Vad är atmosfärens sammansättning. De viktigaste lagren av jordens atmosfär i stigande ordning

Atmosfärisk luft består av kväve (77,99 %), syre (21 %), inerta gaser (1 %) och koldioxid (0,01 %). Andelen koldioxid ökar med tiden på grund av att bränsleförbränningsprodukter släpps ut i atmosfären, och dessutom minskar skogarealen som absorberar koldioxid och släpper ut syre.

Atmosfären innehåller också en liten mängd ozon, som är koncentrerat på ca 25-30 km höjd och bildar det så kallade ozonskiktet. Detta lager skapar en barriär mot solens ultravioletta strålning, vilket är farligt för levande organismer på jorden.

Dessutom innehåller atmosfären vattenånga och olika föroreningar - dammpartiklar, sot, etc. Koncentrationen av föroreningar är högre på jordens yta och i vissa områden: ovanför stora städer.

Nästa lager av atmosfären är stratosfär. Luften i den är mycket mer sällsynt, och det finns mycket mindre vattenånga i den. Temperaturen i den nedre delen av stratosfären är -60 - -80°C och sjunker med ökande höjd. Det är i stratosfären som ozonskiktet ligger. Stratosfären kännetecknas av höga vindhastigheter (upp till 80-100 m/sek).

Mesosfären- det mellersta lagret av atmosfären, som ligger ovanför stratosfären på höjder från 50 till S0-S5 km. Mesosfären kännetecknas av en minskning av medeltemperaturen med höjd från 0°C vid den nedre gränsen till -90°C vid den övre gränsen. Nära mesosfärens övre gräns observeras nattlysande moln, upplysta av solen på natten. vid den övre gränsen av mesosfären är 200 gånger mindre än vid jordens yta.

Termosfär- ligger ovanför mesosfären, på höjder från SO till 400-500 km, i den börjar temperaturen först långsamt och sedan snabbt stiga igen. Anledningen är absorptionen av ultraviolett på höjder av 150-300 km. I termosfären ökar temperaturen kontinuerligt till en höjd av cirka 400 km, där den når 700 - 1500 ° C (beroende på solaktivitet). Under påverkan av ultraviolett, röntgen och kosmisk strålning sker även luftjonisering (““). Huvudområdena i jonosfären ligger inom termosfären.

Exosfär- det yttre, mest sällsynta lagret av atmosfären, det börjar på höjder av 450-000 km, och dess övre gräns ligger på ett avstånd av flera tusen km från jordens yta, där koncentrationen av partiklar blir densamma som i interplanetära utrymme. Exosfären består av joniserad gas (plasma); de nedre och mellersta delarna av exosfären består huvudsakligen av syre och kväve; Med ökande höjd ökar den relativa koncentrationen av lätta gaser, särskilt joniserat väte, snabbt. Temperaturen i exosfären är 1300-3000°C; den växer svagt med höjden. Jordens strålningsbälten är huvudsakligen belägna i exosfären.

Ibland kallas atmosfären som omger vår planet i ett tjockt lager det femte havet. Det är inte för inte som det andra namnet på ett flygplan är ett flygplan. Atmosfären är en blandning av olika gaser, bland vilka kväve och syre dominerar. Det är tack vare det senare som liv är möjligt på planeten i den form som vi alla är vana vid. Förutom dem finns det 1% av andra komponenter. Dessa är inerta (som inte ingår i kemiska interaktioner) gaser, svaveloxid Det femte havet innehåller också mekaniska föroreningar: damm, aska etc. Alla skikt i atmosfären sträcker sig totalt nästan 480 km från ytan (data är olika, vi. kommer att uppehålla mig mer i detalj vid denna punkt). En sådan imponerande tjocklek bildar en slags ogenomtränglig sköld som skyddar planeten från skadlig kosmisk strålning och stora föremål.

Följande skikt av atmosfären särskiljs: troposfären, följt av stratosfären, sedan mesosfären och slutligen termosfären. Den givna ordningen börjar vid planetens yta. Atmosfärens täta lager representeras av de två första. Det är de som filtrerar bort en betydande del av det skadliga

Atmosfärens lägsta lager, troposfären, sträcker sig endast 12 km över havet (18 km i tropikerna). Upp till 90 % av vattenångan är koncentrerad här, varför moln bildas där. Det mesta av luften är också koncentrerad här. Alla efterföljande lager av atmosfären är kallare, eftersom närheten till ytan tillåter reflekterade solstrålar att värma luften.

Stratosfären sträcker sig till nästan 50 km från ytan. De flesta väderballonger "svävar" i detta lager. Vissa typer av flygplan kan också flyga här. En av de överraskande egenskaperna är temperaturregimen: i intervallet från 25 till 40 km börjar lufttemperaturen att öka. Från -60 stiger den till nästan 1. Sedan sker en liten minskning till noll, som håller i sig upp till en höjd av 55 km. Den övre gränsen är den ökända

Vidare sträcker sig mesosfären till nästan 90 km. Lufttemperaturen här sjunker kraftigt. För varje 100 meters stigning sker en minskning med 0,3 grader. Det kallas ibland den kallaste delen av atmosfären. Luftdensiteten är låg, men den är tillräckligt för att skapa motstånd mot fallande meteorer.

Atmosfärens lager i vanlig mening slutar på en höjd av cirka 118 km. De berömda norrskenen bildas här. Termosfärområdet börjar ovanför. På grund av röntgenstrålar sker jonisering av de få luftmolekyler som finns i detta område. Dessa processer skapar den så kallade jonosfären (den ingår ofta i termosfären, så den betraktas inte separat).

Allt över 700 km kallas exosfären. luften är extremt liten, så de rör sig fritt utan att uppleva motstånd på grund av kollisioner. Detta gör att enskilda av dem kan ackumulera energi motsvarande 160 grader Celsius, trots att den omgivande temperaturen är låg. Gasmolekyler är fördelade över exosfärens volym i enlighet med deras massa, så de tyngsta av dem kan detekteras endast i den nedre delen av lagret. Planetens gravitation, som minskar med höjden, kan inte längre hålla molekyler, så kosmiska partiklar med hög energi och strålning ger en impuls till gasmolekyler som är tillräckliga för att lämna atmosfären. Denna region är en av de längsta: man tror att atmosfären helt förvandlas till rymdens vakuum på höjder över 2000 km (ibland visas till och med siffran 10 000). Konstgjorda roterar i banor medan de fortfarande är i termosfären.

Alla angivna siffror är vägledande, eftersom gränserna för atmosfäriska skikt beror på ett antal faktorer, till exempel på solens aktivitet.

Atmosfärens tjocklek är cirka 120 km från jordens yta. Den totala luftmassan i atmosfären är (5,1-5,3) 10 18 kg. Av dessa är massan av torr luft 5,1352 ±0,0003 10 18 kg, den totala massan av vattenånga är i genomsnitt 1,27 10 16 kg.

Tropopaus

Övergångsskiktet från troposfären till stratosfären, ett skikt av atmosfären där temperaturminskningen med höjden upphör.

Stratosfär

Ett lager av atmosfären som ligger på en höjd av 11 till 50 km. Kännetecknas av en liten temperaturförändring i 11-25 km skiktet (det nedre skiktet av stratosfären) och en ökning av temperaturen i 25-40 km skiktet från -56,5 till 0,8 ° (övre skiktet av stratosfären eller inversionsregionen). Efter att ha nått ett värde av cirka 273 K (nästan 0 °C) på en höjd av cirka 40 km, förblir temperaturen konstant upp till en höjd av cirka 55 km. Denna region med konstant temperatur kallas stratopaus och är gränsen mellan stratosfären och mesosfären.

Stratopaus

Atmosfärens gränsskikt mellan stratosfären och mesosfären. I den vertikala temperaturfördelningen finns ett maximum (ca 0 °C).

Mesosfären

Jordens atmosfär

Gräns ​​för jordens atmosfär

Termosfär

Den övre gränsen är cirka 800 km. Temperaturen stiger till höjder på 200-300 km, där den når värden i storleksordningen 1500 K, varefter den förblir nästan konstant till höga höjder. Under påverkan av ultraviolett och röntgensolstrålning och kosmisk strålning sker jonisering av luften ("auroras") - jonosfärens huvudregioner ligger inuti termosfären. På höjder över 300 km dominerar atomärt syre. Termosfärens övre gräns bestäms till stor del av solens nuvarande aktivitet. Under perioder med låg aktivitet - till exempel 2008-2009 - finns en märkbar minskning av storleken på detta lager.

Termopaus

Området i atmosfären som gränsar till termosfären. I denna region är absorptionen av solstrålning försumbar och temperaturen förändras faktiskt inte med höjden.

Exosfär (spridningssfär)

Upp till en höjd av 100 km är atmosfären en homogen, välblandad blandning av gaser. I högre lager beror gasernas höjdfördelning på deras molekylvikter minskar koncentrationen av tyngre gaser snabbare med avståndet från jordens yta. På grund av minskningen av gasdensiteten sjunker temperaturen från 0 °C i stratosfären till −110 °C i mesosfären. Den kinetiska energin hos enskilda partiklar på höjder av 200-250 km motsvarar dock en temperatur på ~150 °C. Över 200 km observeras betydande fluktuationer i temperatur och gasdensitet i tid och rum.

På en höjd av ca 2000-3500 km övergår exosfären gradvis till s.k. nära rymdvakuum, som är fylld med mycket sällsynta partiklar av interplanetär gas, främst väteatomer. Men denna gas representerar bara en del av den interplanetära materien. Den andra delen består av dammpartiklar av kometärt och meteoriskt ursprung. Förutom extremt sällsynta dammpartiklar tränger elektromagnetisk och korpuskulär strålning av sol- och galaktiskt ursprung in i detta utrymme.

Troposfären står för cirka 80% av atmosfärens massa, stratosfären - cirka 20%; massan av mesosfären är inte mer än 0,3%, termosfären är mindre än 0,05% av den totala massan av atmosfären. Baserat på de elektriska egenskaperna i atmosfären särskiljs neutronosfären och jonosfären. Man tror för närvarande att atmosfären sträcker sig till en höjd av 2000-3000 km.

Beroende på sammansättningen av gasen i atmosfären släpper de ut homosfär Och heterosfär. Heterosfär– Det här är området där gravitationen påverkar separationen av gaser, eftersom deras blandning på en sådan höjd är försumbar. Detta innebär en varierande sammansättning av heterosfären. Under den ligger en välblandad, homogen del av atmosfären, kallad homosfären. Gränsen mellan dessa lager kallas turbopaus, den ligger på en höjd av cirka 120 km.

Atmosfärens fysiologiska och andra egenskaper

Redan på en höjd av 5 km över havet börjar en otränad person uppleva syresvält och utan anpassning minskar en persons prestation avsevärt. Atmosfärens fysiologiska zon slutar här. Människans andning blir omöjlig på en höjd av 9 km, även om atmosfären upp till cirka 115 km innehåller syre.

Atmosfären förser oss med det syre som behövs för att andas. Men på grund av minskningen av det totala trycket i atmosfären när du stiger till höjden, minskar partialtrycket av syre i enlighet därmed.

I sällsynta luftlager är ljudutbredning omöjlig. Upp till höjder på 60-90 km är det fortfarande möjligt att använda luftmotstånd och lyft för kontrollerad aerodynamisk flygning. Men från höjder på 100-130 km förlorar begreppen M-numret och ljudbarriären, som är bekanta för varje pilot, sin betydelse: där passerar den konventionella Karman-linjen, bortom vilken regionen av rent ballistisk flygning börjar, som bara kan kontrolleras med hjälp av reaktiva krafter.

På höjder över 100 km berövas atmosfären en annan anmärkningsvärd egenskap - förmågan att absorbera, leda och överföra termisk energi genom konvektion (dvs genom att blanda luft). Det gör att olika delar av utrustningen på den orbitala rymdstationen inte kommer att kunna kylas utifrån på samma sätt som man brukar göra på ett flygplan – med hjälp av luftstrålar och luftradiatorer. På denna höjd, liksom i rymden i allmänhet, är det enda sättet att överföra värme termisk strålning.

Atmosfärsbildningens historia

Enligt den vanligaste teorin har jordens atmosfär haft tre olika sammansättningar över tiden. Ursprungligen bestod den av lätta gaser (väte och helium) som fångats från interplanetariskt rymden. Detta är den så kallade primär atmosfär(för ungefär fyra miljarder år sedan). I nästa steg ledde aktiv vulkanisk aktivitet till att atmosfären mättades med andra gaser än väte (koldioxid, ammoniak, vattenånga). Så här bildades den sekundär atmosfär(cirka tre miljarder år före idag). Denna atmosfär var återställande. Vidare bestämdes processen för atmosfärsbildning av följande faktorer:

• läckage av lätta gaser (väte och helium) in i det interplanetära rymden;
• kemiska reaktioner som inträffar i atmosfären under påverkan av ultraviolett strålning, blixtnedslag och några andra faktorer.

Gradvis ledde dessa faktorer till bildandet tertiär atmosfär, kännetecknad av en mycket lägre halt av väte och en mycket högre halt av kväve och koldioxid (bildad som ett resultat av kemiska reaktioner från ammoniak och kolväten).

Kväve

Bildandet av en stor mängd kväve N2 beror på oxidationen av ammoniak-väteatmosfären av molekylärt syre O2, som började komma från planetens yta som ett resultat av fotosyntesen, med start för 3 miljarder år sedan. Kväve N2 släpps också ut i atmosfären som ett resultat av denitrifiering av nitrater och andra kvävehaltiga föreningar. Kväve oxideras av ozon till NO i den övre atmosfären.

Kväve N 2 reagerar endast under specifika förhållanden (till exempel under en blixtladdning). Ozonets oxidation av molekylärt kväve under elektriska urladdningar används i små mängder vid industriell produktion av kvävegödselmedel. Cyanobakterier (blågröna alger) och knölbakterier som bildar rhizobial symbios med baljväxter, så kallade, kan oxidera den med låg energiförbrukning och omvandla den till en biologiskt aktiv form. gröngödsel.

Syre

Atmosfärens sammansättning började förändras radikalt med uppkomsten av levande organismer på jorden, som ett resultat av fotosyntes, åtföljd av frisättning av syre och absorption av koldioxid. Ursprungligen användes syre för oxidation av reducerade föreningar - ammoniak, kolväten, järnhaltig form av järn som finns i haven, etc. I slutet av detta steg började syrehalten i atmosfären att öka. Efter hand bildades en modern atmosfär med oxiderande egenskaper. Eftersom detta orsakade allvarliga och abrupta förändringar i många processer som inträffade i atmosfären, litosfären och biosfären, kallades denna händelse syrekatastrofen.

Ädelgaser

Luftförorening

På senare tid har människor börjat påverka atmosfärens utveckling. Resultatet av hans aktiviteter var en konstant betydande ökning av innehållet av koldioxid i atmosfären på grund av förbränning av kolvätebränslen som ackumulerats under tidigare geologiska epoker. Enorma mängder CO 2 förbrukas under fotosyntesen och absorberas av världshaven. Denna gas kommer in i atmosfären på grund av nedbrytningen av karbonatstenar och organiska ämnen av vegetabiliskt och animaliskt ursprung, samt på grund av vulkanism och mänsklig industriell aktivitet. Under de senaste 100 åren har innehållet av CO 2 i atmosfären ökat med 10 %, varav huvuddelen (360 miljarder ton) kommer från bränsleförbränning. Om tillväxttakten för bränsleförbränning fortsätter, kommer mängden CO 2 i atmosfären att fördubblas under de kommande 200-300 åren och kan leda till globala klimatförändringar.

Bränsleförbränning är den huvudsakliga källan till förorenande gaser (CO, SO2). Svaveldioxid oxideras av atmosfäriskt syre till SO 3 i de övre skikten av atmosfären, som i sin tur interagerar med vatten och ammoniakånga, och den resulterande svavelsyran (H 2 SO 4) och ammoniumsulfat ((NH 4) 2 SO 4 ) återförs till jordens yta i form av den sk. surt regn. Användningen av förbränningsmotorer leder till betydande luftföroreningar med kväveoxider, kolväten och blyföreningar (tetraetylbly Pb(CH 3 CH 2) 4)).

Aerosolföroreningar av atmosfären orsakas av både naturliga orsaker (vulkanutbrott, dammstormar, medryckning av droppar havsvatten och växtpollen etc.) och mänskliga ekonomiska aktiviteter (brytning av malm och byggmaterial, förbränning av bränsle, tillverkning av cement, etc.). ). Intensiv storskalig utsläpp av partiklar i atmosfären är en av de möjliga orsakerna till klimatförändringar på planeten.

Se även

• Jacchia (atmosfärisk modell)

Anteckningar

Länkar

Litteratur

1. V.V. Parin, F.P. Kosmolinsky, B.A. Dushkov"Rymdens biologi och medicin" (2:a upplagan, reviderad och utökad), M.: "Prosveshcheniye", 1975, 223 s.
2. N.V. Gusakova"Environmental Chemistry", Rostov-on-Don: Phoenix, 2004, 192 med ISBN 5-222-05386-5
3. Sokolov V.A. Geochemistry of natural gases, M., 1971;
4. McEwen M., Phillips L. Atmospheric Chemistry, M., 1978;
5. Wark K., Warner S. Luftförorening. Källor och kontroll, övers. från engelska, M.. 1980;
6. Övervakning av bakgrundsföroreningar av naturmiljöer. V. 1, L., 1982.

Atmosfären började bildas tillsammans med jordens bildande. Under planetens utveckling och när dess parametrar närmade sig moderna värden, skedde grundläggande kvalitativa förändringar i dess kemiska sammansättning och fysikaliska egenskaper. Enligt den evolutionära modellen var jorden i ett tidigt skede i smält tillstånd och bildades för cirka 4,5 miljarder år sedan som en fast kropp. Denna milstolpe tas som början på den geologiska kronologin. Från den tiden började atmosfärens långsamma utveckling. Vissa geologiska processer (till exempel lavautsläpp under vulkanutbrott) åtföljdes av utsläpp av gaser från jordens tarmar. De inkluderade kväve, ammoniak, metan, vattenånga, CO-oxid och koldioxid CO 2. Under påverkan av ultraviolett solstrålning bröts vattenånga ner till väte och syre, men det frigjorda syret reagerade med kolmonoxid och bildade koldioxid. Ammoniak sönderdelas till kväve och väte. Under diffusionsprocessen steg väte uppåt och lämnade atmosfären, och tyngre kväve kunde inte avdunsta och ackumulerades gradvis och blev huvudkomponenten, även om en del av det var bundet till molekyler som ett resultat av kemiska reaktioner ( cm. ATMOSFÄRENS KEMI). Under påverkan av ultravioletta strålar och elektriska urladdningar ingick en blandning av gaser som fanns i jordens ursprungliga atmosfär i kemiska reaktioner, vilket resulterade i bildandet av organiska ämnen, särskilt aminosyror. Med tillkomsten av primitiva växter började processen för fotosyntes, åtföljd av frisättning av syre. Denna gas, särskilt efter diffusion in i de övre lagren av atmosfären, började skydda sina nedre lager och jordens yta från livshotande ultraviolett och röntgenstrålning. Enligt teoretiska uppskattningar skulle syrehalten, 25 000 gånger mindre än nu, redan kunna leda till att ett ozonskikt bildas med bara halva koncentrationen än nu. Detta är dock redan tillräckligt för att ge ett mycket betydande skydd av organismer från de destruktiva effekterna av ultravioletta strålar.

Det är troligt att den primära atmosfären innehöll mycket koldioxid. Det användes under fotosyntesen och dess koncentration måste ha minskat i takt med att växtvärlden utvecklats och även på grund av absorption under vissa geologiska processer. Sedan växthuseffekt i samband med förekomsten av koldioxid i atmosfären är fluktuationer i dess koncentration en av de viktiga orsakerna till så storskaliga klimatförändringar i jordens historia som istider.

Heliumet som finns i den moderna atmosfären är mestadels en produkt av det radioaktiva sönderfallet av uran, torium och radium. Dessa radioaktiva grundämnen avger partiklar, som är kärnorna i heliumatomer. Eftersom det under radioaktivt sönderfall varken bildas eller förstörs en elektrisk laddning, uppstår vid bildningen av varje a-partikel två elektroner, som rekombineras med a-partiklarna och bildar neutrala heliumatomer. Radioaktiva grundämnen finns i mineraler spridda i bergarter, så en betydande del av heliumet som bildas till följd av radioaktivt sönderfall hålls kvar i dem och flyr mycket långsamt ut i atmosfären. En viss mängd helium stiger uppåt i exosfären på grund av diffusion, men på grund av det konstanta inflödet från jordytan förblir volymen av denna gas i atmosfären nästan oförändrad. Baserat på spektralanalys av stjärnljus och studiet av meteoriter är det möjligt att uppskatta den relativa förekomsten av olika kemiska grundämnen i universum. Koncentrationen av neon i rymden är ungefär tio miljarder gånger högre än på jorden, krypton - tio miljoner gånger och xenon - en miljon gånger. Det följer att koncentrationen av dessa inerta gaser, som uppenbarligen från början fanns i jordens atmosfär och inte fylldes på under kemiska reaktioner, minskade avsevärt, förmodligen även i det skede då jorden förlorade sin primära atmosfär. Ett undantag är den inerta gasen argon, eftersom den i form av 40 Ar-isotopen fortfarande bildas under det radioaktiva sönderfallet av kaliumisotopen.

Barometrisk tryckfördelning.

Den totala vikten av atmosfäriska gaser är cirka 4,5 x 10 15 ton Sålunda är "vikten" av atmosfären per ytenhet, eller atmosfärstryck, vid havsnivån cirka 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Tryck lika med P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Konst. = 1 atm, taget som det normala genomsnittliga atmosfärstrycket. För atmosfären i ett tillstånd av hydrostatisk jämvikt har vi: d P= –rgd h, betyder detta att i höjdintervallet från h till h+ d häger rum likhet mellan förändringen i atmosfärstryck d P och vikten av motsvarande element i atmosfären med enhetsyta, densitet r och tjocklek d h. Som ett förhållande mellan tryck R och temperatur T Tillståndsekvationen för en idealgas med densitet r, som är ganska tillämplig på jordens atmosfär, används: P= r R T/m, där m är molekylvikten och R = 8,3 J/(K mol) är den universella gaskonstanten. Dlogg sedan P= – (m g/RT)d h= – bd h= – d h/H, där tryckgradienten är på en logaritmisk skala. Dess omvända värde H kallas atmosfärshöjdskalan.

När man integrerar denna ekvation för en isoterm atmosfär ( T= const) eller för sin del där en sådan approximation är tillåten, erhålls den barometriska lagen för tryckfördelning med höjd: P = P 0 exp(– h/H 0), där höjdreferensen h produceras från havsnivån, där standardmedeltrycket är P 0 . Uttryck H 0 = R T/ mg, kallas höjdskalan, som kännetecknar atmosfärens utbredning, förutsatt att temperaturen i den är densamma överallt (isotermisk atmosfär). Om atmosfären inte är isotermisk måste integrationen ta hänsyn till förändringen i temperatur med höjden och parametern N– vissa lokala egenskaper hos atmosfäriska skikt, beroende på deras temperatur och miljöns egenskaper.

Standard atmosfär.

Modell (tabell med värden för huvudparametrarna) som motsvarar standardtrycket vid basen av atmosfären R 0 och kemisk sammansättning kallas en standardatmosfär. Mer exakt är detta en villkorad modell av atmosfären, för vilken medelvärdena för temperatur, tryck, densitet, viskositet och andra egenskaper hos luft på höjder från 2 km under havsytan till den yttre gränsen av jordens atmosfär specificeras för latitud 45° 32ў 33І. Parametrarna för mellanatmosfären på alla höjder beräknades med hjälp av tillståndsekvationen för en idealgas och den barometriska lagen om man antar att trycket vid havsnivån är 1013,25 hPa (760 mm Hg) och temperaturen är 288,15 K (15,0 ° C). Enligt arten av den vertikala temperaturfördelningen består medelatmosfären av flera lager, i vart och ett av vilka temperaturen approximeras av en linjär funktion av höjden. I det lägsta lagret - troposfären (h Ј 11 km) sjunker temperaturen med 6,5 ° C med varje kilometers stigning. På hög höjd ändras värdet och tecknet för den vertikala temperaturgradienten från lager till lager. Över 790 km är temperaturen cirka 1000 K och förändras praktiskt taget inte med höjden.

Standardatmosfären är en periodiskt uppdaterad, legaliserad standard, utgiven i form av tabeller.

Troposfär.

Atmosfärens lägsta och tätaste skikt, där temperaturen sjunker snabbt med höjden, kallas troposfären. Den innehåller upp till 80 % av atmosfärens totala massa och sträcker sig på polära och mellersta breddgrader till höjder på 8–10 km och i tropikerna upp till 16–18 km. Här utvecklas nästan alla väderbildande processer, värme- och fuktutbyte sker mellan jorden och dess atmosfär, moln bildas, olika meteorologiska fenomen uppstår, dimma och nederbörd förekommer. Dessa lager av jordens atmosfär är i konvektiv jämvikt och har tack vare aktiv blandning en homogen kemisk sammansättning, huvudsakligen bestående av molekylärt kväve (78 %) och syre (21 %). Den stora majoriteten av naturliga och konstgjorda aerosol- och gasluftföroreningar är koncentrerade i troposfären. Dynamiken i den nedre delen av troposfären, upp till 2 km tjock, beror starkt på egenskaperna hos jordens underliggande yta, som bestämmer de horisontella och vertikala rörelserna av luft (vindar) orsakade av överföring av värme från varmare land genom den infraröda strålningen från jordytan, som absorberas i troposfären, främst av ångor vatten och koldioxid (växthuseffekt). Temperaturfördelningen med höjden fastställs som ett resultat av turbulent och konvektiv blandning. I genomsnitt motsvarar det ett temperaturfall med en höjd på cirka 6,5 ​​K/km.

Vindhastigheten i ytgränsskiktet ökar till en början snabbt med höjden, och ovanför fortsätter den att öka med 2–3 km/s per kilometer. Ibland uppträder smala planetflöden (med en hastighet på mer än 30 km/s) i troposfären, västra på de mellersta breddgraderna och östliga nära ekvatorn. De kallas jetströmmar.

Tropopaus.

Vid den övre gränsen av troposfären (tropopausen) når temperaturen sitt lägsta värde för den nedre atmosfären. Detta är övergångsskiktet mellan troposfären och stratosfären som ligger ovanför den. Tjockleken på tropopausen sträcker sig från hundratals meter till 1,5–2 km, och temperaturen respektive höjden varierar från 190 till 220 K och från 8 till 18 km, beroende på breddgrad och säsong. På tempererade och höga breddgrader på vintern är det 1–2 km lägre än på sommaren och 8–15 K varmare. I tropikerna är säsongsförändringarna mycket mindre (höjd 16–18 km, temperatur 180–200 K). Över jetströmmar tropopausavbrott är möjliga.

Vatten i jordens atmosfär.

Den viktigaste egenskapen hos jordens atmosfär är närvaron av betydande mängder vattenånga och vatten i form av droppar, vilket är lättast att observera i form av moln och molnstrukturer. Graden av molntäckning av himlen (vid ett visst ögonblick eller i genomsnitt under en viss tidsperiod), uttryckt på en 10-gradig skala eller i procent, kallas molnighet. Formen på molnen bestäms enligt den internationella klassificeringen. I genomsnitt täcker molnen ungefär hälften av jordklotet. Molnighet är en viktig faktor som kännetecknar väder och klimat. På vintern och på natten förhindrar molnighet en minskning av temperaturen på jordens yta och ytskiktet av luft på sommaren och under dagen, det försvagar uppvärmningen av jordens yta av solens strålar, vilket mjukar upp klimatet inne i kontinenterna; .

Moln.

Moln är ansamlingar av vattendroppar suspenderade i atmosfären (vattenmoln), iskristaller (ismoln) eller båda tillsammans (blandade moln). När droppar och kristaller blir större faller de ut ur molnen i form av nederbörd. Moln bildas främst i troposfären. De uppstår som ett resultat av kondensering av vattenånga som finns i luften. Diametern på molndropparna är i storleksordningen flera mikrometer. Halten av flytande vatten i moln varierar från fraktioner till flera gram per m3. Moln kännetecknas av höjd: Enligt den internationella klassificeringen finns det 10 typer av moln: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

Pärlemorskimrande moln observeras också i stratosfären, och nattlysande moln observeras i mesosfären.

Cirrusmoln är genomskinliga moln i form av tunna vita trådar eller slöjor med en silkeslen glans som inte ger skuggor. Cirrusmoln består av iskristaller och bildas i den övre troposfären vid mycket låga temperaturer. Vissa typer av cirrusmoln fungerar som förebud om väderförändringar.

Cirrocumulusmoln är åsar eller lager av tunna vita moln i den övre troposfären. Cirrocumulusmoln är byggda av små element som ser ut som flingor, krusningar, små bollar utan skuggor och består huvudsakligen av iskristaller.

Cirrostratusmoln är en vitaktig genomskinlig slöja i den övre troposfären, vanligtvis fibrös, ibland suddig, bestående av små nålformade eller kolumnformade iskristaller.

Altocumulusmoln är vita, grå eller vitgrå moln i de nedre och mellersta lagren av troposfären. Altocumulusmoln har utseendet av lager och åsar, som om de byggdes av plattor, rundade massor, axlar, flingor som ligger ovanpå varandra. Altocumulusmoln bildas vid intensiv konvektiv aktivitet och består vanligtvis av underkylda vattendroppar.

Altostratusmoln är gråaktiga eller blåaktiga moln med en fibrös eller enhetlig struktur. Altostratusmoln observeras i den mellersta troposfären, som sträcker sig flera kilometer i höjd och ibland tusentals kilometer i horisontell riktning. Typiskt är altostratusmoln en del av frontala molnsystem associerade med uppåtgående rörelser av luftmassor.

Nimbostratusmoln är ett lågt (från 2 km och uppåt) amorft lager av moln med en enhetlig grå färg som ger upphov till kontinuerligt regn eller snö. Nimbostratusmoln är högt utvecklade vertikalt (upp till flera km) och horisontellt (flera tusen km), består av underkylda vattendroppar blandade med snöflingor, vanligtvis förknippade med atmosfäriska fronter.

Stratusmoln är moln av det nedre skiktet i form av ett homogent lager utan bestämda konturer, grå till färgen. Höjden på stratusmoln över jordens yta är 0,5–2 km. Ibland faller duggregn från stratusmoln.

Cumulusmoln är täta, ljusa vita moln under dagen med betydande vertikal utveckling (upp till 5 km eller mer). De övre delarna av cumulusmoln ser ut som kupoler eller torn med rundade konturer. Typiskt uppstår cumulusmoln som konvektionsmoln i kalla luftmassor.

Stratocumulusmoln är låga (under 2 km) moln i form av gråa eller vita icke-fibrösa lager eller åsar av runda stora block. Den vertikala tjockleken av stratocumulusmoln är liten. Ibland producerar stratocumulusmoln lätt nederbörd.

Cumulonimbusmoln är kraftfulla och täta moln med stark vertikal utveckling (upp till en höjd av 14 km), som producerar kraftiga regn med åskväder, hagel och regn. Cumulonimbusmoln utvecklas från kraftfulla cumulusmoln, som skiljer sig från dem i den övre delen bestående av iskristaller.

Stratosfär.

Genom tropopausen, i genomsnitt på höjder från 12 till 50 km, passerar troposfären in i stratosfären. I den nedre delen, under ca 10 km, d.v.s. upp till ca 20 km höjder är den isotermisk (temperatur ca 220 K). Den ökar sedan med höjden och når maximalt cirka 270 K på en höjd av 50–55 km. Här går gränsen mellan stratosfären och den överliggande mesosfären, kallad stratopaus. .

Det finns betydligt mindre vattenånga i stratosfären. Ändå observeras ibland tunna genomskinliga pärlemorskimrande moln, som ibland dyker upp i stratosfären på en höjd av 20–30 km. Pärlemorskimrande moln är synliga på den mörka himlen efter solnedgången och före soluppgången. Till formen liknar pärlemormoln cirrus- och cirrocumulusmoln.

Mellersta atmosfär (mesosfären).

På en höjd av cirka 50 km börjar mesosfären från toppen av det breda temperaturmaximum . Anledningen till ökningen av temperaturen i området för detta maximum är en exoterm (d.v.s. åtföljd av frigöring av värme) fotokemisk reaktion av ozonnedbrytning: O 3 + hv® O 2 + O. Ozon uppstår som ett resultat av den fotokemiska nedbrytningen av molekylärt syre O 2

O2+ hv® O + O och den efterföljande reaktionen av en trippelkollision av en syreatom och molekyl med någon tredje molekyl M.

O + O2 + M® O3 + M

Ozon absorberar glupskt ultraviolett strålning i regionen från 2000 till 3000 Å, och denna strålning värmer atmosfären. Ozon, som ligger i den övre atmosfären, fungerar som en slags sköld som skyddar oss från effekterna av ultraviolett strålning från solen. Utan denna sköld hade utvecklingen av livet på jorden i dess moderna former knappast varit möjlig.

I allmänhet, i hela mesosfären, sjunker den atmosfäriska temperaturen till sitt lägsta värde på cirka 180 K vid den övre gränsen av mesosfären (kallad mesopaus, höjd cirka 80 km). I närheten av mesopausen, på höjder av 70–90 km, kan ett mycket tunt lager av iskristaller och partiklar av vulkaniskt och meteoritdamm uppträda, observerat i form av ett vackert skådespel av nattlysande moln strax efter solnedgången.

I mesosfären brinner för det mesta små fasta meteoritpartiklar som faller på jorden och orsakar meteorfenomenet.

Meteorer, meteoriter och eldklot.

Flaskor och andra fenomen i jordens övre atmosfär orsakade av intrång av fasta kosmiska partiklar eller kroppar i den med en hastighet av 11 km/s eller högre kallas meteoroider. Ett observerbart ljust meteorspår dyker upp; de mest kraftfulla fenomenen, ofta åtföljda av meteoriternas fall, kallas eldklot; uppkomsten av meteorer är förknippad med meteorskurar.

Meteorregn:

1) fenomenet med flera fall av meteorer under flera timmar eller dagar från en strålning.

2) en svärm av meteoroider som rör sig i samma bana runt solen.

Det systematiska uppträdandet av meteorer i ett visst område på himlen och vissa dagar på året, orsakat av korsningen av jordens omloppsbana med den gemensamma omloppsbanan för många meteoritkroppar som rör sig med ungefär samma och identiskt riktade hastigheter, p.g.a. som deras vägar på himlen verkar komma från en gemensam punkt (strålande) . De är uppkallade efter stjärnbilden där strålaren finns.

Meteorskurar gör ett djupt intryck med sina ljuseffekter, men enskilda meteorer är sällan synliga. Mycket fler är osynliga meteorer, för små för att vara synliga när de absorberas i atmosfären. Några av de minsta meteorerna värms förmodligen inte upp alls, utan fångas bara upp av atmosfären. Dessa små partiklar med storlekar från några millimeter till tio tusendels millimeter kallas mikrometeoriter. Mängden meteoriskt material som kommer in i atmosfären varje dag varierar från 100 till 10 000 ton, och majoriteten av detta material kommer från mikrometeoriter.

Eftersom meteorisk materia delvis brinner i atmosfären, fylls dess gassammansättning på med spår av olika kemiska element. Till exempel introducerar steniga meteorer litium i atmosfären. Förbränning av metallmeteorer leder till bildandet av små sfäriska järn, järn-nickel och andra droppar som passerar genom atmosfären och sätter sig på jordens yta. De kan hittas på Grönland och Antarktis, där inlandsisar förblir nästan oförändrade i flera år. Oceanologer hittar dem i bottensediment.

De flesta meteorpartiklar som kommer in i atmosfären sedimenterar inom cirka 30 dagar. Vissa forskare tror att detta kosmiska stoft spelar en viktig roll i bildandet av atmosfäriska fenomen som regn eftersom det fungerar som kondensationskärnor för vattenånga. Därför antas det att nederbörden är statistiskt relaterad till stora meteorskurar. Vissa experter tror dock att eftersom den totala tillgången på meteoriskt material är många tiotals gånger större än för till och med den största meteorregn, kan förändringen i den totala mängden av detta material till följd av ett sådant regn försummas.

Det råder dock ingen tvekan om att de största mikrometeoriterna och synliga meteoriterna lämnar långa spår av jonisering i atmosfärens höga lager, främst i jonosfären. Sådana spår kan användas för långdistansradiokommunikation, eftersom de reflekterar högfrekventa radiovågor.

Energin från meteorer som kommer in i atmosfären går huvudsakligen, och kanske helt, åt att värma upp den. Detta är en av de mindre komponenterna i atmosfärens termiska balans.

En meteorit är en naturligt förekommande fast kropp som föll till jordens yta från rymden. Vanligtvis görs en skillnad mellan steniga, steniga järn- och järnmeteoriter. De senare består huvudsakligen av järn och nickel. Bland de hittade meteoriterna väger de flesta från några gram till flera kilo. Den största av de hittade, Goba-järnmeteoriten väger cirka 60 ton och ligger fortfarande på samma plats där den upptäcktes, i Sydafrika. De flesta meteoriter är fragment av asteroider, men vissa meteoriter kan ha kommit till jorden från månen och till och med Mars.

En bolide är en mycket ljus meteor, ibland synlig även under dagen, som ofta lämnar efter sig ett rökigt spår och åtföljs av ljudfenomen; slutar ofta med meteoriternas fall.

Termosfär.

Över mesopausens temperaturminimum börjar termosfären, där temperaturen först långsamt och sedan snabbt börjar stiga igen. Anledningen är absorptionen av ultraviolett strålning från solen på höjder av 150–300 km, på grund av jonisering av atomärt syre: O + hv® O + + e.

I termosfären ökar temperaturen kontinuerligt till en höjd av cirka 400 km, där den når 1800 K under dagen under epoken med maximal solaktivitet. Under epoken med minimal solaktivitet kan denna begränsande temperatur vara mindre än 1000 K. Över 400 km förvandlas atmosfären till en isotermisk exosfär. Den kritiska nivån (basen av exosfären) är på en höjd av cirka 500 km.

Polarljus och många omloppsbanor av artificiella satelliter, såväl som nattlysande moln - alla dessa fenomen förekommer i mesosfären och termosfären.

Polarljus.

På höga breddgrader observeras norrsken under magnetfältstörningar. De kan pågå i några minuter, men är ofta synliga i flera timmar. Norrsken varierar mycket i form, färg och intensitet, som alla ibland förändras mycket snabbt med tiden. Spektrum av norrsken består av emissionslinjer och band. En del av natthimlens utsläpp förstärks i norrskensspektrat, främst de gröna och röda linjerna l 5577 Å och l 6300 Å syre. Det händer att en av dessa linjer är många gånger mer intensiv än den andra, och detta bestämmer den synliga färgen på norrskenet: grön eller röd. Magnetfältstörningar åtföljs också av störningar i radiokommunikationen i polarområdena. Orsaken till störningen är förändringar i jonosfären, vilket gör att det under magnetiska stormar finns en kraftfull joniseringskälla. Det har konstaterats att starka magnetiska stormar uppstår när det finns stora grupper av solfläckar nära solskivans mitt. Observationer har visat att stormar inte är förknippade med själva solfläckarna, utan med solutbrott som uppstår under utvecklingen av en grupp solfläckar.

Norrsken är ett spektrum av ljus av varierande intensitet med snabba rörelser som observeras i områden med hög latitud på jorden. Det visuella norrskenet innehåller gröna (5577Å) och röda (6300/6364Å) atomära syreemissionslinjer och molekylära N2-band, som exciteras av energirika partiklar av sol- och magnetosfäriskt ursprung. Dessa utsläpp uppträder vanligtvis på höjder av cirka 100 km och uppåt. Termen optisk norrsken används för att hänvisa till visuella norrsken och deras emissionsspektrum från det infraröda till det ultravioletta området. Strålningsenergin i den infraröda delen av spektrumet överstiger avsevärt energin i det synliga området. När norrsken uppträdde observerades utsläpp i ULF-intervallet (

De faktiska formerna av norrsken är svåra att klassificera; De vanligaste termerna är:

1. Lugna, enhetliga bågar eller ränder. Bågen sträcker sig typiskt ~1000 km i riktning mot den geomagnetiska parallellen (mot solen i polära områden) och har en bredd på en till flera tiotals kilometer. En rand är en generalisering av begreppet en båge, den har vanligtvis inte en regelbunden bågform, utan böjer sig i form av bokstaven S eller i form av spiraler. Bågar och ränder finns på höjder av 100–150 km.

2. Auroras strålar . Denna term hänvisar till en norrskensstruktur som är förlängd längs magnetfältslinjer, med en vertikal utsträckning på flera tiotal till flera hundra kilometer. Strålarnas horisontella utsträckning är liten, från flera tiotals meter till flera kilometer. Strålarna observeras vanligtvis i bågar eller som separata strukturer.

3. Fläckar eller ytor . Dessa är isolerade områden med glöd som inte har en specifik form. Enskilda fläckar kan vara kopplade till varandra.

4. Slöja. En ovanlig form av norrsken, som är ett enhetligt sken som täcker stora delar av himlen.

Enligt deras struktur delas norrsken in i homogena, ihåliga och strålande. Olika termer används; pulserande båge, pulserande yta, diffus yta, strålande rand, draperi, etc. Det finns en klassificering av norrsken efter deras färg. Enligt denna klassificering, norrsken av typen A. Den övre delen eller hela delen är röd (6300–6364 Å). De uppträder vanligtvis på höjder av 300–400 km med hög geomagnetisk aktivitet.

Aurora typ I färgad röd i den nedre delen och associerad med glöden från banden i det första positiva systemet N 2 och det första negativa systemet O 2. Sådana former av norrsken uppträder under de mest aktiva faserna av norrsken.

Zoner polarljus – Dessa är zonerna med maximal frekvens av norrsken på natten, enligt observatörer vid en fast punkt på jordens yta. Zonerna är belägna på 67° nordlig och sydlig latitud, och deras bredd är cirka 6°. Den maximala förekomsten av norrsken, motsvarande ett givet ögonblick av geomagnetisk lokal tid, inträffar i ovala bälten (ovala norrsken), som är placerade asymmetriskt runt de norra och södra geomagnetiska polerna. Norrskensovalen är fixerad i latitud - tidskoordinater, och norrskenszonen är den geometriska platsen för punkterna i ovalens midnattsregion i latitud - longitudkoordinater. Det ovala bältet är placerat cirka 23° från den geomagnetiska polen i nattsektorn och 15° i dagssektorn.

Aurora ovala och norrskenszoner. Placeringen av norrskensovalen beror på geomagnetisk aktivitet. Ovalen blir bredare vid hög geomagnetisk aktivitet. Norrledszoner eller norrskens ovala gränser representeras bättre av L 6,4 än av dipolkoordinater. Geomagnetiska fältlinjer vid gränsen för dagssektorn av norrskensovalen sammanfaller med magnetopaus. En förändring i positionen för norrskensovalen observeras beroende på vinkeln mellan den geomagnetiska axeln och riktningen jord-sol. Auroralovalen bestäms också på grundval av data om utfällning av partiklar (elektroner och protoner) av vissa energier. Dess position kan bestämmas oberoende av data på Kaspakh på dagsidan och i magnetosfärens svans.

Den dagliga variationen i frekvensen av förekomst av norrsken i norrskenszonen har ett maximum vid geomagnetisk midnatt och ett minimum vid geomagnetisk middagstid. På den nästan ekvatoriala sidan av ovalen minskar frekvensen av förekomst av norrsken kraftigt, men formen på de dagliga variationerna bevaras. På den polära sidan av ovalen minskar frekvensen av norrsken gradvis och kännetecknas av komplexa dygnsförändringar.

Intensitet av norrsken.

Aurora intensitet bestäms genom att mäta den skenbara ytans ljusstyrka. Ljusstyrka yta jag norrsken i en viss riktning bestäms av den totala emissionen på 4p jag foton/(cm^s). Eftersom detta värde inte är den sanna ytljusstyrkan, utan representerar emissionen från kolonnen, används vanligtvis enheten foton/(cm 2 kolumn s) när man studerar norrsken. Den vanliga enheten för att mäta total emission är Rayleigh (Rl) lika med 106 fotoner/(cm 2 kolumn s). Mer praktiska enheter för norrskens intensitet bestäms av emissionerna från en enskild linje eller band. Till exempel bestäms intensiteten av norrsken av de internationella luminanskoefficienterna (IBR) enligt intensiteten på den gröna linjen (5577 Å); 1 krl = I MKY, 10 krl = II MKY, 100 krl = III MKY, 1000 krl = IV MKY (maximal intensitet av norrsken). Denna klassificering kan inte användas för röda norrsken. En av erans upptäckter (1957–1958) var etableringen av den spatiotemporala fördelningen av norrsken i form av en oval, förskjuten i förhållande till den magnetiska polen. Från enkla idéer om den cirkulära formen av fördelningen av norrsken i förhållande till den magnetiska polen fanns Övergången till modern fysik av magnetosfären har slutförts. Upptäcktens ära tillhör O. Khorosheva, och den intensiva utvecklingen av idéer för norrskensovalen utfördes av G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu och ett antal andra forskare. Nordskensovalen är den region där solvinden har det mest intensiva inflytandet på jordens övre atmosfär. Intensiteten hos norrskenet är störst i ovalen och dess dynamik övervakas kontinuerligt med hjälp av satelliter.

Stabila norrskensröda bågar.

Stadig norrskensröd båge, annars kallad röd båge på mitten av latituden eller M-båge, är en subvisuell (under ögats känslighetsgräns) bred båge, som sträcker sig från öst till väst i tusentals kilometer och omger möjligen hela jorden. Bågens latitudinella längd är 600 km. Emissionen av den stabila norrskensrödbågen är nästan monokromatisk i de röda linjerna l 6300 Å och l 6364 Å. Nyligen rapporterades även svaga emissionslinjer l 5577 Å (OI) och l 4278 Å (N+2). Ihållande röda bågar klassificeras som norrsken, men de visas på mycket högre höjder. Den nedre gränsen ligger på en höjd av 300 km, den övre gränsen är ca 700 km. Intensiteten hos den tysta norrskensröda bågen i l 6300 Å-emissionen sträcker sig från 1 till 10 kRl (typiskt värde 6 kRl). Ögats känslighetströskel vid denna våglängd är cirka 10 kRl, så bågar observeras sällan visuellt. Observationer har dock visat att deras ljusstyrka är >50 kRL under 10 % av nätterna. Den vanliga livslängden för bågar är ungefär en dag, och de visas sällan under efterföljande dagar. Radiovågor från satelliter eller radiokällor som korsar ihållande röda norrskensbågar är föremål för scintillation, vilket indikerar förekomsten av. Den teoretiska förklaringen till röda bågar är att de uppvärmda elektronerna i regionen F Jonosfären orsakar en ökning av syreatomer. Satellitobservationer visar en ökning av elektrontemperaturen längs geomagnetiska fältlinjer som skär ihållande norrskens röda bågar. Intensiteten hos dessa bågar är positivt korrelerad med geomagnetisk aktivitet (stormar), och frekvensen av förekomst av bågar är positivt korrelerad med solfläcksaktivitet.

Ändra norrsken.

Vissa former av norrsken upplever kvasi-periodiska och koherenta tidsvariationer i intensitet. Dessa norrsken med ungefär stationär geometri och snabba periodiska variationer som uppstår i fas kallas för växlande norrsken. De klassificeras som norrsken formulär r enligt International Atlas of Auroras En mer detaljerad underavdelning av de föränderliga norrskenen:

r 1 (pulserande norrsken) är ett sken med enhetliga fasvariationer i ljusstyrka genom hela norrskensformen. Per definition, i ett idealt pulserande norrsken, kan de rumsliga och temporala delarna av pulsationen separeras, d.v.s. ljusstyrka jag(r,t)= jag s(r)· Jag T(t). I ett typiskt norrsken r 1 pulseringar sker med en frekvens från 0,01 till 10 Hz med låg intensitet (1–2 kRl). De flesta norrsken r 1 – dessa är fläckar eller bågar som pulserar med en period av flera sekunder.

r 2 (brinnande norrsken). Termen används vanligtvis för att hänvisa till rörelser som lågor som fyller himlen, snarare än för att beskriva en distinkt form. Norrsken har formen av bågar och rör sig vanligtvis uppåt från en höjd av 100 km. Dessa norrsken är relativt sällsynta och förekommer oftare utanför norrskenet.

r 3 (skimrande norrsken). Dessa är norrsken med snabba, oregelbundna eller regelbundna variationer i ljusstyrka, vilket ger intrycket av flimrande lågor på himlen. De dyker upp strax innan norrskenet sönderfaller. Typiskt observerad variationsfrekvens r 3 är lika med 10 ± 3 Hz.

Termen strömmande norrsken, som används för en annan klass av pulserande norrsken, syftar på oregelbundna variationer i ljusstyrka som snabbt rör sig horisontellt i norrskensbågar och ränder.

Det föränderliga norrskenet är ett av de sol-markfenomen som åtföljer pulseringar av det geomagnetiska fältet och norrskens röntgenstrålning orsakad av utfällning av partiklar av sol- och magnetosfäriskt ursprung.

Glödet från polarlocket kännetecknas av hög intensitet av bandet i det första negativa systemet N + 2 (l 3914 Å). Typiskt är dessa N + 2-band fem gånger mer intensiva än den gröna OI l 5577 Å-linjen. Den absoluta intensiteten för polarlockets glöd sträcker sig från 0,1 till 10 kRl (vanligtvis 1–3 kRl). Under dessa norrsken, som uppträder under perioder av PCA, täcker ett enhetligt sken hela polarlocket upp till en geomagnetisk latitud på 60° på höjder av 30 till 80 km. Det genereras huvudsakligen av solprotoner och d-partiklar med energier på 10–100 MeV, vilket skapar en maximal jonisering på dessa höjder. Det finns en annan typ av glöd i norrskenszoner, kallad mantel norrsken. För denna typ av norrskensglöd är den dagliga maximala intensiteten, som inträffar på morgontimmarna, 1–10 kRL, och den lägsta intensiteten är fem gånger svagare. Observationer av mantel norrsken är få och långt mellan deras intensitet beror på geomagnetisk aktivitet och solaktivitet.

Atmosfäriskt sken definieras som strålning som produceras och sänds ut av en planets atmosfär. Detta är icke-termisk strålning från atmosfären, med undantag för utsläpp av norrsken, blixtarladdningar och utsläpp av meteorspår. Denna term används i förhållande till jordens atmosfär (nattglöd, skymningsglöd och dagglöd). Atmosfäriskt sken utgör bara en del av det ljus som finns tillgängligt i atmosfären. Andra källor inkluderar stjärnljus, zodiakalljus och dagsljus från solen. Ibland kan atmosfärisk glöd stå för upp till 40 % av den totala mängden ljus. Atmosfäriskt sken uppstår i atmosfäriska lager av varierande höjd och tjocklek. Atmosfärens glödspektrum täcker våglängder från 1000 Å till 22,5 mikron. Den huvudsakliga utsläppslinjen i den atmosfäriska glöden är l 5577 Å, uppträdande på en höjd av 90–100 km i ett 30–40 km tjockt lager. Uppkomsten av luminescens beror på Chapman-mekanismen, baserad på rekombinationen av syreatomer. Andra emissionslinjer är l 6300 Å, som förekommer vid dissociativ rekombination av O + 2 och emission NI l 5198/5201 Å och NI l 5890/5896 Å.

Intensiteten av luftglöd mäts i Rayleigh. Ljusstyrkan (i Rayleigh) är lika med 4 rv, där b är vinkelytans ljusstyrka för det emitterande skiktet i enheter om 10 6 fotoner/(cm 2 ster·s). Glödens intensitet beror på latitud (olika för olika utsläpp), och varierar även under dagen med ett maximum nära midnatt. En positiv korrelation noterades för luftglöd i emissionen på l 5577 Å med antalet solfläckar och solstrålningsflödet vid en våglängd på 10,7 cm Airglow observerades under satellitexperiment. Från yttre rymden ser den ut som en ring av ljus runt jorden och har en grönaktig färg.

Ozonosfären.

På höjder av 20–25 km uppnås den maximala koncentrationen av en obetydlig mängd ozon O 3 (upp till 2×10 –7 av syrehalten!), som uppstår under påverkan av solens ultravioletta strålning på ca 10 höjder över havet. till 50 km, vilket skyddar planeten från joniserande solstrålning. Trots det extremt lilla antalet ozonmolekyler skyddar de allt liv på jorden från de skadliga effekterna av kortvågig (ultraviolett och röntgen) strålning från solen. Om du avsätter alla molekyler i atmosfärens bas får du ett lager som inte är mer än 3–4 mm tjockt! På höjder över 100 km ökar andelen lätta gaser och på mycket höga höjder dominerar helium och väte; många molekyler dissocierar till individuella atomer, som joniserade under påverkan av hård strålning från solen bildar jonosfären. Lufttrycket och densiteten i jordens atmosfär minskar med höjden. Beroende på temperaturfördelningen delas jordens atmosfär in i troposfären, stratosfären, mesosfären, termosfären och exosfären. .

På en höjd av 20–25 km finns ozonskikt. Ozon bildas på grund av nedbrytningen av syremolekyler när den absorberar ultraviolett strålning från solen med våglängder kortare än 0,1–0,2 mikron. Fritt syre kombineras med O 2 -molekyler och bildar ozon O 3, som girigt absorberar all ultraviolett strålning kortare än 0,29 mikron. O3-ozonmolekyler förstörs lätt av kortvågig strålning. Därför, trots sin sällsynthet, absorberar ozonskiktet effektivt ultraviolett strålning från solen som har passerat genom högre och mer transparenta atmosfäriska skikt. Tack vare detta är levande organismer på jorden skyddade från de skadliga effekterna av ultraviolett ljus från solen.

Jonosfär.

Strålning från solen joniserar atmosfärens atomer och molekyler. Graden av jonisering blir betydande redan på 60 kilometers höjd och ökar stadigt med avståndet från jorden. På olika höjder i atmosfären sker sekventiella processer av dissociation av olika molekyler och efterföljande jonisering av olika atomer och joner. Dessa är huvudsakligen molekyler av syre O 2, kväve N 2 och deras atomer. Beroende på intensiteten i dessa processer kallas de olika skikten i atmosfären som ligger över 60 kilometer jonosfäriska skikt , och deras helhet är jonosfären . Det undre lagret, vars jonisering är obetydlig, kallas neutrosfären.

Den maximala koncentrationen av laddade partiklar i jonosfären uppnås på höjder av 300–400 km.

Historien om studiet av jonosfären.

Hypotesen om förekomsten av ett ledande skikt i den övre atmosfären lades fram 1878 av den engelske vetenskapsmannen Stuart för att förklara egenskaperna hos det geomagnetiska fältet. Sedan 1902, oberoende av varandra, påpekade Kennedy i USA och Heaviside i England att för att förklara utbredningen av radiovågor över långa avstånd var det nödvändigt att anta att det fanns områden med hög ledningsförmåga i de höga skikten av atmosfären. År 1923 kom akademikern M.V Shuleikin, med tanke på egenskaperna hos utbredningen av radiovågor av olika frekvenser, till slutsatsen att det finns minst två reflekterande lager i jonosfären. Sedan 1925 bevisade engelska forskarna Appleton och Barnett, såväl som Breit och Tuve, först experimentellt existensen av regioner som reflekterar radiovågor och lade grunden för deras systematiska studie. Sedan dess har en systematisk studie genomförts av egenskaperna hos dessa lager, allmänt kallade jonosfären, vilka spelar en betydande roll i ett antal geofysiska fenomen som bestämmer reflektion och absorption av radiovågor, vilket är mycket viktigt för praktiska ändamål. ändamål, särskilt för att säkerställa tillförlitlig radiokommunikation.

På 1930-talet började systematiska observationer av jonosfärens tillstånd. I vårt land, på initiativ av M.A. Bonch-Bruevich, skapades installationer för dess pulssondering. Många allmänna egenskaper hos jonosfären, höjder och elektronkoncentration i dess huvudskikt studerades.

På höjder av 60–70 km observeras lager D, på höjder av 100–120 km lager E, på höjder, på höjder av 180–300 km dubbelt lager F 1 och F 2. Huvudparametrarna för dessa lager anges i tabell 4.

Medelvärden ges eftersom de varierar på olika breddgrader, beroende på tid på dygnet och årstider. Sådana uppgifter är nödvändiga för att säkerställa långdistansradiokommunikation. De används för att välja driftsfrekvenser för olika kortvågsradiolänkar. Kunskap om deras förändringar beroende på jonosfärens tillstånd vid olika tider på dygnet och under olika årstider är extremt viktigt för att säkerställa tillförlitligheten hos radiokommunikation. Jonosfären är en samling joniserade lager av jordens atmosfär, som börjar från cirka 60 km höjder och sträcker sig till tiotusentals km. Den främsta källan till jonisering av jordens atmosfär är ultraviolett och röntgenstrålning från solen, som främst förekommer i solkromosfären och korona. Dessutom påverkas graden av jonisering av den övre atmosfären av solkorpuskulära strömmar som uppstår under solutbrott, samt kosmiska strålar och meteorpartiklar.

Jonosfäriska skikt

- dessa är områden i atmosfären där maximala koncentrationer av fria elektroner uppnås (dvs deras antal per volymenhet). Elektriskt laddade fria elektroner och (i mindre utsträckning, mindre rörliga joner) som härrör från jonisering av atomer av atmosfäriska gaser, som interagerar med radiovågor (d.v.s. elektromagnetiska svängningar), kan ändra sin riktning, reflektera eller bryta dem och absorbera deras energi . Som ett resultat av detta, vid mottagning av avlägsna radiostationer, kan olika effekter uppstå, till exempel blekning av radiokommunikation, ökad hörbarhet av fjärrstationer, strömavbrott etc. fenomen.

Forskningsmetoder.

Klassiska metoder för att studera jonosfären från jorden handlar om pulsljud - att skicka radiopulser och observera deras reflektioner från olika lager av jonosfären, mäta fördröjningstiden och studera intensiteten och formen på de reflekterade signalerna. Genom att mäta reflektionshöjderna för radiopulser vid olika frekvenser, bestämma de kritiska frekvenserna för olika områden (den kritiska frekvensen är bärfrekvensen för en radiopuls, för vilken en given region av jonosfären blir transparent), är det möjligt att bestämma värdet på elektronkoncentrationen i lagren och de effektiva höjderna för givna frekvenser, och välj de optimala frekvenserna för givna radiovägar. Med utvecklingen av raketteknik och tillkomsten av rymdåldern för artificiella jordsatelliter (AES) och andra rymdfarkoster, blev det möjligt att direkt mäta parametrarna för nära jordens rymdplasma, vars nedre del är jonosfären.

Mätningar av elektronkoncentration, utförda ombord på specialuppskjutna raketer och längs satellitflygvägar, bekräftade och förtydligade data som tidigare erhållits med markbaserade metoder om jonosfärens struktur, fördelning av elektronkoncentration med höjd över olika delar av jorden och gjorde det möjligt att erhålla elektronkoncentrationsvärden över huvudmaximumet - lagret F. Tidigare var detta omöjligt att göra med sonderingsmetoder baserade på observationer av reflekterade kortvågiga radiopulser. Det har upptäckts att det i vissa områden på jorden finns ganska stabila områden med reducerad elektronkoncentration, regelbundna "jonosfäriska vindar", märkliga vågprocesser uppstår i jonosfären som bär lokala jonosfäriska störningar tusentals kilometer från platsen för deras excitation, och mycket mer. Skapandet av särskilt mycket känsliga mottagningsanordningar gjorde det möjligt att ta emot pulssignaler som delvis reflekteras från jonosfärens lägsta områden (partiella reflektionsstationer) vid jonosfäriska pulssonderingsstationer. Användningen av kraftfulla pulsade installationer i mät- och decimetervåglängdsområdena med användning av antenner som möjliggör en hög koncentration av utsänd energi gjorde det möjligt att observera signaler spridda av jonosfären på olika höjder. Studien av egenskaperna hos spektra för dessa signaler, osammanhängande spridda av elektroner och joner i jonosfärplasman (för detta användes stationer med inkoherent spridning av radiovågor) gjorde det möjligt att bestämma koncentrationen av elektroner och joner, deras motsvarighet temperatur på olika höjder upp till höjder på flera tusen kilometer. Det visade sig att jonosfären är ganska transparent för de frekvenser som används.

Koncentrationen av elektriska laddningar (elektronkoncentrationen är lika med jonkoncentrationen) i jordens jonosfär på 300 km höjd är cirka 10 6 cm –3 under dagen. Plasma med sådan densitet reflekterar radiovågor med en längd på mer än 20 m och sänder kortare.

Typisk vertikal fördelning av elektronkoncentrationen i jonosfären för dag- och nattförhållanden.

Utbredning av radiovågor i jonosfären.

Stabil mottagning av långdistanssändningsstationer beror på de frekvenser som används, samt på tid på dygnet, säsong och dessutom på solaktivitet. Solaktiviteten påverkar avsevärt tillståndet i jonosfären. Radiovågor som sänds ut av en markstation färdas i en rak linje, som alla typer av elektromagnetiska vågor. Det bör dock tas med i beräkningen att både jordens yta och de joniserade lagren av dess atmosfär fungerar som plattorna i en enorm kondensator, som verkar på dem som effekten av speglar på ljus. Genom att reflektera från dem kan radiovågor färdas många tusen kilometer, cirkla runt jorden i enorma hopp på hundratals och tusentals kilometer, växelvis reflekterande från ett lager av joniserad gas och från jordens eller vattnets yta.

På 20-talet av förra seklet trodde man att radiovågor kortare än 200 m i allmänhet inte var lämpliga för långdistanskommunikation på grund av stark absorption. De första experimenten med långdistansmottagning av korta vågor över Atlanten mellan Europa och Amerika utfördes av den engelske fysikern Oliver Heaviside och den amerikanske elektroingenjören Arthur Kennelly. Oberoende av varandra föreslog de att det någonstans runt jorden finns ett joniserat skikt av atmosfären som kan reflektera radiovågor. Det kallades Heaviside-Kennelly-skiktet och sedan jonosfären.

Enligt moderna begrepp består jonosfären av negativt laddade fria elektroner och positivt laddade joner, främst molekylärt syre O + och kväveoxid NO +. Joner och elektroner bildas som ett resultat av dissociation av molekyler och jonisering av neutrala gasatomer av solröntgenstrålar och ultraviolett strålning. För att jonisera en atom är det nödvändigt att ge den joniseringsenergi, vars huvudkälla för jonosfären är ultraviolett, röntgen och corpuskulär strålning från solen.

Medan jordens gasformiga skal är upplyst av solen, bildas det kontinuerligt fler och fler elektroner i det, men samtidigt rekombinerar några av elektronerna, som kolliderar med joner, och bildar återigen neutrala partiklar. Efter solnedgången upphör nästan bildandet av nya elektroner, och antalet fria elektroner börjar minska. Ju fler fria elektroner det finns i jonosfären, desto bättre reflekteras högfrekventa vågor från den. Med en minskning av elektronkoncentrationen är passagen av radiovågor endast möjlig i låga frekvensområden. Det är därför på natten, som regel, är det möjligt att ta emot avlägsna stationer endast i intervallet 75, 49, 41 och 31 m. Elektroner är ojämnt fördelade i jonosfären. På höjder från 50 till 400 km finns det flera lager eller regioner med ökad elektronkoncentration. Dessa områden övergår smidigt till varandra och har olika effekter på utbredningen av HF-radiovågor. Det övre lagret av jonosfären betecknas med bokstaven F. Här är den högsta joniseringsgraden (andelen laddade partiklar är ca 10 –4). Den ligger på en höjd av mer än 150 km över jordens yta och spelar den huvudsakliga reflekterande rollen i långdistansutbredningen av högfrekventa HF-radiovågor. Under sommarmånaderna delas region F i två lager - F 1 och F 2. Lager F1 kan uppta höjder från 200 till 250 km, och lager F 2 verkar "flyta" i höjdområdet 300–400 km. Vanligtvis lager F 2 joniseras mycket starkare än skiktet F 1. Nattlager F 1 försvinner och lagret F 2 kvarstår och förlorar långsamt upp till 60 % av sin joniseringsgrad. Under lager F på höjder från 90 till 150 km finns ett lager E jonisering som sker under påverkan av mjuk röntgenstrålning från solen. Graden av jonisering av E-skiktet är lägre än den för F, under dagen sker mottagning av stationer i lågfrekventa HF-områdena 31 och 25 m när signaler reflekteras från lagret E. Vanligtvis är dessa stationer belägna på ett avstånd av 1000–1500 km. På natten i lagret E Jonisering minskar kraftigt, men även vid denna tidpunkt fortsätter den att spela en betydande roll i mottagningen av signaler från stationer på 41, 49 och 75 m intervall.

Av stort intresse för att ta emot signaler med högfrekventa HF-områden på 16, 13 och 11 m är de som uppstår i området E lager (moln) av starkt ökad jonisering. Arean av dessa moln kan variera från några till hundratals kvadratkilometer. Detta skikt av ökad jonisering kallas det sporadiska skiktet E och är utsedd Es. Es-moln kan röra sig i jonosfären under inverkan av vinden och nå hastigheter på upp till 250 km/h. På sommaren på mellanbreddgrader under dagtid uppstår radiovågornas ursprung på grund av Es-moln i 15–20 dagar per månad. Nära ekvatorn är den nästan alltid närvarande, och på höga breddgrader uppträder den vanligtvis på natten. Ibland, under år av låg solaktivitet, när det inte finns någon sändning på de högfrekventa HF-banden, uppstår plötsligt avlägsna stationer på 16, 13 och 11 m-banden med bra volym, vars signaler reflekteras många gånger från Es.

Den lägsta regionen av jonosfären är regionen D ligger på höjder mellan 50 och 90 km. Det finns relativt få fria elektroner här. Från området D Långa och medelstora vågor reflekteras väl, och signaler från lågfrekventa HF-stationer absorberas kraftigt. Efter solnedgången försvinner joniseringen mycket snabbt och det blir möjligt att ta emot avlägsna stationer i intervallen 41, 49 och 75 m, vars signaler reflekteras från lagren F 2 och E. Enskilda skikt av jonosfären spelar en viktig roll i utbredningen av HF-radiosignaler. Effekten på radiovågor uppstår främst på grund av närvaron av fria elektroner i jonosfären, även om mekanismen för radiovågsutbredning är förknippad med närvaron av stora joner. De senare är också av intresse när man studerar atmosfärens kemiska egenskaper, eftersom de är mer aktiva än neutrala atomer och molekyler. Kemiska reaktioner som sker i jonosfären spelar en viktig roll för dess energi- och elektriska balans.

Normal jonosfär. Observationer gjorda med geofysiska raketer och satelliter har gett en mängd ny information som indikerar att jonisering av atmosfären sker under påverkan av ett brett spektrum av solstrålning. Dess huvuddel (mer än 90%) är koncentrerad till den synliga delen av spektrumet. Ultraviolett strålning, som har en kortare våglängd och högre energi än violetta ljusstrålar, sänds ut av väte i solens inre atmosfär (kromosfären), och röntgenstrålar, som har ännu högre energi, sänds ut av gaser i solens yttre skal. (corona).

Jonosfärens normala (genomsnittliga) tillstånd beror på konstant kraftfull strålning. Regelbundna förändringar sker i den normala jonosfären på grund av jordens dagliga rotation och säsongsmässiga skillnader i solstrålarnas infallsvinkel vid middagstid, men oförutsägbara och abrupta förändringar i jonosfärens tillstånd förekommer också.

Störningar i jonosfären.

Som bekant förekommer kraftfulla cykliskt upprepade manifestationer av aktivitet på solen, som når ett maximum vart elfte år. Observationer under programmet International Geophysical Year (IGY) sammanföll med perioden med den högsta solaktiviteten under hela perioden av systematiska meteorologiska observationer, d.v.s. från början av 1700-talet. Under perioder med hög aktivitet ökar ljusstyrkan i vissa områden på solen flera gånger, och kraften hos ultraviolett och röntgenstrålning ökar kraftigt. Sådana fenomen kallas solflammor. De varar från flera minuter till en till två timmar. Under flamman bryter solplasma (mest protoner och elektroner) ut och elementarpartiklar rusar ut i rymden. Elektromagnetisk och korpuskulär strålning från solen under sådana utbrott har en stark inverkan på jordens atmosfär.

Den första reaktionen observeras 8 minuter efter blossen, när intensiv ultraviolett och röntgenstrålning når jorden. Som ett resultat ökar joniseringen kraftigt; Röntgenstrålar tränger igenom atmosfären till jonosfärens nedre gräns; antalet elektroner i dessa lager ökar så mycket att radiosignalerna nästan helt absorberas (”släckta”). Den ytterligare absorptionen av strålning gör att gasen värms upp, vilket bidrar till utvecklingen av vindar. Joniserad gas är en elektrisk ledare, och när den rör sig i jordens magnetfält uppstår en dynamoeffekt och en elektrisk ström skapas. Sådana strömmar kan i sin tur orsaka märkbara störningar i magnetfältet och manifestera sig i form av magnetiska stormar.

Strukturen och dynamiken i den övre atmosfären bestäms avsevärt av icke-jämviktsprocesser i termodynamisk mening associerade med jonisering och dissociation av solstrålning, kemiska processer, excitation av molekyler och atomer, deras deaktivering, kollisioner och andra elementära processer. I detta fall ökar graden av icke-jämvikt med höjden när densiteten minskar. Upp till höjder på 500–1000 km, och ofta högre, är graden av ojämvikt för många egenskaper hos den övre atmosfären ganska liten, vilket gör det möjligt att använda klassisk och hydromagnetisk hydrodynamik, med hänsyn till kemiska reaktioner, för att beskriva den.

Exosfären är det yttre lagret av jordens atmosfär, som börjar på flera hundra kilometers höjder, varifrån lätta, snabbrörliga väteatomer kan fly ut i rymden.

Edward Kononovich

Litteratur:

Pudovkin M.I. Grunderna i solfysik. St Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomi idag. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Material på Internet: http://ciencia.nasa.gov/

Utrymmet är fyllt med energi. Energi fyller utrymmet ojämnt.

Det finns platser för dess koncentration och urladdning. På så sätt kan du uppskatta densiteten.

Planeten är ett ordnat system, med en maximal densitet av materia i centrum och en gradvis minskning av koncentrationen mot periferin. Interaktionskrafter bestämmer materiens tillstånd, i vilken form den existerar. Fysik beskriver det aggregerade tillståndet för ämnen: fast, flytande, gas och så vidare.

Atmosfären är den gasformiga miljön som omger planeten.

Jordens atmosfär tillåter fri rörlighet och låter ljus passera igenom, vilket skapar utrymme där livet frodas.

Nästa lager av atmosfären kallas mesosfären. Gränser från cirka 50 km till 85 km.

I mesosfären är koncentrationen av ozon, som kan fånga UV-energi, låg, så temperaturen börjar återigen sjunka med höjden. Vid topppunkten sjunker temperaturen till -90 C, vissa källor indikerar ett värde på -130 C. De flesta meteoroider brinner upp i detta skikt av atmosfären.

Atmosfärens skikt, som sträcker sig från en höjd av 85 km till ett avstånd av 600 km från jorden, kallas termosfären.

Termosfären är den första som möter solstrålning, inklusive den så kallade vakuum-ultravioletta.

Vakuum UV hålls kvar av luften och värmer därigenom detta skikt av atmosfären till enorma temperaturer.

Men eftersom trycket här är extremt lågt har denna till synes heta gas inte samma effekt på föremål som under förhållanden på jordens yta. Tvärtom kommer föremål som placeras i en sådan miljö att svalna.

På en höjd av 100 km passerar den konventionella linjen "Karman-linjen", som anses vara början på rymden.

Norrsken förekommer i termosfären. I detta lager av atmosfären interagerar solvinden med planetens magnetfält.