Atmosfer, insan ve dünyadaki yaşam. Dünyanın atmosferi Atmosferin varlığı

Atmosfer, Dünya'da yaşamı mümkün kılan şeydir. İlkokuldaki atmosfere ilişkin ilk bilgileri ve gerçekleri alıyoruz. Lisede coğrafya derslerinde bu kavrama daha çok aşina oluyoruz.

Dünya atmosferi kavramı

Sadece Dünya'nın değil, diğer gök cisimlerinin de bir atmosferi vardır. Gezegenleri çevreleyen gaz kabuğuna verilen addır. Bu gaz katmanının bileşimi gezegenler arasında önemli ölçüde farklılık gösterir. Hava olarak da adlandırılan hava hakkındaki temel bilgilere ve gerçeklere bakalım.

En önemli bileşeni oksijendir. Bazı insanlar yanılgıya düşerek dünya atmosferinin tamamen oksijenden oluştuğunu düşünürler, oysa gerçekte hava bir gaz karışımıdır. %78 nitrojen ve %21 oksijen içerir. Geriye kalan yüzde bir ise ozon, argon, karbondioksit ve su buharını içerir. Bu gazların yüzdesi küçük olsa da önemli bir işlevi yerine getiriyorlar; güneş ışınımı enerjisinin önemli bir bölümünü emiyorlar, böylece armatürün gezegenimizdeki tüm yaşamı küle çevirmesini engelliyorlar. Atmosferin özellikleri yüksekliğe bağlı olarak değişir. Örneğin 65 km yükseklikte nitrojen %86, oksijen ise %19'dur.

Dünya atmosferinin bileşimi

Karbon dioksit Bitki beslenmesi için gereklidir. Canlı organizmaların solunumu, çürümesi ve yanması sonucu atmosferde ortaya çıkar. Atmosferde bulunmaması herhangi bir bitkinin varlığını imkansız hale getirir.
Oksijen- insanlar için atmosferin hayati bir bileşeni. Onun varlığı tüm canlı organizmaların varlığının bir koşuludur. Atmosferdeki gazların toplam hacminin yaklaşık %20'sini oluşturur.
Ozon canlı organizmalar üzerinde zararlı etkisi olan güneş ultraviyole radyasyonunun doğal bir emicisidir. Çoğu, atmosferin ayrı bir katmanını, yani ozon perdesini oluşturur. Son zamanlarda insan faaliyeti yavaş yavaş çökmeye başlamasına yol açmıştır, ancak büyük önem taşıdığı için onu korumak ve restore etmek için aktif çalışmalar yürütülmektedir.
su buharı havanın nemini belirler. İçeriği çeşitli faktörlere bağlı olarak değişebilir: hava sıcaklığı, bölgesel konum, mevsim. Düşük sıcaklıklarda havada çok az su buharı bulunur, belki yüzde birden az, yüksek sıcaklıklarda ise bu miktar %4'e ulaşır.
Yukarıdakilerin hepsine ek olarak, dünya atmosferinin bileşimi her zaman belirli bir yüzde içerir. katı ve sıvı yabancı maddeler. Bunlar is, kül, deniz tuzu, toz, su damlaları, mikroorganizmalardır. Hem doğal olarak hem de antropojenik olarak havaya girebilirler.

Atmosferin katmanları

Havanın sıcaklığı, yoğunluğu ve kalite bileşimi farklı rakımlarda aynı değildir. Bu nedenle atmosferin farklı katmanlarını ayırt etmek gelenekseldir. Her birinin kendine has özellikleri vardır. Atmosferin hangi katmanlarının ayırt edildiğini öğrenelim:

Troposfer - atmosferin bu katmanı Dünya yüzeyine en yakın olanıdır. Yüksekliği kutuplardan 8-10 km, tropik bölgelerde ise 16-18 km'dir. Atmosferdeki tüm su buharının %90'ı burada bulunduğundan aktif bulut oluşumu meydana gelir. Ayrıca bu katmanda hava (rüzgar) hareketi, türbülans, konveksiyon gibi süreçler de gözlemlenir. Sıcak mevsimde tropik bölgelerde sıcaklıklar öğle saatlerinde +45 derece ile kutuplarda -65 derece arasında değişmektedir.
Stratosfer atmosferin en uzak ikinci katmanıdır. 11 ila 50 km yükseklikte bulunur. Stratosferin alt katmanında sıcaklık yaklaşık -55 olup, Dünya'dan uzaklaştıkça +1˚С'ye yükselir. Bu bölgeye inversiyon adı verilir ve stratosfer ile mezosferin sınırıdır.
Mezosfer 50 ila 90 km yükseklikte bulunur. Alt sınırındaki sıcaklık yaklaşık 0'dır, üst sınırında ise -80...-90 ˚С'ye ulaşır. Dünya atmosferine giren meteorlar mezosferde tamamen yanarak burada hava kızıllığının oluşmasına neden olur.
Termosfer yaklaşık 700 km kalınlığındadır. Kuzey ışıkları atmosferin bu katmanında görülür. Kozmik radyasyonun ve Güneş'ten yayılan radyasyonun etkisi nedeniyle ortaya çıkarlar.
Ekzosfer havanın dağıldığı bölgedir. Burada gazların konsantrasyonu küçüktür ve yavaş yavaş gezegenler arası uzaya kaçarlar.

Dünya atmosferi ile uzay arasındaki sınırın 100 km olduğu kabul edilmektedir. Bu hatta Karman hattı denir.

Atmosferik basınç

Hava tahminlerini dinlerken sıklıkla barometrik basınç değerlerini duyarız. Peki atmosferik basınç ne anlama geliyor ve bizi nasıl etkileyebilir?

Havanın gazlardan ve yabancı maddelerden oluştuğunu anladık. Bu bileşenlerin her birinin kendi ağırlığı vardır, bu da atmosferin 17. yüzyıla kadar sanıldığı gibi ağırlıksız olmadığı anlamına gelir. Atmosfer basıncı, atmosferin tüm katmanlarının Dünya yüzeyine ve tüm nesnelere baskı yaptığı kuvvettir.

Bilim insanları karmaşık hesaplamalar yaparak atmosferin metrekare başına 10.333 kg kuvvetle baskı yaptığını kanıtladı. Bu, insan vücudunun ağırlığı 12-15 ton olan hava basıncına maruz kalması anlamına gelir. Bunu neden hissetmiyoruz? Bizi kurtaran, dışarıyı dengeleyen iç baskımızdır. Yükseklikte atmosfer basıncı çok daha az olduğundan, uçaktayken veya dağların yükseklerindeyken atmosferin basıncını hissedebilirsiniz. Bu durumda fiziksel rahatsızlık, kulak tıkanıklığı ve baş dönmesi mümkündür.

Çevredeki atmosfer hakkında çok şey söylenebilir. Onun hakkında birçok ilginç gerçeği biliyoruz ve bunlardan bazıları şaşırtıcı görünebilir:

Dünya atmosferinin ağırlığı 5.300.000.000.000.000 tondur.
Ses iletimini destekler. 100 km'den daha yüksek bir rakımda bu özellik, atmosferin bileşimindeki değişiklikler nedeniyle kaybolur.
Atmosferin hareketi, Dünya yüzeyinin dengesiz ısınmasıyla tetiklenir.
Hava sıcaklığını belirlemek için termometre, atmosfer basıncını belirlemek için ise barometre kullanılır.
Atmosferin varlığı gezegenimizi her gün 100 ton meteordan kurtarıyor.
Havanın bileşimi birkaç yüz milyon yıl boyunca sabit kaldı, ancak hızlı endüstriyel faaliyetlerin başlamasıyla değişmeye başladı.
Atmosferin 3000 km yüksekliğe kadar uzandığına inanılıyor.

Atmosferin insanlar için önemi

Atmosferin fizyolojik bölgesi 5 km'dir. Deniz seviyesinden 5000 m yükseklikte, kişi, performansında bir azalma ve refahın bozulmasıyla ifade edilen oksijen açlığı yaşamaya başlar. Bu durum, bu şaşırtıcı gaz karışımının bulunmadığı bir ortamda insanın hayatta kalamayacağını göstermektedir.

Atmosferle ilgili tüm bilgi ve gerçekler, atmosferin insanlar için önemini doğrulamaktadır. Onun varlığı sayesinde Dünya'da yaşamın gelişmesi mümkün hale geldi. Zaten bugün, insanlığın hayat veren havaya eylemleriyle verebileceği zararın boyutunu değerlendirdikten sonra, atmosferi korumak ve onarmak için daha fazla önlem düşünmeliyiz.

Atmosfer- bu, Dünya'yı çevreleyen ve ona yerçekimi ile bağlı olan hava kabuğudur. Atmosfer, gezegenimizin günlük dönüşüne ve yıllık hareketine karışmaktadır. Atmosfer havası, içinde sıvı (su damlacıkları) ve katı parçacıkların (duman, toz) asılı olduğu bir gaz karışımıdır. Atmosferin gaz bileşimi, doğadaki dengeden dolayı 100-110 km yüksekliğe kadar değişmez. Gazların hacim oranları şöyledir: nitrojen - %78, oksijen - %21, inert gazlar (argon, ksenon, kripton) - %0,9, karbon - %0,03. Ayrıca atmosferde her zaman su buharı bulunur.

Biyolojik süreçlerin yanı sıra oksijen, nitrojen ve karbon da kayaların kimyasal olarak ayrışmasında aktif olarak rol oynar. Ozon 03'ün rolü çok önemlidir; Güneş'ten gelen ultraviyole radyasyonun çoğunu emer ve büyük dozlarda canlı organizmalar için tehlikelidir. Özellikle şehirlerde bol miktarda bulunan katı parçacıklar, yoğunlaşma çekirdeği görevi görür (etraflarında su damlacıkları ve kar taneleri oluşur).

Atmosferin yüksekliği, sınırları ve yapısı

Atmosferin üst sınırı geleneksel olarak yaklaşık 1000 km yükseklikte çizilir, ancak çok daha yüksekte - 20.000 km'ye kadar - izlenebilmesine rağmen, ancak orada çok nadirdir.

Hava sıcaklığındaki yükseklik ve diğer fiziksel özelliklerdeki değişikliklerin farklı doğası nedeniyle, atmosferde birbirinden geçiş katmanları ile ayrılan birkaç parça ayırt edilir.

Troposfer atmosferin en alçak ve en yoğun tabakasıdır. Üst sınırı ekvatordan 18 km, kutuplardan 8-12 km yükseklikte çizilir. Troposferdeki sıcaklık her 100 m'de ortalama 0,6 ° C azalır.Sıcaklık, basınç, rüzgar hızının yanı sıra bulut oluşumu ve yağış dağılımındaki önemli yatay farklılıklar ile karakterize edilir. Troposferde yoğun dikey hava hareketi - konveksiyon vardır. Havanın esas olarak oluştuğu yer atmosferin bu alt katmanıdır. Atmosferdeki su buharının neredeyse tamamı burada yoğunlaşmıştır.

Stratosfer esas olarak 50 km yüksekliğe kadar uzanır. 20-25 km yükseklikte ozon konsantrasyonu en yüksek değerlerine ulaşarak bir ozon perdesi oluşturur. Stratosferdeki hava sıcaklığı, kural olarak, rakımla birlikte 1 km'de ortalama 1-2 ° C artar ve üst sınırda 0 ° C'ye ve daha yükseğe ulaşır. Bu, güneş enerjisinin ozon tarafından emilmesi nedeniyle oluşur. Stratosferde neredeyse hiç su buharı veya bulut yok ve kasırga kuvvetli rüzgarlar saatte 300-400 km'ye varan hızlarda esiyor.

Mezosferde hava sıcaklığı -60...- 100°C'ye düşer ve yoğun dikey ve yatay hava hareketleri meydana gelir.

Havanın yüksek oranda iyonize olduğu termosferin üst katmanlarında sıcaklık yeniden 2000 °C'ye yükselir. Burada auroralar ve manyetik fırtınalar gözlemlenir.

Atmosfer, Dünya'nın yaşamında büyük rol oynar. Dünya yüzeyinin gündüz aşırı ısınmasını, geceleri ise soğumasını önler, Dünya üzerindeki nemi yeniden dağıtır ve yüzeyini göktaşı düşmelerinden korur. Atmosferin varlığı, gezegenimizde organik yaşamın varlığının vazgeçilmez bir koşuludur.

Güneş radyasyonu. atmosferik ısıtma

Güneş çok büyük miktarda enerji yayar ve bunun yalnızca küçük bir kısmını Dünya alır.

Güneş'ten yayılan ışık ve ısıya güneş radyasyonu denir. Güneş radyasyonu, dünya yüzeyine ulaşmadan önce atmosferde uzun bir yol kat eder. Bunun üstesinden gelindiğinde, büyük ölçüde hava zarfı tarafından emilir ve dağıtılır. Doğrudan ışınlar şeklinde dünya yüzeyine doğrudan ulaşan radyasyona doğrudan radyasyon denir. Atmosfere saçılan radyasyonun bir kısmı da dağınık radyasyon şeklinde Dünya yüzeyine ulaşır.

Yatay bir yüzeye gelen doğrudan ve dağınık ışınımın birleşimine toplam güneş ışınımı denir. Atmosfer, üst sınırına gelen güneş ışınımının yaklaşık %20'sini emer. Radyasyonun diğer %34'ü Dünya yüzeyinden ve atmosferinden yansıtılır (yansıyan radyasyon). Güneş ışınımının %46'sı dünya yüzeyi tarafından emilir. Bu tür radyasyona emilmiş (absorbe edilmiş) denir.

Yansıyan güneş ışınımının yoğunluğunun, atmosferin üst sınırına ulaşan Güneş'in tüm ışınım enerjisinin yoğunluğuna oranı, Dünya'nın albedo'su olarak adlandırılır ve yüzde olarak ifade edilir.

Yani gezegenimizin atmosferiyle birlikte albedosu ortalama %34'tür. Farklı enlemlerdeki albedo değeri, yüzey rengi, bitki örtüsü, bulutluluk ve benzerleriyle ilişkili önemli farklılıklara sahiptir. Taze karla kaplı bir yüzey alanı radyasyonun %80-85'ini, çimen ve kumun sırasıyla %26 ve %30'unu ve suyun yalnızca %5'ini yansıtır.

Dünyanın bireysel bölgeleri tarafından alınan güneş enerjisi miktarı, öncelikle güneş ışınlarının geliş açısına bağlıdır. Ne kadar düz düşerlerse (yani Güneş'in ufkun üzerindeki yüksekliği ne kadar yüksek olursa), birim alan başına düşen güneş enerjisi miktarı da o kadar fazla olur.

Toplam radyasyon miktarının ışınların geliş açısına bağımlılığı iki nedenden kaynaklanmaktadır. Birincisi, güneş ışınlarının geliş açısı ne kadar küçük olursa, bu ışık akısının dağıldığı alan da o kadar büyük olur ve birim yüzey başına düşen enerji o kadar az olur. İkinci olarak, geliş açısı ne kadar küçük olursa ışının atmosferde kat ettiği yol da o kadar uzun olur.

Dünya yüzeyine çarpan güneş ışınımının miktarı aynı zamanda atmosferin şeffaflığından, özellikle de bulutluluğundan da etkilenir. Güneş ışınımının güneş ışınlarının geliş açısına ve atmosferin şeffaflığına bağımlılığı, dağılımının bölgesel doğasını belirler. Bir enlemdeki toplam güneş ışınımı miktarındaki farklılıklar esas olarak bulutluluktan kaynaklanır.

Dünya yüzeyine giren ısı miktarı, birim zaman (1 yıl) başına birim alan (1 cm) başına kalori cinsinden belirlenir.

Emilen radyasyon, Dünya'nın ince yüzey katmanını ısıtmak ve suyu buharlaştırmak için harcanır. Isıtılan dünyanın yüzeyi, ısıyı radyasyon, iletim, konveksiyon ve su buharının yoğunlaşması yoluyla çevreye aktarır.

Yerin enlemine ve deniz seviyesinden yüksekliğe bağlı olarak hava sıcaklığındaki değişiklikler

Toplam radyasyon ekvator-tropikal enlemlerden kutuplara doğru azalır. Güneş'in yüksek irtifasından ve bulutsuz gökyüzünden gelen doğrudan güneş ışınımının yoğun olduğu tropik çöllerde, yılda yaklaşık 850 J/m2 (yılda 200 kcal/cm2) maksimumdur. Yılın yaz yarısında alçak ve yüksek enlemler arasındaki toplam güneş ışınımı akışındaki farklılıklar düzelir. Bu, özellikle kutup gününün altı ay bile sürdüğü kutup bölgelerinde, güneş aydınlatmasının daha uzun sürmesi nedeniyle meydana gelir.

Dünya yüzeyine gelen toplam güneş ışınımı kısmen yansıtılsa da büyük bir kısmı dünya yüzeyi tarafından emilerek ısıya dönüşür. Toplam radyasyonun dünya yüzeyinin yansıması ve termal radyasyonu için harcandıktan sonra kalan kısmına radyasyon dengesi (artık radyasyon) denir. Yıl genelinde, Antarktika ve Grönland'ın yüksek buz çölleri hariç, Dünya'nın her yerinde olumlu bir hava var. Radyasyon dengesi, ekvatordan sıfıra yakın kutuplara doğru doğal olarak azalır.

Buna göre hava sıcaklığı bölgesel olarak dağılır, yani ekvatordan kutuplara doğru azalır. .Hava sıcaklığı aynı zamanda bölgenin deniz seviyesinden yüksekliğine de bağlıdır: alan ne kadar yüksekse sıcaklık da o kadar düşük olur.

Toprak ve suyun dağılımı hava sıcaklığı üzerinde önemli bir etkiye sahiptir. Kara yüzeyi çabuk ısınır ancak çabuk soğur ve su yüzeyi daha yavaş ısınır, ancak ısıyı daha uzun süre tutar ve havaya daha yavaş salar.

Dünya yüzeyinin gece ve gündüz farklı yoğunluklarda ısınması ve soğuması sonucu, sıcak ve soğuk mevsimlerde hava sıcaklığı gün ve yıl boyunca değişmektedir.

Termometreler hava sıcaklığını belirlemek için kullanılır. günde 8 defa ölçülerek günlük ortalaması hesaplanır. Ortalama günlük sıcaklıklar kullanılarak aylık ortalamalar hesaplanır. Genellikle iklim haritalarında izotermler (belirli bir süre boyunca aynı sıcaklığa sahip noktaları birleştiren çizgiler) olarak gösterilirler. Sıcaklıkları karakterize etmek için çoğunlukla Ocak ve Temmuz aylarındaki aylık ortalamalar alınır, daha az sıklıkla ise yıllık ortalamalar alınır. ,

Dünyanın oluşumuyla birlikte atmosfer de oluşmaya başladı. Gezegenin evrimi sırasında ve parametreleri modern değerlere yaklaştıkça, kimyasal bileşiminde ve fiziksel özelliklerinde temelden niteliksel değişiklikler meydana geldi. Evrimsel modele göre, Dünya erken bir aşamada erimiş haldeydi ve yaklaşık 4,5 milyar yıl önce katı bir cisim halinde oluşmuştu. Bu dönüm noktası jeolojik kronolojinin başlangıcı olarak kabul edilir. O andan itibaren atmosferin yavaş evrimi başladı. Bazı jeolojik süreçlere (örneğin, volkanik patlamalar sırasında lav püskürmeleri), Dünya'nın bağırsaklarından gazların salınması eşlik etti. Azot, amonyak, metan, su buharı, CO oksit ve karbondioksit CO2'yi içeriyordu. Güneşin ultraviyole radyasyonunun etkisi altında su buharı hidrojen ve oksijene ayrıştı, ancak açığa çıkan oksijen karbon monoksit ile reaksiyona girerek karbondioksit oluşturdu. Amonyak nitrojen ve hidrojene ayrıştı. Difüzyon işlemi sırasında hidrojen yukarıya doğru yükselerek atmosferi terk etti ve daha ağır olan nitrojen buharlaşamadı ve yavaş yavaş birikerek ana bileşen haline geldi, ancak bir kısmı kimyasal reaksiyonlar sonucu moleküllere bağlandı ( santimetre. ATMOSFERİN KİMYASI). Ultraviyole ışınların ve elektrik deşarjlarının etkisi altında, Dünya'nın orijinal atmosferinde bulunan gazların bir karışımı, organik maddelerin, özellikle amino asitlerin oluşmasıyla sonuçlanan kimyasal reaksiyonlara girdi. İlkel bitkilerin ortaya çıkışıyla birlikte, oksijen salınımıyla birlikte fotosentez süreci başladı. Bu gaz, özellikle atmosferin üst katmanlarına yayıldıktan sonra alt katmanlarını ve Dünya yüzeyini yaşamı tehdit eden ultraviyole ve X-ışını radyasyonundan korumaya başladı. Teorik tahminlere göre, şimdikinden 25.000 kat daha az olan oksijen içeriği, halihazırda şimdiye göre yalnızca yarısı kadar konsantrasyona sahip bir ozon tabakasının oluşmasına yol açabilir. Ancak bu, organizmaların ultraviyole ışınlarının yıkıcı etkilerinden çok önemli bir şekilde korunmasını sağlamak için zaten yeterlidir.

Birincil atmosferin çok fazla karbondioksit içermesi muhtemeldir. Fotosentez sırasında tükendi ve bitki dünyası geliştikçe ve ayrıca belirli jeolojik süreçler sırasında emilim nedeniyle konsantrasyonu azalmış olmalı. Çünkü Sera etkisi Atmosferdeki karbondioksit varlığına bağlı olarak konsantrasyonundaki dalgalanmalar, Dünya tarihindeki bu kadar büyük ölçekli iklim değişikliklerinin önemli nedenlerinden biridir. buz Devri.

Modern atmosferde bulunan helyum çoğunlukla uranyum, toryum ve radyumun radyoaktif bozunmasının bir ürünüdür. Bu radyoaktif elementler, helyum atomlarının çekirdeği olan parçacıklar yayar. Radyoaktif bozunma sırasında elektrik yükü ne oluşmadığı ne de yok olduğu için, her a parçacığının oluşumuyla iki elektron ortaya çıkar ve bunlar a parçacıklarıyla yeniden birleşerek nötr helyum atomları oluşturur. Radyoaktif elementler kayalarda dağılmış minerallerde bulunur, bu nedenle radyoaktif bozunma sonucu oluşan helyumun önemli bir kısmı içlerinde tutularak çok yavaş bir şekilde atmosfere kaçar. Difüzyon nedeniyle belirli bir miktar helyum ekzosfere doğru yükselir, ancak dünya yüzeyinden sürekli akış nedeniyle bu gazın atmosferdeki hacmi neredeyse değişmeden kalır. Yıldız ışığının spektral analizine ve meteoritlerin incelenmesine dayanarak, Evrendeki çeşitli kimyasal elementlerin göreceli bolluğunu tahmin etmek mümkündür. Uzaydaki neon konsantrasyonu Dünya'dakinden yaklaşık on milyar kat, kripton - on milyon kat ve ksenon - bir milyon kat daha fazladır. Buradan, görünüşe göre başlangıçta Dünya atmosferinde bulunan ve kimyasal reaksiyonlar sırasında yenilenmeyen bu inert gazların konsantrasyonunun, muhtemelen Dünyanın birincil atmosferini kaybetmesi aşamasında bile büyük ölçüde azaldığı sonucu çıkıyor. Bunun bir istisnası, inert gaz argonudur, çünkü 40 Ar izotopu formunda, potasyum izotopunun radyoaktif bozunması sırasında hala oluşmaktadır.

Barometrik basınç dağılımı.

Atmosfer gazlarının toplam ağırlığı yaklaşık 4,5 10 15 tondur, dolayısıyla deniz seviyesinde birim alan başına atmosferin "ağırlığı" veya atmosfer basıncı yaklaşık 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2 olur. Basınç şuna eşittir: P 0 = 1033,23 g/cm2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Sanat. = 1 atm, standart ortalama atmosfer basıncı olarak alınır. Hidrostatik denge durumundaki atmosfer için elimizde: d P= –rgd H, bu şu anlama gelir: yükseklik aralığında Hönce H+d H meydana gelmek atmosferik basınçtaki değişim arasındaki eşitlik d P ve birim alan, yoğunluk r ve kalınlık d ile atmosferdeki karşılık gelen elementin ağırlığı H. Basınç arasında bir ilişki olarak R ve sıcaklık T Dünya atmosferine oldukça uygun olan r yoğunluğuna sahip ideal bir gazın durum denklemi kullanılır: P= rR T/m, burada m moleküler ağırlıktır ve R = 8,3 J/(K mol) evrensel gaz sabitidir. Sonra günlüğe kaydet P= – (m g/RT)D H= – bd H= – d H/H, burada basınç gradyanı logaritmik ölçektedir. Ters değeri H'ye atmosferik yükseklik ölçeği denir.

Bu denklemi izotermal bir atmosfer için entegre ederken ( T= const) veya böyle bir yaklaşıma izin verildiğinde, yükseklikle birlikte basınç dağılımının barometrik yasası elde edilir: P = P 0 tecrübe(– H/H 0), burada yükseklik referansı H standart ortalama basıncın olduğu okyanus seviyesinden üretilir P 0. İfade H 0 = R T/ mg, içindeki sıcaklığın her yerde aynı olması (izotermal atmosfer) şartıyla atmosferin yayılımını karakterize eden yükseklik ölçeği olarak adlandırılır. Atmosfer izotermal değilse entegrasyon, sıcaklıkla yükseklik arasındaki değişimi ve parametreyi hesaba katmalıdır. N– Sıcaklıklarına ve çevrenin özelliklerine bağlı olarak atmosferik katmanların bazı yerel özellikleri.

Standart atmosfer.

Atmosferin tabanındaki standart basınca karşılık gelen model (ana parametrelerin değer tablosu) R 0 ve kimyasal bileşimine standart atmosfer denir. Daha doğrusu, bu, deniz seviyesinin 2 km altından dünya atmosferinin dış sınırına kadar olan rakımlarda havanın ortalama sıcaklık, basınç, yoğunluk, viskozite ve diğer özelliklerinin belirtildiği atmosferin koşullu bir modelidir. 45° 32x 33І enlem için. Orta atmosferin tüm yüksekliklerdeki parametreleri, ideal bir gazın durum denklemi ve barometrik yasa kullanılarak hesaplandı. deniz seviyesinde basıncın 1013,25 hPa (760 mm Hg) ve sıcaklığın 288,15 K (15,0 ° C) olduğu varsayılmaktadır. Dikey sıcaklık dağılımının doğasına göre, ortalama atmosfer, her birinde sıcaklığın doğrusal bir yükseklik fonksiyonuyla tahmin edildiği birkaç katmandan oluşur. En alt katmanda - troposferde (h Ј 11 km), sıcaklık her kilometrede artışla 6,5 ° C düşer. Yüksek rakımlarda dikey sıcaklık gradyanının değeri ve işareti katmandan katmana değişir. 790 km'nin üzerinde sıcaklık yaklaşık 1000 K'dir ve pratikte yükseklikle değişmez.

Standart atmosfer, periyodik olarak güncellenen, yasallaştırılan, tablolar halinde yayınlanan bir standarttır.

Tablo 1. Dünya atmosferinin standart modeli

Tablo 1. DÜNYA ATMOSFERİNİN STANDART MODELİ. Tablo şunları gösterir: H– deniz seviyesinden yükseklik, R- basınç, T– sıcaklık, r – yoğunluk, N– birim hacim başına molekül veya atom sayısı, H– yükseklik ölçeği, ben– serbest yol uzunluğu. Roket verilerinden elde edilen 80-250 km yükseklikteki basınç ve sıcaklık daha düşük değerlere sahiptir. 250 km'nin üzerindeki rakımlara ilişkin ekstrapolasyonla elde edilen değerler pek doğru değildir.
H(km)	P(mbar)	T(°C)	R (g/cm3)	N(cm –3)	H(km)	ben(santimetre)
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

Troposfer.

Sıcaklığın yükseklikle hızla azaldığı atmosferin en alt ve en yoğun katmanına troposfer denir. Atmosferin toplam kütlesinin %80'ini içerir ve kutup ve orta enlemlerde 8-10 km yüksekliğe, tropik bölgelerde ise 16-18 km'ye kadar uzanır. Hava durumunu oluşturan süreçlerin neredeyse tamamı burada gelişir, Dünya ile atmosferi arasında ısı ve nem alışverişi meydana gelir, bulutlar oluşur, çeşitli meteorolojik olaylar meydana gelir, sis ve yağış meydana gelir. Dünya atmosferinin bu katmanları konvektif dengededir ve aktif karışım sayesinde esas olarak moleküler nitrojen (%78) ve oksijenden (%21) oluşan homojen bir kimyasal bileşime sahiptir. Doğal ve insan yapımı aerosol ve gaz hava kirleticilerinin büyük çoğunluğu troposferde yoğunlaşmıştır. Troposferin 2 km kalınlığa kadar olan alt kısmının dinamiği, daha sıcak topraklardan ısı transferinin neden olduğu havanın (rüzgarlar) yatay ve dikey hareketlerini belirleyen, Dünya'nın altta yatan yüzeyinin özelliklerine büyük ölçüde bağlıdır. Troposferde esas olarak buharlar, su ve karbondioksit (sera etkisi) tarafından emilen, dünya yüzeyinin kızılötesi radyasyonu yoluyla. Yüksekliğe bağlı sıcaklık dağılımı türbülanslı ve konvektif karışımın bir sonucu olarak belirlenir. Ortalama olarak bu, yüksekliği yaklaşık 6,5 K/km olan bir sıcaklık düşüşüne karşılık gelir.

Yüzey sınır tabakasındaki rüzgar hızı başlangıçta yükseklikle birlikte hızlı bir şekilde artar ve daha yüksekte kilometre başına 2-3 km/s artmaya devam eder. Bazen troposferde, orta enlemlerde batıda ve ekvator yakınında doğuda dar gezegensel akışlar (saniyede 30 km'den daha hızlı) görülür. Bunlara jet akımları denir.

Tropopoz.

Troposferin üst sınırında (tropopause), sıcaklık alt atmosfer için minimum değerine ulaşır. Bu, troposfer ile onun üzerinde bulunan stratosfer arasındaki geçiş katmanıdır. Tropopozun kalınlığı yüzlerce metreden 1,5-2 km'ye kadar değişir ve enlem ve mevsime bağlı olarak sıcaklık ve rakım sırasıyla 190 ila 220 K ve 8 ila 18 km arasında değişir. Ilıman ve yüksek enlemlerde kışın yaza göre 1-2 km daha alçakta ve 8-15 K daha sıcaktır. Tropik bölgelerde mevsimsel değişiklikler çok daha azdır (yükseklik 16–18 km, sıcaklık 180–200 K). Üstünde jet akışları Tropopoz kırılmaları mümkündür.

Dünya atmosferinde su.

Dünya atmosferinin en önemli özelliği önemli miktarda su buharı ve damlacık halindeki suyun bulunmasıdır ve bu durum en kolay gözlemlenebilen bulutlar ve bulut yapılarıdır. 10 ölçeğinde veya yüzde olarak ifade edilen, gökyüzünün bulut kapsama derecesine (belirli bir anda veya ortalama olarak belirli bir süre boyunca) bulutluluk denir. Bulutların şekli uluslararası sınıflandırmaya göre belirlenir. Ortalama olarak bulutlar dünyanın yaklaşık yarısını kaplar. Bulutluluk, hava ve iklimi karakterize eden önemli bir faktördür. Kışın ve geceleri bulutluluk, dünya yüzeyinin ve havanın yer katmanının sıcaklığının azalmasını engeller, yaz aylarında ve gündüzleri ise dünya yüzeyinin güneş ışınlarıyla ısınmasını zayıflatarak kıtaların içindeki iklimi yumuşatır. .

Bulutlar.

Bulutlar, atmosferde asılı duran su damlacıklarının (su bulutları), buz kristallerinin (buz bulutları) veya her ikisinin (karışık bulutlar) birikmesidir. Damlacıklar ve kristaller büyüdükçe yağış şeklinde bulutlardan düşerler. Bulutlar esas olarak troposferde oluşur. Havada bulunan su buharının yoğunlaşması sonucu ortaya çıkarlar. Bulut damlalarının çapı birkaç mikron mertebesindedir. Bulutlardaki sıvı suyun içeriği fraksiyonlardan m3 başına birkaç grama kadar değişir. Bulutlar yüksekliğe göre sınıflandırılır: Uluslararası sınıflandırmaya göre 10 tür bulut vardır: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

Stratosferde sedefli bulutlar, mezosferde ise gece parlayan bulutlar gözlenir.

Sirüs bulutları, ince beyaz iplikler veya gölge sağlamayan ipeksi bir parlaklığa sahip örtüler şeklinde şeffaf bulutlardır. Sirrus bulutları buz kristallerinden oluşur ve üst troposferde çok düşük sıcaklıklarda oluşur. Bazı sirüs bulutu türleri, hava değişikliklerinin habercisi olarak hizmet eder.

Sirrokümülüs bulutları üst troposferdeki sırtlar veya ince beyaz bulut katmanlarıdır. Cirrocumulus bulutları pul, dalgacık, gölgesiz küçük top gibi görünen küçük elementlerden oluşur ve çoğunlukla buz kristallerinden oluşur.

Cirrostratus bulutları, üst troposferde bulunan, genellikle lifli, bazen bulanık, küçük iğne şeklinde veya sütunlu buz kristallerinden oluşan beyazımsı yarı saydam bir örtüdür.

Altokümülüs bulutları, troposferin alt ve orta katmanlarında bulunan beyaz, gri veya beyaz-gri bulutlardır. Altokümülüs bulutları, sanki plakalardan, yuvarlak kütlelerden, şaftlardan, üst üste duran pullardan yapılmış gibi katmanlar ve sırtlar görünümündedir. Altokümülüs bulutları yoğun konvektif aktivite sırasında oluşur ve genellikle aşırı soğutulmuş su damlacıklarından oluşur.

Altostratus bulutları, lifli veya tekdüze bir yapıya sahip grimsi veya mavimsi bulutlardır. Altostratus bulutları orta troposferde gözlenir; yüksekliği birkaç kilometre, bazen de yatay yönde binlerce kilometre uzanır. Tipik olarak altostratus bulutları, hava kütlelerinin yukarı doğru hareketleriyle ilişkili ön bulut sistemlerinin bir parçasıdır.

Nimbostratus bulutları, sürekli yağmur veya kara neden olan, tekdüze gri renkli, alçak (2 km ve üzeri) amorf bir bulut katmanıdır. Nimbostratus bulutları dikey olarak (birkaç km'ye kadar) ve yatay olarak (birkaç bin km'ye kadar) oldukça gelişmiştir, genellikle atmosferik cephelerle ilişkili kar taneleri ile karıştırılmış aşırı soğutulmuş su damlacıklarından oluşur.

Stratus bulutları, belirli ana hatları olmayan, gri renkli, homojen bir katman biçimindeki alt katmanın bulutlarıdır. Stratus bulutlarının dünya yüzeyinden yüksekliği 0,5-2 km'dir. Bazen stratus bulutlarından çiseleyen yağmur yağar.

Kümülüs bulutları gün boyunca belirgin dikey gelişim gösteren (5 km veya daha fazla) yoğun, parlak beyaz bulutlardır. Kümülüs bulutlarının üst kısımları yuvarlak hatları olan kubbelere veya kulelere benzer. Tipik olarak kümülüs bulutları soğuk hava kütlelerinde konveksiyon bulutları olarak ortaya çıkar.

Stratocumulus bulutları, gri veya beyaz lifsiz katmanlar veya yuvarlak büyük blokların sırtları biçiminde alçak (2 km'nin altında) bulutlardır. Stratocumulus bulutlarının dikey kalınlığı küçüktür. Bazen stratokümülüs bulutları hafif yağışlar üretir.

Kümülonimbus bulutları güçlü dikey gelişime sahip (14 km yüksekliğe kadar) güçlü ve yoğun bulutlardır; fırtına, dolu ve fırtına ile birlikte şiddetli yağışlar üretirler. Kümülonimbus bulutları güçlü kümülüs bulutlarından gelişir ve buz kristallerinden oluşan üst kısımda onlardan farklılaşır.

Stratosfer.

Tropopoz boyunca, ortalama olarak 12 ila 50 km arasındaki rakımlarda troposfer stratosfere geçer. Alt kısımda yaklaşık 10 km kadar yani. yaklaşık 20 km yüksekliğe kadar izotermaldir (sıcaklık yaklaşık 220 K). Daha sonra rakımla birlikte artar ve 50-55 km yükseklikte maksimum yaklaşık 270 K'ye ulaşır. İşte stratosfer ile üstündeki mezosfer arasındaki, stratopoz adı verilen sınır. .

Stratosferde önemli ölçüde daha az su buharı vardır. Yine de bazen stratosferde 20-30 km yükseklikte ortaya çıkan ince yarı saydam sedefli bulutlar gözlemlenir. Gün batımından sonra ve gün doğumundan önce karanlık gökyüzünde sedefli bulutlar görülebilir. Şekil olarak sedefli bulutlar sirüs ve sirrokümülüs bulutlarına benzer.

Orta atmosfer (mezosfer).

Yaklaşık 50 km yükseklikte mezosfer geniş sıcaklık maksimumunun zirvesinden başlar. . Bu maksimum bölgede sıcaklığın artmasının nedeni ozon ayrışmasının ekzotermik (yani ısı salınımının eşlik ettiği) fotokimyasal reaksiyonudur: O3 + hv® O 2 + O. Ozon, moleküler oksijen O 2'nin fotokimyasal ayrışmasının bir sonucu olarak ortaya çıkar.

Ç2 + hv® O + O ve ardından bir oksijen atomu ve molekülünün üçüncü bir M molekülü ile üçlü çarpışmasının reaksiyonu.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Ozon, bölgedeki 2000 ila 3000 Å arasındaki ultraviyole radyasyonu hızla emer ve bu radyasyon atmosferi ısıtır. Atmosferin üst kısmında yer alan ozon, bizi Güneş'ten gelen ultraviyole radyasyonun etkilerinden koruyan bir tür kalkan görevi görmektedir. Bu kalkan olmasaydı, Dünya'daki yaşamın modern formlarıyla gelişmesi pek mümkün olmazdı.

Genel olarak, mezosfer boyunca atmosfer sıcaklığı, mezosferin üst sınırında (mezopoz adı verilen, yaklaşık 80 km rakım) minimum değeri olan yaklaşık 180 K'ye düşer. Mezopozun yakınında, 70-90 km yükseklikte, çok ince bir buz kristalleri tabakası ve volkanik ve göktaşı tozu parçacıkları görünebilir ve gece parlayan bulutlardan oluşan güzel bir manzara şeklinde gözlemlenebilir. gün batımından kısa bir süre sonra.

Mezosferde, Dünya'ya düşen ve meteor olayına neden olan küçük katı göktaşı parçacıkları çoğunlukla yanar.

Meteorlar, meteorlar ve ateş topları.

Katı kozmik parçacıkların veya cisimlerin 11 km/s veya daha yüksek bir hızla Dünya'ya girmesi nedeniyle Dünya'nın üst atmosferinde meydana gelen patlamalar ve diğer olaylara meteoroidler denir. Gözlenebilir parlak bir meteor izi beliriyor; Genellikle meteorların düşmesinin eşlik ettiği en güçlü fenomenlere denir ateş topları; meteorların görünümü meteor yağmurlarıyla ilişkilidir.

Meteor yağmuru:

1) birkaç saat veya gün boyunca tek bir ışınımdan birden fazla meteor düşmesi olgusu.

2) Güneş'in etrafında aynı yörüngede hareket eden bir meteor sürüsü.

Göktaşlarının gökyüzünün belirli bir bölgesinde ve yılın belirli günlerinde sistematik olarak ortaya çıkması, Dünya yörüngesinin, yaklaşık olarak aynı ve aynı yönde hızlarda hareket eden birçok göktaşı gövdesinin ortak yörüngesi ile kesişmesi nedeniyle meydana gelir. gökyüzündeki yolları ortak bir noktadan çıkıyor gibi görünüyor (parlak). Radyantın bulunduğu takımyıldızın adını alırlar.

Meteor yağmurları ışık efektleriyle derin bir etki bırakıyor ancak meteorlar tek tek nadiren görülebiliyor. Çok daha fazlası, atmosfere emildiğinde görülemeyecek kadar küçük olan görünmez meteorlardır. En küçük göktaşlarından bazıları muhtemelen hiç ısınmaz, yalnızca atmosfer tarafından yakalanır. Boyutları birkaç milimetreden milimetrenin on binde birine kadar değişen bu küçük parçacıklara mikrometeorit adı veriliyor. Her gün atmosfere giren meteorik madde miktarı 100 ila 10.000 ton arasında değişmekte olup, bu maddenin büyük bir kısmı mikrometeoritlerden gelmektedir.

Meteorik madde atmosferde kısmen yandığından, gaz bileşimi eser miktarda çeşitli kimyasal elementlerle doldurulur. Örneğin kayalık meteorlar lityumun atmosfere salınmasına neden olur. Metal meteorların yanması, atmosferden geçerek dünya yüzeyine yerleşen küçük küresel demir, demir-nikel ve diğer damlacıkların oluşmasına yol açar. Buz tabakalarının yıllarca neredeyse hiç değişmeden kaldığı Grönland ve Antarktika'da bulunabilirler. Oşinologlar bunları okyanusun dibindeki çökeltilerde buluyor.

Atmosfere giren meteor parçacıklarının çoğu yaklaşık 30 gün içinde çöker. Bazı bilim adamları bu kozmik tozun, su buharı için yoğunlaşma çekirdeği görevi görmesi nedeniyle yağmur gibi atmosferik olayların oluşumunda önemli bir rol oynadığına inanıyor. Bu nedenle yağışın istatistiksel olarak büyük meteor yağmurlarıyla ilişkili olduğu varsayılmaktadır. Ancak bazı uzmanlar, meteorik malzemenin toplam arzının, en büyük meteor yağmurundan bile onlarca kat daha fazla olması nedeniyle, bu tür bir yağmurdan kaynaklanan bu malzemenin toplam miktarındaki değişikliğin ihmal edilebileceğine inanmaktadır.

Bununla birlikte, en büyük mikrometeoritlerin ve görünür meteoritlerin, atmosferin yüksek katmanlarında, özellikle de iyonosferde uzun iyonizasyon izleri bıraktığına şüphe yoktur. Bu tür izler, yüksek frekanslı radyo dalgalarını yansıttıkları için uzun mesafeli radyo iletişimleri için kullanılabilir.

Atmosfere giren meteorların enerjisi esas olarak ve belki de tamamen onu ısıtmak için harcanır. Bu, atmosferin termal dengesinin küçük bileşenlerinden biridir.

Göktaşı, uzaydan Dünya yüzeyine düşen, doğal olarak oluşan katı bir cisimdir. Genellikle taşlı, taşlı demir ve demir meteorlar arasında bir ayrım yapılır. İkincisi esas olarak demir ve nikelden oluşur. Bulunan meteorların çoğunun ağırlığı birkaç gramdan birkaç kilograma kadar değişiyor. Bulunanların en büyüğü olan Goba demir göktaşı yaklaşık 60 ton ağırlığındadır ve hala Güney Afrika'da keşfedildiği yerde bulunmaktadır. Göktaşlarının çoğu asteroit parçalarıdır, ancak bazı göktaşları Dünya'ya Ay'dan ve hatta Mars'tan gelmiş olabilir.

Bir bolide, bazen gün içinde bile görülebilen, genellikle arkasında dumanlı bir iz bırakan ve ses olaylarının eşlik ettiği çok parlak bir meteordur; genellikle meteorların düşmesiyle sona erer.

Termosfer.

Mezopozun minimum sıcaklığının üzerinde termosfer başlar, burada sıcaklık önce yavaş yavaş, sonra hızlı bir şekilde yeniden yükselmeye başlar. Bunun nedeni, atomik oksijenin iyonlaşması nedeniyle 150-300 km yükseklikte Güneş'ten ultraviyole radyasyonun emilmesidir: O + hv® O++ e.

Termosferde sıcaklık sürekli olarak yaklaşık 400 km yüksekliğe kadar yükselir ve burada maksimum güneş aktivitesi döneminde gün içerisinde 1800 K'ye ulaşır. Minimum güneş aktivitesi döneminde bu sınırlayıcı sıcaklık 1000 K'den az olabilir. 400 km'nin üzerinde atmosfer izotermal bir ekzosfere dönüşür. Kritik seviye (ekzosferin tabanı) yaklaşık 500 km yüksekliktedir.

Kutup ışıkları ve yapay uyduların birçok yörüngesinin yanı sıra gece parlayan bulutlar - tüm bu olaylar mezosferde ve termosferde meydana gelir.

Kutup ışıkları.

Yüksek enlemlerde manyetik alan bozuklukları sırasında auroralar gözlenir. Birkaç dakika sürebilirler ancak genellikle birkaç saat boyunca görülebilirler. Auroralar şekil, renk ve yoğunluk açısından büyük farklılıklar gösterir ve bunların hepsi bazen zaman içinde çok hızlı değişir. Auroraların spektrumu emisyon çizgileri ve bantlarından oluşur. Gece gökyüzü emisyonlarının bir kısmı, başta yeşil ve kırmızı çizgiler l 5577 Å ve l 6300 Å oksijen olmak üzere, aurora spektrumunda artırılmıştır. Bu çizgilerden biri diğerinden birçok kez daha yoğundur ve bu, auroranın görünür rengini belirler: yeşil veya kırmızı. Manyetik alan bozukluklarına kutup bölgelerindeki radyo iletişimindeki kesintiler de eşlik ediyor. Bozulmanın nedeni iyonosferdeki değişikliklerdir, bu da manyetik fırtınalar sırasında güçlü bir iyonlaşma kaynağının olduğu anlamına gelir. Güneş diskinin merkezine yakın büyük güneş lekesi grupları olduğunda güçlü manyetik fırtınaların meydana geldiği tespit edilmiştir. Gözlemler, fırtınaların bizzat güneş lekeleriyle değil, bir grup güneş lekesinin gelişimi sırasında ortaya çıkan güneş patlamalarıyla ilişkili olduğunu göstermiştir.

Auroralar, Dünya'nın yüksek enlem bölgelerinde gözlenen hızlı hareketlerle değişen yoğunlukta bir ışık aralığıdır. Görsel aurora, güneş ve manyetosferik kökenli enerjik parçacıklar tarafından uyarılan yeşil (5577Å) ve kırmızı (6300/6364Å) atomik oksijen emisyon çizgilerini ve moleküler N2 bantlarını içerir. Bu emisyonlar genellikle yaklaşık 100 km ve üzeri rakımlarda ortaya çıkar. Optik aurora terimi, görsel auroraları ve bunların kızılötesi bölgeden ultraviyole bölgeye kadar olan emisyon spektrumunu ifade etmek için kullanılır. Spektrumun kızılötesi kısmındaki radyasyon enerjisi, görünür bölgedeki enerjiyi önemli ölçüde aşmaktadır. Auroralar ortaya çıktığında, ULF aralığında emisyonlar gözlemlendi (

Auroraların gerçek formlarını sınıflandırmak zordur; En sık kullanılan terimler şunlardır:

1. Sakin, düzgün yaylar veya şeritler. Yay tipik olarak jeomanyetik paralel yönünde (kutup bölgelerinde Güneş'e doğru) yaklaşık 1000 km uzanır ve bir ila birkaç on kilometre arasında bir genişliğe sahiptir. Şerit, yay kavramının bir genellemesidir; genellikle düzenli bir yay şekline sahip değildir, ancak S harfi şeklinde veya spiral şeklinde bükülür. Yaylar ve şeritler 100-150 km rakımlarda bulunur.

2. Aurora ışınları . Bu terim, manyetik alan çizgileri boyunca uzanan, dikey uzunluğu birkaç on ila birkaç yüz kilometre arasında değişen bir kutup ışığı yapısını ifade eder. Işınların yatay kapsamı birkaç on metreden birkaç kilometreye kadar küçüktür. Işınlar genellikle yaylar halinde veya ayrı yapılar halinde gözlenir.

3. Lekeler veya yüzeyler . Bunlar, belirli bir şekle sahip olmayan, izole edilmiş parıltılı alanlardır. Bireysel noktalar birbirine bağlanabilir.

4. Peçe. Gökyüzünün geniş alanlarını kaplayan tekdüze bir parıltı olan alışılmadık bir aurora biçimi.

Auroralar yapılarına göre homojen, içi boş ve parlak olarak ayrılır. Çeşitli terimler kullanılmaktadır; titreşimli ark, titreşimli yüzey, dağınık yüzey, radyant şerit, perdelik kumaş vb. Auroraların renklerine göre bir sınıflandırması vardır. Bu sınıflandırmaya göre aurora türü A. Üst kısım veya kısmın tamamı kırmızıdır (6300–6364 Å). Genellikle yüksek jeomanyetik aktivite ile 300-400 km rakımlarda görülürler.

Aurora tipi İÇİNDE alt kısımda kırmızı renklidir ve birinci pozitif sistem N 2 ile birinci negatif sistem O 2'nin bantlarının parıltısıyla ilişkilendirilir. Bu tür aurora biçimleri, auroraların en aktif aşamalarında ortaya çıkar.

Bölgeler kutup ışıkları – Dünya yüzeyinde sabit bir noktadaki gözlemcilere göre bunlar, geceleri kutup ışıklarının maksimum frekansına sahip bölgelerdir. Bölgeler 67° kuzey ve güney enlemlerinde bulunur ve genişlikleri yaklaşık 6°'dir. Jeomanyetik yerel zamanın belirli bir anına karşılık gelen auroraların maksimum oluşumu, kuzey ve güney jeomanyetik kutupların etrafında asimetrik olarak konumlanan oval benzeri kuşaklarda (oval auroralar) meydana gelir. Aurora ovali enlem – zaman koordinatlarında sabittir ve aurora bölgesi ovalin gece yarısı bölgesinin enlem – boylam koordinatlarındaki noktalarının geometrik yeridir. Oval kuşak, gece sektöründe jeomanyetik kutba yaklaşık 23°, gündüz sektöründe ise 15° uzaklıkta yer almaktadır.

Aurora oval ve aurora bölgeleri. Aurora ovalinin konumu jeomanyetik aktiviteye bağlıdır. Oval, yüksek jeomanyetik aktivitede genişler. Auroral bölgeler veya aurora oval sınırları, dipol koordinatlarından ziyade L 6.4 ile daha iyi temsil edilir. Aurora ovalinin gündüz bölümünün sınırındaki jeomanyetik alan çizgileri, manyetopoz. Jeomanyetik eksen ile Dünya-Güneş yönü arasındaki açıya bağlı olarak aurora ovalinin konumunda bir değişiklik gözlenmektedir. Auroral oval ayrıca belirli enerjilerdeki parçacıkların (elektronlar ve protonlar) çökelmesine ilişkin verilere dayanarak belirlenir. Konumu verilerden bağımsız olarak belirlenebilir. Kaspakh gün tarafında ve manyetosferin kuyruğunda.

Aurora bölgesindeki auroraların meydana gelme sıklığındaki günlük değişim, jeomanyetik gece yarısında maksimuma ve jeomanyetik öğle saatlerinde minimuma sahiptir. Ovalin ekvatora yakın tarafında, auroraların oluşma sıklığı keskin bir şekilde azalır, ancak günlük değişimlerin şekli korunur. Ovalin kutup tarafında auroraların sıklığı giderek azalır ve karmaşık günlük değişikliklerle karakterize edilir.

Auroraların yoğunluğu.

Aurora yoğunluğu görünen yüzey parlaklığının ölçülmesiyle belirlenir. Parlaklık yüzeyi BEN belirli bir yöndeki aurora, 4p'lik toplam emisyonla belirlenir BEN foton/(cm 2 s). Bu değer gerçek yüzey parlaklığı olmayıp sütundan gelen emisyonu temsil ettiğinden, auroraları incelerken genellikle foton/(cm2 sütun s) birimi kullanılır. Toplam emisyonu ölçmek için kullanılan genel birim, 106 foton/(cm2 sütun s)'ye eşit Rayleigh'dir (Rl). Auroral yoğunluğun daha pratik birimleri, tek bir çizginin veya bandın emisyonlarıyla belirlenir. Örneğin, auroraların yoğunluğu uluslararası parlaklık katsayıları (IBR'ler) tarafından belirlenir. yeşil çizginin yoğunluğuna göre (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (auroranın maksimum yoğunluğu). Bu sınıflandırma kırmızı auroralar için kullanılamaz. Dönemin (1957-1958) keşiflerinden biri, auroraların manyetik kutba göre kaydırılmış bir oval biçiminde uzay-zamansal dağılımının oluşturulmasıydı. Auroraların manyetik kutba göre dağılımının dairesel şekli hakkındaki basit fikirlerden yola çıkılarak, Manyetosferin modern fiziğine geçiş tamamlandı. Keşfin onuru O. Khorosheva'ya aittir ve aurora ovaline yönelik fikirlerin yoğun gelişimi G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu ve bir dizi başka araştırmacı tarafından gerçekleştirildi. Auroral oval, güneş rüzgarının Dünya'nın üst atmosferi üzerindeki en yoğun etkisinin olduğu bölgedir. Auroranın yoğunluğu ovalde en fazladır ve dinamikleri uydular kullanılarak sürekli olarak izlenmektedir.

Kararlı kutup ışığı kırmızı yayları.

Sabit kutup ışığı kırmızı arkı, aksi takdirde orta enlem kırmızı yay denir veya M-yayı, doğudan batıya binlerce kilometre boyunca uzanan ve muhtemelen tüm Dünya'yı çevreleyen görsel altı (gözün hassasiyet sınırının altında) geniş bir yaydır. Yayın enlem uzunluğu 600 km'dir. Kararlı kutup ışığı kırmızı yayının emisyonu, l 6300 Å ve l 6364 Å kırmızı çizgilerinde neredeyse tek renklidir. Son zamanlarda zayıf emisyon hatları l 5577 Å (OI) ve l 4278 Å (N+2) da rapor edildi. Sürekli kırmızı yaylar aurora olarak sınıflandırılır, ancak çok daha yüksek rakımlarda görülürler. Alt sınır 300 km yükseklikte bulunur, üst sınır ise yaklaşık 700 km'dir. 1 6300 Å emisyonundaki sessiz kutup ışığı kırmızı yayının yoğunluğu 1 ila 10 kRl (tipik değer 6 kRl) arasında değişmektedir. Bu dalga boyunda gözün hassasiyet eşiği yaklaşık 10 kRl'dir, dolayısıyla yaylar görsel olarak nadiren gözlemlenir. Ancak gözlemler gecelerin %10'unda parlaklıklarının >50 kRL olduğunu göstermiştir. Yayların olağan ömrü yaklaşık bir gündür ve sonraki günlerde nadiren ortaya çıkarlar. Kalıcı kutup ışığı kırmızı yaylarını geçen uydulardan veya radyo kaynaklarından gelen radyo dalgaları, elektron yoğunluğu homojensizliklerinin varlığını gösteren sintilasyona maruz kalır. Kırmızı yayların teorik açıklaması, bölgedeki ısıtılmış elektronların Fİyonosfer oksijen atomlarının artmasına neden olur. Uydu gözlemleri, kalıcı kutup ışığı kırmızı yaylarıyla kesişen jeomanyetik alan çizgileri boyunca elektron sıcaklığında bir artış olduğunu göstermektedir. Bu yayların yoğunluğu, jeomanyetik aktivite (fırtınalar) ile pozitif olarak ilişkilidir ve yayların oluşma sıklığı, güneş lekesi aktivitesi ile pozitif olarak ilişkilidir.

Aurora'yı değiştiriyorum.

Auroraların bazı biçimleri, yoğunluk açısından yarı periyodik ve tutarlı zamansal değişimler yaşar. Yaklaşık olarak sabit geometriye sahip ve fazda meydana gelen hızlı periyodik değişimlere sahip bu auroralara, değişen auroralar adı verilmektedir. Auroralar olarak sınıflandırılırlar formlar R Uluslararası Aurora Atlası'na göre Değişen auroraların daha ayrıntılı bir alt bölümü:

R 1 (titreşimli aurora), aurora şekli boyunca parlaklıkta eşit faz değişiklikleri olan bir parıltıdır. Tanım gereği, ideal bir titreşimli aurorada, titreşimin uzaysal ve zamansal kısımları ayrılabilir; parlaklık BEN(r,t)= ben(R)· BT(T). Tipik bir aurorada R 0,01 ila 10 Hz arasında düşük yoğunluklu (1–2 kRl) bir frekansta 1 titreşim meydana gelir. Çoğu aurora R 1 – bunlar birkaç saniyelik aralıklarla titreşen noktalar veya yaylardır.

R 2 (ateşli aurora). Terim genellikle farklı bir şekli tanımlamaktan ziyade gökyüzünü dolduran alevler gibi hareketleri ifade etmek için kullanılır. Auroralar yay şeklindedir ve genellikle 100 km yükseklikten yukarıya doğru hareket ederler. Bu auroralar nispeten nadirdir ve auroranın dışında daha sık meydana gelir.

R 3 (parıldayan aurora). Bunlar, gökyüzünde titreşen alevler izlenimi veren, hızlı, düzensiz veya düzenli parlaklık değişimlerine sahip auroralardır. Aurora dağılmadan kısa bir süre önce ortaya çıkıyorlar. Tipik olarak gözlemlenen varyasyon sıklığı R 3, 10 ± 3 Hz'ye eşittir.

Titreşimli auroraların başka bir sınıfı için kullanılan akışlı aurora terimi, auroral yaylar ve çizgiler halinde hızla yatay olarak hareket eden parlaklıktaki düzensiz değişimleri ifade eder.

Değişen aurora, güneş ve manyetosferik kökenli parçacıkların çökelmesinin neden olduğu jeomanyetik alanın titreşimlerine ve auroral X-ışını radyasyonuna eşlik eden güneş-karasal olaylardan biridir.

Kutup başlığının parıltısı, birinci negatif sistem N + 2'nin (l 3914 Å) bandının yüksek yoğunluğu ile karakterize edilir. Tipik olarak, bu N + 2 bantları yeşil çizgi OI l 5577 Å'dan beş kat daha yoğundur; kutup başlığı parıltısının mutlak yoğunluğu 0,1 ila 10 kRl (genellikle 1-3 kRl) arasında değişir. PCA periyotları sırasında ortaya çıkan bu auroralar sırasında, 30 ila 80 km arasındaki yüksekliklerde 60° jeomanyetik enlemine kadar kutup başlığının tamamını tekdüze bir parıltı kaplar. Çoğunlukla 10-100 MeV enerjili güneş protonları ve d-parçacıkları tarafından üretilir ve bu yüksekliklerde maksimum iyonizasyon meydana gelir. Aurora bölgelerinde manto aurora adı verilen başka bir tür parıltı daha vardır. Bu tür kutup ışığı parıltısı için, sabah saatlerinde meydana gelen günlük maksimum yoğunluk 1-10 kRL'dir ve minimum yoğunluk beş kat daha zayıftır. Manto auroralarının gözlemleri çok azdır; yoğunlukları jeomanyetik ve güneş aktivitesine bağlıdır.

atmosferik parlaklık bir gezegenin atmosferi tarafından üretilen ve yayılan radyasyon olarak tanımlanır. Bu, aurora emisyonu, yıldırım deşarjı ve meteor izlerinin emisyonu hariç, atmosferin termal olmayan radyasyonudur. Bu terim dünyanın atmosferiyle (gece parlaması, alacakaranlık parıltısı ve gündüz aydınlığı) ilişkili olarak kullanılır. Atmosferdeki parıltı, atmosferde mevcut olan ışığın yalnızca bir kısmını oluşturur. Diğer kaynaklar arasında yıldız ışığı, burç ışığı ve Güneş'ten gelen gündüz dağınık ışığı bulunur. Bazen atmosferik parlaklık toplam ışık miktarının %40'ını oluşturabilir. Atmosferik ışıma, değişen yükseklik ve kalınlıktaki atmosferik katmanlarda meydana gelir. Atmosferdeki ışıma spektrumu 1000 Å ila 22,5 mikron arasındaki dalga boylarını kapsar. Atmosferdeki ışıltıdaki ana emisyon çizgisi l 5577 Å olup, 90-100 km yükseklikte, 30-40 km kalınlığında bir katmanda ortaya çıkar. Lüminesansın ortaya çıkışı, oksijen atomlarının rekombinasyonuna dayanan Chapman mekanizmasından kaynaklanmaktadır. Diğer emisyon çizgileri l 6300 Å olup, O + 2 ve emisyon NI l 5198/5201 Å ve NI l 5890/5896 Å'nin dissosiyatif rekombinasyonu durumunda ortaya çıkar.

Hava parıltısının yoğunluğu Rayleigh cinsinden ölçülür. Parlaklık (Rayleigh cinsinden) 4 rv'ye eşittir; burada b, 10 6 foton/(cm2 ster·s) cinsinden yayan katmanın açısal yüzey parlaklığıdır. Parıltının yoğunluğu enleme bağlıdır (farklı emisyonlar için farklıdır) ve ayrıca gün boyunca maksimum gece yarısına yakın olacak şekilde değişir. 1 5577 Å emisyonundaki hava parıltısı ile güneş lekelerinin sayısı ve 10,7 cm dalga boyundaki güneş radyasyonu akışı ile pozitif bir korelasyon kaydedildi.Uydu deneyleri sırasında hava parıltısı gözlendi. Uzaydan bakıldığında Dünya'nın etrafında bir ışık halkası olarak görünür ve yeşilimsi bir renge sahiptir.

Ozonosfer.

20–25 km rakımlarda, yaklaşık 10 rakımlarda güneş ultraviyole radyasyonunun etkisi altında ortaya çıkan, önemsiz miktarda ozon O3'ün maksimum konsantrasyonuna ulaşılır (oksijen içeriğinin 2x10 –7'sine kadar!) 50 km'ye kadar, gezegeni iyonlaştırıcı güneş radyasyonundan koruyor. Ozon molekülleri son derece az sayıda olmasına rağmen, Dünya'daki tüm yaşamı Güneş'ten gelen kısa dalga (ultraviyole ve x-ışını) radyasyonunun zararlı etkilerinden korurlar. Tüm molekülleri atmosferin tabanına bırakırsanız, kalınlığı 3-4 mm'yi geçmeyen bir katman elde edersiniz! 100 km'nin üzerindeki rakımlarda hafif gazların oranı artar ve çok yüksek rakımlarda helyum ve hidrojen baskındır; birçok molekül, Güneş'ten gelen sert radyasyonun etkisi altında iyonlaşarak iyonosferi oluşturan ayrı atomlara ayrışır. Dünya atmosferindeki havanın basıncı ve yoğunluğu yükseklikle azalır. Sıcaklık dağılımına bağlı olarak Dünya'nın atmosferi troposfer, stratosfer, mezosfer, termosfer ve ekzosfere ayrılır. .

20-25 km yükseklikte ozon tabakası. Ozon, Güneş'ten gelen dalga boyları 0,1-0,2 mikrondan daha kısa olan ultraviyole radyasyonu emerken oksijen moleküllerinin parçalanması nedeniyle oluşur. Serbest oksijen, O2 molekülleriyle birleşerek 0,29 mikrondan kısa tüm ultraviyole radyasyonu hırsla emen ozon O3'ü oluşturur. O3 ozon molekülleri kısa dalga radyasyonu ile kolayca yok edilir. Bu nedenle, ozon tabakası, seyrekleşmesine rağmen, Güneş'in daha yüksek ve daha şeffaf atmosferik katmanlardan geçen ultraviyole ışınımını etkili bir şekilde emer. Bu sayede Dünya üzerindeki canlılar Güneş'ten gelen ultraviyole ışığın zararlı etkilerinden korunmaktadır.

İyonosfer.

Güneşten gelen radyasyon atmosferdeki atomları ve molekülleri iyonize eder. İyonlaşma derecesi 60 kilometre yükseklikte zaten önemli hale gelir ve Dünya'dan uzaklaştıkça giderek artar. Atmosferdeki farklı yüksekliklerde, çeşitli moleküllerin ardışık ayrışma süreçleri ve ardından çeşitli atom ve iyonların iyonlaşması meydana gelir. Bunlar esas olarak oksijen O2, nitrojen N2 molekülleri ve bunların atomlarıdır. Bu süreçlerin yoğunluğuna bağlı olarak atmosferin 60 kilometrenin üzerinde yer alan çeşitli katmanlarına iyonosferik katmanlar adı verilmektedir. , ve onların bütünlüğü iyonosferdir . İyonizasyonu önemsiz olan alt katmana nötrosfer denir.

İyonosferdeki yüklü parçacıkların maksimum konsantrasyonuna 300-400 km yükseklikte ulaşılır.

İyonosfer çalışmasının tarihi.

Üst atmosferde iletken bir tabakanın varlığına ilişkin hipotez, 1878 yılında İngiliz bilim adamı Stuart tarafından jeomanyetik alanın özelliklerini açıklamak amacıyla ortaya atılmıştır. Daha sonra 1902'de ABD'de Kennedy ve İngiltere'de Heaviside birbirlerinden bağımsız olarak radyo dalgalarının uzun mesafelerdeki yayılımını açıklamak için atmosferin yüksek katmanlarında yüksek iletkenliğe sahip bölgelerin varlığını varsaymanın gerekli olduğunu belirttiler. 1923 yılında akademisyen M.V. Shuleikin, çeşitli frekanslardaki radyo dalgalarının yayılma özelliklerini göz önünde bulundurarak iyonosferde en az iki yansıtıcı katman olduğu sonucuna vardı. Daha sonra 1925 yılında İngiliz araştırmacılar Appleton ve Barnett ile Breit ve Tuve, radyo dalgalarını yansıtan bölgelerin varlığını ilk kez deneysel olarak kanıtladılar ve sistematik çalışmalarının temelini attılar. O zamandan bu yana, radyo dalgalarının yansımasını ve soğurulmasını belirleyen bir dizi jeofizik olayda önemli rol oynayan ve pratik açıdan çok önemli olan, genel olarak iyonosfer olarak adlandırılan bu katmanların özellikleri üzerine sistematik bir çalışma yürütülmektedir. özellikle güvenilir radyo iletişimlerinin sağlanması amacıyla.

1930'larda iyonosferin durumuna ilişkin sistematik gözlemler başladı. Ülkemizde M.A. Bonch-Bruevich'in girişimiyle nabız ölçümü için tesisler oluşturuldu. İyonosferin birçok genel özelliği, ana katmanlarının yükseklikleri ve elektron konsantrasyonu incelenmiştir.

60-70 km yüksekliklerde D katmanı, 100-120 km yüksekliklerde ise D katmanı gözlenir. e, rakımlarda, 180–300 km rakımlarda çift katmanlı F 1 ve F 2. Bu katmanların ana parametreleri Tablo 4'te verilmiştir.

Tablo 4.

Tablo 4.
İyonosferik bölge	Maksimum yükseklik, km	T ben , k	Gün		Gece hayır , cm –3	a΄, ρm 3 sn – 1
İyonosferik bölge	Maksimum yükseklik, km	T ben , k	dk. hayır , cm –3	Maksimum hayır , cm –3	Gece hayır , cm –3	a΄, ρm 3 sn – 1
D	70	20	100	200	10	10 –6
e	110	270	1,5 10 5	3.10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3.10 5	5 10 5	–	3.10 –8
F 2 (kış)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2.10 –10
F 2 (yaz)	250–320	1000–2000	2.10 5	8 10 5	~3·10 5	10 –10
hayır– elektron konsantrasyonu, e – elektron yükü, T ben– iyon sıcaklığı, a΄ – rekombinasyon katsayısı (değeri belirler) hayır ve zamanla değişimi)

Ortalama değerler günün saatine ve mevsimlere bağlı olarak farklı enlemlerde değişiklik gösterdiği için verilmiştir. Bu tür veriler, uzun mesafeli radyo iletişimini sağlamak için gereklidir. Çeşitli kısa dalga radyo bağlantıları için çalışma frekanslarının seçiminde kullanılırlar. İyonosferin durumuna bağlı olarak günün farklı saatlerinde ve farklı mevsimlerde meydana gelen değişikliklerin bilgisi, radyo iletişiminin güvenilirliğini sağlamak için son derece önemlidir. İyonosfer, yaklaşık 60 km yükseklikten başlayarak onbinlerce km yüksekliğe kadar uzanan, dünya atmosferinin iyonize katmanlarının bir koleksiyonudur. Dünya atmosferinin iyonizasyonunun ana kaynağı, esas olarak güneş kromosferinde ve koronada meydana gelen, Güneş'ten gelen ultraviyole ve X-ışını radyasyonudur. Ek olarak, üst atmosferin iyonlaşma derecesi, güneş patlamaları sırasında meydana gelen güneş parçacık akımlarının yanı sıra kozmik ışınlar ve meteor parçacıklarından da etkilenir.

İyonosferik katmanlar

- bunlar atmosferde maksimum serbest elektron konsantrasyonuna ulaşılan alanlardır (yani birim hacim başına sayıları). Atmosfer gazlarının atomlarının iyonlaşmasından kaynaklanan, radyo dalgalarıyla (yani elektromanyetik salınımlar) etkileşime giren elektrik yüklü serbest elektronlar ve (daha az ölçüde, daha az hareketli iyonlar), yönlerini değiştirebilir, onları yansıtabilir veya kırabilir ve enerjilerini emebilir. . Bunun sonucunda, uzaktaki radyo istasyonlarını alırken çeşitli etkiler ortaya çıkabilir; örneğin radyo iletişimlerinin zayıflaması, uzak istasyonların duyulabilirliğinin artması, elektrik kesintileri ve benzeri. fenomen.

Araştırma Yöntemleri.

İyonosferi Dünya'dan incelemenin klasik yöntemleri, darbe sondajına kadar iner - radyo darbeleri göndermek ve bunların iyonosferin çeşitli katmanlarından yansımalarını gözlemlemek, gecikme süresini ölçmek ve yansıyan sinyallerin yoğunluğunu ve şeklini incelemek. Çeşitli frekanslarda radyo darbelerinin yansıma yüksekliklerini ölçerek, çeşitli alanların kritik frekanslarını belirleyerek (kritik frekans, iyonosferin belirli bir bölgesinin şeffaf hale geldiği radyo darbesinin taşıyıcı frekansıdır), belirlemek mümkündür. katmanlardaki elektron konsantrasyonunun değerini ve belirli frekanslar için etkin yükseklikleri belirleyin ve belirli radyo yolları için en uygun frekansları seçin. Roket teknolojisinin gelişmesi ve yapay Dünya uydularının (AES) ve diğer uzay araçlarının uzay çağının ortaya çıkmasıyla birlikte, alt kısmı iyonosfer olan Dünya'ya yakın uzay plazmasının parametrelerini doğrudan ölçmek mümkün hale geldi.

Özel olarak fırlatılan roketlerde ve uydu uçuş yolları boyunca gerçekleştirilen elektron konsantrasyonu ölçümleri, iyonosferin yapısı hakkında daha önce yer tabanlı yöntemlerle elde edilen doğrulanmış ve netleştirilmiş veriler, elektron konsantrasyonunun Dünyanın çeşitli bölgeleri üzerindeki yükseklik ile dağılımı ve ana maksimumun üzerinde elektron konsantrasyonu değerleri elde etmeyi mümkün kıldı - katman F. Daha önce, yansıyan kısa dalga radyo darbelerinin gözlemlerine dayanan sondaj yöntemleri kullanılarak bunu yapmak imkansızdı. Dünyanın bazı bölgelerinde elektron konsantrasyonunun azaldığı, düzenli “iyonosferik rüzgarlar” ile oldukça kararlı alanların olduğu, iyonosferde yerel iyonosferik rahatsızlıkları uyarılma yerlerinden binlerce kilometre uzağa taşıyan tuhaf dalga süreçlerinin ortaya çıktığı, ve daha fazlası. Özellikle son derece hassas alıcı cihazların oluşturulması, iyonosferik darbe sondaj istasyonlarında iyonosferin en alt bölgelerinden (kısmi yansıma istasyonları) kısmen yansıyan darbe sinyallerinin alınmasını mümkün kılmıştır. Metre ve desimetre dalga boyu aralıklarında güçlü darbeli kurulumların kullanılması ve yayılan enerjinin yüksek konsantrasyonuna izin veren antenlerin kullanılması, iyonosfer tarafından çeşitli yüksekliklerde saçılan sinyallerin gözlemlenmesini mümkün kılmıştır. İyonosferik plazmanın elektronları ve iyonları tarafından tutarsız bir şekilde saçılan bu sinyallerin spektrumlarının özelliklerinin incelenmesi (bunun için radyo dalgalarının tutarsız saçılma istasyonları kullanıldı), elektronların ve iyonların konsantrasyonunu, eşdeğerlerini belirlemeyi mümkün kıldı Birkaç bin kilometreye kadar çeşitli yüksekliklerde sıcaklık. İyonosferin kullanılan frekanslara göre oldukça şeffaf olduğu ortaya çıktı.

300 km yükseklikte dünyanın iyonosferindeki elektrik yüklerinin konsantrasyonu (elektron konsantrasyonu iyon konsantrasyonuna eşittir) gün boyunca yaklaşık 10 6 cm –3'tür. Bu yoğunluktaki plazma, uzunluğu 20 m'den fazla olan radyo dalgalarını yansıtır ve daha kısa olanları iletir.

Gündüz ve gece koşulları için iyonosferdeki elektron konsantrasyonunun tipik dikey dağılımı.

İyonosferde radyo dalgalarının yayılması.

Uzun mesafeli yayın istasyonlarının istikrarlı alımı, kullanılan frekanslara, günün saatine, mevsime ve ayrıca güneş aktivitesine bağlıdır. Güneş aktivitesi iyonosferin durumunu önemli ölçüde etkiler. Yer istasyonundan yayılan radyo dalgaları, tüm elektromanyetik dalga türleri gibi düz bir çizgide hareket eder. Ancak hem Dünya'nın yüzeyinin hem de atmosferinin iyonize katmanlarının büyük bir kapasitörün plakaları görevi gördüğünü ve aynaların ışık üzerindeki etkisi gibi onlara etki ettiğini hesaba katmak gerekir. Onlardan yansıyan radyo dalgaları binlerce kilometre yol kat edebilir, yüzlerce ve binlerce kilometrelik büyük sıçramalarla dünyayı çevreleyebilir, dönüşümlü olarak iyonize gaz katmanından ve Dünya veya su yüzeyinden yansabilir.

Geçen yüzyılın 20'li yıllarında, 200 m'den kısa radyo dalgalarının, güçlü emilim nedeniyle genellikle uzun mesafeli iletişim için uygun olmadığına inanılıyordu. Atlantik boyunca Avrupa ile Amerika arasında kısa dalgaların uzun mesafeli alımına ilişkin ilk deneyler İngiliz fizikçi Oliver Heaviside ve Amerikalı elektrik mühendisi Arthur Kennelly tarafından gerçekleştirildi. Birbirlerinden bağımsız olarak, Dünya'nın çevresinde bir yerlerde radyo dalgalarını yansıtabilen iyonize bir atmosfer katmanının bulunduğunu öne sürdüler. Buna Heaviside-Kennelly katmanı ve ardından iyonosfer adı verildi.

Modern kavramlara göre iyonosfer, negatif yüklü serbest elektronlardan ve pozitif yüklü iyonlardan, esas olarak moleküler oksijen O + ve nitrik oksit NO +'dan oluşur. İyonlar ve elektronlar, moleküllerin ayrışması ve nötr gaz atomlarının güneş X ışınları ve ultraviyole radyasyonla iyonlaşması sonucu oluşur. Bir atomu iyonize etmek için, iyonosfer için ana kaynağı ultraviyole, x-ışını ve Güneş'ten gelen korpüsküler radyasyon olan iyonizasyon enerjisini ona vermek gerekir.

Dünyanın gaz kabuğu Güneş tarafından aydınlatılırken, içinde sürekli olarak daha fazla elektron oluşur, ancak aynı zamanda elektronların bir kısmı iyonlarla çarpışarak yeniden birleşerek tekrar nötr parçacıklar oluşturur. Gün batımından sonra yeni elektronların oluşumu neredeyse durur ve serbest elektronların sayısı azalmaya başlar. İyonosferde ne kadar çok serbest elektron varsa, yüksek frekanslı dalgalar da o kadar iyi yansıtılır. Elektron konsantrasyonunun azalmasıyla radyo dalgalarının geçişi yalnızca düşük frekans aralıklarında mümkündür. Bu nedenle geceleri, kural olarak, yalnızca 75, 49, 41 ve 31 m aralığındaki uzak istasyonları almak mümkündür, Elektronlar iyonosferde eşit olmayan bir şekilde dağılmıştır. 50 ila 400 km arasındaki yüksekliklerde, elektron konsantrasyonunun arttığı birkaç katman veya bölge vardır. Bu alanlar sorunsuz bir şekilde birbirine geçiş yapar ve HF radyo dalgalarının yayılması üzerinde farklı etkilere sahiptir. İyonosferin üst katmanı harfle gösterilir F. Burada en yüksek iyonlaşma derecesi vardır (yüklü parçacıkların oranı yaklaşık 10 –4'tür). Dünya yüzeyinden 150 km'den daha yüksek bir yükseklikte bulunur ve yüksek frekanslı HF radyo dalgalarının uzun mesafeli yayılmasında ana yansıtıcı rolü oynar. Yaz aylarında F bölgesi iki katmana ayrılır: F 1 ve F 2. F1 katmanı 200 ila 250 km arasındaki yükseklikleri işgal edebilir ve katman F 2, 300-400 km rakım aralığında “yüzüyor” gibi görünüyor. Genellikle katman F 2 katmandan çok daha güçlü iyonize edilir F 1. Gece katmanı F 1 kaybolur ve katman F 2 kalır ve yavaş yavaş iyonizasyon derecesinin %60'ını kaybeder. F katmanının altında 90 ila 150 km arasındaki rakımlarda bir katman vardır e iyonizasyonu Güneş'ten gelen yumuşak X-ışını radyasyonunun etkisi altında meydana gelir. E katmanının iyonlaşma derecesi, E katmanınınkinden daha düşüktür. F, gün boyunca, 31 ve 25 m'lik düşük frekanslı HF aralıklarındaki istasyonların alımı, sinyaller katmandan yansıtıldığında meydana gelir e. Tipik olarak bunlar 1000-1500 km uzaklıkta bulunan istasyonlardır. Geceleri katmanda eİyonizasyon keskin bir şekilde azalıyor, ancak şu anda bile 41, 49 ve 75 m aralıklarındaki istasyonlardan sinyallerin alınmasında önemli bir rol oynamaya devam ediyor.

16, 13 ve 11 m'lik yüksek frekanslı HF aralıklarının sinyallerini almak için büyük ilgi çekenler, bölgede ortaya çıkanlardır. e oldukça artan iyonlaşma katmanları (bulutlar). Bu bulutların alanı birkaç kilometrekareden yüzlerce kilometre kareye kadar değişebilir. İyonizasyonun arttığı bu katmana sporadik katman adı verilir. e ve belirlenmiş Es. Es bulutları rüzgarın etkisi altında iyonosferde hareket edebilir ve 250 km/saat hıza ulaşabilir. Yaz aylarında orta enlemlerde gündüz saatlerinde Es bulutları nedeniyle radyo dalgalarının kaynağı ayda 15-20 gün meydana gelir. Ekvator yakınında neredeyse her zaman mevcuttur ve yüksek enlemlerde genellikle geceleri ortaya çıkar. Bazen güneş aktivitesinin düşük olduğu yıllarda, yüksek frekanslı HF bantlarında iletim olmadığında, 16, 13 ve 11 m bantlarında aniden iyi ses seviyesine sahip uzak istasyonlar belirir ve bunların sinyalleri Es'ten birçok kez yansıtılır.

İyonosferin en alt bölgesi bölgedir D 50 ila 90 km arasındaki rakımlarda bulunur. Burada nispeten az sayıda serbest elektron var. Bölgeden D Uzun ve orta dalgalar iyi yansıtılır ve düşük frekanslı HF istasyonlarından gelen sinyaller güçlü bir şekilde emilir. Gün batımından sonra iyonizasyon çok hızlı bir şekilde kaybolur ve sinyalleri katmanlardan yansıyan 41, 49 ve 75 m aralığındaki uzak istasyonların alınması mümkün hale gelir. F 2 ve e. İyonosferin bireysel katmanları, HF radyo sinyallerinin yayılmasında önemli bir rol oynar. Radyo dalgaları üzerindeki etki esas olarak iyonosferdeki serbest elektronların varlığından kaynaklanmaktadır, ancak radyo dalgası yayılma mekanizması büyük iyonların varlığıyla ilişkilidir. İkincisi, nötr atomlardan ve moleküllerden daha aktif oldukları için atmosferin kimyasal özelliklerini incelerken de ilgi çekicidir. İyonosferde meydana gelen kimyasal reaksiyonlar enerji ve elektrik dengesinde önemli rol oynar.

Normal iyonosfer. Jeofizik roketler ve uydular kullanılarak yapılan gözlemler, atmosferin iyonlaşmasının geniş bir yelpazedeki güneş ışınımının etkisi altında meydana geldiğini gösteren çok sayıda yeni bilgi sağlamıştır. Ana kısmı (% 90'dan fazla) spektrumun görünür kısmında yoğunlaşmıştır. Menekşe ışık ışınlarına göre daha kısa dalga boyuna ve daha yüksek enerjiye sahip olan morötesi ışınım, Güneş'in iç atmosferindeki (kromosfer) hidrojen tarafından yayılır; daha da yüksek enerjiye sahip olan X-ışınları ise Güneş'in dış kabuğundaki gazlar tarafından yayılır. (korona).

İyonosferin normal (ortalama) durumu, sürekli güçlü radyasyondan kaynaklanmaktadır. Dünyanın günlük dönüşü ve öğle saatlerinde güneş ışınlarının geliş açısındaki mevsimsel farklılıklar nedeniyle normal iyonosferde düzenli değişiklikler meydana gelir, ancak iyonosferin durumunda öngörülemeyen ve ani değişiklikler de meydana gelir.

İyonosferdeki bozukluklar.

Bilindiği gibi Güneş'te her 11 yılda bir maksimuma ulaşan güçlü, döngüsel olarak tekrarlanan aktivite tezahürleri meydana gelir. Uluslararası Jeofizik Yılı (IGY) programı kapsamındaki gözlemler, tüm sistematik meteorolojik gözlemler dönemi boyunca en yüksek güneş aktivitesi dönemine denk geldi; 18. yüzyılın başından itibaren. Yüksek aktivite dönemlerinde Güneş'in bazı bölgelerinin parlaklığı birkaç kat artar ve ultraviyole ve X-ışını radyasyonunun gücü keskin bir şekilde artar. Bu tür olaylara güneş patlamaları denir. Birkaç dakikadan bir ila iki saate kadar sürerler. Parlama sırasında güneş plazması (çoğunlukla protonlar ve elektronlar) patlar ve temel parçacıklar uzaya fırlar. Bu tür patlamalar sırasında Güneş'ten gelen elektromanyetik ve parçacık radyasyonu, Dünya atmosferi üzerinde güçlü bir etkiye sahiptir.

İlk tepki parlamadan 8 dakika sonra, yoğun ultraviyole ve X-ışını radyasyonu Dünya'ya ulaştığında gözlemleniyor. Sonuç olarak iyonizasyon keskin bir şekilde artar; X ışınları atmosferden iyonosferin alt sınırına kadar nüfuz eder; bu katmanlardaki elektronların sayısı o kadar artar ki radyo sinyalleri neredeyse tamamen emilir (“söner”). Radyasyonun ilave emilimi gazın ısınmasına neden olur ve bu da rüzgarların oluşmasına katkıda bulunur. İyonize gaz bir elektrik iletkenidir ve Dünyanın manyetik alanında hareket ettiğinde dinamo etkisi oluşur ve bir elektrik akımı oluşur. Bu tür akımlar, manyetik alanda gözle görülür bozulmalara neden olabilir ve kendilerini manyetik fırtınalar şeklinde gösterebilir.

Üst atmosferin yapısı ve dinamikleri, güneş ışınımı yoluyla iyonlaşma ve ayrışma, kimyasal süreçler, moleküllerin ve atomların uyarılması, bunların devre dışı bırakılması, çarpışmalar ve diğer temel süreçlerle ilişkili termodinamik anlamda denge dışı süreçler tarafından önemli ölçüde belirlenir. Bu durumda yoğunluk azaldıkça dengesizliğin derecesi yükseklikle artar. 500-1000 km ve genellikle daha yüksek rakımlara kadar, üst atmosferin birçok özelliği için dengesizlik derecesi oldukça küçüktür, bu da onu tanımlamak için kimyasal reaksiyonları hesaba katarak klasik ve hidromanyetik hidrodinamiklerin kullanılmasını mümkün kılar.

Ekzosfer, hafif, hızlı hareket eden hidrojen atomlarının uzaya kaçabileceği, birkaç yüz kilometrelik yüksekliklerden başlayan, Dünya atmosferinin dış katmanıdır.

Edward Kononoviç

Edebiyat:

Pudovkin M.I. Güneş Fiziğinin Temelleri. St.Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Bugün astronomi. Prentice-Hall, Inc. Yukarı Saddle Nehri, 2002
İnternetteki materyaller: http://ciencia.nasa.gov/

Atmosfer, gezegenimizin Dünya ile birlikte dönen gazdan oluşan kabuğudur. Atmosferde bulunan gaza hava denir. Atmosfer hidrosfer ile temas halindedir ve litosferi kısmen kaplar. Ancak üst sınırların belirlenmesi zordur. Geleneksel olarak atmosferin yukarı doğru yaklaşık üç bin kilometre boyunca uzandığı kabul edilmektedir. Orada sorunsuzca havasız alana akar.

Dünya atmosferinin kimyasal bileşimi

Atmosferin kimyasal bileşiminin oluşumu yaklaşık dört milyar yıl önce başladı. Başlangıçta atmosfer yalnızca hafif gazlardan (helyum ve hidrojen) oluşuyordu. Bilim adamlarına göre, Dünya çevresinde bir gaz kabuğunun oluşmasının ilk önkoşulları, lavlarla birlikte büyük miktarda gaz yayan volkanik patlamalardı. Daha sonra su boşluklarıyla, canlı organizmalarla ve onların faaliyetlerinin ürünleriyle gaz değişimi başladı. Havanın bileşimi yavaş yavaş değişti ve birkaç milyon yıl önce modern haliyle sabitlendi.

Atmosferin ana bileşenleri nitrojen (yaklaşık %79) ve oksijendir (%20). Geri kalan yüzde (%1) şu gazlardan gelir: argon, neon, helyum, metan, karbon dioksit, hidrojen, kripton, ksenon, ozon, amonyak, kükürt ve nitrojen dioksitler, nitröz oksit ve karbon monoksit. yüzde bir.

Ayrıca havada su buharı ve partikül madde (polen, toz, tuz kristalleri, aerosol yabancı maddeleri) bulunur.

Son zamanlarda bilim adamları, bazı hava bileşenlerinde niteliksel değil niceliksel bir değişiklik olduğunu fark ettiler. Bunun nedeni ise insan ve onun faaliyetleridir. Yalnızca son 100 yılda karbondioksit seviyeleri önemli ölçüde arttı! Bu, en küresel olanı iklim değişikliği olan birçok sorunla doludur.

Hava ve iklimin oluşumu

Atmosfer, Dünya'daki iklimin ve havanın şekillenmesinde kritik bir rol oynar. Birçoğu güneş ışığının miktarına, alttaki yüzeyin doğasına ve atmosferik dolaşıma bağlıdır.

Faktörlere sırasıyla bakalım.

1. Atmosfer, güneş ışınlarının ısısını iletir ve zararlı radyasyonu emer. Eski Yunanlılar, Güneş ışınlarının Dünya'nın farklı bölgelerine farklı açılarla düştüğünü biliyorlardı. Eski Yunancadan tercüme edilen "iklim" kelimesinin kendisi "eğim" anlamına gelir. Yani ekvatorda güneş ışınları neredeyse dikey olarak düşüyor, bu yüzden burası çok sıcak. Kutuplara ne kadar yakınsa eğim açısı da o kadar büyük olur. Ve sıcaklık düşer.

2. Dünyanın dengesiz ısınması nedeniyle atmosferde hava akımları oluşur. Boyutlarına göre sınıflandırılırlar. En küçükleri (onlarca ve yüzlerce metre) yerel rüzgarlardır. Bunu musonlar ve alize rüzgarları, kasırgalar ve antisiklonlar ve gezegenin ön bölgeleri takip ediyor.

Bütün bu hava kütleleri sürekli hareket halindedir. Bazıları oldukça statiktir. Örneğin subtropiklerden ekvatora doğru esen ticaret rüzgarları. Diğerlerinin hareketi büyük ölçüde atmosfer basıncına bağlıdır.

3. Atmosfer basıncı iklim oluşumunu etkileyen bir diğer faktördür. Bu, dünya yüzeyindeki hava basıncıdır. Bilindiği gibi hava kütleleri atmosfer basıncının yüksek olduğu bölgeden bu basıncın düşük olduğu bölgeye doğru hareket eder.

Toplam 7 bölge tahsis edilmiştir. Ekvator alçak basınç bölgesidir. Ayrıca ekvatorun her iki yanında otuzlu enlemlere kadar yüksek basınç alanı vardır. 30°'den 60°'ye - yine düşük basınç. Ve 60°'den kutuplara kadar yüksek basınç bölgesi vardır. Bu bölgeler arasında hava kütleleri dolaşır. Denizden karaya gelenler yağmur ve kötü havayı, kıtalardan esen rüzgarlar ise açık ve kuru havayı getirir. Hava akımlarının çarpıştığı yerlerde, yağış ve sert, rüzgarlı hava ile karakterize edilen atmosferik ön bölgeler oluşur.

Bilim adamları, bir kişinin refahının bile atmosferik basınca bağlı olduğunu kanıtladılar. Uluslararası standartlara göre normal atmosfer basıncı 760 mm Hg'dir. 0°C sıcaklıktaki kolon. Bu gösterge neredeyse deniz seviyesiyle aynı seviyede olan arazi alanları için hesaplanmaktadır. Yükseklik arttıkça basınç azalır. Bu nedenle, örneğin St. Petersburg için 760 mm Hg. - bu normdur. Ancak daha yüksekte bulunan Moskova için normal basınç 748 mm Hg'dir.

Basınç sadece dikey olarak değil aynı zamanda yatay olarak da değişir. Bu özellikle siklonların geçişi sırasında hissedilir.

Atmosferin yapısı

Atmosfer bir katman pastasını andırıyor. Ve her katmanın kendine has özellikleri vardır.

. Troposfer- Dünya'ya en yakın katman. Bu katmanın "kalınlığı" ekvatordan uzaklaştıkça değişir. Ekvatorun üzerinde katman yukarıya doğru 16-18 km, ılıman bölgelerde 10-12 km, kutuplarda 8-10 km kadar uzanır.

Toplam hava kütlesinin %80'i ve su buharının %90'ı burada bulunur. Burada bulutlar oluşuyor, siklonlar ve antisiklonlar ortaya çıkıyor. Hava sıcaklığı bölgenin yüksekliğine bağlıdır. Ortalama olarak her 100 metrede 0,65°C azalır.

. Tropopoz- atmosferin geçiş katmanı. Yüksekliği birkaç yüz metreden 1-2 km'ye kadar değişmektedir. Yaz aylarında hava sıcaklığı kış aylarına göre daha yüksektir. Örneğin kışın kutupların üzerinde sıcaklık -65° C'dir. Ekvatorun üzerinde ise yılın herhangi bir zamanında sıcaklık -70° C'dir.

. Stratosfer- bu, üst sınırı 50-55 kilometre yükseklikte bulunan bir katmandır. Buradaki türbülans düşük, havadaki su buharı içeriği ihmal edilebilir. Ama çok fazla ozon var. Maksimum konsantrasyonu 20-25 km yüksekliktedir. Stratosferde hava sıcaklığı artmaya başlar ve +0,8° C'ye ulaşır. Bunun nedeni ozon tabakasının ultraviyole radyasyonla etkileşime girmesidir.

. Stratopoz- stratosfer ile onu takip eden mezosfer arasında alçak bir ara katman.

. Mezosfer- bu katmanın üst sınırı 80-85 kilometredir. Burada serbest radikalleri içeren karmaşık fotokimyasal süreçler meydana gelir. Gezegenimizin uzaydan görülen o narin mavi ışıltısını sağlayanlar onlardır.

Çoğu kuyruklu yıldız ve meteorit mezosferde yanar.

. Mezopoz- hava sıcaklığının en az -90° olduğu bir sonraki ara katman.

. Termosfer- alt sınır 80 - 90 km yükseklikte başlar ve katmanın üst sınırı yaklaşık 800 km'de uzanır. Hava sıcaklığı artıyor. +500° C ile +1000° C arasında değişebilir. Gün içinde sıcaklık dalgalanmaları yüzlerce dereceye ulaşır! Ancak buradaki hava o kadar seyrekleşmiş ki, "sıcaklık" terimini sandığımız şekilde anlamak burada uygun değil.

. İyonosfer- Mezosfer, mezopoz ve termosferi birleştirir. Buradaki hava esas olarak oksijen ve nitrojen moleküllerinin yanı sıra yarı nötr plazmadan oluşur. İyonosfere giren güneş ışınları hava moleküllerini güçlü bir şekilde iyonize eder. Alt katmanda (90 km'ye kadar) iyonizasyon derecesi düşüktür. Ne kadar yüksek olursa iyonizasyon da o kadar fazla olur. Yani 100-110 km yükseklikte elektronlar yoğunlaşır. Bu, kısa ve orta radyo dalgalarının yansıtılmasına yardımcı olur.

İyonosferin en önemli katmanı 150-400 km yükseklikte bulunan üst katmandır. Özelliği, radyo dalgalarını yansıtmasıdır ve bu, radyo sinyallerinin önemli mesafelere iletilmesini kolaylaştırır.

Aurora gibi bir fenomenin meydana geldiği yer iyonosferdir.

. Ekzosfer- Oksijen, helyum ve hidrojen atomlarından oluşur. Bu katmandaki gaz oldukça seyrektir ve hidrojen atomları sıklıkla uzaya kaçar. Bu nedenle bu katmana “dağılım bölgesi” adı verilmektedir.

Atmosferimizin ağırlığı olduğunu öne süren ilk bilim adamı İtalyan E. Torricelli'ydi. Örneğin Ostap Bender, "Altın Buzağı" adlı romanında, her insanın 14 kg ağırlığındaki bir hava sütunu tarafından bastırıldığından yakınıyordu! Ancak büyük entrikacı biraz yanılmıştı. Bir yetişkin 13-15 tonluk bir basınçla karşılaşır! Ancak bu ağırlığı hissetmiyoruz çünkü atmosferik basınç, kişinin iç basıncıyla dengeleniyor. Atmosferimizin ağırlığı 5.300.000.000.000.000 tondur. Bu rakam devasa, ancak gezegenimizin ağırlığının yalnızca milyonda biri kadar.