) saavutab temperatuur madalama atmosfääri taseme. See on üleminekukiht troposfääri ja selle kohal oleva stratosfääri vahel. Tropopausi paksus on sadadest meetritest 1,5–2 km-ni ning temperatuur ja kõrgus vastavalt 190–220 K ja 8–18 km, olenevalt geograafilisest laiuskraadist ja aastaajast. Parasvöötme ja kõrgetel laiuskraadidel on see talvel 1–2 km madalam kui suvel ja 8–15 K soojem. Troopikas on hooajalisi muutusi palju vähem (kõrgus 16–18 km, temperatuur 180–200 K). Eespool reaktiivvoolud tropopausi võimalik rebend.
Vesi Maa atmosfääris.
Maa atmosfääri olulisim omadus on olulisel määral veeauru ja vee olemasolu tilkade kujul, mis on kõige kergemini jälgitav pilvede ja pilvestruktuuride kujul. Taeva pilvisusastet (teatud hetkel või keskmiselt teatud aja jooksul), väljendatuna 10-pallisel skaalal või protsentides, nimetatakse pilvisuseks. Pilvede kuju määrab rahvusvaheline klassifikatsioon. Keskmiselt katavad pilved umbes poole maakerast. Pilvisus on oluline ilma ja kliimat iseloomustav tegur. Talvel ja öösel takistab pilvisus maapinna ja pinnapealse õhukihi temperatuuri langust, suvel ja päeval nõrgendab maapinna kuumenemist päikesekiirte toimel, pehmendades kliimat mandrite sees.
Pilved.
Pilved on atmosfääris hõljuvate veepiiskade (veepilved), jääkristallide (jääpilved) või mõlema (segapilved) kogunemine. Kui tilgad ja kristallid muutuvad suuremaks, kukuvad nad sademete kujul pilvedest välja. Pilved tekivad peamiselt troposfääris. Need tekivad õhus sisalduva veeauru kondenseerumisel. Pilvepiiskade läbimõõt on suurusjärgus mitu mikronit. Vedela vee sisaldus pilvedes on fraktsioonidest mitme grammi m3 kohta. Pilvi eristatakse kõrguse järgi: Rahvusvahelise klassifikatsiooni järgi eristatakse 10 pilvede perekonda: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, Cumulonimbus, cumulus.
Samuti on stratosfääris täheldatud pärlmutterpilvi, mesosfääris aga udupilvi.
Rünkpilved - läbipaistvad pilved õhukeste valgete niitide või siidise läikega looritena, mis ei jäta varju. Rünkpilved koosnevad jääkristallidest ja tekivad troposfääri ülaosas väga madalatel temperatuuridel. Teatud tüüpi rünkpilved on ilmamuutuste esilekutsujad.
Rünkpilved on õhukeste valgete pilvede seljad või kihid troposfääri ülaosas. Ringpilved on ehitatud väikestest elementidest, mis näevad välja nagu helbed, lained, väikesed varjudeta pallid ja koosnevad peamiselt jääkristallidest.
Rünkpilved - valkjas poolläbipaistev loor troposfääri ülaosas, tavaliselt kiuline, kohati hägune, mis koosneb väikestest nõel- või sammaskujulistest jääkristallidest.
Altocumulus pilved on troposfääri alumise ja keskmise kihi valged, hallid või valge-hallid pilved. Altocumulus pilved näevad välja nagu kihid ja seljad, mis on justkui ehitatud üksteise kohal asetsevatest plaatidest, ümaratest massidest, šahtidest, helvestest. Altocumulus pilved tekivad intensiivse konvektiivse tegevuse käigus ja koosnevad tavaliselt ülejahtunud veepiiskadest.
Altostratuspilved on kiud- või ühtlase struktuuriga hallid või sinakad pilved. Keskmises troposfääris vaadeldakse Altostratuse pilvi, mis ulatuvad mitme kilomeetri kõrgusele ja mõnikord tuhandeid kilomeetreid horisontaalsuunas. Tavaliselt on altostratuspilved osa frontaalpilvesüsteemidest, mis on seotud õhumasside tõusva liikumisega.
Nimbostratuse pilved - madal (alates 2 km ja üle selle) ühtlase halli värvi amorfne pilvekiht, mis põhjustab pilves vihma või lund. Nimbostratuse pilved - kõrgelt arenenud vertikaalselt (kuni mitu km) ja horisontaalselt (mitu tuhat km), koosnevad ülejahutatud veepiiskadest, mis on segatud lumehelvestega, mida tavaliselt seostatakse atmosfäärifrontidega.
Kihtpilved - madalama astme pilved homogeense kihi kujul, ilma kindlate piirjoonteta, halli värvi. Kihtpilvede kõrgus maapinnast on 0,5–2 km. Kihtpilvedest sajab kohati hoovihma.
Rünksajupilved on päeva jooksul tihedad, helevalged pilved, millel on oluline vertikaalne areng (kuni 5 km või rohkem). Rünkpilvede ülemised osad näevad välja nagu ümarate piirjoontega kuplid või tornid. Rünkpilved tekivad tavaliselt konvektsioonipilvedena külmas õhumassis.
Kihtpilved - madalad (alla 2 km) pilved, mis on hallide või valgete mittekiuliste kihtide või ümarate suurte plokkide harjade kujul. Kihkpilvede vertikaalne paksus on väike. Aeg-ajalt annavad kihtrünkpilved kergeid sademeid.
Rünkpilved on tugeva vertikaalse arenguga (kuni 14 km kõrguseni) võimsad ja tihedad pilved, mis annavad tugevat sajuhoogu koos äikese, rahe, tuiskidega. Rünkpilved arenevad välja võimsatest rünkpilvedest, erinedes neist ülemise osa poolest, koosnedes jääkristallidest.
Stratosfäär.
Tropopausi kaudu, keskmiselt 12–50 km kõrgusel, läheb troposfäär stratosfääri. Alumises osas ca 10 km, s.o. kuni umbes 20 km kõrguseni on see isotermiline (temperatuur umbes 220 K). Seejärel suureneb see kõrgusega, ulatudes 50–55 km kõrgusel maksimaalselt umbes 270 K-ni. Siin on stratosfääri ja selle peal oleva mesosfääri vaheline piir, mida nimetatakse stratopausiks. .
Stratosfääris on palju vähem veeauru. Sellegipoolest on aeg-ajalt täheldatud õhukesi poolläbipaistvaid pärlmutterpilvi, mis aeg-ajalt tekivad stratosfääris 20–30 km kõrgusel. Pärlmutterpilved on nähtavad pimedas taevas pärast päikeseloojangut ja enne päikesetõusu. Kujult meenutavad pärlmutterpilved rünk- ja rünkpilvi.
Keskmine atmosfäär (mesosfäär).
Umbes 50 km kõrgusel algab mesosfäär laia temperatuuri maksimumi tipuga. . Temperatuuri tõusu põhjus selle maksimumi piirkonnas on eksotermiline (st. millega kaasneb soojuse eraldumine) osooni lagunemise fotokeemiline reaktsioon: O 3 + hv® O 2 + O. Osoon tekib molekulaarse hapniku O 2 fotokeemilise lagunemise tulemusena
Umbes 2+ hv® O + O ja sellele järgnev aatomi ja hapnikumolekuli kolmikkokkupõrke reaktsioon mõne kolmanda molekuliga M.
O + O 2 + M ® O 3 + M
Osoon neelab ahnelt ultraviolettkiirgust piirkonnas 2000–3000 A ja see kiirgus soojendab atmosfääri. Osoon, mis asub atmosfääri ülemistes kihtides, toimib omamoodi kilbina, mis kaitseb meid päikese ultraviolettkiirguse eest. Ilma selle kilbita poleks elu arendamine Maal selle tänapäevastes vormides vaevalt võimalik olnud.
Üldiselt langeb atmosfääri temperatuur kogu mesosfääris mesosfääri ülemisel piiril minimaalse väärtuseni umbes 180 K (nimetatakse mesopausiks, kõrgus on umbes 80 km). Mesopausi läheduses, 70–90 km kõrgusel, võib tekkida väga õhuke jääkristallide kiht ning vulkaani- ja meteoriiditolmu osakesi, mida võib täheldada kauni udupilvede vaatepildina. veidi pärast päikeseloojangut.
Mesosfääris põletatakse enamjaolt Maale langevad väikesed tahked meteoriidiosakesed, mis põhjustavad meteooride fenomeni.
Meteoorid, meteoriidid ja tulekerad.
Meteoroidideks nimetatakse põletusi ja muid nähtusi Maa atmosfääri ülemistes kihtides, mis on põhjustatud sellesse tungimisest kiirusega 11 km/s ja kõrgemal kui tahked kosmilised osakesed või kehad. On täheldatud heledat meteoori jälge; nimetatakse kõige võimsamaid nähtusi, millega sageli kaasneb meteoriitide langemine tulekerad; meteoore seostatakse meteoorisadudega.
meteoriidisadu:
1) nähtus, et mitu meteoori langeb mitme tunni või päeva jooksul ühest kiirgusest.
2) meteoroidide sülem, mis liigub ühel orbiidil ümber Päikese.
Meteoride süstemaatiline ilmumine teatud taevapiirkonda ja teatud päevadel aastas, mis on põhjustatud Maa orbiidi ristumistest paljude meteoriidikehade ühise orbiidiga, mis liiguvad ligikaudu samadel ja võrdselt suunatud kiirustel, mille tõttu rajad taevas näivad väljuvat ühest ühisest punktist (kiirgavast) . Need on oma nime saanud selle tähtkuju järgi, kus radiant asub.
Meteoorisajud jätavad oma valgusefektidega sügava mulje, kuid üksikuid meteoore näeb harva. Palju rohkem on nähtamatuid meteoore, mis on liiga väikesed, et neid näha hetkel, mil atmosfäär neid neelab. Mõned väikseimad meteoorid ilmselt üldse ei kuumene, vaid jäävad ainult atmosfääri poolt kinni. Neid väikeseid osakesi, mille suurus ulatub mõnest millimeetrist kuni kümnetuhandik millimeetrini, nimetatakse mikrometeoriitideks. Iga päev atmosfääri siseneva meteoriidi kogus on 100–10 000 tonni, kusjuures suurem osa sellest ainest on mikrometeoriidid.
Kuna meteoriitne aine põleb atmosfääris osaliselt ära, täiendatakse selle gaasi koostist mitmesuguste keemiliste elementide jälgedega. Näiteks toovad kivimeteoorid atmosfääri liitiumi. Metallmeteooride põlemisel tekivad pisikesed sfäärilised raua, raud-nikli ja muud tilgad, mis läbivad atmosfääri ja ladestuvad maapinnale. Neid võib leida Gröönimaal ja Antarktikas, kus jääkiht püsib aastaid peaaegu muutumatuna. Okeanoloogid leiavad neid ookeani põhjasetetest.
Enamik atmosfääri sisenevatest meteooriosakestest ladestub ligikaudu 30 päeva jooksul. Mõned teadlased usuvad, et see kosmiline tolm mängib olulist rolli selliste atmosfäärinähtuste, nagu vihm, tekkes, kuna see toimib veeauru kondenseerumise tuumadena. Seetõttu eeldatakse, et sademed on statistiliselt seotud suurte meteoorisadudega. Mõned eksperdid aga usuvad, et kuna meteoriidi kogusisend on mitukümmend korda suurem kui isegi suurima meteoorisadu korral, võib ühe sellise vihmasaju tagajärjel tekkiva selle materjali koguhulga muutuse tähelepanuta jätta.
Siiski pole kahtlust, et suurimad mikrometeoriidid ja nähtavad meteoriidid jätavad atmosfääri kõrgetesse kihtidesse, peamiselt ionosfääri, pikki ionisatsiooni jälgi. Selliseid jälgi saab kasutada kaugraadioside jaoks, kuna need peegeldavad kõrgsageduslikke raadiolaineid.
Atmosfääri sisenevate meteooride energia kulutatakse peamiselt ja võib-olla täielikult selle soojendamiseks. See on atmosfääri soojusbilansi üks väiksemaid komponente.
Meteoriit on looduslikku päritolu tahke keha, mis kukkus kosmosest Maa pinnale. Tavaliselt eristatakse kivi-, raud-kivi- ja raudmeteoriite. Viimased koosnevad peamiselt rauast ja niklist. Leitud meteoriitidest on enamik kaaluga mitu grammi kuni mitu kilogrammi. Suurim leitud Goba raudmeteoriit kaalub umbes 60 tonni ja asub endiselt samas kohas, kus see avastati, Lõuna-Aafrikas. Enamik meteoriite on asteroidide killud, kuid mõned meteoriidid võivad olla Maale tulnud Kuult ja isegi Marsilt.
Tulekera on väga hele meteoor, mida mõnikord vaadeldakse isegi päeval, jättes sageli maha suitsuse jälje ja millega kaasnevad helinähtused; sageli lõpeb meteoriitide langemisega.
Termosfäär.
Mesopausi temperatuuri miinimumist kõrgemal algab termosfäär, mille puhul temperatuur hakkab alguses aeglaselt ja seejärel kiiresti uuesti tõusma. Põhjuseks on ultraviolettkiirguse, päikesekiirguse neeldumine 150–300 km kõrgusel aatomihapniku ionisatsiooni tõttu: O + hv® O + + e.
Termosfääris tõuseb temperatuur pidevalt umbes 400 km kõrgusele, kus päikese aktiivsuse maksimumi ajal jõuab see päeval 1800 K. Miinimumajal võib see piirtemperatuur olla alla 1000 K. Üle 400 km, läheb atmosfäär isotermiliseks eksosfääriks. Kriitiline tase (eksosfääri alus) asub umbes 500 km kõrgusel.
Aurorad ja paljud tehissatelliitide orbiidid, aga ka ööpilved – kõik need nähtused esinevad mesosfääris ja termosfääris.
Polaartuled.
Kõrgetel laiuskraadidel täheldatakse magnetvälja häirete ajal aurorasid. Need võivad kesta mitu minutit, kuid on sageli nähtavad mitu tundi. Aurorad on väga erineva kuju, värvi ja intensiivsuse poolest, mis kõik muutuvad mõnikord aja jooksul väga kiiresti. Aurora spekter koosneb emissioonijoontest ja ribadest. Osa öisest taevast lähtuvatest emissioonidest on aurora spektris võimendatud, peamiselt l 5577 Å ja l 6300 Å hapniku roheline ja punane joon. Juhtub, et üks neist joontest on mitu korda intensiivsem kui teine ja see määrab sära nähtava värvi: roheline või punane. Magnetvälja häiretega kaasnevad ka raadioside häired polaaraladel. Häire on põhjustatud muutustest ionosfääris, mis tähendab, et magnettormide ajal töötab võimas ionisatsiooniallikas. On kindlaks tehtud, et tugevad magnettormid tekivad siis, kui päikeseketta keskkoha lähedal on suured laigurühmad. Vaatlused on näidanud, et tormid ei ole seotud täppide endi, vaid täppide rühma kujunemise käigus tekkivate päikesepursketega.
Aurorad on erineva intensiivsusega valgusvahemik, mille kiiret liikumist on täheldatud Maa kõrgetel laiuskraadidel. Visuaalne aurora sisaldab rohelist (5577Å) ja punast (6300/6364Å) aatomihapniku emissioonijoont ja N 2 molekulaarribasid, mida erutavad päikese ja magnetosfääri päritolu energeetilised osakesed. Neid heitmeid kuvatakse tavaliselt umbes 100 km kõrgusel ja kõrgemal. Mõistet optiline aurora kasutatakse visuaalsete aurorade ja nende infrapuna-ultravioletsete kiirgusspektri tähistamiseks. Kiirgusenergia spektri infrapunases osas ületab oluliselt nähtava piirkonna energiat. Aurora ilmumisel täheldati emissioone ULF-i vahemikus (
Aurora tegelikke vorme on raske klassifitseerida; Kõige sagedamini kasutatakse järgmisi termineid:
1. Rahulikud ühtlased kaared või triibud. Kaar ulatub tavaliselt ~1000 km geomagnetilise paralleeli suunas (polaaraladel Päikese poole) ja selle laius on ühest kuni mitmekümne kilomeetrini. Riba on kaare mõiste üldistus, sellel ei ole tavaliselt korrapärast kaarekujulist kuju, vaid see paindub S-kujuliselt või spiraalidena. Kaared ja ribad asuvad 100–150 km kõrgusel.
2. Aurora kiired . See termin viitab auraalsele struktuurile, mis on venitatud piki magnetvälja jooni vertikaalse pikendusega mitmekümnest kuni mitmesaja kilomeetrini. Kiirte pikkus piki horisontaali on väike, mitmekümnest meetrist mitme kilomeetrini. Kiiri vaadeldakse tavaliselt kaarekujuliselt või eraldi struktuuridena.
3. Plekid või pinnad . Need on isoleeritud särapiirkonnad, millel pole kindlat kuju. Üksikud laigud võivad olla seotud.
4. Loor. Aurora ebatavaline vorm, mis on ühtlane helk, mis katab suuri taevaalasid.
Struktuuri järgi jagunevad aurorad homogeenseteks, poleerivateks ja kiirgavateks. Kasutatakse erinevaid termineid; pulseeriv kaar, pulseeriv pind, hajus pind, kiirgav triip, drapeering jne. Aurorad on klassifitseeritud nende värvi järgi. Selle klassifikatsiooni järgi aurorad tüüpi AGA. Ülemine osa või üleni on punased (6300–6364 Å). Tavaliselt ilmuvad need kõrge geomagnetilise aktiivsuse ajal 300–400 km kõrgusel.
Aurora tüüp AT on alumises osas punaseks värvitud ja on seotud esimese positiivse N 2 süsteemi ja esimese negatiivse O 2 süsteemi ribade luminestsentsiga. Sellised aurora vormid ilmnevad aurora kõige aktiivsemates faasides.
Tsoonid aurorad – Maapinna kindlas punktis asuvate vaatlejate sõnul on need tsoonid, kus aurorade esinemissagedus on maksimaalne öösel. Tsoonid asuvad 67° põhja- ja lõunalaiusel ning nende laius on umbes 6°. Aurora maksimaalne esinemine, mis vastab antud geomagnetilise kohaliku aja hetkele, esineb ovaalsetes vöödes (aurora oval), mis paiknevad asümmeetriliselt ümber põhja- ja lõunapoolsete geomagnetiliste pooluste. Aurora ovaal on fikseeritud laius-aja koordinaatides ja aurora tsoon on punktide asukoht ovaali keskööpiirkonnas laiuskraadi koordinaatides. Ovaalne vöö asub geomagnetilisest poolusest öises sektoris ligikaudu 23° ja päevases sektoris 15° kaugusel.
Aurora ovaalsed ja aurora tsoonid. Aurora ovaali asukoht sõltub geomagnetilisest aktiivsusest. Suure geomagnetilise aktiivsuse korral muutub ovaal laiemaks. Aurora tsoonid või aurora ovaalsed piirid on paremini esindatud L 6.4 kui dipoolkoordinaatidega. Aurora ovaali päevase sektori piiril olevad geomagnetilised jõujooned langevad kokku magnetopaus. Aurora ovaali asendis toimub muutus sõltuvalt geomagnetilise telje ja Maa-Päikese suuna vahelisest nurgast. Auraalne ovaal määratakse ka teatud energiaga osakeste (elektronide ja prootonite) sadenemise andmete põhjal. Selle asukoha saab andmete põhjal sõltumatult kindlaks määrata kaspakh päeval ja magnetsabas.
Aurorade esinemissageduse päevane kõikumine auroravööndis on maksimum geomagnetilisel keskööl ja miinimum geomagnetilisel keskpäeval. Ovaali lähiekvatoriaalsel küljel väheneb järsult aurorade esinemissagedus, kuid ööpäevaste variatsioonide kuju säilib. Ovaali polaarküljel väheneb aurorade esinemissagedus järk-järgult ja seda iseloomustavad keerulised ööpäevased muutused.
Aurorade intensiivsus.
Aurora intensiivsus määratakse näiva heleduspinna mõõtmisega. Heleduspind I aurorad teatud suunas määratakse koguheite järgi 4p I footon/(cm 2 s). Kuna see väärtus ei ole tegelik pinna heledus, vaid tähistab kolonnist lähtuvat emissiooni, kasutatakse aurorade uurimisel tavaliselt ühikut footon/(cm 2 kolonn s). Tavaline koguemissiooni mõõtmise ühik on Rayleigh (Rl), mis on võrdne 10 6 footoni / (cm 2 kolonni s). Aurora intensiivsuse praktilisem ühik määratakse ühe joone või riba emissioonide põhjal. Näiteks aurorade intensiivsus määratakse rahvusvaheliste heleduse koefitsientide (ICF) abil. rohelise joone intensiivsuse andmetel (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (maksimaalne aurora intensiivsus). Seda klassifikatsiooni ei saa kasutada punaste aurorade puhul. Üks epohhi (1957–1958) avastusi oli aurorade ruumilise ja ajalise jaotuse kindlaksmääramine magnetpooluse suhtes nihkunud ovaali kujul. Lihtsatest ideedest aurorade jaotuse ümmarguse kuju kohta magnetpooluse suhtes viidi lõpule üleminek magnetosfääri kaasaegsele füüsikale. Avastuse au kuulub O. Khoroševale ning G. Starkovile, J. Feldšteinile, S-I. Aurora ovaal on päikesetuule kõige intensiivsema mõju piirkond Maa ülemistele atmosfäärikihtidele. Aurorade intensiivsus on suurim ovaalis ja selle dünaamikat jälgivad pidevalt satelliidid.
Stabiilsed auraalsed punased kaared.
Ühtlane auraalne punane kaar, muidu nimetatakse keskmise laiuskraadi punaseks kaareks või M-kaar, on subvisuaalne (alla silma tundlikkuse piiri) lai kaar, mis ulatub idast läände tuhandete kilomeetrite pikkuseks ja ümbritseb võib-olla kogu Maad. Kaare laius on 600 km. Stabiilse auraalse punase kaare emissioon on punastel joontel l 6300 Å ja l 6364 Å peaaegu monokromaatiline. Hiljuti on teatatud ka nõrkadest emissioonijoontest l 5577 Å (OI) ja l 4278 Å (N + 2). Püsivad punased kaared liigitatakse aurorateks, kuid need ilmuvad palju kõrgemal. Alumine piir asub 300 km kõrgusel, ülemine piir on umbes 700 km kõrgusel. Vaikse auraalse punase kaare intensiivsus l 6300 Å emissioonis on vahemikus 1 kuni 10 kRl (tüüpiline väärtus on 6 kRl). Silma tundlikkuslävi sellel lainepikkusel on umbes 10 kR, seega on kaari visuaalselt harva täheldatud. Kuid vaatlused on näidanud, et nende heledus on 10% öödest >50 kR. Kaarte tavaline eluiga on umbes üks päev ja järgmistel päevadel ilmuvad need harva. Stabiilseid auraalseid punaseid kaarte ristuvate satelliitide või raadioallikate raadiolained alluvad stsintillatsioonile, mis näitab elektrontiheduse ebahomogeensuse olemasolu. Punaste kaarte teoreetiline seletus on see, et piirkonna kuumutatud elektronid F ionosfäärid põhjustavad hapnikuaatomite arvu suurenemist. Satelliidivaatlused näitavad elektronide temperatuuri tõusu piki geomagnetilisi jõujooni, mis läbivad stabiilseid auraalseid punaseid kaarte. Nende kaare intensiivsus on positiivses korrelatsioonis geomagnetilise aktiivsusega (tormid) ja kaare esinemise sagedus on positiivses korrelatsioonis päikese täppide aktiivsusega.
Aurora muutumine.
Mõned aurora vormid kogevad kvaasiperioodilisi ja ühtseid ajalisi intensiivsuse variatsioone. Neid ligikaudu statsionaarse geomeetriaga ja faasis toimuvate kiirete perioodiliste variatsioonidega aurorasid nimetatakse muutuvateks aurorateks. Neid klassifitseeritakse auroradeks vormid R Vastavalt rahvusvahelisele auroraatlasele. Muutuvate aurorade üksikasjalikum alajaotus:
R 1 (pulseeriv aurora) on helendus, mille heleduse faaside kõikumised on kogu aurora ulatuses ühtlased. Definitsiooni järgi saab ideaalses pulseerivas auroras pulsatsiooni ruumiline ja ajaline osa eraldada, s.t. heledus I(r,t)= I s(r)· I T(t). Tüüpilises auroras R 1, pulsatsioonid esinevad madala intensiivsusega (1–2 kR) sagedusega 0,01–10 Hz. Enamik aurorasid R 1 on laigud või kaared, mis pulseerivad mitme sekundi jooksul.
R 2 (tuline aurora). Seda terminit kasutatakse tavaliselt liikumiste tähistamiseks nagu taevast täitvad leegid, mitte ühe vormi kirjeldamiseks. Aurorad on kaarekujulised ja liiguvad tavaliselt 100 km kõrguselt ülespoole. Need aurorad on suhteliselt haruldased ja esinevad sagedamini väljaspool aurorasid.
R 3 (virvendav aurora). Need on kiire, ebaregulaarse või korrapärase heleduse kõikumisega aurorad, mis jätavad mulje taevas värelevast leegist. Need ilmuvad vahetult enne aurora kokkuvarisemist. Tavaliselt täheldatud varieerumise sagedus R 3 võrdub 10 ± 3 Hz.
Mõiste voogesitus aurora kohta, mida kasutatakse teise pulseerivate aurorade klassi kohta, viitab heleduse ebakorrapärasele kõikumisele, mis liigub kiiresti horisontaalselt kaaretes ja auroraribades.
Muutuv aurora on üks päikese- ja maapealsetest päikese- ja maapealsetest nähtustest, mis kaasnevad päikese- ja magnetosfäärilise päritoluga osakeste sadestumisest tingitud geomagnetvälja pulsatsioonide ja auraalse röntgenikiirguse pulsatsioonidega.
Polaarkübara sära iseloomustab esimese negatiivse N + 2 süsteemi riba kõrge intensiivsus (λ 3914 Å). Tavaliselt on need N + 2 ribad viis korda intensiivsemad kui roheline joon OI l 5577 Å; polaarkübara hõõgumise absoluutne intensiivsus on 0,1–10 kRl (tavaliselt 1–3 kRl). Nende auroratega, mis ilmuvad PCA perioodidel, katab ühtlane helk kogu polaarkatte kuni geomagnetilise laiuskraadini 60° 30–80 km kõrgusel. Seda tekitavad peamiselt päikese prootonid ja d-osakesed energiaga 10–100 MeV, mis loovad nendel kõrgustel ionisatsioonimaksimumi. Aurora tsoonides on teist tüüpi sära, mida nimetatakse mantli auroraks. Seda tüüpi auraalse sära puhul on päevane intensiivsuse maksimum hommikutundidel 1–10 kR ja intensiivsuse miinimum viis korda nõrgem. Vahevöö aurorade vaatlusi on vähe ja nende intensiivsus sõltub geomagnetilisest ja päikese aktiivsusest.
Atmosfääri sära on määratletud kui kiirgus, mida toodab ja kiirgab planeedi atmosfäär. See on atmosfääri mittesoojuskiirgus, välja arvatud aurorade emissioon, pikselahendused ja meteoorijälgede emissioon. Seda terminit kasutatakse seoses maa atmosfääriga (öine kuma, hämarus ja päevavalgus). Atmosfääri kuma moodustab vaid murdosa atmosfääris saadaolevast valgusest. Teised allikad on tähevalgus, sodiaagivalgus ja päevane hajutatud päikesevalgus. Kohati võib atmosfääri hõõgumine moodustada kuni 40% valguse koguhulgast. Õhusära esineb erineva kõrguse ja paksusega atmosfäärikihtides. Atmosfääri hõõgumisspekter hõlmab lainepikkusi 1000 Å kuni 22,5 µm. Peamine emissioonijoon õhuhõõgus on l 5577 Å, mis ilmub 90–100 km kõrgusel 30–40 km paksuse kihina. Sära välimus on tingitud Champeni mehhanismist, mis põhineb hapnikuaatomite rekombinatsioonil. Teised emissioonijooned on l 6300 Å, mis esinevad dissotsiatiivse O + 2 rekombinatsiooni ja emissiooni korral NI l 5198/5201 Å ja NI l 5890/5896 Å.
Atmosfääri sära intensiivsust mõõdetakse Rayleighs. Heledus (Rayleighs) võrdub 4 rb, kus c on kiirgava kihi heleduse nurkpind ühikutes 10 6 footon/(cm 2 sr s). Sära intensiivsus sõltub laiuskraadist (erinevate emissioonide puhul erinevalt) ja varieerub ka päeva jooksul maksimaalselt kesköö lähedal. Täheldati positiivset korrelatsiooni l 5577 Å emissiooni õhusära ja päikeselaikude arvu ja päikesekiirguse voo vahel lainepikkusel 10,7 cm Õhuvalgust täheldati satelliitkatsete käigus. Kosmosest vaadatuna näeb see välja nagu valgusrõngas Maa ümber ja on roheka värvusega.
Osonosfäär.
20–25 km kõrgusel on osooni O 3 maksimaalne kontsentratsioon tühine kogus (kuni 2×10–7 hapnikusisaldusest!), mis tekib päikese ultraviolettkiirguse toimel umbes 10–50 kõrgusel. km, saavutatakse, kaitstes planeeti ioniseeriva päikesekiirguse eest. Hoolimata osoonimolekulide äärmiselt väikesest arvust kaitsevad nad kogu elu Maal Päikese lühilaine (ultraviolett- ja röntgenkiirguse) kahjulike mõjude eest. Kui sadestate kõik molekulid atmosfääri põhja, saate kihi paksusega mitte rohkem kui 3–4 mm! Kõrgusel üle 100 km suureneb kergete gaaside osakaal ning väga kõrgel on ülekaalus heelium ja vesinik; paljud molekulid dissotsieeruvad eraldi aatomiteks, mis tugeva päikesekiirguse mõjul ioniseerituna moodustavad ionosfääri. Õhu rõhk ja tihedus Maa atmosfääris vähenevad kõrgusega. Sõltuvalt temperatuurijaotusest jaguneb Maa atmosfäär troposfääriks, stratosfääriks, mesosfääriks, termosfääriks ja eksosfääriks. .
20-25 km kõrgusel asub osoonikiht. Osoon tekib hapnikumolekulide lagunemise tõttu päikese ultraviolettkiirguse, mille lainepikkus on lühem kui 0,1–0,2 mikronit, neeldumisel. Vaba hapnik ühineb O 2 molekulidega ja moodustab O 3 osooni, mis neelab ahnelt kogu ultraviolettkiirgust, mis on lühem kui 0,29 mikronit. Osooni molekulid O 3 hävivad kergesti lühilainekiirguse toimel. Seetõttu neelab osoonikiht hoolimata oma haruldasest tõhusalt Päikese ultraviolettkiirgust, mis on läbinud kõrgemaid ja läbipaistvamaid atmosfäärikihte. Tänu sellele on elusorganismid Maal kaitstud päikese ultraviolettkiirguse kahjulike mõjude eest.
Ionosfäär.
Päikesekiirgus ioniseerib atmosfääri aatomeid ja molekule. Ionisatsiooniaste muutub oluliseks juba 60 kilomeetri kõrgusel ja kasvab pidevalt Maast kaugenedes. Atmosfääri erinevatel kõrgustel toimuvad järjestikused erinevate molekulide dissotsiatsiooniprotsessid ning sellele järgnev erinevate aatomite ja ioonide ionisatsioon. Põhimõtteliselt on need hapniku molekulid O 2, lämmastik N 2 ja nende aatomid. Sõltuvalt nende protsesside intensiivsusest nimetatakse erinevaid atmosfääri kihte, mis asuvad üle 60 kilomeetri, ionosfääri kihtideks. , ja nende tervik on ionosfäär . Alumist kihti, mille ionisatsioon on ebaoluline, nimetatakse neutrosfääriks.
Laetud osakeste maksimaalne kontsentratsioon ionosfääris saavutatakse 300–400 km kõrgusel.
Ionosfääri uurimise ajalugu.
Hüpoteesi juhtiva kihi olemasolust atmosfääri ülakihtides esitas 1878. aastal inglise teadlane Stuart, et selgitada geomagnetvälja iseärasusi. Seejärel tõid 1902. aastal üksteisest sõltumatult välja Kennedy USA-s ja Heaviside Inglismaal, et raadiolainete levimise seletamiseks pikkadel vahemaadel on vaja eeldada kõrge juhtivusega piirkondade olemasolu kõrgetes kihtides. õhkkond. Aastal 1923 jõudis akadeemik M. V. Šuleikin erineva sagedusega raadiolainete levimise iseärasusi arvestades järeldusele, et ionosfääris on vähemalt kaks peegeldavat kihti. Seejärel, 1925. aastal, tõestasid inglise teadlased Appleton ja Barnet ning Breit ja Tuve esimest korda eksperimentaalselt raadiolaineid peegeldavate piirkondade olemasolu ja panid aluse nende süstemaatilisele uurimistööle. Sellest ajast alates on süstemaatiliselt uuritud nende kihtide omadusi, mida üldiselt nimetatakse ionosfääriks, mis mängib olulist rolli mitmetes geofüüsikalistes nähtustes, mis määravad raadiolainete peegeldumise ja neeldumise, mis on praktilise tähtsusega. eelkõige usaldusväärse raadioside tagamiseks.
1930. aastatel hakati süstemaatiliselt jälgima ionosfääri seisundit. Meie riigis loodi M.A. Bonch-Bruevitši eestvõttel installatsioonid selle pulsshelimiseks. Uuriti paljusid ionosfääri üldisi omadusi, selle põhikihtide kõrgusi ja elektrontihedust.
60–70 km kõrgusel täheldatakse D-kihti, 100–120 km kõrgusel E, kõrgustel, 180–300 km kõrgusel kahekihiline F 1 ja F 2. Nende kihtide peamised parameetrid on toodud tabelis 4.
| Tabel 4 | ||||||
| Ionosfääri piirkond | Maksimaalne kõrgus, km | T i , K | päev | Öö ne , cm -3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min ne , cm -3 | Max ne , cm -3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| E | 110 | 270 | 1,5 10 5 | 3 10 5 | 3000 | 10 –7 |
| F 1 | 180 | 800–1500 | 3 10 5 | 5 10 5 | – | 3 10 -8 |
| F 2 (talv) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2 10–10 |
| F 2 (suvi) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| ne on elektronide kontsentratsioon, e on elektronide laeng, T i on iooni temperatuur, a΄ on rekombinatsioonikoefitsient (mis määrab ne ja selle muutumine ajas) | ||||||
Keskmised on antud, kuna need varieeruvad erinevatel laiuskraadidel, kellaaegadel ja aastaaegadel. Sellised andmed on vajalikud kaugraadioside tagamiseks. Neid kasutatakse erinevate lühilaine raadiolinkide töösageduste valimiseks. Nende muutumise tundmine sõltuvalt ionosfääri seisundist erinevatel kellaaegadel ja aastaaegadel on raadioside töökindluse tagamiseks äärmiselt oluline. Ionosfäär on maakera atmosfääri ioniseeritud kihtide kogum, mis algab umbes 60 km kõrguselt ja ulatub kümnete tuhandete km kõrguseni. Maa atmosfääri peamiseks ionisatsiooniallikaks on Päikese ultraviolett- ja röntgenkiirgus, mis esineb peamiselt Päikese kromosfääris ja koroonas. Lisaks mõjutavad ülemiste atmosfäärikihtide ionisatsiooniastet päikesevalguse vood, mis tekivad päikesepõletuste ajal, samuti kosmilised kiired ja meteooriosakesed.
Ionosfääri kihid
on atmosfääri alad, kus saavutatakse vabade elektronide kontsentratsiooni maksimumväärtused (st nende arv ruumalaühiku kohta). Elektriliselt laetud vabad elektronid ja (vähemal määral vähem liikuvad ioonid), mis tulenevad atmosfääri gaasiaatomite ionisatsioonist, interakteerudes raadiolainetega (s.o elektromagnetiliste võnkumistega), võivad muuta oma suunda, neid peegeldades või murdes ning oma energiat neelata. Selle tulemusena võivad kaugete raadiojaamade vastuvõtmisel ilmneda mitmesugused efektid, näiteks raadio tuhmumine, kaugemate jaamade kuuldavuse suurenemine, elektrikatkestused jne. nähtusi.
Uurimismeetodid.
Klassikalised meetodid ionosfääri uurimiseks Maalt taandatakse impulsshelimisele - raadioimpulsside saatmine ja nende peegelduste jälgimine ionosfääri erinevatest kihtidest koos viiteaja mõõtmise ning peegeldunud signaalide intensiivsuse ja kuju uurimisega. Mõõtes raadioimpulsside peegelduskõrgusi erinevatel sagedustel, määrates erinevate piirkondade kriitilised sagedused (raadioimpulsi kandesagedust, mille jaoks see ionosfääri piirkond muutub läbipaistvaks, nimetatakse kriitiliseks), on võimalik määrata signaali väärtust. elektrontihedus kihtides ja efektiivsed kõrgused antud sageduste jaoks ning valida antud raadioteede jaoks optimaalsed sagedused. Raketitehnoloogia arenedes ning Maa tehissatelliitide (AES) ja teiste kosmoseaparaatide kosmoseajastu tulekuga sai võimalikuks Maa-lähedase kosmoseplasma parameetrite otsene mõõtmine, mille alumine osa on ionosfäär.
Spetsiaalselt välja lastud rakettidelt ja satelliidi lennutrajektooridel tehtud elektrontiheduse mõõtmised kinnitasid ja täpsustasid varem maapealsete meetoditega saadud andmeid ionosfääri ehituse, elektrontiheduse jaotuse ja kõrguse kohta Maa eri piirkondades ning tegid selle võimalikuks. elektrontiheduse väärtuste saamiseks üle peamise maksimumi - kihi F. Varem oli seda võimatu teha sondeerimismeetoditega, mis põhinesid peegeldunud lühilaineliste raadioimpulsside vaatlustel. On leitud, et maakera mõnes piirkonnas on üsna stabiilsed madala elektrontihedusega piirkonnad, regulaarsed “ionosfäärituuled”, ionosfääris tekivad omapärased laineprotsessid, mis kannavad lokaalseid ionosfäärihäireid tuhandete kilomeetrite kaugusel nende ergastuskohast ja palju rohkem. Eriti ülitundlike vastuvõtuseadmete loomine võimaldas ionosfääri impulssheli jaamades vastu võtta ionosfääri madalamatest piirkondadest osaliselt peegeldunud impulsssignaale (osaliste peegelduste jaam). Võimsate impulssseadmete kasutamine meeter- ja detsimeeterlaineribades koos antennide kasutamisega, mis võimaldavad teostada kiirgusenergia suurt kontsentratsiooni, võimaldas jälgida ionosfääri poolt erinevatel kõrgustel hajutatud signaale. Nende ionosfääri plasma elektronide ja ioonide poolt ebajärjekindlalt hajutatud signaalide spektrite tunnuste uurimine (selleks kasutati raadiolainete ebajärjekindla hajumise jaamu) võimaldas määrata elektronide ja ioonide kontsentratsiooni, nende ekvivalenti. temperatuur erinevatel kõrgustel kuni mitme tuhande kilomeetri kõrgusel. Selgus, et ionosfäär on kasutatavate sageduste jaoks piisavalt läbipaistev.
Elektrilaengute kontsentratsioon (elektronide tihedus võrdub iooni omaga) on 300 km kõrgusel maakera ionosfääris ööpäeva jooksul umbes 106 cm–3. Sellise tihedusega plasma peegeldab raadiolaineid, mis on pikemad kui 20 m, edastades samal ajal lühemaid.
Tüüpiline elektrontiheduse vertikaaljaotus ionosfääris päeva- ja öötingimuste jaoks.
Raadiolainete levik ionosfääris.
Kaugraadiojaamade stabiilne vastuvõtt sõltub kasutatavatest sagedustest, samuti kellaajast, aastaajast ja lisaks päikese aktiivsusest. Päikese aktiivsus mõjutab oluliselt ionosfääri seisundit. Maapealse jaama kiiratavad raadiolained levivad sirgjooneliselt, nagu igat tüüpi elektromagnetlained. Siiski tuleb arvestada, et nii Maa pind kui ka selle atmosfääri ioniseeritud kihid toimivad omamoodi tohutu kondensaatori plaatidena, toimides neile nagu peeglite mõju valgusele. Nendelt peegeldudes võivad raadiolained levida palju tuhandeid kilomeetreid, paindudes ümber maakera suurte, sadade ja tuhandete kilomeetrite pikkuste hüpetega, peegeldudes vaheldumisi ioniseeritud gaasi kihilt ja Maa või vee pinnalt.
1920. aastatel arvati, et lühemad kui 200 m raadiolained ei sobi üldiselt tugeva neeldumise tõttu pikamaasideks. Esimesed katsed lühilainete kaugvastuvõtmiseks üle Atlandi ookeani Euroopa ja Ameerika vahel viisid läbi inglise füüsik Oliver Heaviside ja Ameerika elektriinsener Arthur Kennelly. Üksteisest sõltumatult väitsid nad, et kusagil Maa ümber on atmosfääri ioniseeritud kiht, mis suudab raadiolaineid peegeldada. Seda nimetati Heaviside'i kihiks - Kennellyks ja seejärel - ionosfääriks.
Tänapäevaste kontseptsioonide kohaselt koosneb ionosfäär negatiivselt laetud vabadest elektronidest ja positiivselt laetud ioonidest, peamiselt molekulaarsest hapnikust O + ja lämmastikoksiidist NO + . Ioonid ja elektronid tekivad molekulide dissotsiatsiooni ning neutraalsete gaasiaatomite ioniseerumise tulemusena päikeseröntgeni ja ultraviolettkiirguse toimel. Aatomi ioniseerimiseks on vaja seda teavitada ionisatsioonienergiast, mille peamiseks allikaks ionosfääri jaoks on Päikese ultraviolett-, röntgen- ja korpuskulaarne kiirgus.
Kuni Maa gaasikest on Päikese poolt valgustatud, moodustub selles pidevalt rohkem ja rohkem elektrone, kuid samal ajal osa elektrone ioonidega kokku põrkes rekombineeruvad, moodustades taas neutraalseid osakesi. Pärast päikeseloojangut uute elektronide tootmine peaaegu lakkab ja vabade elektronide arv hakkab vähenema. Mida rohkem on ionosfääris vabu elektrone, seda paremini peegelduvad sealt kõrgsageduslikud lained. Elektronide kontsentratsiooni vähenemisega on raadiolainete läbimine võimalik ainult madala sagedusega vahemikes. Seetõttu on öösel reeglina võimalik vastu võtta kaugeid jaamu ainult vahemikus 75, 49, 41 ja 31 m. Elektronid jaotuvad ionosfääris ebaühtlaselt. 50–400 km kõrgusel on mitu suurenenud elektrontihedusega kihti või piirkonda. Need alad lähevad sujuvalt üksteiseks ja mõjutavad HF-raadiolainete levikut erineval viisil. Ionosfääri ülemist kihti tähistatakse tähega F. Siin on kõrgeim ionisatsiooniaste (laetud osakeste osa on umbes 10–4). See asub rohkem kui 150 km kõrgusel Maa pinnast ja mängib peamist peegeldavat rolli kõrgsageduslike HF-ribade raadiolainete levimisel. Suvekuudel laguneb F-piirkond kaheks kihiks - F 1 ja F 2. F1 kiht võib hõivata kõrgusi 200 kuni 250 km ja kiht F 2 näib "hõljuvat" 300–400 km kõrgusel. Tavaliselt kiht F 2 on ioniseeritud palju tugevamalt kui kiht Füks . öökiht F 1 kaob ja kihistab F 2 jääb alles, kaotades aeglaselt kuni 60% oma ionisatsiooniastmest. F-kihi all, kõrgustel 90–150 km, on kiht E, mille ionisatsioon toimub Päikese pehme röntgenkiirguse mõjul. E-kihi ionisatsiooniaste on madalam kui kihil F, päevasel ajal võetakse vastu 31 ja 25 m madala sagedusega HF sagedusala jaamu, kui signaalid peegelduvad kihist E. Tavaliselt on need jaamad, mis asuvad 1000–1500 km kaugusel. Öösel kihina E ionisatsioon väheneb järsult, kuid isegi sel ajal mängib see jätkuvalt olulist rolli sagedusalade 41, 49 ja 75 m jaamade signaalide vastuvõtmisel.
Kõrgsageduslike 16, 13 ja 11 m kõrgsagedusribade signaalide vastuvõtmiseks pakuvad suurt huvi piirkonnas tekkivad signaalid. E tugevalt suurenenud ionisatsiooniga vahekihid (pilved). Nende pilvede pindala võib varieeruda mõnest kuni sadade ruutkilomeetriteni. Seda suurenenud ionisatsiooni kihti nimetatakse sporaadiliseks kihiks. E ja tähistatud Es. Es-pilved võivad tuule mõjul liikuda ionosfääris ja jõuda kiiruseni kuni 250 km/h. Suvel, keskmistel laiuskraadidel päevasel ajal, tekib Es-pilvedest tingitud raadiolainete teke 15–20 päeva kuus. Ekvaatori lähedal on see peaaegu alati kohal ja kõrgetel laiuskraadidel ilmub see tavaliselt öösel. Mõnikord ilmuvad madala päikese aktiivsuse aastatel, kui kõrgsageduslikele HF-ribadele puudub läbipääs, 16, 13 ja 11 m sagedusaladele ootamatult hea valjuga kauged jaamad, mille signaalid peegeldusid korduvalt Es. .
Ionosfääri madalaim piirkond on piirkond D asub 50–90 km kõrgusel. Siin on vabu elektrone suhteliselt vähe. Piirkonnast D pikad ja keskmised lained peegelduvad hästi ning madala sagedusega HF-jaamade signaalid neelduvad tugevalt. Pärast päikeseloojangut kaob ionisatsioon väga kiiresti ja on võimalik vastu võtta kaugeid jaamu vahemikus 41, 49 ja 75 m, mille signaalid peegelduvad kihtidelt F 2 ja E. Ionosfääri eraldi kihid mängivad HF-raadiosignaalide levimisel olulist rolli. Mõju raadiolainetele tuleneb peamiselt vabade elektronide olemasolust ionosfääris, kuigi raadiolainete levimismehhanism on seotud suurte ioonide olemasoluga. Viimased pakuvad huvi ka atmosfääri keemiliste omaduste uurimisel, kuna need on aktiivsemad kui neutraalsed aatomid ja molekulid. Ionosfääris toimuvad keemilised reaktsioonid mängivad olulist rolli selle energia- ja elektrilises tasakaalus.
normaalne ionosfäär. Geofüüsikaliste rakettide ja satelliitide abil tehtud vaatlused on andnud palju uut informatsiooni, mis viitab sellele, et atmosfääri ioniseerumine toimub laia spektriga päikesekiirguse mõjul. Selle põhiosa (üle 90%) on koondunud spektri nähtavasse ossa. Violetsetest valguskiirtest lühema lainepikkusega ja suurema energiaga ultraviolettkiirgust kiirgab Päikese atmosfääri siseosa (kromosfääri) vesinik, veelgi suurema energiaga röntgenkiirgust aga Päikese atmosfääri gaasid. väliskest (koroona).
Ionosfääri normaalne (keskmine) seisund on tingitud pidevast võimsast kiirgusest. Normaalses ionosfääris toimuvad korrapärased muutused Maa ööpäevase pöörlemise ja keskpäevase päikesekiirte langemisnurga hooajaliste erinevuste mõjul, kuid ilmnevad ka ettearvamatud ja järsud muutused ionosfääri seisundis.
Häired ionosfääris.
Nagu teada, ilmnevad Päikesel võimsad tsükliliselt korduvad aktiivsuse ilmingud, mis saavutavad maksimumi iga 11 aasta järel. Rahvusvahelise geofüüsika aasta (IGY) programmi raames tehtud vaatlused langesid kogu süstemaatiliste meteoroloogiliste vaatluste perioodi jooksul kokku päikese kõrgeima aktiivsuse perioodiga, s.o. 18. sajandi algusest. Suure aktiivsusega perioodidel suureneb mõne Päikese piirkonna heledus mitu korda ning ultraviolett- ja röntgenkiirguse võimsus suureneb järsult. Selliseid nähtusi nimetatakse päikesepõletusteks. Need kestavad mitu minutit kuni üks või kaks tundi. Põletuse ajal purskab päikeseplasma (peamiselt prootonid ja elektronid) ning elementaarosakesed tormavad kosmosesse. Päikese elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus selliste sähvatuste hetkel avaldab tugevat mõju Maa atmosfäärile.
Esialgset reaktsiooni täheldatakse 8 minutit pärast välgatust, kui Maale jõuab intensiivne ultraviolett- ja röntgenkiirgus. Selle tulemusena suureneb järsult ionisatsioon; röntgenikiirgus tungib atmosfääri ionosfääri alumise piirini; elektronide arv neis kihtides suureneb nii palju, et raadiosignaalid neelduvad peaaegu täielikult ("kustuvad"). Täiendav kiirguse neeldumine põhjustab gaasi kuumenemist, mis aitab kaasa tuulte tekkele. Ioniseeritud gaas on elektrijuht ja Maa magnetväljas liikudes tekib dünamoefekt ja tekib elektrivool. Sellised voolud võivad omakorda tekitada märgatavaid magnetvälja häireid ja avalduda magnettormidena.
Ülemise atmosfääri struktuuri ja dünaamika määravad põhiliselt termodünaamiliselt mittetasakaalulised protsessid, mis on seotud päikesekiirguse ionisatsiooni ja dissotsiatsiooniga, keemilised protsessid, molekulide ja aatomite ergastumine, nende deaktiveerimine, kokkupõrge ja muud elementaarsed protsessid. Sel juhul suureneb mittetasakaalu aste koos kõrgusega, kui tihedus väheneb. Kuni kõrguseni 500–1000 km ja sageli isegi kõrgemal on paljude ülemiste atmosfääri kihtide omaduste tasakaalustamatuse aste üsna väike, mis võimaldab selle kirjeldamiseks kasutada klassikalist ja hüdromagnetilist hüdrodünaamikat koos keemiliste reaktsioonidega.
Eksosfäär on mitmesaja kilomeetri kõrguselt algav Maa atmosfääri välimine kiht, kust kerged, kiiresti liikuvad vesinikuaatomid pääsevad avakosmosesse.
Edward Kononovitš
Kirjandus:
Pudovkin M.I. Päikesefüüsika alused. Peterburi, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Tänapäeva astronoomia. Prentice Hall Inc. Upper Saddle River, 2002
Veebimaterjalid: http://ciencia.nasa.gov/
Maa atmosfäär
Atmosfäär(alates. muu kreeka keelἀτμός - aur ja σφαῖρα - pall) - gaas kest ( geosfäär) ümbritseb planeeti Maa. Selle sisepind on kaetud hüdrosfäär ja osaliselt koor, välimine piirneb avakosmose maalähedase osaga.
Tavaliselt nimetatakse atmosfääri uurivate füüsika ja keemia osade kogumit atmosfääri füüsika. Atmosfäär määrab ilm Maa pinnal, tegeleb ilmastiku uurimisega meteoroloogia ja pikaajalised variatsioonid kliima - klimatoloogia.
Atmosfääri struktuur
Atmosfääri struktuur
Troposfäär
Selle ülempiir on polaaraladel 8-10 km, parasvöötme 10-12 km ja troopilistel laiuskraadidel 16-18 km kõrgusel; talvel madalam kui suvel. Atmosfääri alumine, põhikiht. See sisaldab üle 80% atmosfääriõhu kogumassist ja umbes 90% kogu atmosfääris olevast veeaurust. troposfääris kõrgelt arenenud turbulents ja konvektsioon, tekivad pilved, arendada tsüklonid ja antitsüklonid. Temperatuur langeb keskmise vertikaaliga kõrguse kasvades gradient 0,65°/100 m
"Normaalsete tingimuste" jaoks Maa pinnal võetakse: tihedus 1,2 kg/m3, õhurõhk 101,35 kPa, temperatuur pluss 20 °C ja suhteline õhuniiskus 50%. Nendel tingimuslikel näitajatel on puhtalt insenertehniline väärtus.
Stratosfäär
Atmosfääri kiht, mis asub 11–50 km kõrgusel. Iseloomustab kerge temperatuurimuutus 11-25 km kihis (stratosfääri alumine kiht) ja selle tõus 25-40 km kihis -56,5 kuni 0,8 °. FROM(ülemine stratosfäär või piirkond inversioonid). Olles saavutanud umbes 273 K (peaaegu 0 ° C) väärtuse umbes 40 km kõrgusel, püsib temperatuur konstantsena kuni umbes 55 km kõrguseni. Seda püsiva temperatuuri piirkonda nimetatakse stratopaus ja on piir stratosfääri ja mesosfäär.
Stratopaus
Atmosfääri piirkiht stratosfääri ja mesosfääri vahel. Vertikaalses temperatuurijaotuses on maksimum (umbes 0 °C).
Mesosfäär
Maa atmosfäär
Mesosfäär algab 50 km kõrguselt ja ulatub kuni 80-90 km. Temperatuur langeb kõrgusega keskmise vertikaalse gradiendiga (0,25-0,3)°/100 m Peamine energiaprotsess on kiirgussoojuse ülekanne. Keerulised fotokeemilised protsessid, mis hõlmavad vabad radikaalid, vibratsiooniga ergastatud molekulid jne määravad atmosfääri kuma.
mesopaus
Üleminekukiht mesosfääri ja termosfääri vahel. Vertikaalses temperatuurijaotuses on miinimum (umbes -90 °C).
Karmani liin
Kõrgus merepinnast, mida tinglikult peetakse Maa atmosfääri ja kosmose vaheliseks piiriks.
Termosfäär
Peamine artikkel: Termosfäär
Ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb 200-300 km kõrgusele, kus see jõuab väärtusteni suurusjärgus 1500 K, misjärel püsib see peaaegu konstantsena kuni suurtel kõrgustel. Päikese ultraviolett- ja röntgenkiirguse ning kosmilise kiirguse mõjul toimub õhu ionisatsioon (" aurorad”) - peamised valdkonnad ionosfäär lebama termosfääri sees. Kõrgusel üle 300 km on ülekaalus aatomihapnik.
Atmosfäärikihid kuni 120 km kõrguseni
Eksosfäär (hajuv sfäär)
Eksosfäär- hajumistsoon, termosfääri välimine osa, mis asub üle 700 km. Eksosfääris leiduv gaas on väga haruldane ja seetõttu lekivad selle osakesed planeetidevahelisse ruumi ( hajumine).
Kuni 100 km kõrguseni on atmosfäär homogeenne, hästi segunenud gaaside segu. Kõrgemates kihtides sõltub gaaside jaotus kõrguses nende molekulmassidest, raskemate gaaside kontsentratsioon väheneb Maa pinnast kaugenedes kiiremini. Gaasi tiheduse vähenemise tõttu langeb temperatuur stratosfääris 0 °C-lt mesosfääris −110 °C-ni. Üksikute osakeste kineetiline energia 200–250 km kõrgusel vastab aga temperatuurile ~1500 °C. Üle 200 km täheldatakse olulisi temperatuuri ja gaasitiheduse kõikumisi ajas ja ruumis.
Umbes 2000-3000 km kõrgusel läheb eksosfäär järk-järgult nn. kosmosevaakumi lähedal, mis on täidetud planeetidevahelise gaasi väga haruldaste osakestega, peamiselt vesinikuaatomitega. Kuid see gaas on vaid osa planeetidevahelisest ainest. Teine osa koosneb komeedi ja meteoriidi päritolu tolmutaolistest osakestest. Lisaks üliharuldastele tolmutaolistele osakestele tungib sellesse ruumi ka päikese ja galaktilise päritoluga elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.
Troposfäär moodustab umbes 80% atmosfääri massist, stratosfäär umbes 20%; mesosfääri mass ei ületa 0,3%, termosfäär on alla 0,05% atmosfääri kogumassist. Atmosfääri elektriliste omaduste põhjal eristatakse neutrosfääri ja ionosfääri. Praegu arvatakse, et atmosfäär ulatub 2000-3000 km kõrgusele.
Sõltuvalt gaasi koostisest atmosfääris eraldavad nad homosfäär ja heterosfäär. heterosfäär - see on piirkond, kus gravitatsioon mõjutab gaaside eraldumist, kuna nende segunemine sellisel kõrgusel on tühine. Siit tuleneb heterosfääri muutuv koostis. Selle all asub hästi segunenud homogeenne osa atmosfäärist, nn homosfäär. Nende kihtide vahelist piiri nimetatakse turbopaus, asub see umbes 120 km kõrgusel.
Füüsikalised omadused
Atmosfääri paksus on Maa pinnast ligikaudu 2000–3000 km kaugusel. Kogumass õhku- (5,1-5,3) × 10 18 kg. Molaarmass puhas kuiv õhk on 28,966. Surve 0 °C juures merepinnal 101,325 kPa; kriitiline temperatuur-140,7 °C; kriitiline rõhk 3,7 MPa; C lk 1,0048 × 10 3 J/(kg K) (0 °C juures), C v 0,7159 × 10 3 J/(kg K) (0 °C juures). Õhu lahustuvus vees temperatuuril 0 °C - 0,036%, temperatuuril 25 °C - 0,22%.
Atmosfääri füsioloogilised ja muud omadused
Juba 5 km kõrgusel merepinnast areneb välja treenimata inimene hapnikunälg ja ilma kohanemiseta väheneb inimese jõudlus oluliselt. Siin lõpeb atmosfääri füsioloogiline tsoon. Inimese hingamine muutub võimatuks 15 km kõrgusel, kuigi kuni umbes 115 km ulatuses sisaldab atmosfäär hapnikku.
Atmosfäär annab meile hingamiseks vajaliku hapniku. Kuid atmosfääri üldrõhu languse tõttu kõrgusele tõustes väheneb vastavalt ka hapniku osarõhk.
Inimese kopsud sisaldavad pidevalt umbes 3 liitrit alveolaarset õhku. Osaline rõhk alveolaarse õhu hapnikusisaldus normaalsel atmosfäärirõhul on 110 mm Hg. Art., Süsinikdioksiidi rõhk - 40 mm Hg. Art., ja veeaur - 47 mm Hg. Art. Kõrguse suurenedes hapniku rõhk langeb ning veeauru ja süsinikdioksiidi kogurõhk kopsudes jääb peaaegu konstantseks - umbes 87 mm Hg. Art. Hapniku vool kopsudesse peatub täielikult, kui ümbritseva õhu rõhk muutub selle väärtusega võrdseks.
Umbes 19-20 km kõrgusel langeb atmosfäärirõhk 47 mm Hg-ni. Art. Seetõttu hakkab sellel kõrgusel vesi ja interstitsiaalne vedelik inimkehas keema. Nendel kõrgustel väljaspool survestatud salongi saabub surm peaaegu kohe. Seega inimese füsioloogia seisukohalt algab "kosmos" juba 15-19 km kõrguselt.
Tihedad õhukihid – troposfäär ja stratosfäär – kaitsevad meid kiirguse kahjustava mõju eest. Õhu piisava vähenemise korral, kõrgemal kui 36 km, avaldab ioniseerimine kehale intensiivset mõju. kiirgust- esmased kosmilised kiired; rohkem kui 40 km kõrgusel töötab päikesespektri ultraviolettkiirgus, mis on inimestele ohtlik.
Maapinnast üha kõrgemale tõustes, järk-järgult nõrgenedes ja siis täielikult kadudes täheldatakse atmosfääri madalamates kihtides meile tuttavaid nähtusi, nagu heli levimine, aerodünaamika tekkimine. tõstejõud ja vastupidavus, soojusülekanne konvektsioon ja jne.
Haruldastes õhukihtides levimine heli osutub võimatuks. Kuni 60-90 km kõrguseni on endiselt võimalik kasutada õhutakistust ja tõstejõudu kontrollitud aerodünaamilise lennu jaoks. Kuid alates 100-130 km kõrgusest, mõisted on tuttavad igale piloodile numbrid M ja helibarjäär kaotavad oma tähenduse, möödub tinglik Karmani liin millest edasi algab puhtalt ballistilise lennu sfäär, mida saab juhtida ainult reaktiivjõudude abil.
Kõrgusel üle 100 km jääb atmosfäär ilma ka teisest tähelepanuväärsest omadusest – võimest neelata, juhtida ja üle kanda soojusenergiat konvektsiooni (st õhu segunemise) teel. See tähendab, et orbitaalkosmosejaama erinevaid seadmete elemente, seadmeid ei õnnestu väljast jahutada nii, nagu seda tavaliselt lennukis tehakse - õhujugade ja õhuradiaatorite abil. Sellisel kõrgusel, nagu kosmoses üldiselt, on ainus viis soojuse ülekandmiseks soojuskiirgus.
Atmosfääri koostis
Kuiva õhu koostis
Maa atmosfäär koosneb peamiselt gaasidest ja erinevatest lisanditest (tolm, veepiisad, jääkristallid, meresoolad, põlemisproduktid).
Atmosfääri moodustavate gaaside kontsentratsioon on peaaegu konstantne, välja arvatud vesi (H 2 O) ja süsinikdioksiid (CO 2).
|
Kuiva õhu koostis |
||
|
Lämmastik | ||
|
Hapnik | ||
|
Argoon | ||
|
Vesi | ||
|
Süsinikdioksiid | ||
|
Neoon | ||
|
Heelium | ||
|
metaan | ||
|
Krüpton | ||
|
Vesinik | ||
|
Ksenoon | ||
|
Dilämmastikoksiid | ||
Lisaks tabelis näidatud gaasidele sisaldab atmosfäär SO 2, NH 3, CO, osoon, süsivesinikud, HCl, HF, paarid hg, I 2 ja EI ja paljud teised gaasid väikestes kogustes. Troposfäär sisaldab pidevalt suurt hulka hõljuvaid tahkeid ja vedelaid osakesi ( pihustuspurk).
Atmosfääri kujunemise ajalugu
Levinuima teooria järgi on Maa atmosfäär olnud läbi aegade neljas erinevas koostises. Algselt koosnes see kergetest gaasidest ( vesinik ja heelium) jäädvustatud planeetidevahelisest ruumist. See nn esmane atmosfäär(umbes neli miljardit aastat tagasi). Järgmises etapis viis aktiivne vulkaaniline tegevus atmosfääri küllastumiseni muude gaasidega kui vesinik (süsinikdioksiid, ammoniaak, aur). Nii sekundaarne atmosfäär(umbes kolm miljardit aastat enne meie päevi). See õhkkond oli taastav. Lisaks määrasid atmosfääri moodustumise protsessi järgmised tegurid:
kergete gaaside (vesinik ja heelium) lekkimine sisse planeetidevaheline ruum;
keemilised reaktsioonid, mis toimuvad atmosfääris ultraviolettkiirguse, äikeselahenduse ja mõnede muude tegurite mõjul.
Järk-järgult viisid need tegurid moodustumiseni tertsiaarne atmosfäär, mida iseloomustab palju väiksem vesiniku sisaldus ning palju suurem lämmastiku ja süsinikdioksiidi sisaldus (moodustub ammoniaagi ja süsivesinike keemiliste reaktsioonide tulemusena).
Lämmastik
Suure koguse N 2 moodustumine on tingitud ammoniaagi-vesiniku atmosfääri oksüdeerumisest molekulaarse O 2 toimel, mis hakkas planeedi pinnalt tulema fotosünteesi tulemusena, alates 3 miljardi aasta tagusest ajast. N 2 satub atmosfääri ka nitraatide ja teiste lämmastikku sisaldavate ühendite denitrifikatsiooni tulemusena. Ülemistes atmosfäärikihtides oksüdeeritakse lämmastik osooni toimel NO-ks.
Lämmastik N 2 osaleb reaktsioonides ainult teatud tingimustes (näiteks äikeselahenduse ajal). Molekulaarse lämmastiku oksüdeerimist osooniga elektrilahenduste käigus kasutatakse lämmastikväetiste tööstuslikul tootmisel. Seda saab oksüdeerida vähese energiakuluga ja muuta bioloogiliselt aktiivseks vormiks tsüanobakterid (sinivetikad) ja sõlmebakterid, mis moodustavad risoobi sümbioos Koos kaunviljad taimed, nn. haljasväetis.
Hapnik
aasta tulekuga hakkas atmosfääri koostis radikaalselt muutuma elavad organismid, tulemusena fotosüntees millega kaasneb hapniku vabanemine ja süsihappegaasi neeldumine. Algselt kulutati hapnikku redutseeritud ühendite - ammoniaagi, süsivesinike, oksiidivormi - oksüdeerimiseks nääre sisaldub ookeanides jne Selle etapi lõpus hakkas hapnikusisaldus atmosfääris kasvama. Järk-järgult tekkis moodne oksüdeerivate omadustega atmosfäär. Kuna see põhjustas tõsiseid ja järske muutusi paljudes aastal toimuvates protsessides õhkkond, litosfäär ja biosfäär, seda sündmust nimetatakse Hapnikukatastroof.
ajal Fanerosoikum muutus atmosfääri koostis ja hapnikusisaldus. Need korreleerusid peamiselt orgaaniliste settekivimite ladestumise kiirusega. Niisiis ületas söe kogunemise perioodidel hapnikusisaldus atmosfääris märgatavalt tänapäevast taset.
Süsinikdioksiid
CO 2 sisaldus atmosfääris sõltub vulkaanilisest tegevusest ja keemilistest protsessidest maakera kestades, kuid kõige enam - biosünteesi ja orgaanilise aine lagunemise intensiivsusest. biosfäär Maa. Peaaegu kogu planeedi praegune biomass (umbes 2,4 × 10 12 tonni ) tekib atmosfääriõhus sisalduva süsihappegaasi, lämmastiku ja veeauru toimel. Sisse maetud ookean, sisse sood ja sisse metsad orgaaniline aine muutub kivisüsi, õli ja maagaas. (cm. Süsiniku geokeemiline tsükkel)
väärisgaasid
Inertgaaside allikas - argoon, heelium ja krüptoon- vulkaanipursked ja radioaktiivsete elementide lagunemine. Maa tervikuna ja eriti atmosfäär on kosmosega võrreldes inertgaaside poolest vaesestatud. Arvatakse, et selle põhjuseks on gaaside pidev lekkimine planeetidevahelisse ruumi.
Õhusaaste
Hiljuti hakati atmosfääri arengut mõjutama inimene. Tema tegevuse tulemuseks oli atmosfääri süsihappegaasi sisalduse pidev märkimisväärne suurenemine eelmistel geoloogilistel ajastutel kogunenud süsivesinikkütuste põlemise tõttu. Fotosünteesi käigus kulub tohutul hulgal CO 2 , mis neeldub maailma ookeanidesse. See gaas satub atmosfääri karbonaatkivimite ning taimse ja loomse päritoluga orgaaniliste ainete lagunemise, samuti vulkanismi ja inimtootmistegevuse tõttu. Viimase 100 aasta jooksul on CO 2 sisaldus atmosfääris kasvanud 10%, kusjuures põhiosa (360 miljardit tonni) tuleneb kütuse põletamisest. Kui kütuse põlemise kasvutempo jätkub, siis järgmise 50–60 aasta jooksul CO 2 hulk atmosfääris kahekordistub ja võib põhjustada globaalsed kliimamuutused.
Kütuse põletamine on mõlema saastegaasi ( NII, EI, NII 2 ). Vääveldioksiid oksüdeeritakse õhuhapniku toimel NII 3 ülemistes atmosfäärikihtides, mis omakorda interakteerub veeauru ja ammoniaagiga ning sellest tulenev väävelhape (H 2 NII 4 ) ja ammooniumsulfaat ((NH 4 ) 2 NII 4 ) tagasipöördumine Maa pinnale nn. happevihm. Kasutamine sisepõlemismootorid põhjustab märkimisväärset õhusaastet lämmastikoksiidide, süsivesinike ja pliiühenditega ( tetraetüülplii Pb (CH 3 CH 2 ) 4 ) ).
Atmosfääri aerosoolsaaste on põhjustatud nii looduslikest põhjustest (vulkaanipurse, tolmutormid, mereveepiiskade ja taimede õietolmu kaasahaaramine jne) kui ka inimtegevusest (maakide ja ehitusmaterjalide kaevandamine, kütuse põletamine, tsemendi tootmine jne) .). Tahkete osakeste intensiivne ulatuslik eemaldamine atmosfääri on üks võimalikest kliimamuutuste põhjustest planeedil.
Laadimine...
