Ozračje, človek in življenje na zemlji. Atmosfera Zemlje Obstoj atmosfere
Ozračje je tisto, kar omogoča življenje na Zemlji. Prve informacije in dejstva o vzdušju dobimo že v osnovni šoli. V srednji šoli se s tem konceptom pobližje seznanimo pri pouku geografije.
Koncept zemeljske atmosfere
Atmosfere nima le Zemlja, tudi druga nebesna telesa. To je ime za plinasto lupino, ki obdaja planete. Sestava te plinske plasti se med planeti močno razlikuje. Poglejmo si osnovne informacije in dejstva o drugače imenovanem zraku.
Njegova najpomembnejša sestavina je kisik. Nekateri zmotno mislijo, da je zemeljsko ozračje v celoti sestavljeno iz kisika, v resnici pa je zrak mešanica plinov. Vsebuje 78% dušika in 21% kisika. Preostali en odstotek vključuje ozon, argon, ogljikov dioksid in vodno paro. Čeprav je odstotek teh plinov majhen, opravljajo pomembno funkcijo - absorbirajo pomemben del sončne sevalne energije in s tem preprečijo, da bi svetilka spremenila vse življenje na našem planetu v pepel. Lastnosti ozračja se spreminjajo glede na nadmorsko višino. Na nadmorski višini 65 km je na primer dušik 86 % in kisik 19 %.
Sestava zemeljske atmosfere
- Ogljikov dioksid potrebna za prehrano rastlin. V ozračju se pojavi kot posledica procesa dihanja živih organizmov, gnitja in gorenja. Njegova odsotnost v ozračju bi onemogočila obstoj kakršnih koli rastlin.
- kisik- vitalna sestavina ozračja za človeka. Njena prisotnost je pogoj za obstoj vseh živih organizmov. Predstavlja približno 20% celotne prostornine atmosferskih plinov.
- Ozon je naravni absorber sončnega ultravijoličnega sevanja, ki škodljivo vpliva na žive organizme. Večina tvori ločeno plast ozračja - ozonski zaslon. V zadnjem času je človeška dejavnost privedla do tega, da se postopoma začenja rušiti, a ker je velikega pomena, se izvajajo aktivna dela za njegovo ohranitev in obnovo.
- vodna para določa vlažnost zraka. Njegova vsebina se lahko razlikuje glede na različne dejavnike: temperaturo zraka, teritorialno lego, sezono. Pri nizkih temperaturah je v zraku zelo malo vodne pare, morda manj kot en odstotek, pri visokih temperaturah pa doseže 4 %.
- Poleg vsega zgoraj navedenega sestava zemeljske atmosfere vedno vsebuje določen odstotek trdne in tekoče nečistoče. To so saje, pepel, morska sol, prah, vodne kapljice, mikroorganizmi. V zrak lahko pridejo tako naravno kot antropogeno.
Plasti atmosfere
Temperatura, gostota in kakovostna sestava zraka na različnih nadmorskih višinah niso enake. Zaradi tega je običajno razlikovati med različnimi plastmi ozračja. Vsak od njih ima svoje značilnosti. Ugotovimo, katere plasti ozračja se razlikujejo:
- Troposfera - ta plast atmosfere je najbližja površini Zemlje. Njegova višina je 8-10 km nad poli in 16-18 km v tropih. Tu se nahaja 90% vse vodne pare v ozračju, zato prihaja do aktivnega nastajanja oblakov. Tudi v tej plasti opazimo procese, kot so gibanje zraka (veter), turbulenca in konvekcija. Temperature se gibljejo od +45 stopinj opoldne v topli sezoni v tropih do -65 stopinj na polih.
- Stratosfera je druga najbolj oddaljena plast ozračja. Nahaja se na nadmorski višini od 11 do 50 km. V spodnji plasti stratosfere je temperatura približno -55, oddaljevanje od Zemlje pa se dvigne na +1˚С. To območje imenujemo inverzija in je meja med stratosfero in mezosfero.
- Mezosfera se nahaja na nadmorski višini od 50 do 90 km. Temperatura na spodnji meji je približno 0, na zgornji pa doseže -80 ... -90 ˚С. Meteoriti, ki vstopijo v zemeljsko atmosfero, popolnoma zgorijo v mezosferi, kar povzroči zračne žarke.
- Termosfera je debela približno 700 km. V tej plasti ozračja se pojavi severni sij. Pojavijo se zaradi vpliva kozmičnega sevanja in sevanja, ki izhaja iz Sonca.
- Eksosfera je območje disperzije zraka. Tu je koncentracija plinov majhna in postopoma uhajajo v medplanetarni prostor.
Šteje se, da je meja med zemeljsko atmosfero in vesoljem 100 km. Ta črta se imenuje Karmanova linija.
Zračni tlak
Ko poslušamo vremensko napoved, pogosto slišimo odčitke zračnega tlaka. Toda kaj pomeni atmosferski tlak in kako lahko vpliva na nas?
Ugotovili smo, da je zrak sestavljen iz plinov in nečistoč. Vsaka od teh komponent ima svojo težo, kar pomeni, da atmosfera ni breztežna, kot so verjeli do 17. stoletja. Atmosferski tlak je sila, s katero vse plasti ozračja pritiskajo na površje Zemlje in na vse predmete.
Znanstveniki so opravili zapletene izračune in dokazali, da atmosfera pritiska s silo 10.333 kg na kvadratni meter površine. To pomeni, da je človeško telo izpostavljeno zračnemu tlaku, katerega teža je 12-15 ton. Zakaj tega ne čutimo? Rešuje nas notranji pritisk, ki uravnoveša zunanjega. Pritisk atmosfere lahko občutite že na letalu ali visoko v gorah, saj je atmosferski tlak na višini precej manjši. V tem primeru so možni fizično nelagodje, zamašena ušesa in vrtoglavica.
O okoliškem vzdušju je mogoče povedati veliko. O njej vemo veliko zanimivih dejstev in nekatera od njih se morda zdijo presenetljiva:
- Teža zemeljske atmosfere je 5.300.000.000.000.000 ton.
- Spodbuja prenos zvoka. Na nadmorski višini več kot 100 km ta lastnost izgine zaradi sprememb v sestavi ozračja.
- Gibanje ozračja izzove neenakomerno segrevanje zemeljskega površja.
- Za določanje temperature zraka se uporablja termometer, za določanje atmosferskega tlaka pa barometer.
- Prisotnost ozračja reši naš planet pred 100 tonami meteoritov vsak dan.
- Sestava zraka je bila nespremenjena nekaj sto milijonov let, vendar se je začela spreminjati z začetkom hitre industrijske dejavnosti.
- Atmosfera naj bi segala navzgor do višine 3000 km.
Pomen ozračja za človeka
Fiziološko območje ozračja je 5 km. Na nadmorski višini 5000 m oseba začne doživljati kisikovo stradanje, kar se izraža v zmanjšanju njegove zmogljivosti in poslabšanju dobrega počutja. To kaže, da človek ne more preživeti v prostoru, kjer ni te neverjetne mešanice plinov.
Vsi podatki in dejstva o atmosferi samo potrjujejo njen pomen za ljudi. Zahvaljujoč njegovi prisotnosti je postalo mogoče razviti življenje na Zemlji. Že danes, ko smo ocenili obseg škode, ki jo je človeštvo zmožno povzročiti s svojimi dejanji življenju dajalnemu zraku, bi morali razmišljati o nadaljnjih ukrepih za ohranitev in obnovo ozračja.
Vzdušje- to je zračna lupina, ki obdaja Zemljo in je z njo povezana z gravitacijo. Ozračje je vključeno v dnevno rotacijo in letno gibanje našega planeta. Atmosferski zrak je mešanica plinov, v kateri so suspendirani tekočina (vodne kapljice) in trdni delci (dim, prah). Plinska sestava ozračja je nespremenjena do višine 100-110 km, kar je posledica ravnovesja v naravi. Volumski deleži plinov so: dušik - 78%, kisik - 21%, inertni plini (argon, ksenon, kripton) - 0,9%, ogljik - 0,03%. Poleg tega je v ozračju vedno prisotna vodna para.
Poleg bioloških procesov pri kemičnem preperevanju kamnin aktivno sodelujejo kisik, dušik in ogljik. Zelo pomembna je vloga ozona 03, ki absorbira večino ultravijoličnega sevanja sonca in je v velikih odmerkih nevaren za žive organizme. Trdni delci, ki jih je še posebej veliko nad mesti, služijo kot kondenzacijska jedra (okrog njih nastajajo vodne kapljice in snežinke).
Višina, meje in struktura ozračja
Zgornja meja atmosfere je običajno narisana na nadmorski višini približno 1000 km, čeprav jo lahko zasledimo veliko višje - do 20.000 km, vendar je tam zelo redka.
Zaradi različne narave spreminjanja temperature zraka z višino in drugimi fizikalnimi lastnostmi ločimo v ozračju več delov, ki so med seboj ločeni s prehodnimi plastmi.
Troposfera je najnižja in najgostejša plast ozračja. Njegova zgornja meja je narisana na nadmorski višini 18 km nad ekvatorjem in 8-12 km nad poli. Temperatura v troposferi se v povprečju zniža za 0,6 ° C na vsakih 100 m, zanjo so značilne pomembne vodoravne razlike v porazdelitvi temperature, tlaka, hitrosti vetra, pa tudi nastajanja oblakov in padavin. V troposferi je intenzivno navpično gibanje zraka – konvekcija. V tem spodnjem sloju ozračja se v glavnem oblikuje vreme. Tu je skoncentrirana skoraj vsa atmosferska vodna para.
Stratosfera sega predvsem do nadmorske višine 50 km. Koncentracija ozona na nadmorski višini 20-25 km doseže najvišje vrednosti in tvori ozonski zaslon. Temperatura zraka v stratosferi se praviloma poveča z nadmorsko višino v povprečju za 1-2 ° C na 1 km in na zgornji meji doseže 0 ° C in višje. To se zgodi zaradi absorpcije sončne energije z ozonom. V stratosferi skorajda ni vodne pare in oblakov, orkanski vetrovi pa pihajo s hitrostjo do 300-400 km/h.
V mezosferi temperatura zraka pade na -60...- 100 ° C, pojavijo se intenzivna navpična in vodoravna gibanja zraka.
V zgornjih plasteh termosfere, kjer je zrak močno ioniziran, se temperatura spet dvigne na 2000 ° C. Tu opazimo aurore in magnetne nevihte.
Ozračje ima veliko vlogo v življenju Zemlje. Preprečuje čezmerno segrevanje zemeljske površine podnevi in njeno ohlajanje ponoči, prerazporeja vlago na Zemlji in ščiti njeno površino pred padci meteoritov. Prisotnost ozračja je nepogrešljiv pogoj za obstoj organskega življenja na našem planetu.
Sončno sevanje. Atmosfersko ogrevanje
Sonce oddaja ogromno energije, od katere Zemlja prejme le majhen delček.
Oddajanje svetlobe in toplote Sonca imenujemo sončno sevanje. Sončno sevanje prepotuje dolgo pot skozi ozračje, preden doseže zemeljsko površje. Če ga premaga, ga v veliki meri absorbira in razprši zračni ovoj. Sevanje, ki neposredno doseže zemeljsko površje v obliki direktnih žarkov, imenujemo direktno sevanje. Del sevanja, ki je razpršeno v atmosferi, doseže tudi zemeljsko površje v obliki difuznega sevanja.
Kombinacijo neposrednega in razpršenega sevanja, ki prihaja na vodoravno površino, imenujemo skupno sončno sevanje. Atmosfera absorbira približno 20% sončnega sevanja, ki prihaja na njeno zgornjo mejo. Še 34 % sevanja se odbije od zemeljskega površja in ozračja (odbito sevanje). 46 % sončnega sevanja absorbira zemeljsko površje. Takšno sevanje imenujemo absorbirano (absorbirano).
Razmerje med intenzivnostjo odbitega sončnega sevanja in intenzivnostjo celotne sevalne energije Sonca, ki prihaja na zgornjo mejo atmosfere, se imenuje zemeljski albedo in je izražen v odstotkih.
Torej je albedo našega planeta skupaj z njegovo atmosfero v povprečju 34%. Vrednost albeda na različnih zemljepisnih širinah ima pomembne razlike, povezane z barvo površine, vegetacijo, oblačnostjo in podobnim. Površina, pokrita s svežim snegom, odbija 80-85% sevanja, trava in pesek - 26% oziroma 30%, voda pa le 5%.
Količina sončne energije, ki jo prejmejo posamezna območja Zemlje, je odvisna predvsem od vpadnega kota sončnih žarkov. Bolj ko padajo naravnost (tj. večja kot je Sonce nad obzorjem), večja količina sončne energije pade na enoto površine.
Odvisnost količine celotnega sevanja od vpadnega kota žarkov je posledica dveh razlogov. Prvič, manjši kot je vpadni kot sončnih žarkov, večja je površina, po kateri se porazdeli ta svetlobni tok, in manj energije je na enoto površine. Drugič, manjši kot je vpadni kot, daljša je pot, ki jo žarek prepotuje v ozračju.
Na količino sončnega sevanja, ki pride na zemeljsko površje, vpliva tudi prosojnost ozračja, predvsem oblačnost. Odvisnost sončnega sevanja od vpadnega kota sončnih žarkov in preglednosti ozračja določa consko naravo njegove porazdelitve. Razlike v količini celotnega sončnega obsevanja na eni zemljepisni širini povzroča predvsem oblačnost.
Količina toplote, ki vstopa na zemeljsko površino, je določena v kalorijah na enoto površine (1 cm) na časovno enoto (1 leto).
Absorbirano sevanje se porabi za segrevanje tanke površinske plasti Zemlje in izhlapevanje vode. Segreto zemeljsko površje oddaja toploto okolju s sevanjem, prevajanjem, konvekcijo in kondenzacijo vodne pare.
Spremembe temperature zraka glede na zemljepisno širino kraja in višino nad morsko gladino
Celotno sevanje se zmanjšuje od ekvatorialno-tropskih zemljepisnih širin do polov. Največja - okoli 850 J/m2 na leto (200 kcal/cm2 na leto) - je v tropskih puščavah, kjer je neposredno sončno sevanje preko visoke nadmorske višine sonca in neba brez oblačka intenzivno. V poletni polovici leta se razlike v pretoku skupnega sončnega obsevanja med nizkimi in visokimi zemljepisnimi širinami izravnajo. To se zgodi zaradi daljšega trajanja sončne osvetlitve, zlasti v polarnih predelih, kjer polarni dan traja tudi šest mesecev.
Čeprav se celotno sončno sevanje, ki prihaja na zemeljsko površje, od njega delno odbije, ga večina absorbira zemeljska površina in se spremeni v toploto. Del skupnega sevanja, ki ostane potem, ko se porabi za odboj in toplotno obsevanje zemeljske površine, imenujemo sevalna bilanca (preostalo sevanje). Na splošno je za leto povsod na Zemlji pozitiven, z izjemo visokih ledenih puščav na Antarktiki in Grenlandiji. Ravnotežje sevanja naravno pada v smeri od ekvatorja proti polovom, kjer je blizu ničle.
V skladu s tem je temperatura zraka porazdeljena consko, to je, da pada v smeri od ekvatorja do polov. .Temperatura zraka je odvisna tudi od nadmorske višine območja: višje kot je območje, nižja je temperatura.
Na temperaturo zraka pomembno vpliva razporeditev kopnega in vode. Kopenska površina se hitro segreje, a hitro ohlaja, vodna površina pa se segreva počasneje, a dlje zadržuje toploto in jo počasneje oddaja v zrak.
Zaradi različne intenzivnosti segrevanja in ohlajanja zemeljskega površja podnevi in ponoči, v topli in hladni sezoni, se temperatura zraka čez dan in leto spreminja.
Termometri se uporabljajo za določanje temperature zraka. meri se 8-krat na dan in izračuna se povprečje na dan. Z uporabo povprečnih dnevnih temperatur so izračunana mesečna povprečja. Na podnebnih kartah so običajno prikazane kot izoterme (črte, ki povezujejo točke z enako temperaturo v določenem časovnem obdobju). Za karakterizacijo temperatur se najpogosteje vzamejo mesečna povprečja januarja in julija, redkeje letna. ,
Atmosfera se je začela oblikovati skupaj z nastankom Zemlje. Med razvojem planeta in ko so se njegovi parametri približali sodobnim vrednostim, so se v njegovi kemični sestavi in fizikalnih lastnostih zgodile temeljne kvalitativne spremembe. Po evolucijskem modelu je bila Zemlja v zgodnji fazi v staljenem stanju in pred približno 4,5 milijarde let oblikovana kot trdno telo. Ta mejnik velja za začetek geološke kronologije. Od takrat naprej se je začel počasen razvoj ozračja. Nekatere geološke procese (na primer izlive lave med vulkanskimi izbruhi) je spremljalo sproščanje plinov iz črevesja Zemlje. Vključevali so dušik, amoniak, metan, vodno paro, CO oksid in ogljikov dioksid CO 2. Pod vplivom sončnega ultravijoličnega sevanja je vodna para razpadla na vodik in kisik, vendar je sproščeni kisik reagiral z ogljikovim monoksidom v ogljikov dioksid. Amoniak razpade na dušik in vodik. Med procesom difuzije se je vodik dvignil navzgor in zapustil atmosfero, težji dušik pa ni mogel izhlapeti in se je postopoma kopičil ter postal glavna sestavina, čeprav se ga je nekaj vezalo v molekule zaradi kemičnih reakcij ( cm. KEMIJA OZRAČJA). Pod vplivom ultravijoličnih žarkov in električnih razelektritev je mešanica plinov, prisotnih v prvotni atmosferi Zemlje, vstopila v kemične reakcije, ki so povzročile nastanek organskih snovi, zlasti aminokislin. S prihodom primitivnih rastlin se je začel proces fotosinteze, ki ga spremlja sproščanje kisika. Ta plin je, zlasti po difuziji v zgornje plasti atmosfere, začel ščititi njene spodnje plasti in površje Zemlje pred smrtno nevarnimi ultravijoličnimi in rentgenskimi žarki. Po teoretičnih ocenah bi lahko že 25.000-krat manjša vsebnost kisika kot zdaj povzročila nastanek ozonske plasti z le polovično koncentracijo kot zdaj. Vendar pa je že to dovolj za zelo pomembno zaščito organizmov pred uničujočimi učinki ultravijoličnih žarkov.
Verjetno je primarna atmosfera vsebovala veliko ogljikovega dioksida. Porabljen je bil med fotosintezo, njegova koncentracija pa se je verjetno zmanjšala z razvojem rastlinskega sveta in tudi zaradi absorpcije med nekaterimi geološkimi procesi. Zaradi Učinek tople grede povezana s prisotnostjo ogljikovega dioksida v ozračju, so nihanja njegove koncentracije eden od pomembnih razlogov za tako obsežne podnebne spremembe v zgodovini Zemlje, kot so npr. ledene dobe.
Helij, ki je prisoten v sodobnem ozračju, je večinoma produkt radioaktivnega razpada urana, torija in radija. Ti radioaktivni elementi oddajajo delce, ki so jedra atomov helija. Ker pri radioaktivnem razpadu električni naboj ne nastane niti ne uniči, se pri nastanku vsakega a-delca pojavita dva elektrona, ki ob rekombinaciji z a-delci tvorita nevtralne atome helija. Radioaktivne elemente vsebujejo minerali, razpršeni v kamninah, zato se velik del helija, ki nastane kot posledica radioaktivnega razpada, zadrži v njih in zelo počasi uhaja v ozračje. Določena količina helija se zaradi difuzije dvigne navzgor v eksosfero, vendar zaradi stalnega dotoka z zemeljskega površja ostane prostornina tega plina v atmosferi skoraj nespremenjena. Na podlagi spektralne analize zvezdne svetlobe in proučevanja meteoritov je mogoče oceniti relativno številčnost različnih kemičnih elementov v vesolju. Koncentracija neona v vesolju je približno deset milijard krat večja kot na Zemlji, kriptona desetmilijonkrat, ksenona pa milijonkrat. Iz tega sledi, da se je koncentracija teh inertnih plinov, ki so bili očitno prvotno prisotni v Zemljini atmosferi in se med kemičnimi reakcijami niso obnovili, močno zmanjšala, verjetno celo v fazi izgube primarne atmosfere Zemlje. Izjema je inertni plin argon, saj v obliki izotopa 40 Ar še nastaja pri radioaktivnem razpadu izotopa kalija.
Porazdelitev zračnega tlaka.
Skupna teža atmosferskih plinov je približno 4,5 10 15 ton, tako da je "teža" ozračja na enoto površine ali atmosferski tlak na morski gladini približno 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Tlak je enak P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Umetnost. = 1 atm, vzet kot standardni povprečni atmosferski tlak. Za atmosfero v stanju hidrostatičnega ravnovesja velja: d p= –rgd h, to pomeni, da v višinskem intervalu od h prej h+d h pojavi enakost med spremembo atmosferskega tlaka d p in težo ustreznega elementa atmosfere z enoto površine, gostoto r in debelino d h. Kot razmerje med pritiskom R in temperaturo T Uporabljena je enačba stanja idealnega plina z gostoto r, ki je povsem uporabna za zemeljsko atmosfero: p= r R T/m, kjer je m molekulska masa, R = 8,3 J/(K mol) pa univerzalna plinska konstanta. Potem d log p= – (m g/RT)d h= – bd h= – d h/H, kjer je gradient tlaka na logaritemski lestvici. Njegovo obratno vrednost H imenujemo lestvica atmosferske višine.
Pri integraciji te enačbe za izotermno atmosfero ( T= const) ali tam, kjer je takšen približek dopusten, dobimo barometrični zakon porazdelitve tlaka z višino: p = p 0 izkušenj (– h/H 0), kjer je referenčna višina h proizvedeno iz gladine oceana, kjer je standardni srednji tlak p 0 . Izraz H 0 = R T/ mg, se imenuje višinska lestvica, ki označuje obseg atmosfere, če je temperatura v njej povsod enaka (izotermna atmosfera). Če atmosfera ni izotermna, mora integracija upoštevati spremembo temperature z višino in parameter n– nekatere lokalne značilnosti atmosferskih plasti, odvisno od njihove temperature in lastnosti okolja.
Standardno vzdušje.
Model (tabela vrednosti glavnih parametrov), ki ustreza standardnemu tlaku na dnu atmosfere R 0 in kemično sestavo imenujemo standardna atmosfera. Natančneje, to je pogojni model ozračja, za katerega so določene povprečne vrednosti temperature, tlaka, gostote, viskoznosti in drugih značilnosti zraka na nadmorski višini od 2 km pod morsko gladino do zunanje meje zemeljske atmosfere. za zemljepisno širino 45° 32ў 33І. Parametri srednje atmosfere na vseh višinah so bili izračunani z uporabo enačbe stanja idealnega plina in barometričnega zakona ob predpostavki, da je na morski gladini tlak 1013,25 hPa (760 mm Hg) in temperatura 288,15 K (15,0 °C). Glede na naravo navpične porazdelitve temperature je povprečna atmosfera sestavljena iz več plasti, v vsaki od katerih je temperatura približno linearna z višino. V najnižji plasti - troposferi (h Ј 11 km) temperatura pade za 6,5 ° C z vsakim kilometrom dviga. Na velikih nadmorskih višinah se vrednost in predznak navpičnega temperaturnega gradienta spreminjata od plasti do plasti. Nad 790 km je temperatura okoli 1000 K in se z višino praktično ne spreminja.
Standardna atmosfera je občasno posodobljen, legaliziran standard, izdan v obliki tabel.
| Tabela 1. STANDARDNI MODEL ZEMLJINE ATMOSFERE. Tabela prikazuje: h– višina od morske gladine, R- pritisk, T– temperatura, r – gostota, n– število molekul ali atomov na prostorninsko enoto, H– višinska lestvica, l– dolžina proste poti. Tlak in temperatura na nadmorski višini 80–250 km, pridobljena iz raketnih podatkov, imata nižje vrednosti. Vrednosti za višine nad 250 km, dobljene z ekstrapolacijo, niso zelo točne. | ||||||
| h(km) | p(mbar) | T(°C) | r (g/cm 3) | n(cm –3) | H(km) | l(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 10 –3 | 2,55 10 19 | 8,4 | 7,4·10 –6 |
| 1 | 899 | 281 | 1,11·10 –3 | 2,31 10 19 | 8,1·10 –6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1,01·10 –3 | 2.10 10 19 | 8,9·10 –6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9,1·10 –4 | 1,89 10 19 | 9,9·10 –6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2·10 –4 | 1,70 10 19 | 1,1·10 –5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4·10 –4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2·10 –5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6·10 –4 | 1,37 10 19 | 1,4·10 –5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5,2·10 -4 | 1,09 10 19 | 1,7·10 –5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4,1·10 –4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2·10 –5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93·10 –4 | 4,0 10 18 | 4,6·10 –5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9·10 –5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0·10 –4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9·10 –5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8·10 –4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9·10 –6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4·10 –3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1,15·10 –6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5·10 –3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9·10 –7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1,1·10 –7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7·10 –8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8·10 –3 | 210 | 5,0·10 –9 | 9·10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8·10 –4 | 230 | 8,8·10 –10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7·10 –4 | 260 | 2,1·10 –10 | 5,4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6·10 –5 | 300 | 5,6·10 –11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5·10 –6 | 450 | 3,2·10 –12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 10 3 |
| 200 | 5·10 –7 | 700 | 1,6·10 –13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9·10 –8 | 800 | 3·10 –14 | 8 10 8 | 40 | 3·10 5 |
| 300 | 4·10 –8 | 900 | 8·10 –15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8·10 –9 | 1000 | 1·10 –15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2·10 –9 | 1000 | 2·10 –16 | 1·10 7 | 70 | |
| 700 | 2·10 –10 | 1000 | 2·10 –17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1·10 –11 | 1000 | 1·10 –18 | 1·10 5 | 80 | |
Troposfera.
Najnižjo in najbolj gosto plast ozračja, v kateri temperatura z višino hitro pada, imenujemo troposfera. Vsebuje do 80% celotne mase atmosfere in se razprostira v polarnih in srednjih zemljepisnih širinah do nadmorske višine 8–10 km, v tropih pa do 16–18 km. Tu se razvijajo skoraj vsi vremenski procesi, prihaja do izmenjave toplote in vlage med Zemljo in njenim ozračjem, nastajajo oblaki, pojavljajo se različni meteorološki pojavi, pojavljajo se megle in padavine. Te plasti zemeljske atmosfere so v konvektivnem ravnovesju in imajo zaradi aktivnega mešanja homogeno kemično sestavo, sestavljeno predvsem iz molekularnega dušika (78 %) in kisika (21 %). Velika večina naravnih in umetnih aerosolov in plinastih onesnaževal zraka je koncentrirana v troposferi. Dinamika spodnjega dela troposfere, debeline do 2 km, je močno odvisna od lastnosti podzemne površine Zemlje, ki določa vodoravna in navpična gibanja zraka (vetrov), ki jih povzroča prenos toplote iz toplejšega kopnega. preko infrardečega sevanja zemeljskega površja, ki ga v troposferi absorbirata predvsem vodna para in ogljikov dioksid (učinek tople grede). Porazdelitev temperature po višini se vzpostavi kot posledica turbulentnega in konvektivnega mešanja. V povprečju ustreza padcu temperature z višine približno 6,5 K/km.
Hitrost vetra v površinski mejni plasti sprva hitro narašča z višino, nad njo pa še naprej narašča za 2–3 km/s na kilometer. Včasih se v troposferi pojavijo ozki planetarni tokovi (s hitrostjo več kot 30 km/s), zahodno v srednjih zemljepisnih širinah in vzhodno blizu ekvatorja. Imenujejo se curki.
Tropopavza.
Na zgornji meji troposfere (tropopavza) temperatura doseže najnižjo vrednost za spodnje ozračje. To je prehodna plast med troposfero in stratosfero, ki se nahaja nad njo. Debelina tropopavze se giblje od sto metrov do 1,5–2 km, temperatura in nadmorska višina pa od 190 do 220 K oziroma od 8 do 18 km, odvisno od zemljepisne širine in letnega časa. V zmernih in visokih zemljepisnih širinah je pozimi 1–2 km nižja kot poleti in 8–15 K toplejša. V tropih so sezonske spremembe precej manjše (nadmorska višina 16–18 km, temperatura 180–200 K). Nad reaktivni tokovi možni so premori v tropopavzi.
Voda v zemeljski atmosferi.
Najpomembnejša značilnost zemeljske atmosfere je prisotnost znatnih količin vodne pare in vode v kapljični obliki, ki jo najlažje opazimo v obliki oblakov in oblačnih struktur. Stopnjo pokritosti neba z oblačnostjo (v določenem trenutku ali povprečno v določenem časovnem obdobju), izraženo na lestvici 10 ali v odstotkih, imenujemo oblačnost. Oblika oblakov je določena po mednarodni klasifikaciji. V povprečju oblaki pokrivajo približno polovico zemeljske oble. Oblačnost je pomemben dejavnik, ki označuje vreme in podnebje. Pozimi in ponoči oblačnost preprečuje znižanje temperature zemeljske površine in prizemne plasti zraka, poleti in podnevi pa oslabi segrevanje zemeljske površine s sončnimi žarki, mehča podnebje znotraj celin. .
Oblaki.
Oblaki so kopičenje vodnih kapljic, ki visijo v ozračju (vodni oblaki), ledenih kristalov (ledeni oblaki) ali obojega skupaj (mešani oblaki). Ko kapljice in kristali postanejo večji, padejo iz oblakov v obliki padavin. Oblaki nastajajo predvsem v troposferi. Nastanejo kot posledica kondenzacije vodne pare v zraku. Premer kapljic oblaka je reda velikosti nekaj mikronov. Vsebnost tekoče vode v oblakih se giblje od frakcij do nekaj gramov na m3. Oblake ločimo po višini: Po mednarodni klasifikaciji je 10 vrst oblakov: cirusi, cirokumulusi, cirostratusi, altokumulusi, altostratusi, nimbostratusi, stratusi, stratokumulusi, kumulonimbusi, kumulusi.
Biserne oblake opazimo tudi v stratosferi, svetleče oblake pa v mezosferi.
Cirrusi so prozorni oblaki v obliki tankih belih niti ali tančic s svilnatim leskom, ki ne dajejo senc. Cirrusi so sestavljeni iz ledenih kristalov in nastajajo v zgornji troposferi pri zelo nizkih temperaturah. Nekatere vrste cirusov služijo kot znanilci vremenskih sprememb.
Cirrokumulusni oblaki so grebeni ali plasti tankih belih oblakov v zgornji troposferi. Cirrokumulusni oblaki so zgrajeni iz majhnih elementov, ki izgledajo kot kosmiči, valovi, majhne kroglice brez senc in so sestavljeni predvsem iz ledenih kristalov.
Cirrostratusni oblaki so belkasta prosojna tančica v zgornji troposferi, običajno vlaknasta, včasih zamegljena, sestavljena iz majhnih igličastih ali stebrastih ledenih kristalov.
Altokumulusi so beli, sivi ali belo-sivi oblaki v spodnjih in srednjih plasteh troposfere. Visokokumulusni oblaki imajo videz plasti in grebenov, kot da so zgrajeni iz plošč, zaobljenih gmot, gredi, kosmičev, ki ležijo ena na drugi. Altokumulusni oblaki nastanejo med intenzivno konvekcijsko aktivnostjo in so običajno sestavljeni iz preohlajenih vodnih kapljic.
Altostratusni oblaki so sivkasti ali modrikasti oblaki z vlaknasto ali enotno strukturo. Oblake altostratus opazimo v srednji troposferi, segajo nekaj kilometrov v višino in včasih na tisoče kilometrov v vodoravni smeri. Običajno so oblaki altostratusi del sistemov čelnih oblakov, povezanih z navzgornjimi premiki zračnih mas.
Nimbostratusni oblaki so nizka (od 2 km in več) amorfna plast oblakov enakomerne sive barve, ki povzroča neprekinjen dež ali sneg. Oblaki Nimbostratus so močno razviti navpično (do nekaj km) in vodoravno (več tisoč km), sestavljeni so iz preohlajenih vodnih kapljic, pomešanih s snežinkami, običajno povezanimi z atmosferskimi frontami.
Stratusni oblaki so oblaki spodnjega sloja v obliki homogene plasti brez jasnih obrisov, sive barve. Višina stratusnih oblakov nad zemeljsko površino je 0,5–2 km. Občasno iz stratusnih oblakov pada dež.
Kumulusi so gosti, čez dan svetlo beli oblaki s precejšnjim navpičnim razvojem (do 5 km ali več). Zgornji deli kumulusov so videti kot kupole ali stolpi z zaobljenimi obrisi. Običajno kumulusi nastanejo kot konvekcijski oblaki v hladnih zračnih masah.
Stratokumulusi so nizki (pod 2 km) oblaki v obliki sivih ali belih nevlaknatih plasti ali grebenov okroglih velikih blokov. Navpična debelina stratokumulusov je majhna. Občasno stratokumulusni oblaki povzročajo manjše padavine.
Kumulonimbusi so močni in gosti oblaki z močnim vertikalnim razvojem (do višine 14 km), ki povzročajo močne padavine z nevihtami, točo in nevihtami. Kumulonimbusi se razvijejo iz močnih kumulusov, ki se od njih razlikujejo po zgornjem delu, sestavljenem iz ledenih kristalov.
Stratosfera.
Skozi tropopavzo v povprečju na nadmorskih višinah od 12 do 50 km troposfera prehaja v stratosfero. V spodnjem delu je približno 10 km t.j. do nadmorske višine okoli 20 km je izotermna (temperatura okoli 220 K). Nato narašča z nadmorsko višino in doseže največ okoli 270 K na nadmorski višini 50–55 km. Tukaj je meja med stratosfero in zgornjo mezosfero, imenovana stratopavza. .
V stratosferi je bistveno manj vodne pare. Kljub temu včasih opazimo tanke prosojne biserne oblake, ki se občasno pojavijo v stratosferi na nadmorski višini 20–30 km. Biserni oblaki so vidni na temnem nebu po sončnem zahodu in pred sončnim vzhodom. Po obliki so sedefasti oblaki podobni cirusom in cirokumulusom.
Srednja atmosfera (mezosfera).
Na nadmorski višini približno 50 km se mezosfera začne z vrha širokega temperaturnega maksimuma . Razlog za povišanje temperature v območju tega maksimuma je eksotermna (t.j. spremlja jo sproščanje toplote) fotokemična reakcija razgradnje ozona: O 3 + hv® O 2 + O. Ozon nastane kot posledica fotokemične razgradnje molekularnega kisika O 2
O 2 + hv® O + O in kasnejša reakcija trojnega trka atoma in molekule kisika z neko tretjo molekulo M.
O + O 2 + M ® O 3 + M
Ozon požrešno absorbira ultravijolično sevanje v območju od 2000 do 3000 Å, to sevanje pa segreva ozračje. Ozon, ki se nahaja v zgornji atmosferi, služi kot nekakšen ščit, ki nas ščiti pred učinki ultravijoličnega sevanja Sonca. Brez tega ščita razvoj življenja na Zemlji v sodobnih oblikah skoraj ne bi bil mogoč.
Na splošno se po celotni mezosferi atmosferska temperatura zniža na najnižjo vrednost okoli 180 K na zgornji meji mezosfere (imenovana mezopavza, nadmorska višina približno 80 km). V bližini mezopavze, na nadmorski višini 70–90 km, se lahko pojavi zelo tanka plast ledenih kristalov in delcev vulkanskega in meteoritnega prahu, ki jih opazimo v obliki čudovitega spektakla svetlečih oblakov. kmalu po sončnem zahodu.
V mezosferi večinoma zgorijo majhni trdni delci meteoritov, ki padejo na Zemljo in povzročijo pojav meteorjev.
Meteorji, meteoriti in ognjene krogle.
Izbruhe in druge pojave v zgornji plasti Zemlje, ki nastanejo zaradi vdora trdnih kozmičnih delcev ali teles vanjo s hitrostjo 11 km/s ali več, imenujemo meteoroidi. Pojavi se opazna svetla sled meteorja; najmočnejši pojavi, ki jih pogosto spremljajo padci meteoritov, se imenujejo ognjene krogle; pojav meteorjev je povezan z meteorskim rojem.
Meteorni dež:
1) pojav večkratnih padcev meteorjev v več urah ali dneh z enega radianta.
2) roj meteoroidov, ki se gibljejo po isti orbiti okoli Sonca.
Sistematično pojavljanje meteorjev na določenem območju neba in ob določenih dneh v letu, ki ga povzroči presečišče Zemljine orbite s skupno orbito mnogih meteoritskih teles, ki se gibljejo s približno enakimi in enako usmerjenimi hitrostmi, zaradi za katere se zdi, da njihove poti na nebu izhajajo iz skupne točke (radiant). Imenujejo se po ozvezdju, kjer se radiant nahaja.
Meteorski roj naredi globok vtis s svojimi svetlobnimi učinki, vendar so posamezni meteorji redko vidni. Veliko številčnejši so nevidni meteorji, premajhni, da bi bili vidni, ko jih absorbira ozračje. Nekateri najmanjši meteorji se verjetno sploh ne segrejejo, ampak jih le ujame atmosfera. Ti majhni delci z velikostjo od nekaj milimetrov do desettisočink milimetra se imenujejo mikrometeoriti. Količina meteorne snovi, ki vsak dan vstopi v ozračje, se giblje od 100 do 10.000 ton, pri čemer večina te snovi prihaja iz mikrometeoritov.
Ker meteorska snov delno zgori v ozračju, se njena plinska sestava polni s sledovi različnih kemičnih elementov. Na primer, kamniti meteorji vnesejo litij v ozračje. Zgorevanje kovinskih meteorjev povzroči nastanek drobnih sferičnih železnih, železo-nikljevih in drugih kapljic, ki gredo skozi ozračje in se usedejo na zemeljsko površje. Najdemo jih na Grenlandiji in Antarktiki, kjer ledene plošče ostanejo skoraj nespremenjene več let. Oceanologi jih najdejo v oceanskih sedimentih.
Večina delcev meteorjev, ki vstopijo v ozračje, se usede v približno 30 dneh. Nekateri znanstveniki verjamejo, da ima ta kozmični prah pomembno vlogo pri nastajanju atmosferskih pojavov, kot je dež, ker služi kot kondenzacijska jedra za vodno paro. Zato se domneva, da so padavine statistično povezane z velikimi meteorskimi vodami. Vendar pa nekateri strokovnjaki menijo, da ker je celotna zaloga meteorskega materiala več desetkrat večja od celo največjega meteorskega dežja, lahko spremembo skupne količine tega materiala, ki je posledica enega takega dežja, zanemarimo.
Vendar pa ni dvoma, da največji mikrometeoriti in vidni meteoriti puščajo dolge sledi ionizacije v visokih plasteh atmosfere, predvsem v ionosferi. Takšne sledi se lahko uporabljajo za radijsko komunikacijo na dolge razdalje, saj odbijajo visokofrekvenčne radijske valove.
Energija meteorjev, ki vstopajo v atmosfero, se večinoma in morda v celoti porabi za njeno segrevanje. To je ena od manjših komponent toplotnega ravnovesja ozračja.
Meteorit je naravno trdno telo, ki je padlo na površje Zemlje iz vesolja. Običajno ločimo med kamnitimi, kamnito-železnimi in železovimi meteoriti. Slednji so sestavljeni predvsem iz železa in niklja. Med najdenimi meteoriti jih večina tehta od nekaj gramov do nekaj kilogramov. Največji od najdenih, železov meteorit Goba, tehta okoli 60 ton in še vedno leži na istem mestu, kjer so ga odkrili, v Južni Afriki. Večina meteoritov je delčkov asteroidov, vendar so nekateri meteoriti morda prišli na Zemljo z Lune in celo Marsa.
Bolid je zelo svetel meteor, včasih viden tudi podnevi, za seboj pogosto pušča dimljeno sled in ga spremljajo zvočni pojavi; pogosto konča s padcem meteoritov.
Termosfera.
Nad temperaturnim minimumom mezopavze se začne termosfera, pri katerem začne temperatura najprej počasi, nato pa hitro spet naraščati. Razlog je absorpcija ultravijoličnega sevanja Sonca na nadmorski višini 150–300 km zaradi ionizacije atomskega kisika: O + hv® O + + e.
V termosferi temperatura nenehno narašča do nadmorske višine okoli 400 km, kjer v času maksimalne sončne aktivnosti čez dan doseže 1800 K. V dobi minimalne sončne aktivnosti je lahko ta mejna temperatura nižja od 1000 K. Nad 400 km se atmosfera spremeni v izotermno eksosfero. Kritični nivo (osnova eksosfere) je na nadmorski višini okoli 500 km.
Polarne luči in številne orbite umetnih satelitov, pa tudi nočnoprosojni oblaki - vsi ti pojavi se pojavljajo v mezosferi in termosferi.
Polarni sij.
Na visokih zemljepisnih širinah opazimo aurore med motnjami magnetnega polja. Lahko trajajo nekaj minut, vendar so pogosto vidni več ur. Aurore se zelo razlikujejo po obliki, barvi in intenzivnosti, vse pa se s časom včasih zelo hitro spreminjajo. Spekter aurore je sestavljen iz emisijskih črt in pasov. Nekatere emisije nočnega neba so povečane v spektru polarnega sija, predvsem zelene in rdeče črte kisika l 5577 Å in l 6300 Å. Zgodi se, da je ena od teh linij večkrat bolj intenzivna od druge, kar določa vidno barvo aurore: zeleno ali rdečo. Motnje magnetnega polja spremljajo tudi motnje v radijskih zvezah v polarnih območjih. Vzrok za motnje so spremembe v ionosferi, kar pomeni, da med magnetnimi nevihtami obstaja močan vir ionizacije. Ugotovljeno je bilo, da se močne magnetne nevihte pojavijo, ko so velike skupine sončnih peg blizu središča sončnega diska. Opazovanja so pokazala, da nevihte niso povezane s samimi sončnimi pegami, temveč s sončnimi izbruhi, ki se pojavijo med razvojem skupine sončnih peg.
Polarni sij je razpon svetlobe različne intenzivnosti s hitrim gibanjem, ki ga opazimo na območjih visoke zemljepisne širine. Vizualna aurora vsebuje zelene (5577Å) in rdeče (6300/6364Å) atomske emisijske črte kisika in pasove molekularnega N2, ki jih vzbujajo energijski delci sončnega in magnetosferskega izvora. Te emisije se običajno pojavijo na nadmorski višini približno 100 km in več. Izraz optična aurora se uporablja za označevanje vizualnih aurorov in njihovega emisijskega spektra od infrardečega do ultravijoličnega območja. Energija sevanja v infrardečem delu spektra bistveno presega energijo v vidnem območju. Ko so se pojavile aurore, so bile opažene emisije v območju ULF (
Dejanske oblike aurore je težko razvrstiti; Najpogosteje uporabljeni izrazi so:
1. Mirni, enotni loki ali črte. Lok se običajno razteza ~1000 km v smeri geomagnetnega vzporednika (proti Soncu v polarnih regijah) in ima širino od enega do nekaj deset kilometrov. Trak je posplošitev pojma lok, običajno nima pravilne lokaste oblike, ampak se upogne v obliki črke S ali v obliki spiral. Loki in proge se nahajajo na nadmorski višini 100–150 km.
2. Žarki aurore . Ta izraz se nanaša na avroralno strukturo, raztegnjeno vzdolž silnic magnetnega polja, z navpičnim obsegom od nekaj deset do nekaj sto kilometrov. Horizontalni obseg žarkov je majhen, od nekaj deset metrov do nekaj kilometrov. Žarke običajno opazujemo v lokih ali kot ločene strukture.
3. Madeži ali površine . To so izolirana področja sijaja, ki nimajo določene oblike. Posamezne točke so lahko med seboj povezane.
4. Tančica. Nenavadna oblika aurore, ki je enoten sij, ki pokriva velike površine neba.
Po zgradbi delimo aurore na homogene, votle in sijoče. Uporabljajo se različni izrazi; pulzirajoči lok, pulzirajoča površina, razpršena površina, sijoči trak, draperija itd. Aurore so razvrščene glede na njihovo barvo. Po tej klasifikaciji so aurore vrste A. Zgornji del ali celoten del je rdeče barve (6300–6364 Å). Običajno se pojavijo na nadmorski višini 300–400 km z visoko geomagnetno aktivnostjo.
Tip Aurora IN v spodnjem delu obarvana rdeče in povezana s sijajem pasov prvega pozitivnega sistema N 2 in prvega negativnega sistema O 2. Takšne oblike polarnega sija se pojavijo v najbolj aktivnih fazah polarnega sija.
Cone polarni sij – To so območja največje frekvence aurore ponoči, glede na opazovalce na fiksni točki na zemeljski površini. Območja se nahajajo na 67° severne in južne zemljepisne širine, njihova širina pa je približno 6°. Največja pojavnost aurore, ki ustreza danemu trenutku geomagnetnega lokalnega časa, se pojavi v ovalnih pasovih (ovalne aurore), ki se nahajajo asimetrično okoli severnega in južnega geomagnetnega pola. Oval polarnega sija je fiksiran v koordinatah zemljepisne širine in časa, cona polarnega sija pa je geometrijsko mesto točk polnočnega območja ovala v koordinatah zemljepisne širine in dolžine. Ovalni pas se nahaja približno 23° od geomagnetnega pola v nočnem sektorju in 15° v dnevnem sektorju.
Oval polarnega sija in cone polarnega sija. Lokacija ovala aurore je odvisna od geomagnetne aktivnosti. Oval postane širši pri visoki geomagnetni aktivnosti. Avroralne cone ali avroralne ovalne meje so bolje predstavljene z L 6.4 kot z dipolnimi koordinatami. Geomagnetne silnice na meji dnevnega sektorja ovala aurore sovpadajo z magnetopavza. Opazimo spremembo položaja ovala aurore v odvisnosti od kota med geomagnetno osjo in smerjo Zemlja-Sonce. Avroralni oval se določi tudi na podlagi podatkov o izločanju delcev (elektronov in protonov) določenih energij. Njegov položaj je mogoče neodvisno določiti iz podatkov o Kaspakh na dnevni strani in v repu magnetosfere.
Dnevna variacija pogostosti pojavljanja polarnega sija v coni polarnega sija ima največ ob geomagnetni polnoči in najmanj ob geomagnetnem poldnevu. Na skoraj ekvatorialni strani ovala se pogostost pojavljanja aurorov močno zmanjša, vendar se oblika dnevnih variacij ohrani. Na polarni strani ovala se pogostost polarnega sija postopoma zmanjšuje in zanjo so značilne kompleksne dnevne spremembe.
Intenzivnost aurore.
Intenzivnost aurore se določi z merjenjem navidezne površinske svetlosti. Površina svetilnosti jaz aurora v določeni smeri je določena s skupno emisijo 4p jaz foton/(cm 2 s). Ker ta vrednost ni prava površinska svetlost, ampak predstavlja emisijo iz stolpca, se pri preučevanju polarnega sija običajno uporablja enota foton/(cm 2 stolpec s). Običajna enota za merjenje celotne emisije je Rayleigh (Rl), ki je enak 10 6 fotonov/(cm 2 stolpec s). Bolj praktične enote avroralne intenzitete so določene z emisijami posamezne linije ali pasu. Na primer, intenzivnost aurore določajo mednarodni koeficienti svetlosti (IBR) glede na intenziteto zelene črte (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (največja intenziteta aurore). Te klasifikacije ni mogoče uporabiti za rdeče aurore. Eno od odkritij tega obdobja (1957–1958) je bila vzpostavitev prostorsko-časovne porazdelitve aurorov v obliki ovala, premaknjenega glede na magnetni pol. Iz preprostih idej o krožni obliki porazdelitve aurorov glede na magnetni pol je prišlo Prehod na sodobno fiziko magnetosfere je končan. Čast odkritja pripada O. Khorosheva, intenziven razvoj idej za auroralni oval pa so izvajali G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu in vrsta drugih raziskovalcev. Polarni oval je območje najmočnejšega vpliva sončnega vetra na zgornjo atmosfero Zemlje. Intenzivnost polarnega sija je največja v ovalu, njegovo dinamiko pa nenehno spremljamo s sateliti.
Stabilni avroralni rdeči loki.
Enakomeren avroralni rdeči lok, drugače imenovan rdeči lok na srednji zemljepisni širini oz M-lok, je podvidni (pod mejo občutljivosti očesa) širok lok, ki se razteza od vzhoda proti zahodu na tisoče kilometrov in morda obkroža celotno Zemljo. Dolžina loka je 600 km. Emisija stabilnega avroralnega rdečega loka je skoraj enobarvna v rdečih črtah l 6300 Å in l 6364 Å. Pred kratkim so poročali tudi o šibkih emisijskih linijah l 5577 Å (OI) in l 4278 Å (N+2). Trajni rdeči loki so razvrščeni kot aurore, vendar se pojavljajo na veliko višji nadmorski višini. Spodnja meja se nahaja na nadmorski višini 300 km, zgornja meja je približno 700 km. Intenzivnost tihega avroralnega rdečega loka v emisiji l 6300 Å se giblje od 1 do 10 kRl (tipična vrednost 6 kRl). Prag občutljivosti očesa pri tej valovni dolžini je približno 10 kRl, zato loke le redko opazimo vizualno. Vendar pa so opazovanja pokazala, da je njihova svetlost >50 kRL v 10 % noči. Običajna življenjska doba lokov je približno en dan in le redko se pojavijo v naslednjih dneh. Radijski valovi iz satelitov ali radijskih virov, ki prečkajo obstojne avroralne rdeče loke, so predmet scintilacije, kar kaže na obstoj nehomogenosti elektronske gostote. Teoretična razlaga za rdeče loke je, da so segreti elektroni območja F Ionosfera povzroča povečanje atomov kisika. Satelitska opazovanja kažejo povečanje elektronske temperature vzdolž geomagnetnih silnic, ki sekajo obstojne avroralne rdeče loke. Intenzivnost teh lokov je v pozitivni korelaciji z geomagnetno aktivnostjo (nevihte), pogostost pojavljanja lokov pa v pozitivni korelaciji z aktivnostjo sončnih peg.
Spreminjanje aurore.
Nekatere oblike aurore doživljajo kvaziperiodične in koherentne časovne spremembe v intenzivnosti. Te aurore s približno stacionarno geometrijo in hitrimi periodičnimi variacijami, ki se pojavljajo v fazi, imenujemo spremenljive aurore. Uvrščamo jih med aurore obrazci R v skladu z Mednarodnim atlasom avror. Podrobnejša podrazdelitev spreminjajočih se sijev:
R 1 (pulzirajoča aurora) je sij z enotnimi faznimi variacijami svetlosti v celotni obliki aurore. Po definiciji lahko v idealnem pulzirajočem polarnem sijaju ločimo prostorski in časovni del pulzacije, tj. svetlost jaz(r,t)= jaz s(r)· jaz T(t). V tipični aurori R 1 pulzacije se pojavijo s frekvenco od 0,01 do 10 Hz nizke intenzivnosti (1–2 kRl). Večina aurora R 1 – to so lise ali loki, ki utripajo s periodo nekaj sekund.
R 2 (ognjena aurora). Izraz se običajno uporablja za označevanje gibanj, kot so plameni, ki napolnjujejo nebo, in ne za opis posebne oblike. Aurore imajo obliko lokov in se običajno premikajo navzgor z višine 100 km. Ti aurori so razmeroma redki in se pogosteje pojavljajo zunaj aurore.
R 3 (bleščeča aurora). To so aurore s hitrimi, nepravilnimi ali rednimi variacijami svetlosti, ki dajejo vtis utripajočih plamenov na nebu. Pojavijo se malo preden aurora razpade. Običajno opazovana frekvenca variacije R 3 je enako 10 ± 3 Hz.
Izraz pretočna aurora, ki se uporablja za drug razred utripajočih aurorov, se nanaša na nepravilne spremembe svetlosti, ki se hitro premikajo vodoravno v avroralnih lokih in progah.
Spreminjanje polarnega sija je eden od sončno-zemeljskih pojavov, ki spremljajo pulzacije geomagnetnega polja in avroralno rentgensko sevanje, ki ga povzročajo padavine delcev sončnega in magnetosferskega izvora.
Za sij polarne kape je značilna visoka intenzivnost pasu prvega negativnega sistema N + 2 (l 3914 Å). Običajno so ti pasovi N + 2 petkrat intenzivnejši od zelene črte OI l 5577 Å; absolutna intenzivnost sijaja polarne kape se giblje od 0,1 do 10 kRl (običajno 1–3 kRl). Med temi aurorami, ki se pojavijo v obdobjih PCA, enoten sij pokriva celotno polarno kapo do geomagnetne širine 60° na višinah od 30 do 80 km. Ustvarjajo ga predvsem sončni protoni in d-delci z energijami 10–100 MeV, ki ustvarjajo največjo ionizacijo na teh višinah. Obstaja še ena vrsta sijaja v območjih aurore, imenovana aurora plašča. Za to vrsto avroralnega sija je dnevna največja intenzivnost, ki se pojavi v jutranjih urah, 1–10 kRL, minimalna intenzivnost pa je petkrat šibkejša. Opazovanja avror na plašču so le redka; njihova intenzivnost je odvisna od geomagnetne in sončne aktivnosti.
Atmosferski sijaj je opredeljeno kot sevanje, ki ga proizvaja in oddaja planetova atmosfera. To je netoplotno sevanje atmosfere, z izjemo oddajanja polarnega sija, razelektritve strele in oddajanja meteorskih sledi. Ta izraz se uporablja v zvezi z zemeljsko atmosfero (nočni sij, sij somraka in sij dneva). Atmosferski sij predstavlja le del svetlobe, ki je na voljo v ozračju. Drugi viri vključujejo svetlobo zvezd, zodiakalno svetlobo in dnevno difuzno svetlobo Sonca. Včasih lahko atmosferski sij predstavlja do 40 % celotne količine svetlobe. Atmosferski sij se pojavi v atmosferskih plasteh različnih višin in debelin. Spekter atmosferskega sija pokriva valovne dolžine od 1000 Å do 22,5 mikronov. Glavna emisijska črta v atmosferskem siju je l 5577 Å in se pojavi na nadmorski višini 90–100 km v plasti debelini 30–40 km. Pojav luminiscence je posledica Chapmanovega mehanizma, ki temelji na rekombinaciji atomov kisika. Ostale emisijske črte so l 6300 Å, pojavljajo se v primeru disociativne rekombinacije O + 2 in emisije NI l 5198/5201 Å in NI l 5890/5896 Å.
Intenzivnost žarenja zraka se meri v Rayleighu. Svetlost (v Rayleighu) je enaka 4 rv, kjer je b kotna površinska svetlost oddajne plasti v enotah 10 6 fotonov/(cm 2 ster·s). Intenzivnost sijaja je odvisna od zemljepisne širine (različna za različne emisije), spreminja pa se tudi čez dan z maksimumom blizu polnoči. Opažena je bila pozitivna korelacija za sij zraka v emisiji l 5577 Å s številom sončnih peg in pretokom sončnega sevanja pri valovni dolžini 10,7 cm. Sij zraka je opazen med satelitskimi poskusi. Iz vesolja je videti kot svetlobni obroč okoli Zemlje in je zelenkaste barve.
Ozonosfera.
Na nadmorski višini 20–25 km je največja koncentracija nepomembne količine ozona O 3 (do 2 × 10 –7 vsebnosti kisika!), ki nastane pod vplivom sončnega ultravijoličnega sevanja na nadmorski višini približno 10 do 50 km in ščiti planet pred ionizirajočim sončnim sevanjem. Kljub izjemno majhnemu številu molekul ozona ščitijo vse življenje na Zemlji pred škodljivimi učinki kratkovalovnega (ultravijoličnega in rentgenskega) sevanja Sonca. Če vse molekule odložite na dno atmosfere, boste dobili plast, ki ni debela več kot 3–4 mm! Na nadmorski višini nad 100 km se poveča delež lahkih plinov, na zelo visoki nadmorski višini pa prevladujeta helij in vodik; veliko molekul disociira na posamezne atome, ki ionizirani pod vplivom trdega sončnega sevanja tvorijo ionosfero. Tlak in gostota zraka v Zemljini atmosferi padata z višino. Zemljino atmosfero delimo glede na porazdelitev temperature na troposfero, stratosfero, mezosfero, termosfero in eksosfero. .
Na nadmorski višini 20–25 km je ozonski plašč. Ozon nastane zaradi razgradnje molekul kisika pri absorpciji ultravijoličnega sevanja Sonca z valovno dolžino, krajšo od 0,1–0,2 mikrona. Prosti kisik se združi z molekulami O 2 in tvori ozon O 3, ki pohlepno absorbira vsa ultravijolična sevanja, krajša od 0,29 mikrona. Molekule ozona O3 zlahka uniči kratkovalovno sevanje. Zato ozonska plast kljub svoji redkosti učinkovito absorbira ultravijolično sevanje Sonca, ki je prešlo skozi višje in bolj pregledne plasti ozračja. Zahvaljujoč temu so živi organizmi na Zemlji zaščiteni pred škodljivimi učinki sončne ultravijolične svetlobe.
Ionosfera.
Sončno sevanje ionizira atome in molekule ozračja. Stopnja ionizacije postane pomembna že na nadmorski višini 60 kilometrov in vztrajno narašča z oddaljenostjo od Zemlje. Na različnih višinah v atmosferi se pojavljajo zaporedni procesi disociacije različnih molekul in posledične ionizacije različnih atomov in ionov. To so predvsem molekule kisika O 2, dušika N 2 in njuni atomi. Glede na intenzivnost teh procesov se različne plasti ozračja, ki ležijo nad 60 kilometri, imenujejo ionosferske plasti. , in njihova celota je ionosfera . Spodnja plast, katere ionizacija je nepomembna, se imenuje nevtrosfera.
Največja koncentracija nabitih delcev v ionosferi je dosežena na nadmorski višini 300–400 km.
Zgodovina preučevanja ionosfere.
Hipotezo o obstoju prevodne plasti v zgornji atmosferi je leta 1878 postavil angleški znanstvenik Stuart, da bi pojasnil značilnosti geomagnetnega polja. Leta 1902 sta Kennedy v ZDA in Heaviside v Angliji neodvisno drug od drugega poudarila, da je za razlago širjenja radijskih valov na velike razdalje treba predpostaviti obstoj območij z visoko prevodnostjo v visokih plasteh atmosfere. Leta 1923 je akademik M. V. Shuleikin ob upoštevanju značilnosti širjenja radijskih valov različnih frekvenc prišel do zaključka, da v ionosferi obstajata vsaj dve odbojni plasti. Nato so leta 1925 angleški raziskovalci Appleton in Barnett ter Breit in Tuve prvi eksperimentalno dokazali obstoj območij, ki odbijajo radijske valove, in postavili temelj njihovemu sistematičnemu preučevanju. Od takrat je potekala sistematična študija lastnosti teh plasti, na splošno imenovanih ionosfera, ki igrajo pomembno vlogo pri številnih geofizikalnih pojavih, ki določajo odboj in absorpcijo radijskih valov, kar je zelo pomembno za praktično uporabo. namene, zlasti za zagotavljanje zanesljivih radijskih zvez.
V tridesetih letih prejšnjega stoletja so se začela sistematična opazovanja stanja ionosfere. V naši državi so bile na pobudo M.A. Bonch-Bruevicha ustvarjene naprave za njeno merjenje impulza. Proučevane so bile številne splošne lastnosti ionosfere, višine in koncentracija elektronov v njenih glavnih plasti.
Na nadmorski višini 60–70 km opazimo plast D, na nadmorski višini 100–120 km plast E, na nadmorski višini, na nadmorski višini 180–300 km dvojna plast F 1 in F 2. Glavni parametri teh plasti so podani v tabeli 4.
| Tabela 4. | ||||||
| Ionosfersko območje | Največja višina, km | T i , K | Dan | Noč n e , cm –3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min n e , cm –3 | maks n e , cm –3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| E | 110 | 270 | 1,5 10 5 | 3·10 5 | 3000 | 10 –7 |
| F 1 | 180 | 800–1500 | 3·10 5 | 5 10 5 | – | 3·10 –8 |
| F 2 (zima) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2·10 –10 |
| F 2 (poletje) | 250–320 | 1000–2000 | 2·10 5 | 8 10 5 | ~3·10 5 | 10 –10 |
| n e– koncentracija elektronov, e – naboj elektronov, T i– ionska temperatura, a΄ – rekombinacijski koeficient (ki določa vrednost n e in njegovo spreminjanje skozi čas) | ||||||
Podane so povprečne vrednosti, ker se razlikujejo na različnih zemljepisnih širinah, odvisno od časa dneva in letnih časov. Takšni podatki so potrebni za zagotavljanje radijskih komunikacij na dolge razdalje. Uporabljajo se pri izbiri delovnih frekvenc za različne kratkovalovne radijske povezave. Poznavanje njihovih sprememb glede na stanje ionosfere v različnih obdobjih dneva in v različnih letnih časih je izjemno pomembno za zagotavljanje zanesljivosti radijskih zvez. Ionosfera je skupek ioniziranih plasti zemeljske atmosfere, ki se začnejo na nadmorski višini približno 60 km in segajo do višin več deset tisoč km. Glavni vir ionizacije Zemljine atmosfere je ultravijolično in rentgensko sevanje Sonca, ki nastaja predvsem v sončni kromosferi in koroni. Poleg tega na stopnjo ionizacije zgornje atmosfere vplivajo sončni korpuskularni tokovi, ki nastanejo med sončnimi izbruhi, pa tudi kozmični žarki in meteorski delci.
Ionosferske plasti
- to so območja v atmosferi, kjer so dosežene največje koncentracije prostih elektronov (tj. njihovo število na prostorninsko enoto). Električno nabiti prosti elektroni in (v manjši meri manj mobilni ioni), ki nastanejo zaradi ionizacije atomov atmosferskih plinov, lahko v interakciji z radijskimi valovi (tj. elektromagnetnimi nihanji) spremenijo svojo smer, jih odbijajo ali lomijo, in absorbirajo njihovo energijo. . Zaradi tega se lahko pri sprejemanju oddaljenih radijskih postaj pojavijo različni učinki, na primer bledenje radijskih komunikacij, povečana slišnost oddaljenih postaj, izpadi električne energije in tako naprej. pojavov.
Raziskovalne metode.
Klasične metode proučevanja ionosfere z Zemlje se spustijo na impulzno sondiranje - pošiljanje radijskih impulzov in opazovanje njihovih odbojev od različnih plasti ionosfere, merjenje časa zakasnitve ter proučevanje intenzitete in oblike odbitih signalov. Z merjenjem višin odboja radijskih impulzov pri različnih frekvencah, določanjem kritičnih frekvenc različnih območij (kritična frekvenca je nosilna frekvenca radijskega impulza, za katero določeno območje ionosfere postane prosojno) je mogoče določiti vrednost koncentracije elektronov v plasteh in efektivne višine za dane frekvence ter izbrati optimalne frekvence za dane radijske poti. Z razvojem raketne tehnologije in nastopom vesoljske dobe umetnih zemeljskih satelitov (AES) in drugih vesoljskih plovil je postalo mogoče neposredno meriti parametre vesoljske plazme blizu Zemlje, katere spodnji del je ionosfera.
Meritve koncentracije elektronov, opravljene na krovu posebej izstreljenih raket in vzdolž poti leta satelitov, so potrdile in razjasnile podatke, predhodno pridobljene z zemeljskimi metodami, o strukturi ionosfere, porazdelitvi koncentracije elektronov z višino nad različnimi predeli Zemlje in je omogočilo pridobitev vrednosti koncentracije elektronov nad glavnim maksimumom - plastjo F. Prej je bilo to nemogoče narediti z metodami sondiranja, ki temeljijo na opazovanju odbitih kratkovalovnih radijskih impulzov. Ugotovljeno je bilo, da na nekaterih območjih sveta obstajajo precej stabilna območja z zmanjšano koncentracijo elektronov, rednimi »ionosferskimi vetrovi«, v ionosferi se pojavljajo svojevrstni valovni procesi, ki prenašajo lokalne ionosferske motnje na tisoče kilometrov od mesta njihovega vzbujanja, in veliko več. Ustvarjanje posebno zelo občutljivih sprejemnih naprav je omogočilo sprejemanje impulznih signalov, delno odbitih od najnižjih območij ionosfere (delne odbojne postaje) na postajah za sondiranje impulzov v ionosferi. Uporaba močnih impulznih naprav v metrskem in decimetrskem območju valovnih dolžin z uporabo anten, ki omogočajo visoko koncentracijo oddane energije, je omogočila opazovanje signalov, ki jih razprši ionosfera na različnih višinah. Študija značilnosti spektrov teh signalov, nekoherentno razpršenih z elektroni in ioni ionosferske plazme (za to so bile uporabljene postaje nekoherentnega sipanja radijskih valov), je omogočila določitev koncentracije elektronov in ionov, njihovega ekvivalenta temperature na različnih nadmorskih višinah do višin več tisoč kilometrov. Izkazalo se je, da je ionosfera precej pregledna za uporabljene frekvence.
Koncentracija električnih nabojev (koncentracija elektronov je enaka koncentraciji ionov) v zemeljski ionosferi na višini 300 km je čez dan približno 10 6 cm –3. Plazma takšne gostote odbija radijske valove z dolžino več kot 20 m in oddaja krajše.
Tipična navpična porazdelitev koncentracije elektronov v ionosferi za dnevne in nočne razmere.
Širjenje radijskih valov v ionosferi.
Stabilen sprejem oddajnih postaj na dolge razdalje je odvisen od uporabljenih frekvenc, pa tudi od časa dneva, sezone in poleg tega od sončne aktivnosti. Sončna aktivnost pomembno vpliva na stanje ionosfere. Radijski valovi, ki jih oddaja zemeljska postaja, potujejo v ravni črti, kot vse vrste elektromagnetnih valov. Vendar je treba upoštevati, da tako površina Zemlje kot ionizirane plasti njene atmosfere služijo kot plošče ogromnega kondenzatorja, ki delujejo na njih kot učinek ogledal na svetlobo. Radijski valovi, ki se odbijajo od njih, lahko prepotujejo več tisoč kilometrov in krožijo po svetu v ogromnih skokih na stotine in tisoče kilometrov, izmenično se odbijajo od plasti ioniziranega plina in od površine Zemlje ali vode.
V dvajsetih letih prejšnjega stoletja je veljalo, da radijski valovi, krajši od 200 m, zaradi močne absorpcije praviloma niso primerni za komunikacijo na dolge razdalje. Prve poskuse sprejemanja kratkih valov na velike razdalje čez Atlantik med Evropo in Ameriko sta izvedla angleški fizik Oliver Heaviside in ameriški inženir elektrotehnike Arthur Kennelly. Neodvisno drug od drugega sta predlagala, da nekje okoli Zemlje obstaja ionizirana plast ozračja, ki je sposobna odbijati radijske valove. Imenovali so jo Heaviside-Kennellyjeva plast, nato pa ionosfera.
Po sodobnih konceptih je ionosfera sestavljena iz negativno nabitih prostih elektronov in pozitivno nabitih ionov, predvsem molekularnega kisika O + in dušikovega oksida NO +. Ioni in elektroni nastanejo kot posledica disociacije molekul in ionizacije nevtralnih plinskih atomov s sončnimi rentgenskimi žarki in ultravijoličnim sevanjem. Za ionizacijo atoma je potrebno posredovati ionizacijsko energijo, katere glavni vir za ionosfero je ultravijolično, rentgensko in korpuskularno sevanje Sonca.
Medtem ko plinasto lupino Zemlje osvetljuje Sonce, se v njej nenehno tvori vedno več elektronov, hkrati pa se nekateri elektroni ob trku z ioni rekombinirajo in spet tvorijo nevtralne delce. Po sončnem zahodu se nastajanje novih elektronov skoraj ustavi, število prostih elektronov pa se začne zmanjševati. Več kot je prostih elektronov v ionosferi, bolje se od nje odbijajo visokofrekvenčni valovi. Z zmanjšanjem koncentracije elektronov je prehod radijskih valov možen le v nizkofrekvenčnih območjih. Zato je ponoči praviloma možno sprejemati oddaljene postaje le v območju 75, 49, 41 in 31 m Elektroni so v ionosferi razporejeni neenakomerno. Na višinah od 50 do 400 km je več plasti ali območij povečane koncentracije elektronov. Ta področja gladko prehajajo eno v drugo in različno vplivajo na širjenje HF radijskih valov. Zgornji sloj ionosfere je označen s črko F. Tukaj je najvišja stopnja ionizacije (delež nabitih delcev je približno 10 –4). Nahaja se na nadmorski višini več kot 150 km nad zemeljsko površino in ima glavno odbojno vlogo pri širjenju visokofrekvenčnih HF radijskih valov na velike razdalje. V poletnih mesecih se regija F razdeli na dve plasti - F 1 in F 2. Plast F1 lahko zaseda višine od 200 do 250 km in plast F 2 se zdi, da "lebdi" v območju nadmorske višine 300–400 km. Ponavadi plast F 2 je ioniziran veliko močneje kot plast F 1. Nočna plast F 1 izgine in plast F 2 ostane in počasi izgubi do 60 % svoje stopnje ionizacije. Pod plastjo F na nadmorski višini od 90 do 150 km je plast E katere ionizacija se pojavi pod vplivom mehkega rentgenskega sevanja sonca. Stopnja ionizacije plasti E je nižja od stopnje ionizacije F podnevi se sprejem postaj v nizkofrekvenčnih HF območjih 31 in 25 m pojavi, ko se signali odbijejo od plasti E. Običajno so to postaje, ki se nahajajo na razdalji 1000–1500 km. Ponoči v sloju E Ionizacija se močno zmanjša, vendar tudi v tem času še naprej igra pomembno vlogo pri sprejemu signalov s postaj na razponih 41, 49 in 75 m.
Zelo zanimivi za sprejem signalov visokofrekvenčnih HF območij 16, 13 in 11 m so tisti, ki nastajajo na območju E plasti (oblaki) močno povečane ionizacije. Območje teh oblakov se lahko razlikuje od nekaj do več sto kvadratnih kilometrov. Ta plast povečane ionizacije se imenuje sporadična plast E in je določen Es. Es oblaki se lahko v ionosferi premikajo pod vplivom vetra in dosežejo hitrosti do 250 km/h. Poleti v srednjih zemljepisnih širinah podnevi se radijski valovi zaradi Es oblakov pojavljajo 15–20 dni na mesec. V bližini ekvatorja je skoraj vedno prisoten, v visokih zemljepisnih širinah pa se običajno pojavi ponoči. Včasih se v letih nizke sončne aktivnosti, ko ni prenosa na visokofrekvenčnih pasovih HF, nenadoma pojavijo oddaljene postaje na pasovih 16, 13 in 11 m z dobro glasnostjo, katerih signali se večkrat odbijajo od Es.
Najnižje območje ionosfere je območje D ki se nahajajo na nadmorski višini med 50 in 90 km. Tu je razmeroma malo prostih elektronov. Iz območja D Dolgi in srednji valovi se dobro odbijajo, signali nizkofrekvenčnih HF postaj pa se močno absorbirajo. Po sončnem zahodu ionizacija zelo hitro izgine in mogoče je sprejemati oddaljene postaje v razponu 41, 49 in 75 m, katerih signali se odbijajo od plasti F 2 in E. Pri širjenju HF radijskih signalov imajo pomembno vlogo posamezne plasti ionosfere. Vpliv na radijske valove nastane predvsem zaradi prisotnosti prostih elektronov v ionosferi, čeprav je mehanizem širjenja radijskih valov povezan s prisotnostjo velikih ionov. Slednji so zanimivi tudi pri preučevanju kemičnih lastnosti atmosfere, saj so bolj aktivni kot nevtralni atomi in molekule. Kemične reakcije, ki potekajo v ionosferi, igrajo pomembno vlogo pri njenem energijskem in električnem ravnovesju.
Normalna ionosfera. Opazovanja z uporabo geofizičnih raket in satelitov so zagotovila obilico novih informacij, ki kažejo, da do ionizacije ozračja pride pod vplivom širokega razpona sončnega sevanja. Njegov glavni del (več kot 90%) je koncentriran v vidnem delu spektra. Ultravijolično sevanje, ki ima krajšo valovno dolžino in večjo energijo kot vijolični svetlobni žarki, oddaja vodik v notranji atmosferi Sonca (kromosfera), rentgenske žarke, ki imajo še višjo energijo, pa oddajajo plini v zunanji lupini Sonca. (korona).
Normalno (povprečno) stanje ionosfere je posledica stalnega močnega sevanja. V normalni ionosferi se zaradi dnevne rotacije Zemlje in sezonskih razlik vpadnega kota sončnih žarkov opoldne dogajajo redne spremembe, pojavljajo pa se tudi nepredvidljive in nenadne spremembe stanja ionosfere.
Motnje v ionosferi.
Kot je znano, se na Soncu pojavljajo močne ciklično ponavljajoče se manifestacije aktivnosti, ki dosežejo maksimum vsakih 11 let. Opazovanja v okviru programa Mednarodnega geofizikalnega leta (IGY) so sovpadala z obdobjem največje sončne aktivnosti za celotno obdobje sistematičnih meteoroloških opazovanj, t.j. iz začetka 18. stoletja. V obdobjih visoke aktivnosti se svetlost nekaterih območij na Soncu večkrat poveča, moč ultravijoličnega in rentgenskega sevanja pa se močno poveča. Takšni pojavi se imenujejo sončni izbruhi. Trajajo od nekaj minut do ene do dveh ur. Med izbruhom izbruhne sončna plazma (večinoma protoni in elektroni), osnovni delci pa planejo v vesolje. Elektromagnetno in korpuskularno sevanje Sonca ob takih izbruhih močno vpliva na Zemljino atmosfero.
Začetno reakcijo opazimo 8 minut po izbruhu, ko Zemljo doseže intenzivno ultravijolično in rentgensko sevanje. Posledično se ionizacija močno poveča; Rentgenski žarki prodrejo v ozračje do spodnje meje ionosfere; število elektronov v teh plasteh se toliko poveča, da se radijski signali skoraj popolnoma absorbirajo (»ugasnejo«). Dodatna absorpcija sevanja povzroči segrevanje plina, kar prispeva k razvoju vetrov. Ionizirani plin je električni prevodnik in pri gibanju v Zemljinem magnetnem polju nastane dinamo učinek in nastane električni tok. Takšni tokovi pa lahko povzročijo opazne motnje v magnetnem polju in se pokažejo v obliki magnetnih neviht.
Strukturo in dinamiko zgornje atmosfere v veliki meri določajo neravnovesni procesi v termodinamičnem smislu, povezani z ionizacijo in disociacijo s sončnim sevanjem, kemičnimi procesi, vzbujanjem molekul in atomov, njihovo deaktivacijo, trki in drugimi elementarnimi procesi. V tem primeru stopnja neravnovesja narašča z višino, ko se gostota zmanjšuje. Do nadmorske višine 500–1000 km in pogosto višje je stopnja neravnovesja za številne značilnosti zgornje atmosfere precej majhna, kar omogoča uporabo klasične in hidromagnetne hidrodinamike, ki upošteva kemijske reakcije, za opis.
Eksosfera je zunanja plast zemeljske atmosfere, ki se začne na višinah nekaj sto kilometrov, iz katere lahko lahki, hitro premikajoči se vodikovi atomi uidejo v vesolje.
Edvard Kononovič
Literatura:
Pudovkin M.I. Osnove sončne fizike. Sankt Peterburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomija danes. Prentice-Hall, Inc. Zgornje reke Saddle, 2002
Gradivo na internetu: http://ciencia.nasa.gov/
Atmosfera je plinasta lupina našega planeta, ki se vrti skupaj z Zemljo. Plin v ozračju imenujemo zrak. Atmosfera je v stiku s hidrosfero in delno prekriva litosfero. Toda zgornje meje je težko določiti. Običajno velja, da se atmosfera razteza navzgor približno tri tisoč kilometrov. Tam gladko teče v brezzračni prostor.
Kemična sestava zemeljske atmosfere
Nastajanje kemične sestave ozračja se je začelo pred približno štirimi milijardami let. Sprva je bila atmosfera sestavljena le iz lahkih plinov - helija in vodika. Po mnenju znanstvenikov so bili prvi predpogoji za nastanek plinske lupine okoli Zemlje vulkanski izbruhi, ki so skupaj z lavo oddajali ogromne količine plinov. Kasneje se je začela izmenjava plinov z vodnimi prostori, z živimi organizmi in s produkti njihove dejavnosti. Sestava zraka se je postopoma spreminjala in se je pred več milijoni let utrdila v svoji sodobni obliki.
Glavni sestavini ozračja sta dušik (približno 79 %) in kisik (20 %). Preostali odstotek (1 %) sestavljajo naslednji plini: argon, neon, helij, metan, ogljikov dioksid, vodik, kripton, ksenon, ozon, amoniak, žveplov in dušikov dioksid, dušikov oksid in ogljikov monoksid, ki so vključeni v tem enem odstotku.
Poleg tega zrak vsebuje vodno paro in delce (cvetni prah, prah, kristali soli, aerosolne nečistoče).
Nedavno so znanstveniki opazili ne kvalitativno, ampak kvantitativno spremembo nekaterih sestavin zraka. In razlog za to je človek in njegove dejavnosti. Samo v zadnjih 100 letih se je raven ogljikovega dioksida znatno povečala! To je polno številnih težav, med katerimi so najbolj globalne podnebne spremembe.
Nastanek vremena in podnebja
Ozračje igra ključno vlogo pri oblikovanju podnebja in vremena na Zemlji. Veliko je odvisno od količine sončne svetlobe, narave podlage in atmosferskega kroženja.
Poglejmo dejavnike po vrsti.
1. Ozračje prepušča toploto sončnih žarkov in absorbira škodljiva sevanja. Stari Grki so vedeli, da sončni žarki padajo na različne dele Zemlje pod različnimi koti. Sama beseda "podnebje" v prevodu iz stare grščine pomeni "pobočje". Torej na ekvatorju sončni žarki padajo skoraj navpično, zato je tukaj zelo vroče. Bližje ko je poloma, večji je kot naklona. In temperatura pade.
2. Zaradi neenakomernega segrevanja Zemlje nastajajo zračni tokovi v ozračju. Razvrščeni so glede na velikost. Najmanjši (desetine in stotine metrov) so lokalni vetrovi. Sledijo monsuni in pasati, cikloni in anticikloni ter planetarna frontalna območja.
Vse te zračne mase se nenehno premikajo. Nekatere med njimi so precej statične. Na primer pasati, ki pihajo iz subtropskih območij proti ekvatorju. Gibanje drugih je v veliki meri odvisno od atmosferskega tlaka.
3. Atmosferski tlak je še en dejavnik, ki vpliva na nastanek podnebja. To je zračni tlak na površini zemlje. Kot veste, se zračne mase premikajo iz območja z visokim atmosferskim tlakom proti območju, kjer je ta nižji.
Skupaj je dodeljenih 7 con. Ekvator je območje nizkega zračnega tlaka. Poleg tega je na obeh straneh ekvatorja do tridesetih zemljepisnih širin območje visokega tlaka. Od 30° do 60° - spet nizek tlak. In od 60° do polov je območje visokega tlaka. Zračne mase krožijo med temi conami. Tisti, ki prihajajo z morja na kopno, prinašajo dež in slabo vreme, tisti, ki pihajo s celin, pa prinašajo jasno in suho vreme. Na mestih, kjer trčijo zračni tokovi, se oblikujejo atmosferske fronte, za katere so značilne padavine in slabo, vetrovno vreme.
Znanstveniki so dokazali, da je tudi dobro počutje osebe odvisno od atmosferskega tlaka. Po mednarodnih standardih je normalni atmosferski tlak 760 mm Hg. kolono pri temperaturi 0°C. Ta indikator se izračuna za tista zemljišča, ki so skoraj na ravni morske gladine. Z višino tlak pada. Zato je na primer za Sankt Peterburg 760 mm Hg. - to je norma. Toda za Moskvo, ki se nahaja višje, je normalni tlak 748 mm Hg.
Tlak se ne spreminja samo navpično, ampak tudi vodoravno. To se še posebej občuti ob prehodu ciklonov.
Struktura ozračja
Vzdušje spominja na plast torto. In vsaka plast ima svoje značilnosti.
. Troposfera- plast, ki je najbližja Zemlji. "Debelina" te plasti se spreminja z oddaljenostjo od ekvatorja. Nad ekvatorjem se plast razteza navzgor za 16-18 km, v zmernih pasovih za 10-12 km, na polih za 8-10 km.
Tu je 80% celotne zračne mase in 90% vodne pare. Tu nastajajo oblaki, nastajajo cikloni in anticikloni. Temperatura zraka je odvisna od nadmorske višine območja. V povprečju se zmanjša za 0,65° C na vsakih 100 metrov.
. Tropopavza- prehodna plast ozračja. Njegova višina se giblje od nekaj sto metrov do 1-2 km. Temperatura zraka poleti je višja kot pozimi. Na primer, nad poli pozimi je -65° C. In nad ekvatorjem je -70° C kadar koli v letu.
. Stratosfera- to je plast, katere zgornja meja leži na nadmorski višini 50-55 kilometrov. Turbulenca je tu majhna, vsebnost vodne pare v zraku je zanemarljiva. Je pa veliko ozona. Njegova največja koncentracija je na nadmorski višini 20-25 km. V stratosferi začne temperatura zraka naraščati in doseže +0,8° C. To je posledica dejstva, da ozonski plašč interagira z ultravijoličnim sevanjem.
. Stratopavza- nizka vmesna plast med stratosfero in mezosfero, ki ji sledi.
. Mezosfera- zgornja meja te plasti je 80-85 kilometrov. Tu potekajo zapleteni fotokemični procesi, ki vključujejo proste radikale. Oni so tisti, ki poskrbijo za tisti nežno modri sij našega planeta, ki ga vidimo iz vesolja.
Večina kometov in meteoritov zgori v mezosferi.
. Mezopavza- naslednji vmesni sloj, katerega temperatura zraka je najmanj -90 °.
. Termosfera- spodnja meja se začne na nadmorski višini 80 - 90 km, zgornja meja plasti pa poteka približno na 800 km. Temperatura zraka narašča. Lahko se giblje od +500° C do +1000° C. Čez dan temperaturna nihanja znašajo več sto stopinj! Toda zrak je tukaj tako redek, da razumevanje izraza "temperatura", kot si ga predstavljamo, tukaj ni primerno.
. Ionosfera- združuje mezosfero, mezopavzo in termosfero. Tukajšnji zrak je sestavljen predvsem iz molekul kisika in dušika ter kvazinevtralne plazme. Sončni žarki, ki vstopajo v ionosfero, močno ionizirajo molekule zraka. V spodnji plasti (do 90 km) je stopnja ionizacije nizka. Višja kot je, večja je ionizacija. Torej, na nadmorski višini 100-110 km so elektroni koncentrirani. To pomaga odbijati kratke in srednje radijske valove.
Najpomembnejša plast ionosfere je zgornja, ki se nahaja na nadmorski višini 150-400 km. Njegova posebnost je, da odbija radijske valove, kar olajša prenos radijskih signalov na velike razdalje.
V ionosferi se pojavi takšen pojav, kot je aurora.
. Eksosfera- sestoji iz atomov kisika, helija in vodika. Plin v tej plasti je zelo redek in atomi vodika pogosto uidejo v vesolje. Zato se ta plast imenuje "disperzijska cona".
Prvi znanstvenik, ki je predlagal, da ima naša atmosfera težo, je bil Italijan E. Torricelli. Ostap Bender je na primer v svojem romanu "Zlato tele" obžaloval, da vsakega človeka pritiska zračni stolpec, ki tehta 14 kg! Toda veliki spletkar se je malo zmotil. Odrasla oseba doživi pritisk 13-15 ton! Toda te teže ne čutimo, ker je atmosferski tlak uravnotežen z notranjim pritiskom osebe. Teža našega ozračja je 5.300.000.000.000.000 ton. Številka je ogromna, čeprav je le milijoninka teže našega planeta.