Atmosféra, človek a život na Zemi. Atmosféra Zeme Existencia atmosféry
Atmosféra je to, čo umožňuje život na Zemi. Dostávame úplne prvé informácie a fakty o atmosfére na základnej škole. Na strednej škole sa s týmto pojmom bližšie zoznámime na hodinách geografie.
Koncept zemskej atmosféry
Nielen Zem, ale aj iné nebeské telesá majú atmosféru. Toto je názov plynového obalu obklopujúceho planéty. Zloženie tejto vrstvy plynu sa medzi planétami výrazne líši. Pozrime sa na základné informácie a fakty o inak nazývanom vzduchu.
Jeho najdôležitejšou zložkou je kyslík. Niektorí ľudia sa mylne domnievajú, že zemská atmosféra pozostáva výlučne z kyslíka, ale v skutočnosti je vzduch zmesou plynov. Obsahuje 78 % dusíka a 21 % kyslíka. Zvyšné jedno percento zahŕňa ozón, argón, oxid uhličitý a vodnú paru. Aj keď je percento týchto plynov malé, plnia dôležitú funkciu – pohlcujú značnú časť energie slnečného žiarenia, čím bránia svietidlu premeniť všetok život na našej planéte na popol. Vlastnosti atmosféry sa menia v závislosti od nadmorskej výšky. Napríklad v nadmorskej výške 65 km je dusík 86 % a kyslík 19 %.
Zloženie zemskej atmosféry
- Oxid uhličitý potrebné pre výživu rastlín. Objavuje sa v atmosfére ako výsledok procesu dýchania živých organizmov, hnitia a spaľovania. Jeho absencia v atmosfére by znemožnila existenciu akýchkoľvek rastlín.
- Kyslík- životne dôležitá zložka atmosféry pre človeka. Jeho prítomnosť je podmienkou existencie všetkých živých organizmov. Tvorí asi 20 % z celkového objemu atmosférických plynov.
- Ozón je prirodzený pohlcovač slnečného ultrafialového žiarenia, ktoré má škodlivý vplyv na živé organizmy. Väčšina tvorí samostatnú vrstvu atmosféry – ozónovú clonu. V poslednom čase ľudská činnosť vedie k tomu, že sa postupne začína rúcať, no keďže má veľký význam, aktívne sa pracuje na jeho zachovaní a obnove.
- vodná para určuje vlhkosť vzduchu. Jeho obsah sa môže líšiť v závislosti od rôznych faktorov: teplota vzduchu, územná poloha, ročné obdobie. Pri nízkych teplotách je vo vzduchu veľmi málo vodnej pary, možno menej ako jedno percento a pri vysokých teplotách jej množstvo dosahuje 4 %.
- Okrem všetkého vyššie uvedeného zloženie zemskej atmosféry vždy obsahuje určité percento tuhé a kvapalné nečistoty. Sú to sadze, popol, morská soľ, prach, kvapky vody, mikroorganizmy. Do ovzdušia sa môžu dostať prirodzene aj antropogénne.
Vrstvy atmosféry
Teplota, hustota a kvalitatívne zloženie vzduchu nie sú v rôznych nadmorských výškach rovnaké. Z tohto dôvodu je zvykom rozlišovať rôzne vrstvy atmosféry. Každý z nich má svoje vlastné charakteristiky. Poďme zistiť, aké vrstvy atmosféry sa rozlišujú:
- Troposféra – táto vrstva atmosféry je najbližšie k povrchu Zeme. Jeho výška je 8-10 km nad pólmi a 16-18 km v trópoch. Nachádza sa tu 90 % všetkej vodnej pary v atmosfére, takže dochádza k aktívnej tvorbe oblakov. Aj v tejto vrstve sú pozorované procesy ako pohyb vzduchu (vietor), turbulencia a konvekcia. Teploty sa pohybujú od +45 stupňov na poludnie v teplom období v trópoch do -65 stupňov na póloch.
- Stratosféra je druhá najvzdialenejšia vrstva atmosféry. Nachádza sa v nadmorskej výške 11 až 50 km. V spodnej vrstve stratosféry je teplota približne -55 °C, vzďaľuje sa od Zeme a zvyšuje sa na +1˚С. Táto oblasť sa nazýva inverzia a je hranicou stratosféry a mezosféry.
- Mezosféra sa nachádza v nadmorskej výške 50 až 90 km. Teplota na jej spodnej hranici je okolo 0, na hornej dosahuje -80...-90 ˚С. Meteority vstupujúce do zemskej atmosféry úplne zhoria v mezosfére, čo spôsobuje, že sa tu objavuje vzduch.
- Termosféra je hrubá približne 700 km. V tejto vrstve atmosféry sa objavujú polárne svetlá. Objavujú sa vplyvom kozmického žiarenia a žiarenia vychádzajúceho zo Slnka.
- Exosféra je zóna rozptylu vzduchu. Tu je koncentrácia plynov malá a postupne unikajú do medziplanetárneho priestoru.
Za hranicu medzi zemskou atmosférou a kozmickým priestorom sa považuje 100 km. Táto línia sa nazýva Karmanova línia.
Atmosferický tlak
Pri počúvaní predpovede počasia často počujeme hodnoty barometrického tlaku. Čo však znamená atmosférický tlak a ako nás môže ovplyvniť?
Zistili sme, že vzduch pozostáva z plynov a nečistôt. Každá z týchto zložiek má svoju váhu, čo znamená, že atmosféra nie je beztiažová, ako sa verilo do 17. storočia. Atmosférický tlak je sila, ktorou všetky vrstvy atmosféry tlačia na povrch Zeme a na všetky predmety.
Vedci vykonali zložité výpočty a dokázali, že atmosféra tlačí silou 10 333 kg na meter štvorcový plochy. To znamená, že ľudské telo je vystavené tlaku vzduchu, ktorého hmotnosť je 12-15 ton. Prečo to necítime? Zachraňuje nás náš vnútorný tlak, ktorý vyrovnáva vonkajší. Atmosférický tlak môžete cítiť v lietadle alebo vysoko v horách, pretože atmosférický tlak vo výške je oveľa nižší. V tomto prípade sú možné fyzické nepohodlie, zablokované uši a závraty.
O okolitej atmosfére sa dá povedať veľa. Vieme o nej veľa zaujímavých faktov a niektoré z nich sa môžu zdať prekvapujúce:
- Hmotnosť zemskej atmosféry je 5 300 000 000 000 000 ton.
- Podporuje prenos zvuku. Vo výške viac ako 100 km táto vlastnosť vplyvom zmien v zložení atmosféry zaniká.
- Pohyb atmosféry vyvoláva nerovnomerné zahrievanie zemského povrchu.
- Na určenie teploty vzduchu sa používa teplomer a na určenie tlaku atmosféry barometer.
- Prítomnosť atmosféry zachráni našu planétu pred 100 tonami meteoritov každý deň.
- Zloženie vzduchu bolo zafixované niekoľko stoviek miliónov rokov, no začalo sa meniť s nástupom rýchlej priemyselnej činnosti.
- Predpokladá sa, že atmosféra siaha až do výšky 3000 km.
Význam atmosféry pre človeka
Fyziologická zóna atmosféry je 5 km. V nadmorskej výške 5000 m nad morom človek začína pociťovať hladovanie kyslíkom, čo sa prejavuje znížením jeho výkonu a zhoršením pohody. To ukazuje, že človek nemôže prežiť v priestore, kde nie je táto úžasná zmes plynov.
Všetky informácie a fakty o atmosfére len potvrdzujú jej dôležitosť pre ľudí. Vďaka jeho prítomnosti bolo možné rozvíjať život na Zemi. Už dnes, keď sme zhodnotili rozsah škôd, ktoré je ľudstvo schopné svojím konaním spôsobiť životodarnému ovzdušiu, by sme sa mali zamyslieť nad ďalšími opatreniami na zachovanie a obnovu atmosféry.
Atmosféra- to je vzduchová škrupina, ktorá obklopuje Zem a je s ňou spojená gravitáciou. Atmosféra sa podieľa na každodennej rotácii a ročnom pohybe našej planéty. Atmosférický vzduch je zmes plynov, v ktorej sú suspendované kvapalné (kvapôčky vody) a pevné častice (dym, prach). Plynné zloženie atmosféry je nezmenené až do výšky 100-110 km, čo je spôsobené rovnováhou v prírode. Objemové frakcie plynov sú: dusík - 78%, kyslík - 21%, inertné plyny (argón, xenón, kryptón) - 0,9%, uhlík - 0,03%. Okrem toho je v atmosfére vždy vodná para.
Na chemickom zvetrávaní hornín sa okrem biologických procesov aktívne podieľa aj kyslík, dusík a uhlík. Úloha ozónu 03 je veľmi dôležitá, absorbuje väčšinu ultrafialového žiarenia zo Slnka a vo veľkých dávkach je nebezpečný pre živé organizmy. Pevné častice, ktoré sú obzvlášť hojné nad mestami, slúžia ako kondenzačné jadrá (okolo nich sa tvoria kvapôčky vody a snehové vločky).
Výška, hranice a štruktúra atmosféry
Horná hranica atmosféry sa bežne kreslí v nadmorskej výške asi 1 000 km, aj keď ju možno vysledovať oveľa vyššie - až 20 000 km, ale tam je veľmi zriedkavá.
Vzhľadom na rozdielny charakter zmien teploty vzduchu s výškou a inými fyzikálnymi vlastnosťami sa v atmosfére rozlišuje niekoľko častí, ktoré sú od seba oddelené prechodovými vrstvami.
Troposféra je najnižšia a najhustejšia vrstva atmosféry. Jeho horná hranica je nakreslená vo výške 18 km nad rovníkom a 8-12 km nad pólmi. Teplota v troposfére klesá v priemere o 0,6 °C na každých 100 m. Charakterizujú ju výrazné horizontálne rozdiely v rozložení teploty, tlaku, rýchlosti vetra, ako aj tvorby oblačnosti a zrážok. V troposfére je intenzívny vertikálny pohyb vzduchu – konvekcia. Práve v tejto spodnej vrstve atmosféry sa hlavne tvorí počasie. Sústreďuje sa tu takmer všetka vodná para v atmosfére.
Stratosféra siaha prevažne do nadmorskej výšky 50 km. Koncentrácia ozónu vo výške 20-25 km dosahuje najvyššie hodnoty a vytvára ozónovú clonu. Teplota vzduchu v stratosfére sa spravidla zvyšuje s nadmorskou výškou v priemere o 1-2 ° C na 1 km, pričom na hornej hranici dosahuje 0 ° C a vyššie. K tomu dochádza v dôsledku absorpcie slnečnej energie ozónom. V stratosfére nie je takmer žiadna vodná para ani mraky a fúka vietor o sile hurikánu s rýchlosťou až 300-400 km/h.
V mezosfére teplota vzduchu klesá na -60...- 100 °C, dochádza k intenzívnym vertikálnym a horizontálnym pohybom vzduchu.
Vo vyšších vrstvách termosféry, kde je vzduch vysoko ionizovaný, teplota opäť stúpa na 2000 ° C. Pozorujú sa tu polárne žiary a magnetické búrky.
Atmosféra hrá veľkú úlohu v živote Zeme. Zabraňuje nadmernému zahrievaniu zemského povrchu počas dňa a jeho ochladzovaniu v noci, prerozdeľuje vlhkosť na Zemi a chráni jej povrch pred pádmi meteoritov. Prítomnosť atmosféry je nevyhnutnou podmienkou existencie organického života na našej planéte.
Slnečné žiarenie. Atmosférické vykurovanie
Slnko vyžaruje obrovské množstvo energie, z ktorej Zem prijíma len malý zlomok.
Vyžarovanie svetla a tepla zo Slnka sa nazýva slnečné žiarenie. Slnečné žiarenie prechádza dlhou cestou atmosférou, kým sa dostane na zemský povrch. Pri jeho prekonaní je do značnej miery absorbovaný a rozptýlený vzduchovým obalom. Žiarenie, ktoré priamo dopadá na zemský povrch vo forme priamych lúčov, sa nazýva priame žiarenie. Časť žiarenia, ktoré je rozptýlené v atmosfére, sa dostáva aj na povrch Zeme vo forme difúzneho žiarenia.
Kombinácia priameho a difúzneho žiarenia dopadajúceho na vodorovný povrch sa nazýva celkové slnečné žiarenie. Atmosféra absorbuje asi 20% slnečného žiarenia prichádzajúceho k jej hornej hranici. Ďalších 34 % žiarenia sa odráža od zemského povrchu a atmosféry (odrazené žiarenie). 46 % slnečného žiarenia pohltí zemský povrch. Takéto žiarenie sa nazýva absorbované (absorbované).
Pomer intenzity odrazeného slnečného žiarenia k intenzite všetkej žiarivej energie Slnka prichádzajúcej k hornej hranici atmosféry sa nazýva albedo Zeme a vyjadruje sa v percentách.
Takže albedo našej planéty spolu s jej atmosférou je v priemere 34%. Hodnota albeda v rôznych zemepisných šírkach má významné rozdiely spojené s farbou povrchu, vegetáciou, oblačnosťou a podobne. Plocha pokrytá čerstvým snehom odráža 80 – 85 % žiarenia, tráva a piesok – 26 % a 30 % a voda – iba 5 %.
Množstvo prijatej slnečnej energie jednotlivými oblasťami Zeme závisí predovšetkým od uhla dopadu slnečných lúčov. Čím rovnejšie padajú (t. j. čím väčšia je výška Slnka nad horizontom), tým väčšie množstvo slnečnej energie dopadá na jednotku plochy.
Závislosť množstva celkového žiarenia od uhla dopadu lúčov má dva dôvody. Po prvé, čím menší je uhol dopadu slnečných lúčov, tým väčšia je plocha tohto svetelného toku a tým menej energie na jednotku povrchu. Po druhé, čím menší je uhol dopadu, tým dlhšia je dráha lúča v atmosfére.
Množstvo slnečného žiarenia, ktoré dopadá na zemský povrch, ovplyvňuje aj priehľadnosť atmosféry, najmä oblačnosť. Závislosť slnečného žiarenia od uhla dopadu slnečných lúčov a priehľadnosti atmosféry určuje zonálny charakter jeho rozloženia. Rozdiely v množstve celkového slnečného žiarenia v jednej zemepisnej šírke sú spôsobené najmä oblačnosťou.
Množstvo tepla vstupujúceho na zemský povrch sa určuje v kalóriách na jednotku plochy (1 cm) za jednotku času (1 rok).
Absorbované žiarenie sa spotrebuje na ohrev tenkej povrchovej vrstvy Zeme a vyparovanie vody. Zohriaty zemský povrch odovzdáva teplo okoliu sálaním, vedením, prúdením a kondenzáciou vodnej pary.
Zmeny teploty vzduchu v závislosti od zemepisnej šírky miesta a nadmorskej výšky
Celková radiácia klesá od rovníkovo-tropických zemepisných šírok k pólom. Je to maximum - asi 850 J/m2 za rok (200 kcal/cm2 za rok) - v tropických púštiach, kde je priame slnečné žiarenie cez vysokú nadmorskú výšku Slnka a bezoblačnú oblohu intenzívne. V letnej polovici roka sa vyrovnávajú rozdiely v toku celkového slnečného žiarenia medzi nízkymi a vysokými zemepisnými šírkami. K tomu dochádza v dôsledku dlhšieho trvania slnečného osvetlenia, najmä v polárnych oblastiach, kde polárny deň trvá aj šesť mesiacov.
Celkové slnečné žiarenie prichádzajúce na zemský povrch sa ním síce čiastočne odráža, no väčšinu z neho zemský povrch pohltí a premení sa na teplo. Časť celkového žiarenia, ktorá zostane po jeho vynaložení na odraz a tepelné vyžarovanie zemského povrchu, sa nazýva radiačná bilancia (zvyškové žiarenie). Celkovo za rok je pozitívny všade na Zemi, s výnimkou vysoko ľadových púští Antarktídy a Grónska. Radiačná bilancia prirodzene klesá v smere od rovníka k pólom, kde sa blíži k nule.
V súlade s tým je teplota vzduchu rozdelená zonálne, to znamená, že klesá v smere od rovníka k pólom. .Teplota vzduchu závisí aj od nadmorskej výšky oblasti: čím vyššia oblasť, tým nižšia teplota.
Rozloženie pôdy a vody má významný vplyv na teplotu vzduchu. Povrch pevniny sa rýchlo zohreje, ale rýchlo ochladí a vodná plocha sa ohreje pomalšie, no dlhšie udrží teplo a pomalšie ho uvoľňuje do ovzdušia.
V dôsledku rozdielnej intenzity ohrievania a ochladzovania zemského povrchu vo dne a v noci sa v teplom a chladnom období mení teplota vzduchu v priebehu dňa a roka.
Na určenie teploty vzduchu sa používajú teplomery. meria sa 8x denne a vypočítava sa priemer za deň. Pomocou priemerných denných teplôt sa vypočítavajú mesačné priemery. Na klimatických mapách sú zvyčajne zobrazené ako izotermy (čiary, ktoré spájajú body s rovnakou teplotou počas určitého časového obdobia). Na charakteristiku teplôt sa najčastejšie berú mesačné priemery v januári a júli, menej často ročné. ,
Atmosféra sa začala formovať spolu so vznikom Zeme. Počas evolúcie planéty a ako sa jej parametre približovali moderným hodnotám, nastali zásadne kvalitatívne zmeny v jej chemickom zložení a fyzikálnych vlastnostiach. Podľa evolučného modelu bola Zem v ranom štádiu v roztavenom stave a asi pred 4,5 miliardami rokov sa sformovala ako pevné teleso. Tento míľnik sa považuje za začiatok geologickej chronológie. Od tej doby sa začal pomalý vývoj atmosféry. Niektoré geologické procesy (napríklad výlevy lávy pri sopečných erupciách) boli sprevádzané uvoľňovaním plynov z útrob Zeme. Zahŕňali dusík, amoniak, metán, vodnú paru, oxid CO a oxid uhličitý CO2. Vplyvom slnečného ultrafialového žiarenia sa vodná para rozložila na vodík a kyslík, no uvoľnený kyslík reagoval s oxidom uhoľnatým za vzniku oxidu uhličitého. Amoniak sa rozkladá na dusík a vodík. Počas procesu difúzie vodík stúpal nahor a opúšťal atmosféru a ťažší dusík sa nemohol odparovať a postupne sa hromadil, pričom sa stal hlavnou zložkou, hoci časť z neho bola viazaná na molekuly v dôsledku chemických reakcií ( cm. CHÉMIA ATMOSFÉRY). Vplyvom ultrafialových lúčov a elektrických výbojov vstúpila zmes plynov prítomných v pôvodnej atmosfére Zeme do chemických reakcií, ktoré viedli k tvorbe organických látok, najmä aminokyselín. S príchodom primitívnych rastlín sa začal proces fotosyntézy sprevádzaný uvoľňovaním kyslíka. Tento plyn, najmä po difúzii do vyšších vrstiev atmosféry, začal chrániť jej spodné vrstvy a povrch Zeme pred životu nebezpečným ultrafialovým a röntgenovým žiarením. Podľa teoretických odhadov by už obsah kyslíka, 25 000-krát menší ako teraz, mohol viesť k vytvoreniu ozónovej vrstvy s iba polovičnou koncentráciou ako teraz. To však už stačí na to, aby zabezpečilo veľmi významnú ochranu organizmov pred ničivými účinkami ultrafialových lúčov.
Je pravdepodobné, že primárna atmosféra obsahovala veľa oxidu uhličitého. Spotreboval sa pri fotosyntéze a jeho koncentrácia musela klesať s vývojom sveta rastlín a tiež v dôsledku absorpcie počas určitých geologických procesov. Pretože Skleníkový efekt spojené s prítomnosťou oxidu uhličitého v atmosfére sú kolísanie jeho koncentrácie jedným z dôležitých dôvodov takých rozsiahlych klimatických zmien v histórii Zeme, ako je napr. doby ľadové.
Hélium prítomné v modernej atmosfére je väčšinou produktom rádioaktívneho rozpadu uránu, tória a rádia. Tieto rádioaktívne prvky emitujú častice, ktoré sú jadrami atómov hélia. Keďže pri rádioaktívnom rozpade sa elektrický náboj nevytvorí ani nezničí, vznikom každej a-častice sa objavia dva elektróny, ktoré po rekombinácii s a-časticami vytvoria neutrálne atómy hélia. Rádioaktívne prvky obsahujú minerály rozptýlené v horninách, takže značná časť hélia vzniknutého v dôsledku rádioaktívneho rozpadu sa v nich zadržiava a veľmi pomaly uniká do atmosféry. Určité množstvo hélia stúpa v dôsledku difúzie smerom nahor do exosféry, ale vďaka neustálemu prílevu zo zemského povrchu zostáva objem tohto plynu v atmosfére takmer nezmenený. Na základe spektrálnej analýzy hviezdneho svetla a štúdia meteoritov je možné odhadnúť relatívne zastúpenie rôznych chemických prvkov vo vesmíre. Koncentrácia neónu vo vesmíre je približne desaťmiliardkrát vyššia ako na Zemi, kryptónu - desaťmiliónkrát a xenónu - miliónkrát. Z toho vyplýva, že koncentrácia týchto inertných plynov, zjavne pôvodne prítomných v zemskej atmosfére a nedoplňujúcich sa počas chemických reakcií, výrazne klesla, pravdepodobne aj v štádiu straty primárnej atmosféry Zeme. Výnimkou je inertný plyn argón, keďže vo forme izotopu 40 Ar vzniká ešte pri rádioaktívnom rozpade izotopu draslíka.
Rozloženie barometrického tlaku.
Celková hmotnosť atmosférických plynov je približne 4,5 10 15 ton, „hmotnosť“ atmosféry na jednotku plochy alebo atmosférický tlak na úrovni mora je približne 11 t/m2 = 1,1 kg/cm2. Tlak rovný P° = 1033,23 g/cm2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. čl. = 1 atm, braný ako štandardný priemerný atmosférický tlak. Pre atmosféru v stave hydrostatickej rovnováhy platí: d P= –rgd h, to znamená, že vo výškovom intervale od h predtým h+ d h vyskytuje rovnosť medzi zmenou atmosférického tlaku d P a hmotnosť zodpovedajúceho prvku atmosféry s jednotkovou plochou, hustotou r a hrúbkou d h. Ako vzťah medzi tlakom R a teplotu T Používa sa stavová rovnica ideálneho plynu s hustotou r, ktorá je celkom použiteľná pre zemskú atmosféru: P= r R T/m, kde m je molekulová hmotnosť a R = 8,3 J/(K mol) je univerzálna plynová konštanta. Potom d log P= – (m g/RT)d h= – bd h= – d h/H, kde gradient tlaku je na logaritmickej stupnici. Jeho prevrátená hodnota H sa nazýva stupnica atmosférickej nadmorskej výšky.
Pri integrácii tejto rovnice pre izotermickú atmosféru ( T= const) alebo ak je takáto aproximácia prípustná, získa sa barometrický zákon rozloženia tlaku s výškou: P = P 0 exp(– h/H 0), kde je odkaz na výšku h vyrobené z hladiny oceánu, kde je štandardný stredný tlak P 0 Výraz H 0 = R T/ mg, sa nazýva výšková stupnica, ktorá charakterizuje rozsah atmosféry za predpokladu, že teplota v nej je všade rovnaká (izotermická atmosféra). Ak atmosféra nie je izotermická, integrácia musí brať do úvahy zmenu teploty s výškou a parametrom N– niektoré lokálne charakteristiky vrstiev atmosféry v závislosti od ich teploty a vlastností prostredia.
Štandardná atmosféra.
Model (tabuľka hodnôt hlavných parametrov) zodpovedajúci štandardnému tlaku v spodnej časti atmosféry R 0 a chemické zloženie sa nazýva štandardná atmosféra. Presnejšie povedané, ide o podmienený model atmosféry, pre ktorý sú špecifikované priemerné hodnoty teploty, tlaku, hustoty, viskozity a iných charakteristík vzduchu vo výškach od 2 km pod hladinou mora po vonkajšiu hranicu zemskej atmosféry. zemepisná šírka 45° 32° 33°. Parametre strednej atmosféry vo všetkých nadmorských výškach boli vypočítané pomocou stavovej rovnice ideálneho plynu a barometrického zákona za predpokladu, že na hladine mora je tlak 1013,25 hPa (760 mm Hg) a teplota 288,15 K (15,0 °C). Podľa charakteru vertikálneho rozloženia teplôt sa priemerná atmosféra skladá z niekoľkých vrstiev, v každej z nich je teplota aproximovaná lineárnou funkciou výšky. V najnižšej vrstve - troposfére (h Ј 11 km) teplota klesá o 6,5 °C s každým kilometrom stúpania. Vo vysokých nadmorských výškach sa hodnota a znamienko vertikálneho teplotného gradientu mení z vrstvy na vrstvu. Nad 790 km je teplota okolo 1000 K a prakticky sa nemení s nadmorskou výškou.
Štandardná atmosféra je periodicky aktualizovaná, legalizovaná norma vydávaná vo forme tabuliek.
| Stôl 1. ŠTANDARDNÝ MODEL ATMOSFÉRY ZEME. Tabuľka ukazuje: h- výška od hladiny mora, R- tlak, T– teplota, r – hustota, N– počet molekúl alebo atómov na jednotku objemu, H- výšková stupnica, l– voľná dĺžka dráhy. Tlak a teplota vo výške 80–250 km, získané z údajov o raketách, majú nižšie hodnoty. Hodnoty pre nadmorské výšky väčšie ako 250 km získané extrapoláciou nie sú veľmi presné. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g/cm3) | N(cm – 3) | H(km) | l(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 10 –3 | 2,55 10 19 | 8,4 | 7,4·10 –6 |
| 1 | 899 | 281 | 1.11·10 –3 | 2,31 10 19 | 8,1·10 –6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1,01·10 –3 | 2.10 10 19 | 8,9·10 –6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9,1·10 –4 | 1,89 10 19 | 9,9 10 –6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2·10 –4 | 1,70 10 19 | 1,1·10 –5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4·10 –4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2·10 –5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6·10 –4 | 1,37 10 19 | 1,4·10 –5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5,2·10-4 | 1,09 10 19 | 1,7·10 –5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4,1·10 –4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2·10 –5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93·10 –4 | 4,0 10 18 | 4,6·10 –5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9·10 –5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0·10 –4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9·10 –5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8·10 –4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9·10 –6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4·10 –3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1,15·10 –6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5·10 –3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9·10 –7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1,1·10 –7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7·10 –8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8·10 –3 | 210 | 5,0·10 –9 | 9·10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8·10 –4 | 230 | 8,8·10 –10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7·10 –4 | 260 | 2,1·10 –10 | 5,4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6·10 –5 | 300 | 5,6·10 –11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5·10 –6 | 450 | 3,2·10 –12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 10 3 |
| 200 | 5·10 –7 | 700 | 1,6·10 –13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9·10 –8 | 800 | 3·10 –14 | 8 10 8 | 40 | 3 10 5 |
| 300 | 4·10 –8 | 900 | 8·10 –15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8·10 –9 | 1000 | 1·10 –15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2·10 –9 | 1000 | 2·10 –16 | 1 10 7 | 70 | |
| 700 | 2·10 –10 | 1000 | 2·10 –17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1·10 –11 | 1000 | 1·10 –18 | 1·10 5 | 80 | |
Troposféra.
Najnižšia a najhustejšia vrstva atmosféry, v ktorej s výškou rýchlo klesá teplota, sa nazýva troposféra. Obsahuje až 80 % celkovej hmotnosti atmosféry a siaha v polárnych a stredných zemepisných šírkach do výšok 8–10 km, v trópoch do 16–18 km. Rozvíjajú sa tu takmer všetky poveternostné procesy, dochádza k výmene tepla a vlhkosti medzi Zemou a jej atmosférou, tvoria sa oblaky, vznikajú rôzne meteorologické javy, vznikajú hmly a zrážky. Tieto vrstvy zemskej atmosféry sú v konvekčnej rovnováhe a vďaka aktívnemu miešaniu majú homogénne chemické zloženie, ktoré pozostáva najmä z molekulárneho dusíka (78 %) a kyslíka (21 %). Prevažná väčšina prírodných a umelých aerosólových a plynných látok znečisťujúcich ovzdušie sa sústreďuje v troposfére. Dynamika spodnej časti troposféry s hrúbkou do 2 km silne závisí od vlastností podložného povrchu Zeme, ktorý určuje horizontálne a vertikálne pohyby vzduchu (vetry) spôsobené prenosom tepla z teplejšej krajiny. prostredníctvom infračerveného žiarenia zemského povrchu, ktoré je v troposfére pohlcované najmä parami vody a oxidu uhličitého (skleníkový efekt). Rozloženie teploty s výškou je stanovené ako výsledok turbulentného a konvekčného miešania. V priemere to zodpovedá poklesu teploty s výškou približne 6,5 K/km.
Rýchlosť vetra v povrchovej hraničnej vrstve spočiatku rýchlo rastie s výškou a nad ňou sa naďalej zvyšuje o 2–3 km/s na kilometer. Niekedy sa v troposfére objavujú úzke planetárne prúdy (s rýchlosťou viac ako 30 km/s), západné v stredných zemepisných šírkach a východné blízko rovníka. Nazývajú sa tryskové prúdy.
Tropopauza.
Na hornej hranici troposféry (tropopauza) teplota dosahuje svoju minimálnu hodnotu pre spodnú atmosféru. Ide o prechodovú vrstvu medzi troposférou a stratosférou umiestnenou nad ňou. Hrúbka tropopauzy sa pohybuje od stoviek metrov do 1,5–2 km a teplota a nadmorská výška sa pohybujú od 190 do 220 K a od 8 do 18 km v závislosti od zemepisnej šírky a ročného obdobia. V miernych a vysokých zemepisných šírkach je v zime o 1–2 km nižšia ako v lete a o 8–15 K teplejšia. V trópoch sú sezónne zmeny oveľa menšie (nadmorská výška 16–18 km, teplota 180–200 K). Vyššie prúdové prúdy sú možné prestávky tropopauzy.
Voda v zemskej atmosfére.
Najdôležitejšou črtou zemskej atmosféry je prítomnosť značného množstva vodnej pary a vody vo forme kvapiek, ktorú možno najľahšie pozorovať vo forme oblakov a oblačných štruktúr. Stupeň oblačnosti oblohy (v určitom okamihu alebo v priemere za určité časové obdobie), vyjadrený na stupnici 10 alebo v percentách, sa nazýva oblačnosť. Tvar oblakov sa určuje podľa medzinárodnej klasifikácie. V priemere pokrývajú mraky asi polovicu zemegule. Oblačnosť je dôležitým faktorom charakterizujúcim počasie a klímu. V zime a v noci oblačnosť bráni poklesu teploty zemského povrchu a prízemnej vrstvy vzduchu v lete a cez deň, oslabuje ohrievanie zemského povrchu slnečnými lúčmi, zjemňuje klímu vo vnútri kontinentov; .
Mraky.
Oblaky sú nahromadenia kvapiek vody suspendovaných v atmosfére (vodné oblaky), ľadových kryštálikov (ľadové oblaky) alebo oboch spolu (zmiešané oblaky). Keď sa kvapky a kryštály zväčšujú, vypadávajú z oblakov vo forme zrážok. Oblaky sa tvoria hlavne v troposfére. Vznikajú v dôsledku kondenzácie vodnej pary obsiahnutej vo vzduchu. Priemer kvapiek oblaku je rádovo niekoľko mikrónov. Obsah kvapalnej vody v oblakoch sa pohybuje od zlomkov až po niekoľko gramov na m3. Oblaky sa rozlišujú podľa výšky: Podľa medzinárodnej klasifikácie existuje 10 druhov oblakov: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
V stratosfére sa pozorujú aj perleťové oblaky a v mezosfére sa pozorujú nočné svietiace oblaky.
Cirrusové oblaky sú priehľadné oblaky vo forme tenkých bielych nití alebo závojov s hodvábnym leskom, ktoré neposkytujú tiene. Cirrusové oblaky sú zložené z ľadových kryštálov a vznikajú v hornej troposfére pri veľmi nízkych teplotách. Niektoré typy cirrusových oblakov slúžia ako predzvesť zmien počasia.
Oblaky Cirrocumulus sú hrebene alebo vrstvy tenkých bielych oblakov v hornej troposfére. Oblaky Cirrocumulus sú postavené z malých prvkov, ktoré vyzerajú ako vločky, vlnky, malé guľôčky bez tieňov a pozostávajú hlavne z ľadových kryštálikov.
Oblaky Cirrostratus sú belavý priesvitný závoj v hornej troposfére, zvyčajne vláknitý, niekedy rozmazaný, pozostávajúci z malých ihličkovitých alebo stĺpcových ľadových kryštálov.
Altocumulus oblaky sú biele, sivé alebo bielo-sivé oblaky v nižších a stredných vrstvách troposféry. Oblaky Altocumulus majú vzhľad vrstiev a hrebeňov, ako keby boli postavené z dosiek, zaoblených hmôt, hriadeľov, vločiek ležiacich na sebe. Oblaky Altocumulus vznikajú počas intenzívnej konvekčnej aktivity a zvyčajne pozostávajú z podchladených kvapiek vody.
Altostratus oblaky sú sivasté alebo modrasté oblaky s vláknitou alebo rovnomernou štruktúrou. Oblaky Altostratus sú pozorované v strednej troposfére, siahajúce niekoľko kilometrov na výšku a niekedy tisíce kilometrov v horizontálnom smere. Oblaky altostratus sú zvyčajne súčasťou čelných oblakových systémov spojených s pohybmi vzdušných hmôt nahor.
Oblaky Nimbostratus sú nízka (od 2 km a viac) amorfná vrstva oblakov jednotnej šedej farby, ktorá spôsobuje súvislý dážď alebo sneh. Oblaky Nimbostratus sú vysoko vyvinuté vertikálne (až niekoľko km) a horizontálne (niekoľko tisíc km), pozostávajú z podchladených kvapiek vody zmiešaných so snehovými vločkami, ktoré sú zvyčajne spojené s atmosférickými frontami.
Stratusové oblaky sú oblaky nižšej úrovne vo forme homogénnej vrstvy bez určitých obrysov, šedej farby. Výška stratusových oblakov nad zemským povrchom je 0,5–2 km. Zo stratusovej oblačnosti občas mrholí.
Kupovité oblaky sú husté, jasné biele oblaky počas dňa s výrazným vertikálnym vývojom (až 5 km a viac). Horné časti kupovitých oblakov vyzerajú ako kupoly alebo veže so zaoblenými obrysmi. Typicky vznikajú kupovité oblaky ako konvekčné oblaky v masách studeného vzduchu.
Oblaky Stratocumulus sú nízke (pod 2 km) oblaky vo forme sivých alebo bielych nevláknitých vrstiev alebo hrebeňov okrúhlych veľkých blokov. Vertikálna hrúbka oblakov stratocumulus je malá. Oblaky stratocumulus občas produkujú slabé zrážky.
Oblaky Cumulonimbus sú mohutné a husté oblaky so silným vertikálnym vývojom (až do výšky 14 km), ktoré produkujú silné zrážky s búrkami, krupobitím a víchricou. Oblaky Cumulonimbus sa vyvíjajú zo silných kopovitých oblakov, ktoré sa od nich líšia v hornej časti pozostávajúcej z ľadových kryštálov.
Stratosféra.
Cez tropopauzu v priemere vo výškach od 12 do 50 km prechádza troposféra do stratosféry. V spodnej časti cca 10 km, t.j. do výšok okolo 20 km je izotermický (teplota okolo 220 K). Potom sa zvyšuje s nadmorskou výškou a dosahuje maximum okolo 270 K vo výške 50–55 km. Tu je hranica medzi stratosférou a nadložnou mezosférou, ktorá sa nazýva stratopauza. .
V stratosfére je podstatne menej vodnej pary. Napriek tomu sú niekedy pozorované tenké priesvitné perleťové oblaky, ktoré sa občas objavia v stratosfére vo výške 20–30 km. Perleťové oblaky sú viditeľné na tmavej oblohe po západe slnka a pred východom slnka. Tvarom perleťové oblaky pripomínajú oblaky cirrus a cirrocumulus.
Stredná atmosféra (mezosféra).
Vo výške asi 50 km začína mezosféra od vrcholu širokého teplotného maxima . Dôvod zvýšenia teploty v oblasti tohto maxima je exotermická (t.j. sprevádzaná uvoľňovaním tepla) fotochemická reakcia rozkladu ozónu: O 3 + hv® O 2 + O. Ozón vzniká ako výsledok fotochemického rozkladu molekulárneho kyslíka O 2
O2+ hv® O + O a následná reakcia trojitej zrážky atómu kyslíka a molekuly s nejakou treťou molekulou M.
O + 02 + M®03 + M
Ozón nenásytne absorbuje ultrafialové žiarenie v oblasti od 2000 do 3000 Á a toto žiarenie ohrieva atmosféru. Ozón nachádzajúci sa vo vyšších vrstvách atmosféry slúži ako druh štítu, ktorý nás chráni pred účinkami ultrafialového žiarenia zo Slnka. Bez tohto štítu by rozvoj života na Zemi v jeho moderných podobách bol sotva možný.
Vo všeobecnosti v celej mezosfére teplota atmosféry klesá na svoju minimálnu hodnotu asi 180 K na hornej hranici mezosféry (nazývaná mezopauza, nadmorská výška asi 80 km). V blízkosti mezopauzy, vo výškach 70 – 90 km, sa môže objaviť veľmi tenká vrstva ľadových kryštálikov a čiastočiek sopečného a meteoritového prachu, pozorovaná vo forme nádherného predstavenia nočných mrakov. krátko po západe slnka.
V mezosfére väčšinou zhoria malé pevné častice meteoritu, ktoré dopadajú na Zem a spôsobujú fenomén meteorov.
Meteory, meteority a ohnivé gule.
Vzplanutia a iné javy vo vyšších vrstvách atmosféry Zeme spôsobené vnikaním pevných kozmických častíc alebo telies do nej rýchlosťou 11 km/s alebo vyššou sa nazývajú meteoroidy. Objaví sa pozorovateľná stopa jasného meteoru; najmocnejšie javy, často sprevádzané pádom meteoritov, sú tzv ohnivé gule; výskyt meteorov je spojený s meteorickými rojmi.
Meteorický roj:
1) fenomén viacnásobných pádov meteorov počas niekoľkých hodín alebo dní z jedného radiantu.
2) roj meteoroidov pohybujúcich sa na rovnakej dráhe okolo Slnka.
Systematický výskyt meteorov v určitej oblasti oblohy a v určité dni v roku, spôsobený priesečníkom obežnej dráhy Zeme so spoločnou obežnou dráhou mnohých telies meteoritov pohybujúcich sa približne rovnakými a rovnako smerovanými rýchlosťami, v dôsledku ktoré sa ich dráhy na oblohe zdajú vystupovať zo spoločného bodu (žiariaceho) . Sú pomenované podľa súhvezdia, kde sa radiant nachádza.
Meteorické roje svojimi svetelnými efektmi pôsobia hlbokým dojmom, jednotlivé meteory sú však viditeľné len zriedka. Oveľa početnejšie sú neviditeľné meteory, príliš malé na to, aby boli viditeľné, keď sa absorbujú do atmosféry. Niektoré z najmenších meteorov sa pravdepodobne vôbec nezohrievajú, ale sú zachytené iba atmosférou. Tieto malé častice s veľkosťou od niekoľkých milimetrov do desaťtisícin milimetra sa nazývajú mikrometeority. Množstvo meteorickej hmoty vstupujúcej do atmosféry každý deň sa pohybuje od 100 do 10 000 ton, pričom väčšina tohto materiálu pochádza z mikrometeoritov.
Keďže meteorická hmota čiastočne horí v atmosfére, jej zloženie plynu je doplnené stopami rôznych chemických prvkov. Napríklad skalné meteory vnášajú do atmosféry lítium. Spaľovanie kovových meteorov vedie k tvorbe drobných guľovitých železných, železo-niklových a iných kvapôčok, ktoré prechádzajú atmosférou a usadzujú sa na zemskom povrchu. Možno ich nájsť v Grónsku a Antarktíde, kde ľadové štíty zostávajú roky takmer nezmenené. Oceánológovia ich nachádzajú v sedimentoch dna oceánov.
Väčšina meteorických častíc vstupujúcich do atmosféry sa usadí približne do 30 dní. Niektorí vedci sa domnievajú, že tento kozmický prach hrá dôležitú úlohu pri vytváraní atmosférických javov, ako je dážď, pretože slúži ako kondenzačné jadrá pre vodnú paru. Preto sa predpokladá, že zrážky štatisticky súvisia s veľkými meteorickými rojmi. Niektorí odborníci sa však domnievajú, že vzhľadom na to, že celková zásoba meteorického materiálu je mnohonásobne väčšia ako pri najväčšom meteorickom roji, možno zanedbať zmenu celkového množstva tohto materiálu v dôsledku jedného takéhoto dažďa.
Niet pochýb o tom, že najväčšie mikrometeority a viditeľné meteority zanechávajú dlhé stopy ionizácie vo vysokých vrstvách atmosféry, najmä v ionosfére. Takéto stopy sa môžu použiť na rádiovú komunikáciu na veľké vzdialenosti, pretože odrážajú vysokofrekvenčné rádiové vlny.
Energia meteorov vstupujúcich do atmosféry sa vynakladá hlavne a možno úplne na jej zahrievanie. Toto je jedna z vedľajších zložiek tepelnej rovnováhy atmosféry.
Meteorit je prirodzene sa vyskytujúce pevné teleso, ktoré spadlo na povrch Zeme z vesmíru. Zvyčajne sa rozlišuje medzi kamennými, kamenno-železnými a železnými meteoritmi. Posledne menované pozostávajú hlavne zo železa a niklu. Spomedzi nájdených meteoritov väčšina váži od niekoľkých gramov do niekoľkých kilogramov. Najväčší z nájdených, železný meteorit Goba váži asi 60 ton a stále leží na tom istom mieste, kde bol objavený, v Južnej Afrike. Väčšina meteoritov sú fragmenty asteroidov, ale niektoré meteority mohli prísť na Zem z Mesiaca a dokonca aj z Marsu.
Bolid je veľmi jasný meteor, niekedy viditeľný aj počas dňa, často zanechávajúci za sebou dymovú stopu a sprevádzaný zvukovými javmi; často končí pádom meteoritov.
Termosféra.
Nad teplotným minimom mezopauzy začína termosféra, pri ktorej teplota najskôr pomaly a potom rýchlo začne opäť stúpať. Dôvodom je absorpcia ultrafialového žiarenia zo Slnka vo výškach 150–300 km v dôsledku ionizácie atómového kyslíka: O + hv® O++ e.
V termosfére teplota plynule narastá do nadmorskej výšky okolo 400 km, kde v epoche maximálnej slnečnej aktivity dosahuje cez deň 1800 K Počas epochy minimálnej slnečnej aktivity môže byť táto limitná teplota nižšia ako 1000 K. Nad 400 km sa atmosféra mení na izotermickú exosféru. Kritická úroveň (základ exosféry) je vo výške asi 500 km.
Polárne svetlá a mnohé dráhy umelých satelitov, ako aj noctilucentné oblaky – všetky tieto javy sa vyskytujú v mezosfére a termosfére.
Polárne svetlá.
Vo vysokých zemepisných šírkach sú počas porúch magnetického poľa pozorované polárne žiary. Môžu trvať niekoľko minút, ale často sú viditeľné aj niekoľko hodín. Polárne žiary sa veľmi líšia tvarom, farbou a intenzitou, pričom všetky sa niekedy v priebehu času veľmi rýchlo menia. Spektrum polárnych žiaroviek pozostáva z emisných čiar a pásiem. Niektoré emisie nočnej oblohy sú zosilnené v spektre polárnej žiary, predovšetkým zelené a červené čiary l 5577 Å a l 6300 Å kyslíka. Stáva sa, že jedna z týchto čiar je mnohonásobne intenzívnejšia ako druhá, a to určuje viditeľnú farbu polárnej žiary: zelenú alebo červenú. Poruchy magnetického poľa sú sprevádzané aj poruchami rádiovej komunikácie v polárnych oblastiach. Príčinou narušenia sú zmeny v ionosfére, čo znamená, že počas magnetických búrok existuje silný zdroj ionizácie. Zistilo sa, že silné magnetické búrky sa vyskytujú, keď sú v blízkosti stredu slnečného disku veľké skupiny slnečných škvŕn. Pozorovania ukázali, že búrky nesúvisia so samotnými slnečnými škvrnami, ale so slnečnými erupciami, ktoré sa objavujú počas vývoja skupiny slnečných škvŕn.
Polárne žiary sú rozsahom svetla rôznej intenzity s rýchlymi pohybmi pozorovanými v oblastiach s vysokou zemepisnou šírkou Zeme. Vizuálna polárna žiara obsahuje zelené (5577Á) a červené (6300/6364Á) emisné čiary atómového kyslíka a molekulárne N2 pásy, ktoré sú excitované energetickými časticami slnečného a magnetosférického pôvodu. Tieto emisie sa zvyčajne objavujú vo výškach okolo 100 km a viac. Termín optická polárna žiara sa používa na označenie vizuálnych polárnych žiar a ich emisného spektra od infračervenej po ultrafialovú oblasť. Energia žiarenia v infračervenej časti spektra výrazne prevyšuje energiu vo viditeľnej oblasti. Keď sa objavili polárne žiary, emisie boli pozorované v rozsahu ULF (
Skutočné formy polárnej žiary je ťažké klasifikovať; Najčastejšie používané výrazy sú:
1. Pokojné, jednotné oblúky alebo pruhy. Oblúk zvyčajne siaha ~ 1000 km v smere geomagnetickej rovnobežky (v polárnych oblastiach smerom k Slnku) a má šírku od jedného do niekoľkých desiatok kilometrov. Prúžok je zovšeobecnením pojmu oblúk, zvyčajne nemá pravidelný oblúkovitý tvar, ale ohýba sa v tvare písmena S alebo v tvare špirál. Oblúky a pruhy sa nachádzajú v nadmorských výškach 100–150 km.
2. Lúče polárnej žiary . Tento termín označuje aurorálnu štruktúru pretiahnutú pozdĺž magnetických siločiar s vertikálnym rozsahom niekoľko desiatok až niekoľko stoviek kilometrov. Horizontálny rozsah lúčov je malý, od niekoľkých desiatok metrov až po niekoľko kilometrov. Lúče sa zvyčajne pozorujú v oblúkoch alebo ako samostatné štruktúry.
3. Škvrny alebo povrchy . Ide o izolované oblasti žiary, ktoré nemajú špecifický tvar. Jednotlivé body môžu byť navzájom spojené.
4. Závoj. Nezvyčajná forma polárnej žiary, čo je jednotná žiara, ktorá pokrýva veľké plochy oblohy.
Podľa štruktúry sa polárne žiary delia na homogénne, duté a žiarivé. Používajú sa rôzne výrazy; pulzujúci oblúk, pulzujúca plocha, difúzna plocha, žiarivý pás, drapéria a pod. Existuje klasifikácia polárnych žiarov podľa ich farby. Podľa tejto klasifikácie sú polárne žiary typu A. Horná časť alebo celá časť je červená (6300–6364 Å). Zvyčajne sa objavujú vo výškach 300–400 km s vysokou geomagnetickou aktivitou.
Typ Aurora IN sfarbené do červena v spodnej časti a spojené so žiarou pásov prvého pozitívneho systému N2 a prvého negatívneho systému O2. Takéto formy polárnej žiary sa objavujú počas najaktívnejších fáz polárnej žiary.
Zóny polárne svetlá – Ide o zóny maximálnej frekvencie polárnych žiaroviek v noci, podľa pozorovateľov na pevnom bode na povrchu Zeme. Zóny sa nachádzajú na 67° severnej a južnej šírky a ich šírka je asi 6°. Maximálny výskyt polárnych žiar, zodpovedajúci danému momentu geomagnetického miestneho času, sa vyskytuje v oválnych pásoch (aurorálny ovál), ktoré sú umiestnené asymetricky okolo severného a južného geomagnetického pólu. Ovál polárnej žiary je pevne stanovený v súradniciach zemepisnej šírky – času a zóna polárnej žiary je geometrickým miestom bodov polnočnej oblasti oválu v súradniciach zemepisnej šírky – dĺžky. Oválny pás sa nachádza približne 23° od geomagnetického pólu v nočnom sektore a 15° v dennom sektore.
Aurora oválne a aurora zóny. Umiestnenie oválu polárnej žiary závisí od geomagnetickej aktivity. S vysokou geomagnetickou aktivitou sa ovál stáva širším. Aurorálne zóny alebo polárne oválne hranice sú lepšie reprezentované L 6.4 ako dipólovými súradnicami. Geomagnetické siločiary na hranici denného sektora oválu polárnej žiary sa zhodujú s magnetopauza. Zmena polohy oválu polárnej žiary sa pozoruje v závislosti od uhla medzi geomagnetickou osou a smerom Zem-Slnko. Polárny ovál sa určuje aj na základe údajov o precipitácii častíc (elektrónov a protónov) určitých energií. Jeho polohu možno nezávisle určiť z údajov o Kaspakh na dennej strane a v chvoste magnetosféry.
Denná odchýlka vo frekvencii výskytu polárnych žiaroviek v zóne polárnej žiary má maximum o geomagnetickej polnoci a minimum o geomagnetickom poludní. Na takmer rovníkovej strane oválu frekvencia výskytu polárnych žiaroviek prudko klesá, no tvar denných variácií je zachovaný. Na polárnej strane oválu frekvencia polárnej žiary postupne klesá a je charakterizovaná komplexnými dennými zmenami.
Intenzita polárnych žiaroviek.
Intenzita Aurory určená meraním zdanlivého jasu povrchu. Svetelný povrch ja polárna žiara v určitom smere je určená celkovou emisiou 4p ja fotón/(cm 2 s). Keďže táto hodnota nie je skutočným jasom povrchu, ale predstavuje emisiu zo stĺpca, pri štúdiu polárnych žiar sa zvyčajne používa jednotka fotón/(cm 2 stĺpec s). Obvyklá jednotka na meranie celkovej emisie je Rayleigh (Rl) rovná 106 fotónov/(cm 2 stĺpec s). Praktickejšie jednotky intenzity polárnej žiary sú určené emisiami jednotlivej čiary alebo pásma. Napríklad intenzita polárnej žiary je určená medzinárodnými koeficientmi jasu (IBR) podľa intenzity zelenej čiary (5577 Á); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (maximálna intenzita polárnej žiary). Túto klasifikáciu nemožno použiť pre červené polárne žiary. Jedným z objavov éry (1957–1958) bolo stanovenie časopriestorového rozloženia polárnych žiaroviek vo forme oválu, posunutého vzhľadom k magnetickému pólu. Z jednoduchých predstáv o kruhovom tvare rozloženia polárnych žiaroviek vzhľadom na magnetický pól existoval Prechod na modernú fyziku magnetosféry bol dokončený. Česť objavu patrí O. Khoroshevovi a o intenzívny rozvoj nápadov na aurorálny ovál sa postarali G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu a množstvo ďalších bádateľov. Polárny ovál je oblasťou najintenzívnejšieho vplyvu slnečného vetra na vrchnú vrstvu atmosféry Zeme. Intenzita polárnej žiary je najväčšia na ovále a jej dynamika je nepretržite monitorovaná pomocou satelitov.
Stabilné polárne červené oblúky.
Pevný polárny červený oblúk, inak nazývaný červený oblúk strednej šírky alebo M-oblúk, je subvizuálny (pod hranicou citlivosti oka) široký oblúk, tiahnuci sa od východu na západ v dĺžke tisícok kilometrov a možno obopínajúci celú Zem. Zemepisná dĺžka oblúka je 600 km. Emisia stabilného aurorálneho červeného oblúka je takmer monochromatická v červených čiarach l 6300 Å a l 6364 Å. Nedávno boli zaznamenané aj slabé emisné čiary l 5577 Á (OI) a l 4278 Á (N+2). Trvalé červené oblúky sú klasifikované ako polárne žiary, ale objavujú sa v oveľa vyšších nadmorských výškach. Dolná hranica sa nachádza v nadmorskej výške 300 km, horná hranica je asi 700 km. Intenzita tichého aurorálneho červeného oblúka v emisii l 6300 Å sa pohybuje od 1 do 10 kRl (typická hodnota 6 kRl). Prah citlivosti oka pri tejto vlnovej dĺžke je asi 10 kRl, takže oblúky sa vizuálne pozorujú len zriedka. Pozorovania však ukázali, že ich jasnosť je >50 kRL počas 10 % nocí. Obvyklá životnosť oblúkov je približne jeden deň a v nasledujúcich dňoch sa objavujú len zriedka. Rádiové vlny zo satelitov alebo rádiových zdrojov prekračujúce perzistentné aurorálne červené oblúky podliehajú scintilácii, čo naznačuje existenciu nehomogenít elektrónovej hustoty. Teoretickým vysvetlením červených oblúkov je to, že vyhrievané elektróny oblasti F Ionosféra spôsobuje nárast atómov kyslíka. Satelitné pozorovania ukazujú zvýšenie teploty elektrónov pozdĺž geomagnetických siločiar, ktoré pretínajú pretrvávajúce aurorálne červené oblúky. Intenzita týchto oblúkov pozitívne koreluje s geomagnetickou aktivitou (búrky) a frekvencia výskytu oblúkov pozitívne koreluje s aktivitou slnečných škvŕn.
Zmena polárnej žiary.
Niektoré formy polárnej žiary zažívajú kvázi-periodické a koherentné časové zmeny intenzity. Tieto polárne žiary s približne stacionárnou geometriou a rýchlymi periodickými zmenami vyskytujúcimi sa vo fáze sa nazývajú meniace sa polárne žiary. Sú klasifikované ako polárne žiary formulárov R podľa Medzinárodného atlasu polárnych žiarov Podrobnejšie rozdelenie meniacich sa polárnych žiaroviek:
R 1 (pulzujúca polárna žiara) je žiara s rovnomernými fázovými zmenami jasu v celom tvare polárnej žiary. Podľa definície sa pri ideálnej pulzujúcej polárnej žiare dá oddeliť priestorová a časová časť pulzácie, t.j. jas ja(r,t)= ja s(r)· Ja T(t). V typickej polárnej žiare R Vyskytujú sa 1 pulzácie s frekvenciou od 0,01 do 10 Hz nízkej intenzity (1–2 kRl). Väčšina polárnych žiar R 1 – sú to body alebo oblúky, ktoré pulzujú s periódou niekoľkých sekúnd.
R 2 (ohnivá polárna žiara). Tento výraz sa zvyčajne používa na označenie pohybov, ako sú plamene napĺňajúce oblohu, a nie na opis odlišnej formy. Polárne žiary majú tvar oblúkov a zvyčajne sa pohybujú nahor z výšky 100 km. Tieto polárne žiary sú pomerne zriedkavé a vyskytujú sa častejšie mimo polárnej žiary.
R 3 (blikajúca polárna žiara). Ide o polárne žiary s rýchlymi, nepravidelnými alebo pravidelnými zmenami jasu, ktoré na oblohe vyvolávajú dojem mihotavých plameňov. Objavujú sa krátko predtým, ako sa polárna žiara rozpadne. Typicky pozorovaná frekvencia variácií R 3 sa rovná 10 ± 3 Hz.
Termín prúdiaca polárna žiara, ktorý sa používa pre inú triedu pulzujúcich polárnych žiar, sa týka nepravidelných zmien jasu, ktoré sa rýchlo horizontálne pohybujú v aurorálnych oblúkoch a pruhoch.
Meniaca sa polárna žiara je jedným zo slnečno-pozemských javov, ktoré sprevádzajú pulzácie geomagnetického poľa a polárnu žiaru röntgenového žiarenia spôsobené zrážaním častíc slnečného a magnetosférického pôvodu.
Žiar polárnej čiapky sa vyznačuje vysokou intenzitou pásu prvého negatívneho systému N + 2 (l 3914 Å). Typicky sú tieto N + 2 pásy päťkrát intenzívnejšie ako zelená čiara OI l 5577 Á absolútna intenzita žiaru polárnej čiapky sa pohybuje od 0,1 do 10 kRl (zvyčajne 1–3 kRl). Počas týchto polárnych žiar, ktoré sa objavujú v obdobiach PCA, pokrýva rovnomerná žiara celú polárnu čiapočku až po geomagnetickú šírku 60° vo výškach 30 až 80 km. Je generovaný prevažne slnečnými protónmi a d-časticami s energiami 10–100 MeV, čím sa v týchto výškach vytvára maximálna ionizácia. V zónach polárnej žiary existuje ďalší typ žiary, nazývaný plášťová polárna žiara. Pre tento typ polárnej žiary je denná maximálna intenzita vyskytujúca sa v ranných hodinách 1–10 kRL a minimálna intenzita je päťkrát slabšia. Pozorovaní polárnej žiary v plášti sú málo, ich intenzita závisí od geomagnetickej a slnečnej aktivity.
Atmosférická žiara je definované ako žiarenie produkované a emitované atmosférou planéty. Ide o netepelné vyžarovanie atmosféry s výnimkou vyžarovania polárnych žiaroviek, výbojov bleskov a vyžarovania meteorických stôp. Tento výraz sa používa vo vzťahu k zemskej atmosfére (nočná žiara, žiara súmraku a denná žiara). Atmosférická žiara tvorí len časť svetla dostupného v atmosfére. Medzi ďalšie zdroje patrí svetlo hviezd, zodiakálne svetlo a denné difúzne svetlo zo Slnka. Atmosférická žiara môže niekedy predstavovať až 40 % celkového množstva svetla. Atmosférická žiara sa vyskytuje v atmosférických vrstvách rôznej výšky a hrúbky. Spektrum atmosférického žiarenia pokrýva vlnové dĺžky od 1000 Á do 22,5 mikrónov. Hlavná emisná čiara v atmosférickej žiare je l 5577 Å, ktorá sa objavuje vo výške 90–100 km vo vrstve hrubej 30–40 km. Vznik luminiscencie je spôsobený Chapmanovým mechanizmom, ktorý je založený na rekombinácii atómov kyslíka. Ďalšie emisné čiary sú 1 6300 Á, ktoré sa objavujú v prípade disociačnej rekombinácie O + 2 a emisie NI 1 5198/5201 Á a NI 1 5890/5896 Á.
Intenzita prúdenia vzduchu sa meria v Rayleigh. Jas (v Rayleigh) sa rovná 4 rv, kde b je uhlový povrchový jas emitujúcej vrstvy v jednotkách 10 6 fotónov/(cm 2 ster·s). Intenzita žiary závisí od zemepisnej šírky (rôzna pre rôzne emisie) a tiež sa mení počas dňa s maximom blízko polnoci. Pozitívna korelácia bola zaznamenaná pre žiaru vzduchu v emisii l 5577 Á s počtom slnečných škvŕn a tokom slnečného žiarenia pri vlnovej dĺžke 10,7 cm počas satelitných experimentov. Z vesmíru sa javí ako svetelný prstenec okolo Zeme a má zelenkastú farbu.
Ozonosféra.
Vo výškach 20–25 km sa dosahuje maximálna koncentrácia nevýznamného množstva ozónu O 3 (až 2×10 –7 obsahu kyslíka!), ktorý vzniká vplyvom slnečného ultrafialového žiarenia vo výškach približne 10. do 50 km, čím chráni planétu pred ionizujúcim slnečným žiarením. Napriek extrémne malému počtu molekúl ozónu chránia všetok život na Zemi pred škodlivými účinkami krátkovlnného (ultrafialového a röntgenového) žiarenia zo Slnka. Ak umiestnite všetky molekuly na základňu atmosféry, získate vrstvu s hrúbkou nie väčšou ako 3–4 mm! Vo výškach nad 100 km sa zvyšuje podiel ľahkých plynov a vo veľmi vysokých nadmorských výškach prevláda hélium a vodík; mnohé molekuly disociujú na jednotlivé atómy, ktoré ionizované vplyvom tvrdého žiarenia zo Slnka tvoria ionosféru. Tlak a hustota vzduchu v zemskej atmosfére klesá s výškou. V závislosti od rozloženia teplôt sa zemská atmosféra delí na troposféru, stratosféru, mezosféru, termosféru a exosféru. .
V nadmorskej výške 20-25 km je ozónová vrstva. Ozón vzniká rozkladom molekúl kyslíka pri absorpcii ultrafialového žiarenia zo Slnka s vlnovými dĺžkami kratšími ako 0,1–0,2 mikrónu. Voľný kyslík sa spája s molekulami O 2 a vytvára ozón O 3, ktorý nenásytne pohlcuje všetko ultrafialové žiarenie kratšie ako 0,29 mikrónu. Molekuly ozónu O3 sú ľahko zničené krátkovlnným žiarením. Ozónová vrstva preto napriek svojej riedkosti účinne pohlcuje ultrafialové žiarenie zo Slnka, ktoré prešlo cez vyššie a transparentnejšie vrstvy atmosféry. Vďaka tomu sú živé organizmy na Zemi chránené pred škodlivými účinkami ultrafialového svetla zo Slnka.
Ionosféra.
Žiarenie zo slnka ionizuje atómy a molekuly atmosféry. Stupeň ionizácie sa stáva významným už vo výške 60 kilometrov a neustále sa zvyšuje so vzdialenosťou od Zeme. V rôznych nadmorských výškach v atmosfére dochádza k postupným procesom disociácie rôznych molekúl a následnej ionizácii rôznych atómov a iónov. Ide najmä o molekuly kyslíka O 2, dusíka N 2 a ich atómy. V závislosti od intenzity týchto procesov sa rôzne vrstvy atmosféry nachádzajúce sa nad 60 kilometrov nazývajú ionosférické vrstvy. , a ich celok je ionosféra . Spodná vrstva, ktorej ionizácia je nevýznamná, sa nazýva neutrosféra.
Maximálna koncentrácia nabitých častíc v ionosfére sa dosahuje vo výškach 300–400 km.
História štúdia ionosféry.
Hypotézu o existencii vodivej vrstvy v hornej atmosfére predložil v roku 1878 anglický vedec Stuart, aby vysvetlil vlastnosti geomagnetického poľa. Potom v roku 1902 nezávisle od seba Kennedy v USA a Heaviside v Anglicku poukázali na to, že na vysvetlenie šírenia rádiových vĺn na veľké vzdialenosti je potrebné predpokladať existenciu oblastí s vysokou vodivosťou vo vysokých vrstvách atmosféry. V roku 1923 akademik M. V. Shuleikin, berúc do úvahy vlastnosti šírenia rádiových vĺn rôznych frekvencií, dospel k záveru, že v ionosfére sú najmenej dve reflexné vrstvy. Potom v roku 1925 anglickí výskumníci Appleton a Barnett, ako aj Breit a Tuve prvýkrát experimentálne dokázali existenciu oblastí, ktoré odrážajú rádiové vlny, a položili základ pre ich systematické štúdium. Odvtedy sa systematicky študujú vlastnosti týchto vrstiev, všeobecne nazývaných ionosféra, ktoré zohrávajú významnú úlohu v množstve geofyzikálnych javov, ktoré určujú odraz a absorpciu rádiových vĺn, čo je veľmi dôležité pre praktické využitie. účely, najmä na zabezpečenie spoľahlivej rádiovej komunikácie.
V 30. rokoch sa začali systematické pozorovania stavu ionosféry. V našej krajine boli z iniciatívy M.A. Bonch-Bruevicha vytvorené zariadenia na jeho pulzné sondovanie. Študovalo sa mnoho všeobecných vlastností ionosféry, výšky a koncentrácie elektrónov v jej hlavných vrstvách.
Vo výškach 60–70 km sa pozoruje vrstva D, vo výškach 100–120 km vrstva E, vo výškach, vo výškach 180–300 km dvojvrstva F 1 a F 2. Hlavné parametre týchto vrstiev sú uvedené v tabuľke 4.
| Tabuľka 4. | ||||||
| Ionosférická oblasť | Maximálna výška, km | T i , K | deň | Noc n e , cm – 3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min n e , cm – 3 | Max n e , cm – 3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| E | 110 | 270 | 1,5 10 5 | 3 10 5 | 3000 | 10 –7 |
| F 1 | 180 | 800–1500 | 3 10 5 | 5 10 5 | – | 3·10 –8 |
| F 2 (zima) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2·10 –10 |
| F 2 (Leto) | 250–320 | 1000–2000 | 2·10 5 | 8 10 5 | ~3·10 5 | 10 –10 |
| n e– koncentrácia elektrónov, e – náboj elektrónov, T i– teplota iónov, a΄ – rekombinačný koeficient (ktorý určuje hodnotu n e a jeho zmena v čase) | ||||||
Priemerné hodnoty sú uvedené, pretože sa líšia v rôznych zemepisných šírkach v závislosti od dennej doby a ročných období. Takéto údaje sú potrebné na zabezpečenie rádiovej komunikácie na veľké vzdialenosti. Používajú sa pri výbere prevádzkových frekvencií pre rôzne krátkovlnné rádiové spojenia. Znalosť ich zmien v závislosti od stavu ionosféry v rôznych denných dobách a v rôznych ročných obdobiach je mimoriadne dôležitá pre zabezpečenie spoľahlivosti rádiovej komunikácie. Ionosféra je súbor ionizovaných vrstiev zemskej atmosféry, počínajúc výškami okolo 60 km a siahajúcimi do nadmorských výšok desiatok tisíc km. Hlavným zdrojom ionizácie zemskej atmosféry je ultrafialové a röntgenové žiarenie zo Slnka, ktoré sa vyskytuje najmä v slnečnej chromosfére a koróne. Okrem toho je stupeň ionizácie hornej atmosféry ovplyvnený slnečnými korpuskulárnymi prúdmi, ktoré sa vyskytujú počas slnečných erupcií, ako aj kozmickým žiarením a časticami meteorov.
Ionosférické vrstvy
- sú to oblasti v atmosfére, v ktorých sa dosahujú maximálne koncentrácie voľných elektrónov (t.j. ich počet na jednotku objemu). Elektricky nabité voľné elektróny a (v menšej miere menej pohyblivé ióny) vznikajúce ionizáciou atómov atmosférických plynov, interagujúce s rádiovými vlnami (t.j. elektromagnetické oscilácie), môžu meniť svoj smer, odrážať ich alebo lámať a absorbovať ich energiu . V dôsledku toho sa pri príjme vzdialených rádiových staníc môžu vyskytnúť rôzne efekty, napríklad slabnutie rádiovej komunikácie, zvýšená počuteľnosť vzdialených staníc, výpadky prúdu a tak ďalej. javov.
Výskumné metódy.
Klasické metódy štúdia ionosféry zo Zeme sa obmedzujú na pulzné sondovanie - vysielanie rádiových impulzov a pozorovanie ich odrazov z rôznych vrstiev ionosféry, meranie času oneskorenia a štúdium intenzity a tvaru odrazených signálov. Meraním výšok odrazu rádiových impulzov na rôznych frekvenciách, určením kritických frekvencií rôznych oblastí (kritická frekvencia je nosná frekvencia rádiového impulzu, pre ktorú sa daná oblasť ionosféry stáva transparentnou), je možné určiť hodnotu koncentrácie elektrónov vo vrstvách a efektívnych výšok pre dané frekvencie a vybrať optimálne frekvencie pre dané rádiové dráhy. S rozvojom raketovej techniky a nástupom kozmického veku umelých družíc Zeme (AES) a iných kozmických lodí bolo možné priamo merať parametre blízkozemskej vesmírnej plazmy, ktorej spodnou časťou je ionosféra.
Merania koncentrácie elektrónov uskutočnené na palubách špeciálne vypustených rakiet a pozdĺž dráh satelitných letov potvrdili a objasnili údaje získané predtým pozemnými metódami o štruktúre ionosféry, rozložení koncentrácie elektrónov s výškou nad rôznymi oblasťami Zeme a umožnilo získať hodnoty koncentrácie elektrónov nad hlavným maximom - vrstvou F. Predtým to nebolo možné urobiť pomocou sondážnych metód založených na pozorovaní odrazených krátkovlnných rádiových impulzov. Zistilo sa, že v niektorých oblastiach zemegule sú celkom stabilné oblasti so zníženou koncentráciou elektrónov, pravidelné „ionosférické vetry“, v ionosfére vznikajú zvláštne vlnové procesy, ktoré prenášajú lokálne ionosférické poruchy tisíce kilometrov od miesta ich excitácie, a oveľa viac. Vytvorenie obzvlášť vysoko citlivých prijímacích zariadení umožnilo prijímať pulzné signály čiastočne odrazené od najnižších oblastí ionosféry (stanice čiastočného odrazu) na ionosférických pulzných sondovacích staniciach. Použitie výkonných impulzných inštalácií v rozsahu vlnových dĺžok metrov a decimetrov s použitím antén, ktoré umožňujú vysokú koncentráciu emitovanej energie, umožnilo pozorovať signály rozptýlené ionosférou v rôznych nadmorských výškach. Štúdium vlastností spektier týchto signálov, nekoherentne rozptýlených elektrónmi a iónmi ionosférickej plazmy (na to boli použité stanice nekoherentného rozptylu rádiových vĺn), umožnilo určiť koncentráciu elektrónov a iónov, ich ekvivalent. teplota v rôznych nadmorských výškach až do nadmorských výšok niekoľko tisíc kilometrov. Ukázalo sa, že ionosféra je pre použité frekvencie celkom transparentná.
Koncentrácia elektrických nábojov (koncentrácia elektrónov sa rovná koncentrácii iónov) v zemskej ionosfére vo výške 300 km je počas dňa asi 10 6 cm –3. Plazma s takouto hustotou odráža rádiové vlny s dĺžkou viac ako 20 m a prenáša kratšie.
Typické vertikálne rozloženie koncentrácie elektrónov v ionosfére pre denné a nočné podmienky.
Šírenie rádiových vĺn v ionosfére.
Stabilný príjem diaľkových vysielacích staníc závisí od používaných frekvencií, ako aj od dennej doby, ročného obdobia a navyše od slnečnej aktivity. Slnečná aktivita výrazne ovplyvňuje stav ionosféry. Rádiové vlny vysielané pozemnou stanicou sa pohybujú v priamej línii, ako všetky typy elektromagnetických vĺn. Treba však vziať do úvahy, že povrch Zeme aj ionizované vrstvy jej atmosféry slúžia ako platne obrovského kondenzátora, ktorý na ne pôsobí ako efekt zrkadiel na svetlo. Rádiové vlny, ktoré sa od nich odrážajú, môžu prejsť mnoho tisíc kilometrov, obiehať zemeguľu v obrovských skokoch stoviek a tisícok kilometrov, pričom sa odrážajú striedavo od vrstvy ionizovaného plynu a od povrchu Zeme alebo vody.
V 20. rokoch minulého storočia sa verilo, že rádiové vlny kratšie ako 200 m vo všeobecnosti nie sú vhodné na komunikáciu na veľké vzdialenosti kvôli silnej absorpcii. Prvé experimenty na diaľkovom príjme krátkych vĺn cez Atlantik medzi Európou a Amerikou uskutočnili anglický fyzik Oliver Heaviside a americký elektrotechnik Arthur Kennelly. Nezávisle od seba navrhli, že niekde okolo Zeme je ionizovaná vrstva atmosféry schopná odrážať rádiové vlny. Volalo sa to Heaviside-Kennellyho vrstva a potom ionosféra.
Podľa moderných koncepcií sa ionosféra skladá z záporne nabitých voľných elektrónov a kladne nabitých iónov, najmä molekulárneho kyslíka O+ a oxidu dusnatého NO+. Ióny a elektróny vznikajú v dôsledku disociácie molekúl a ionizácie atómov neutrálneho plynu slnečným röntgenovým a ultrafialovým žiarením. Na ionizáciu atómu je potrebné odovzdať mu ionizačnú energiu, ktorej hlavným zdrojom pre ionosféru je ultrafialové, röntgenové a korpuskulárne žiarenie zo Slnka.
Kým plynný obal Zeme osvetľuje Slnko, kontinuálne v ňom vzniká stále viac a viac elektrónov, no zároveň sa časť elektrónov, zrážajúcich sa s iónmi, rekombinuje a opäť vznikajú neutrálne častice. Po západe slnka sa tvorba nových elektrónov takmer zastaví a počet voľných elektrónov sa začne znižovať. Čím viac voľných elektrónov je v ionosfére, tým lepšie sa od nej odrážajú vysokofrekvenčné vlny. S poklesom koncentrácie elektrónov je prechod rádiových vĺn možný len v nízkofrekvenčných rozsahoch. Preto je v noci spravidla možné prijímať vzdialené stanice iba v rozsahu 75, 49, 41 a 31 m Elektróny sú v ionosfére rozmiestnené nerovnomerne. Vo výškach od 50 do 400 km existuje niekoľko vrstiev alebo oblastí so zvýšenou koncentráciou elektrónov. Tieto oblasti hladko prechádzajú jedna do druhej a majú rôzne účinky na šírenie HF rádiových vĺn. Horná vrstva ionosféry je označená písmenom F. Tu je najvyšší stupeň ionizácie (podiel nabitých častíc je asi 10 – 4). Nachádza sa vo výške viac ako 150 km nad zemským povrchom a zohráva hlavnú reflexnú úlohu pri diaľkovom šírení vysokofrekvenčných KV rádiových vĺn. V letných mesiacoch sa oblasť F rozdelí na dve vrstvy - F 1 a F 2. Vrstva F1 môže zaberať výšky od 200 do 250 km a vrstva F 2 akoby „plávala“ v rozsahu nadmorskej výšky 300–400 km. Zvyčajne vrstva F 2 je ionizovaný oveľa silnejšie ako vrstva F 1. Nočná vrstva F 1 zmizne a vrstva F 2 zostáva, pomaly stráca až 60 % svojho stupňa ionizácie. Pod vrstvou F vo výškach od 90 do 150 km sa nachádza vrstva E, k ionizácii ktorého dochádza vplyvom mäkkého röntgenového žiarenia zo Slnka. Stupeň ionizácie vrstvy E je nižší ako stupeň ionizácie vrstvy E F, cez deň dochádza pri odraze signálov od vrstvy k príjmu staníc v nízkofrekvenčných KV rozsahoch 31 a 25 m. E. Typicky sú to stanice umiestnené vo vzdialenosti 1000–1500 km. V noci vo vrstve E Ionizácia prudko klesá, ale aj v tejto dobe naďalej zohráva významnú úlohu pri príjme signálov zo staníc na vzdialenosti 41, 49 a 75 m.
Veľký záujem o príjem signálov vysokofrekvenčných KV rozsahov 16, 13 a 11 m sú tie, ktoré vznikajú v oblasti E vrstvy (oblaky) s vysoko zvýšenou ionizáciou. Plocha týchto oblakov sa môže pohybovať od niekoľkých do stoviek kilometrov štvorcových. Táto vrstva so zvýšenou ionizáciou sa nazýva sporadická vrstva. E a je určený Es. Oblaky Es sa môžu pod vplyvom vetra pohybovať v ionosfére a dosahovať rýchlosť až 250 km/h. V lete v stredných zemepisných šírkach počas dňa vznikajú rádiové vlny v dôsledku oblakov Es 15–20 dní v mesiaci. V blízkosti rovníka sa vyskytuje takmer vždy a vo vysokých zemepisných šírkach sa zvyčajne objavuje v noci. Niekedy sa počas rokov nízkej slnečnej aktivity, kedy nie je prenos na vysokofrekvenčných KV pásmach, náhle objavia vzdialené stanice na pásmach 16, 13 a 11 m s dobrou hlasitosťou, ktorých signály sa mnohokrát odrážajú od Es.
Najnižšia oblasť ionosféry je oblasť D nachádza sa v nadmorskej výške od 50 do 90 km. Voľných elektrónov je tu relatívne málo. Z oblasti D Dlhé a stredné vlny sa dobre odrážajú a signály z nízkofrekvenčných HF staníc sú silne absorbované. Po západe slnka ionizácia veľmi rýchlo mizne a je možné prijímať vzdialené stanice v rozsahu 41, 49 a 75 m, ktorých signály sa odrážajú od vrstiev F 2 a E. Jednotlivé vrstvy ionosféry zohrávajú významnú úlohu pri šírení KV rádiových signálov. Účinok na rádiové vlny nastáva najmä v dôsledku prítomnosti voľných elektrónov v ionosfére, aj keď mechanizmus šírenia rádiových vĺn je spojený s prítomnosťou veľkých iónov. Posledne menované sú tiež zaujímavé pri štúdiu chemických vlastností atmosféry, pretože sú aktívnejšie ako neutrálne atómy a molekuly. Chemické reakcie prebiehajúce v ionosfére hrajú dôležitú úlohu v jej energetickej a elektrickej rovnováhe.
Normálna ionosféra. Pozorovania uskutočnené pomocou geofyzikálnych rakiet a satelitov poskytli množstvo nových informácií, ktoré naznačujú, že k ionizácii atmosféry dochádza pod vplyvom širokého spektra slnečného žiarenia. Jeho hlavná časť (viac ako 90 %) je sústredená vo viditeľnej časti spektra. Ultrafialové žiarenie, ktoré má kratšiu vlnovú dĺžku a vyššiu energiu ako fialové svetelné lúče, je vyžarované vodíkom vo vnútornej atmosfére Slnka (chromosféra) a röntgenové žiarenie, ktoré má ešte vyššiu energiu, je vyžarované plynmi vo vonkajšom obale Slnka. (korona).
Normálny (priemerný) stav ionosféry je spôsobený konštantným silným žiarením. V normálnej ionosfére dochádza v dôsledku dennej rotácie Zeme a sezónnych rozdielov v uhle dopadu slnečných lúčov na poludnie k pravidelným zmenám, ale dochádza aj k nepredvídateľným a náhlym zmenám stavu ionosféry.
Poruchy v ionosfére.
Ako je známe, na Slnku sa vyskytujú silné cyklicky sa opakujúce prejavy aktivity, ktoré dosahujú maximum každých 11 rokov. Pozorovania v rámci programu International Geophysical Year (IGY) sa zhodovali s obdobím najvyššej slnečnej aktivity za celé obdobie systematických meteorologických pozorovaní, t.j. zo začiatku 18. storočia. V obdobiach vysokej aktivity sa jas niektorých oblastí na Slnku niekoľkonásobne zvyšuje a prudko sa zvyšuje sila ultrafialového a röntgenového žiarenia. Takéto javy sa nazývajú slnečné erupcie. Trvajú od niekoľkých minút do jednej až dvoch hodín. Počas vzplanutia dochádza k erupcii slnečnej plazmy (väčšinou protónov a elektrónov) a elementárne častice sa rútia do vesmíru. Elektromagnetické a korpuskulárne žiarenie zo Slnka počas takýchto erupcií má silný vplyv na zemskú atmosféru.
Počiatočná reakcia sa pozoruje 8 minút po vzplanutí, keď Zem dosiahne intenzívne ultrafialové a röntgenové žiarenie. V dôsledku toho sa ionizácia prudko zvyšuje; Röntgenové lúče prenikajú atmosférou až k spodnej hranici ionosféry; počet elektrónov v týchto vrstvách narastá natoľko, že rádiové signály sú takmer úplne absorbované („zhasnuté“). Dodatočná absorpcia žiarenia spôsobuje zahrievanie plynu, čo prispieva k rozvoju vetrov. Ionizovaný plyn je elektrický vodič a pri jeho pohybe v magnetickom poli Zeme dochádza k dynamoefektu a vzniká elektrický prúd. Takéto prúdy môžu zase spôsobiť citeľné poruchy v magnetickom poli a prejaviť sa vo forme magnetických búrok.
Štruktúru a dynamiku hornej atmosféry výrazne určujú nerovnovážne procesy v termodynamickom zmysle spojené s ionizáciou a disociáciou slnečným žiarením, chemickými procesmi, excitáciou molekúl a atómov, ich deaktiváciou, zrážkami a inými elementárnymi procesmi. V tomto prípade sa stupeň nerovnovážneho stavu zvyšuje s výškou, ako klesá hustota. Do nadmorských výšok 500 – 1000 km a často aj vyšších je stupeň nerovnovážneho stavu mnohých charakteristík hornej atmosféry pomerne malý, čo umožňuje použiť na jej opis klasickú a hydromagnetickú hydrodynamiku, berúc do úvahy chemické reakcie.
Exosféra je vonkajšia vrstva zemskej atmosféry začínajúca vo výškach niekoľko stoviek kilometrov, z ktorej môžu ľahké, rýchlo sa pohybujúce atómy vodíka unikať do vesmíru.
Edward Kononovič
Literatúra:
Pudovkin M.I. Základy slnečnej fyziky. Petrohrad, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronómia dnes. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Materiály na internete: http://ciencia.nasa.gov/
Atmosféra je plynný obal našej planéty, ktorý rotuje spolu so Zemou. Plyn v atmosfére sa nazýva vzduch. Atmosféra je v kontakte s hydrosférou a čiastočne pokrýva litosféru. Ale horné hranice je ťažké určiť. Bežne sa uznáva, že atmosféra sa rozprestiera smerom nahor v dĺžke približne tri tisícky kilometrov. Tam plynulo prechádza do bezvzduchového priestoru.
Chemické zloženie zemskej atmosféry
Tvorba chemického zloženia atmosféry sa začala asi pred štyrmi miliardami rokov. Spočiatku sa atmosféra skladala len z ľahkých plynov – hélia a vodíka. Prvotným predpokladom na vytvorenie plynového obalu okolo Zeme boli podľa vedcov sopečné erupcie, ktoré spolu s lávou uvoľnili obrovské množstvo plynov. Následne začala výmena plynov s vodnými priestormi, so živými organizmami a s produktmi ich činnosti. Zloženie ovzdušia sa postupne menilo a do modernej podoby sa zafixovalo pred niekoľkými miliónmi rokov.
Hlavnými zložkami atmosféry sú dusík (asi 79 %) a kyslík (20 %). Zvyšné percento (1 %) tvoria nasledujúce plyny: argón, neón, hélium, metán, oxid uhličitý, vodík, kryptón, xenón, ozón, amoniak, oxidy síry a dusičité, oxid dusný a oxid uhoľnatý, ktoré sú zahrnuté v tomto jednom percente.
Okrem toho vzduch obsahuje vodnú paru a pevné častice (peľ, prach, kryštály soli, aerosólové nečistoty).
Nedávno vedci zaznamenali nie kvalitatívnu, ale kvantitatívnu zmenu niektorých zložiek vzduchu. A dôvodom je človek a jeho aktivity. Len za posledných 100 rokov sa hladina oxidu uhličitého výrazne zvýšila! Je to spojené s mnohými problémami, z ktorých najglobálnejším je zmena klímy.
Tvorba počasia a klímy
Atmosféra zohráva rozhodujúcu úlohu pri formovaní klímy a počasia na Zemi. Veľa závisí od množstva slnečného žiarenia, charakteru podkladového povrchu a atmosférickej cirkulácie.
Pozrime sa na faktory v poradí.
1. Atmosféra prenáša teplo slnečných lúčov a pohlcuje škodlivé žiarenie. Starí Gréci vedeli, že lúče Slnka dopadajú na rôzne časti Zeme pod rôznymi uhlami. Samotné slovo „klíma“ preložené zo starovekej gréčtiny znamená „svah“. Na rovníku teda slnečné lúče dopadajú takmer kolmo, preto je tu veľmi teplo. Čím bližšie k pólom, tým väčší je uhol sklonu. A teplota klesá.
2. Vplyvom nerovnomerného zahrievania Zeme vznikajú v atmosfére vzdušné prúdy. Sú klasifikované podľa veľkosti. Najmenšie (desiatky a stovky metrov) sú lokálne vetry. Potom nasledujú monzúny a pasáty, cyklóny a anticyklóny a planetárne frontálne zóny.
Všetky tieto vzdušné masy sa neustále pohybujú. Niektoré z nich sú dosť statické. Napríklad pasáty, ktoré vanú zo subtrópov smerom k rovníku. Pohyb ostatných závisí vo veľkej miere od atmosférického tlaku.
3. Atmosférický tlak je ďalším faktorom ovplyvňujúcim tvorbu klímy. Toto je tlak vzduchu na zemskom povrchu. Ako je známe, vzduchové hmoty sa pohybujú z oblasti s vysokým atmosférickým tlakom do oblasti, kde je tento tlak nižší.
Celkovo je vyčlenených 7 zón. Rovník je zóna nízkeho tlaku. Ďalej na oboch stranách rovníka až do tridsiatych šírok existuje oblasť vysokého tlaku. Od 30° do 60° - opäť nízky tlak. A od 60° k pólom je zóna vysokého tlaku. Medzi týmito zónami cirkulujú vzduchové hmoty. Tie, ktoré prichádzajú z mora na pevninu, prinášajú dážď a zlé počasie a tie, ktoré fúkajú z kontinentov, prinášajú jasné a suché počasie. V miestach, kde sa zrážajú vzdušné prúdy, vznikajú atmosférické frontové zóny, ktoré sú charakteristické zrážkami a nevľúdnym, veterným počasím.
Vedci dokázali, že aj blaho človeka závisí od atmosférického tlaku. Podľa medzinárodných noriem je normálny atmosférický tlak 760 mm Hg. kolóne pri teplote 0 °C. Tento ukazovateľ sa počíta pre tie oblasti pevniny, ktoré sú takmer na úrovni hladiny mora. S nadmorskou výškou tlak klesá. Preto napríklad pre Petrohrad 760 mm Hg. - toto je norma. Ale pre Moskvu, ktorá sa nachádza vyššie, je normálny tlak 748 mm Hg.
Tlak sa mení nielen vertikálne, ale aj horizontálne. Je to cítiť najmä pri prechode cyklónov.
Štruktúra atmosféry
Atmosféra pripomína poschodovú tortu. A každá vrstva má svoje vlastné charakteristiky.
. Troposféra- vrstva najbližšie k Zemi. „Hrúbka“ tejto vrstvy sa mení so vzdialenosťou od rovníka. Nad rovníkom sa vrstva rozprestiera nahor o 16-18 km, v miernom pásme o 10-12 km, na póloch o 8-10 km.
Práve tu sa nachádza 80 % celkovej hmoty vzduchu a 90 % vodnej pary. Tvorí sa tu oblačnosť, vznikajú cyklóny a anticyklóny. Teplota vzduchu závisí od nadmorskej výšky oblasti. V priemere klesá o 0,65° C na každých 100 metrov.
. Tropopauza- prechodová vrstva atmosféry. Jeho výška sa pohybuje od niekoľkých stoviek metrov do 1-2 km. Teplota vzduchu v lete je vyššia ako v zime. Napríklad nad pólmi v zime je -65° C. A nad rovníkom je -70° C kedykoľvek počas roka.
. Stratosféra- ide o vrstvu, ktorej horná hranica leží v nadmorskej výške 50-55 kilometrov. Turbulencie sú tu nízke, obsah vodnej pary vo vzduchu je zanedbateľný. Ale je tam veľa ozónu. Jeho maximálna koncentrácia je v nadmorskej výške 20-25 km. V stratosfére začína teplota vzduchu stúpať a dosahuje +0,8° C. Je to spôsobené tým, že ozónová vrstva interaguje s ultrafialovým žiarením.
. Stratopauza- nízka medzivrstva medzi stratosférou a mezosférou, ktorá po nej nasleduje.
. mezosféra- horná hranica tejto vrstvy je 80-85 kilometrov. Prebiehajú tu zložité fotochemické procesy zahŕňajúce voľné radikály. Sú to oni, ktorí poskytujú jemnú modrú žiaru našej planéty, ktorú je možné vidieť z vesmíru.
Väčšina komét a meteoritov zhorí v mezosfére.
. Mezopauza- ďalšia medzivrstva, ktorej teplota vzduchu je najmenej -90°.
. Termosféra- spodná hranica začína v nadmorskej výške 80 - 90 km a horná hranica vrstvy prebieha približne vo výške 800 km. Teplota vzduchu stúpa. Môže sa pohybovať od +500°C do +1000°C. Počas dňa sú teplotné výkyvy v stovkách stupňov! Ale vzduch je tu taký riedky, že chápať pojem „teplota“ tak, ako si ho predstavujeme, tu nie je vhodné.
. Ionosféra- spája mezosféru, mezopauzu a termosféru. Vzduch sa tu skladá hlavne z molekúl kyslíka a dusíka, ako aj z kvázi neutrálnej plazmy. Slnečné lúče vstupujúce do ionosféry silne ionizujú molekuly vzduchu. V spodnej vrstve (do 90 km) je stupeň ionizácie nízky. Čím vyššia, tým väčšia ionizácia. Takže v nadmorskej výške 100-110 km sa koncentrujú elektróny. Pomáha to odrážať krátke a stredné rádiové vlny.
Najdôležitejšou vrstvou ionosféry je vrchná vrstva, ktorá sa nachádza v nadmorskej výške 150-400 km. Jeho zvláštnosťou je, že odráža rádiové vlny, čo uľahčuje prenos rádiových signálov na značné vzdialenosti.
Práve v ionosfére dochádza k takému javu, akým je polárna žiara.
. Exosféra- pozostáva z atómov kyslíka, hélia a vodíka. Plyn v tejto vrstve je veľmi riedky a atómy vodíka často unikajú do vesmíru. Preto sa táto vrstva nazýva „disperzná zóna“.
Prvým vedcom, ktorý naznačil, že naša atmosféra má váhu, bol Talian E. Torricelli. Ostap Bender napríklad vo svojom románe „Zlaté teľa“ lamentoval, že každého človeka tlačí stĺp vzduchu s hmotnosťou 14 kg! Veľký plánovač sa však trochu mýlil. Dospelý zažije tlak 13-15 ton! Túto ťažkosť však necítime, pretože atmosférický tlak je vyvážený vnútorným tlakom človeka. Hmotnosť našej atmosféry je 5 300 000 000 000 ton. Postava je kolosálna, hoci je to len milióntina hmotnosti našej planéty.