Troposféra

Jeho horná hranica je v nadmorskej výške 8-10 km v polárnych, 10-12 km v miernych a 16-18 km v tropických zemepisných šírkach; v zime nižšia ako v lete. Spodná, hlavná vrstva atmosféry obsahuje viac ako 80 % celkovej hmotnosti atmosférického vzduchu a asi 90 % všetkej vodnej pary prítomnej v atmosfére. V troposfére je vysoko rozvinutá turbulencia a konvekcia, objavujú sa oblaky, vznikajú cyklóny a anticyklóny. Teplota klesá s nadmorskou výškou s priemerným vertikálnym gradientom 0,65°/100 m

tropopauza

Prechodná vrstva z troposféry do stratosféry, vrstva atmosféry, v ktorej sa pokles teploty s výškou zastavuje.

Stratosféra

Vrstva atmosféry sa nachádza vo výške 11 až 50 km. Typická je mierna zmena teploty vo vrstve 11-25 km (spodná vrstva stratosféry) a jej zvýšenie vo vrstve 25-40 km z -56,5 na 0,8 °C (vrchná vrstva stratosféry alebo inverzná oblasť). Po dosiahnutí hodnoty asi 273 K (takmer 0 °C) vo výške asi 40 km zostáva teplota konštantná až do výšky asi 55 km. Táto oblasť konštantnej teploty sa nazýva stratopauza a je hranicou medzi stratosférou a mezosférou.

Stratopauza

Hraničná vrstva atmosféry medzi stratosférou a mezosférou. Vo vertikálnom rozložení teploty je maximum (asi 0 °C).

mezosféra

Mezosféra začína vo výške 50 km a siaha až do 80-90 km. Teplota klesá s výškou s priemerným vertikálnym gradientom (0,25-0,3)°/100 m Hlavným energetickým procesom je prenos tepla sálaním. Zložité fotochemické procesy zahŕňajúce voľné radikály, vibračne excitované molekuly atď. spôsobujú atmosférickú luminiscenciu.

mezopauza

Prechodná vrstva medzi mezosférou a termosférou. Vo vertikálnom rozložení teplôt je minimum (asi -90 °C).

Línia Karman

Nadmorská výška, ktorá sa bežne považuje za hranicu medzi zemskou atmosférou a vesmírom. Línia Karmana sa nachádza vo výške 100 km nad morom.

Hranica zemskej atmosféry

Termosféra

Horná hranica je asi 800 km. Teplota stúpa do nadmorských výšok 200-300 km, kde dosahuje hodnoty rádovo 1500 K, potom zostáva takmer konštantná až do vysokých nadmorských výšok. Pod vplyvom ultrafialového a röntgenového slnečného žiarenia a kozmického žiarenia dochádza k ionizácii vzduchu („polárne svetlá“) - hlavné oblasti ionosféry ležia vo vnútri termosféry. Vo výškach nad 300 km prevláda atómový kyslík. Horná hranica termosféry je do značnej miery určená aktuálnou aktivitou Slnka. V obdobiach nízkej aktivity dochádza k výraznému zmenšeniu veľkosti tejto vrstvy.

Termopauza

Oblasť atmosféry nad termosférou. V tejto oblasti je absorpcia slnečného žiarenia zanedbateľná a teplota sa v skutočnosti s výškou nemení.

Exosféra (rozptylová guľa)

Atmosférické vrstvy až do výšky 120 km

Exosféra - rozptylová zóna, vonkajšia časť termosféry, nachádzajúca sa nad 700 km. Plyn v exosfére je veľmi riedky, a preto jeho častice unikajú do medziplanetárneho priestoru (disipácia).

Do výšky 100 km je atmosféra homogénna, dobre premiešaná zmes plynov. Vo vyšších vrstvách závisí rozloženie plynov na výšku od ich molekulových hmotností, koncentrácia ťažších plynov klesá rýchlejšie so vzdialenosťou od zemského povrchu. V dôsledku poklesu hustoty plynu klesá teplota z 0 °C v stratosfére na −110 °C v mezosfére. Kinetická energia jednotlivých častíc však vo výškach 200–250 km zodpovedá teplote ~150 °C. Nad 200 km sú pozorované výrazné výkyvy teploty a hustoty plynu v čase a priestore.

Vo výške asi 2000-3500 km exosféra postupne prechádza do takzvaného blízkeho vesmírneho vákua, ktoré je vyplnené vysoko riedkymi časticami medziplanetárneho plynu, najmä atómami vodíka. Tento plyn je však len časťou medziplanetárnej hmoty. Druhá časť je zložená z prachových častíc kometárneho a meteorického pôvodu. Okrem extrémne riedkych prachových častíc do tohto priestoru preniká elektromagnetické a korpuskulárne žiarenie slnečného a galaktického pôvodu.

Troposféra predstavuje asi 80 % hmotnosti atmosféry, stratosféra asi 20 %; hmotnosť mezosféry nie je väčšia ako 0,3 %, termosféra je menšia ako 0,05 % z celkovej hmotnosti atmosféry. Na základe elektrických vlastností v atmosfére sa rozlišuje neutrosféra a ionosféra. V súčasnosti sa verí, že atmosféra siaha do nadmorskej výšky 2000-3000 km.

V závislosti od zloženia plynu v atmosfére sa rozlišuje homosféra a heterosféra. Heterosféra je oblasť, kde má gravitácia vplyv na separáciu plynov, keďže ich miešanie v takejto výške je zanedbateľné. Z toho vyplýva premenlivé zloženie heterosféry. Pod ním leží dobre premiešaná, homogénna časť atmosféry, nazývaná homosféra. Hranica medzi týmito vrstvami sa nazýva turbopauza a leží vo výške asi 120 km.

Hrúbka atmosféry je asi 120 km od povrchu Zeme. Celková hmotnosť vzduchu v atmosfére je (5,1-5,3) 10 18 kg. Z toho hmotnosť suchého vzduchu je 5,1352 ± 0,0003 10 18 kg, celková hmotnosť vodnej pary je v priemere 1,27 10 16 kg.

tropopauza

Prechodná vrstva z troposféry do stratosféry, vrstva atmosféry, v ktorej sa pokles teploty s výškou zastavuje.

Stratosféra

Vrstva atmosféry sa nachádza vo výške 11 až 50 km. Typická je mierna zmena teploty vo vrstve 11-25 km (spodná vrstva stratosféry) a jej zvýšenie vo vrstve 25-40 km z −56,5 na 0,8 ° (horná stratosféra alebo inverzná oblasť). Po dosiahnutí hodnoty asi 273 K (takmer 0 °C) vo výške asi 40 km zostáva teplota konštantná až do výšky asi 55 km. Táto oblasť konštantnej teploty sa nazýva stratopauza a je hranicou medzi stratosférou a mezosférou.

Stratopauza

Hraničná vrstva atmosféry medzi stratosférou a mezosférou. Vo vertikálnom rozložení teploty je maximum (asi 0 °C).

mezosféra

Zemská atmosféra

Hranica zemskej atmosféry

Termosféra

Horná hranica je asi 800 km. Teplota stúpa do nadmorských výšok 200-300 km, kde dosahuje hodnoty rádovo 1500 K, potom zostáva takmer konštantná až do vysokých nadmorských výšok. Pod vplyvom ultrafialového a röntgenového slnečného žiarenia a kozmického žiarenia dochádza k ionizácii vzduchu ("polárne svetlá") - hlavné oblasti ionosféry ležia vo vnútri termosféry. Vo výškach nad 300 km prevláda atómový kyslík. Horná hranica termosféry je do značnej miery určená aktuálnou aktivitou Slnka. V obdobiach nízkej aktivity – napríklad v rokoch 2008 – 2009 – dochádza k výraznému poklesu veľkosti tejto vrstvy.

Termopauza

Oblasť atmosféry nad termosférou. V tejto oblasti je absorpcia slnečného žiarenia zanedbateľná a teplota sa v skutočnosti s výškou nemení.

Exosféra (rozptylová guľa)

Do výšky 100 km je atmosféra homogénna, dobre premiešaná zmes plynov. Vo vyšších vrstvách závisí rozloženie plynov na výšku od ich molekulových hmotností, koncentrácia ťažších plynov klesá rýchlejšie so vzdialenosťou od zemského povrchu. V dôsledku poklesu hustoty plynu klesá teplota z 0 °C v stratosfére na −110 °C v mezosfére. Kinetická energia jednotlivých častíc však vo výškach 200–250 km zodpovedá teplote ~150 °C. Nad 200 km sú pozorované výrazné výkyvy teploty a hustoty plynu v čase a priestore.

Vo výške okolo 2000-3500 km exosféra postupne prechádza do tzv. blízke vesmírne vákuum, ktorý je naplnený vysoko riedkymi časticami medziplanetárneho plynu, najmä atómami vodíka. Tento plyn je však len časťou medziplanetárnej hmoty. Druhá časť je zložená z prachových častíc kometárneho a meteorického pôvodu. Okrem extrémne riedkych prachových častíc do tohto priestoru preniká elektromagnetické a korpuskulárne žiarenie slnečného a galaktického pôvodu.

Troposféra predstavuje asi 80 % hmotnosti atmosféry, stratosféra asi 20 %; hmotnosť mezosféry nie je väčšia ako 0,3 %, termosféra je menšia ako 0,05 % z celkovej hmotnosti atmosféry. Na základe elektrických vlastností v atmosfére sa rozlišuje neutrosféra a ionosféra. V súčasnosti sa verí, že atmosféra siaha do nadmorskej výšky 2000-3000 km.

V závislosti od zloženia plynu v atmosfére emitujú homosféra a heterosféra. heterosféra- toto je oblasť, kde gravitácia ovplyvňuje oddeľovanie plynov, pretože ich miešanie v takej výške je zanedbateľné. Z toho vyplýva premenlivé zloženie heterosféry. Pod ním leží dobre premiešaná, homogénna časť atmosféry, nazývaná homosféra. Hranica medzi týmito vrstvami sa nazýva turbopauza, leží vo výške okolo 120 km.

Fyziologické a iné vlastnosti atmosféry

Už vo výške 5 km nad morom sa u netrénovaného človeka rozvinie hladovanie kyslíkom a bez prispôsobenia sa výrazne znižuje výkonnosť človeka. Tu končí fyziologická zóna atmosféry. Ľudské dýchanie sa stáva nemožným vo výške 9 km, hoci až do výšky 115 km obsahuje atmosféra kyslík.

Atmosféra nám poskytuje kyslík, ktorý potrebujeme na dýchanie. Avšak v dôsledku poklesu celkového tlaku v atmosfére, keď stúpate do výšky, sa zodpovedajúcim spôsobom znižuje aj parciálny tlak kyslíka.

V riedkych vrstvách vzduchu je šírenie zvuku nemožné. Do výšok 60-90 km je stále možné využiť odpor vzduchu a vztlak na riadený aerodynamický let. Ale od nadmorských výšok 100 - 130 km strácajú pojmy čísla M a zvuková bariéra, ktoré pozná každý pilot, svoj význam: prechádza podmienená Karmanova línia, za ktorou začína oblasť čisto balistického letu, ktoré možno ovládať len pomocou reaktívnych síl.

Vo výškach nad 100 km je atmosféra zbavená aj ďalšej pozoruhodnej vlastnosti - schopnosti absorbovať, viesť a odovzdávať tepelnú energiu konvekciou (t.j. pomocou miešania vzduchu). To znamená, že rôzne prvky vybavenia, vybavenie orbitálnej vesmírnej stanice nebude možné zvonku chladiť tak, ako sa to bežne robí v lietadle – pomocou vzduchových trysiek a vzduchových radiátorov. V takej výške, ako vo všeobecnosti vo vesmíre, je jediným spôsobom prenosu tepla tepelné žiarenie.

História vzniku atmosféry

Podľa najbežnejšej teórie mala zemská atmosféra v priebehu času tri rôzne zloženie. Spočiatku ho tvorili ľahké plyny (vodík a hélium) zachytené z medziplanetárneho priestoru. Tento tzv primárna atmosféra(asi pred štyrmi miliardami rokov). V ďalšom štádiu aktívna sopečná činnosť viedla k nasýteniu atmosféry inými plynmi ako vodík (oxid uhličitý, amoniak, vodná para). To je ako sekundárna atmosféra(asi tri miliardy rokov pred našimi dňami). Táto atmosféra bola obnovujúca. Ďalej bol proces tvorby atmosféry určený nasledujúcimi faktormi:

• únik ľahkých plynov (vodík a hélium) do medziplanetárneho priestoru;
• chemické reakcie prebiehajúce v atmosfére pod vplyvom ultrafialového žiarenia, bleskových výbojov a niektorých ďalších faktorov.

Postupne tieto faktory viedli k vzniku terciárna atmosféra, vyznačujúci sa oveľa nižším obsahom vodíka a oveľa vyšším obsahom dusíka a oxidu uhličitého (vzniká ako výsledok chemických reakcií z amoniaku a uhľovodíkov).

Dusík

Vznik veľkého množstva dusíka N 2 je spôsobený oxidáciou amoniakovo-vodíkovej atmosféry molekulárnym kyslíkom O 2, ktorý začal prichádzať z povrchu planéty v dôsledku fotosyntézy pred 3 miliardami rokov. Dusík N 2 sa tiež uvoľňuje do atmosféry v dôsledku denitrifikácie dusičnanov a iných zlúčenín obsahujúcich dusík. Dusík je oxidovaný ozónom na NO vo vyšších vrstvách atmosféry.

Dusík N 2 vstupuje do reakcií len za špecifických podmienok (napríklad pri výboji blesku). Oxidácia molekulárneho dusíka ozónom pri elektrických výbojoch sa v malých množstvách využíva pri priemyselnej výrobe dusíkatých hnojív. Pri nízkej spotrebe energie ho dokážu okysličiť a premeniť na biologicky aktívnu formu sinice (modrozelené riasy) a uzlové baktérie, ktoré vytvárajú rizobiálnu symbiózu so strukovinami, tzv. zelené hnojenie.

Kyslík

Zloženie atmosféry sa začalo radikálne meniť s príchodom živých organizmov na Zem, v dôsledku fotosyntézy, sprevádzanej uvoľňovaním kyslíka a absorpciou oxidu uhličitého. Spočiatku sa kyslík vynakladal na oxidáciu redukovaných zlúčenín - amoniaku, uhľovodíkov, železitej formy železa obsiahnutej v oceánoch atď. Na konci tejto etapy začal obsah kyslíka v atmosfére rásť. Postupne sa vytvorila moderná atmosféra s oxidačnými vlastnosťami. Keďže to spôsobilo vážne a náhle zmeny v mnohých procesoch vyskytujúcich sa v atmosfére, litosfére a biosfére, táto udalosť sa nazývala kyslíková katastrofa.

vzácnych plynov

Znečistenie vzduchu

V poslednej dobe človek začal ovplyvňovať vývoj atmosféry. Výsledkom jeho činnosti bolo neustále výrazné zvyšovanie obsahu oxidu uhličitého v atmosfére v dôsledku spaľovania uhľovodíkových palív nahromadených v predchádzajúcich geologických epochách. Obrovské množstvá CO 2 sa spotrebúvajú počas fotosyntézy a absorbujú ho svetové oceány. Tento plyn sa do atmosféry dostáva v dôsledku rozkladu uhličitanových hornín a organických látok rastlinného a živočíšneho pôvodu, ako aj v dôsledku vulkanizmu a ľudskej výrobnej činnosti. Za posledných 100 rokov sa obsah CO 2 v atmosfére zvýšil o 10 %, pričom hlavná časť (360 miliárd ton) pochádza zo spaľovania paliva. Ak bude tempo rastu spaľovania paliva pokračovať, potom sa v nasledujúcich 200 – 300 rokoch množstvo CO 2 v atmosfére zdvojnásobí a môže viesť ku globálnej zmene klímy.

Spaľovanie paliva je hlavným zdrojom znečisťujúcich plynov (СО,, SO 2). Oxid siričitý sa oxiduje vzdušným kyslíkom na SO 3 v hornej atmosfére, ktorý následne interaguje s vodnou parou a amoniakom a výsledná kyselina sírová (H 2 SO 4) a síran amónny ((NH 4) 2 SO 4) sa vracajú do povrch Zeme v podobe tzv. kyslý dážď. Používaním spaľovacích motorov dochádza k výraznému znečisťovaniu ovzdušia oxidmi dusíka, uhľovodíkmi a zlúčeninami olova (tetraetylolovo Pb (CH 3 CH 2) 4)).

Aerosólové znečistenie atmosféry je spôsobené jednak prírodnými príčinami (výbuch sopiek, prachové búrky, strhávanie kvapiek morskej vody a peľu rastlín atď.), ako aj hospodárskou činnosťou človeka (ťažba rúd a stavebných materiálov, spaľovanie palív, výroba cementu atď.). .). Intenzívne rozsiahle odstraňovanie pevných častíc do atmosféry je jednou z možných príčin klimatických zmien na planéte.

pozri tiež

• Jacchia (model atmosféry)

Poznámky

Odkazy

Literatúra

1. V. V. Parin, F. P. Kosmolinsky, B. A. Dushkov"Vesmírna biológia a medicína" (2. vydanie, revidované a doplnené), M.: "Prosveshchenie", 1975, 223 strán.
2. N. V. Gusáková"Chémia životného prostredia", Rostov na Done: Phoenix, 2004, 192 s ISBN 5-222-05386-5
3. Sokolov V. A. Geochémia zemných plynov, M., 1971;
4. McEwen M, Phillips L. Chémia atmosféry, M., 1978;
5. Wark K., Warner S. Znečistenie vzduchu. Zdroje a riadenie, prekl. z angličtiny, M.. 1980;
6. Monitorovanie znečistenia pozadia prírodného prostredia. v. 1, L., 1982.

Zem
História Zeme	Vek Zeme Geologická história Zeme Geologická časová mierka História života na Zemi Zaľadnenie Zeme Slabé mladé Slnko paradox Teória obrovského nárazu Časová os evolúcie
Geografia a geológie	Austrália Ázia Antarktída Afrika Európa Severná Amerika Južná Amerika Atlantický oceán Indický oceán Severný ľadový oceán

Pri hladine mora 1013,25 hPa (asi 760 mmHg). Priemerná globálna teplota vzduchu na zemskom povrchu je 15°C, pričom teplota kolíše od približne 57°C v subtropických púštiach do -89°C v Antarktíde. Hustota vzduchu a tlak klesajú s výškou podľa zákona blízkeho exponenciáli.

Štruktúra atmosféry. Vertikálne má atmosféra vrstvenú štruktúru, ktorá je určená najmä vlastnosťami vertikálneho rozloženia teplôt (obrázok), ktoré závisí od geografickej polohy, ročného obdobia, dennej doby atď. Spodná vrstva atmosféry – troposféra – sa vyznačuje poklesom teploty s výškou (asi o 6 °C na 1 km), jej výška je od 8-10 km v polárnych šírkach až po 16-18 km v trópoch. V dôsledku rýchleho poklesu hustoty vzduchu s výškou sa asi 80% celkovej hmotnosti atmosféry nachádza v troposfére. Nad troposférou sa nachádza stratosféra – vrstva, ktorá sa vo všeobecnosti vyznačuje zvyšovaním teploty s výškou. Prechodná vrstva medzi troposférou a stratosférou sa nazýva tropopauza. V spodnej stratosfére do úrovne asi 20 km sa teplota s výškou mení málo (tzv. izotermická oblasť) a často aj mierne klesá. Vyššie teplota stúpa v dôsledku absorpcie slnečného UV žiarenia ozónom, najskôr pomaly a od úrovne 34-36 km rýchlejšie. Horná hranica stratosféry – stratopauza – sa nachádza v nadmorskej výške 50-55 km, čo zodpovedá maximálnej teplote (260-270 K). Vrstva atmosféry, ktorá sa nachádza vo výške 55-85 km, kde teplota opäť klesá s výškou, sa nazýva mezosféra, na jej hornej hranici - mezopauza - teplota v lete dosahuje 150-160 K a 200- v zime 230 K. Nad mezopauzou začína termosféra - vrstva, ktorá sa vyznačuje rýchlym nárastom teploty, dosahujúca hodnoty 800-1200 K vo výške 250 km. Korpuskulárne a röntgenové žiarenie Slnka sa absorbuje v termosfére, meteory sa spomaľujú a vyhoria, takže plní funkciu ochrannej vrstvy Zeme. Ešte vyššie je exosféra, odkiaľ sa v dôsledku disipácie rozptyľujú atmosférické plyny do svetového priestoru a kde dochádza k postupnému prechodu z atmosféry do medziplanetárneho priestoru.

Zloženie atmosféry. Do výšky asi 100 km je atmosféra prakticky homogénna v chemickom zložení a priemerná molekulová hmotnosť vzduchu (asi 29) je v nej konštantná. V blízkosti zemského povrchu sa atmosféra skladá z dusíka (asi 78,1 % objemu) a kyslíka (asi 20,9 %) a obsahuje aj malé množstvá argónu, oxidu uhličitého (oxid uhličitý), neónu a iných konštantných a premenlivých zložiek (viď. Vzduch).

Okrem toho atmosféra obsahuje malé množstvá ozónu, oxidov dusíka, amoniaku, radónu atď. Relatívny obsah hlavných zložiek ovzdušia je v priebehu času konštantný a jednotný v rôznych geografických oblastiach. Obsah vodnej pary a ozónu je premenlivý v priestore a čase; napriek nízkemu obsahu je ich úloha v atmosférických procesoch veľmi významná.

Nad 100-110 km dochádza k disociácii molekúl kyslíka, oxidu uhličitého a vodnej pary, takže molekulová hmotnosť vzduchu klesá. Vo výške okolo 1000 km začínajú prevládať ľahké plyny – hélium a vodík a ešte vyššie sa zemská atmosféra postupne mení na medziplanetárny plyn.

Najdôležitejšou premennou zložkou atmosféry je vodná para, ktorá sa do atmosféry dostáva vyparovaním z povrchu vody a vlhkej pôdy, ako aj transpiráciou rastlinami. Relatívny obsah vodnej pary sa pohybuje v blízkosti zemského povrchu od 2,6 % v trópoch po 0,2 % v polárnych šírkach. S výškou rýchlo klesá a už vo výške 1,5 - 2 km klesá o polovicu. Vertikálny stĺpec atmosféry v miernych zemepisných šírkach obsahuje asi 1,7 cm „vyzrážanej vodnej vrstvy“. Pri kondenzácii vodnej pary vznikajú oblaky, z ktorých padajú atmosférické zrážky vo forme dažďa, krúp a snehu.

Dôležitou zložkou atmosférického vzduchu je ozón, 90 % sústredených v stratosfére (medzi 10 a 50 km), asi 10 % sa nachádza v troposfére. Ozón zabezpečuje absorpciu tvrdého UV žiarenia (s vlnovou dĺžkou menšou ako 290 nm), a to je jeho ochranná úloha pre biosféru. Hodnoty celkového obsahu ozónu sa líšia v závislosti od zemepisnej šírky a ročného obdobia, pohybujú sa od 0,22 do 0,45 cm (hrúbka ozónovej vrstvy pri tlaku p=1 atm a teplote T=0°C). V ozónových dierach pozorovaných na jar v Antarktíde od začiatku 80. rokov môže obsah ozónu klesnúť až na 0,07 cm, rastie vo vysokých zemepisných šírkach. Podstatnou premenlivou zložkou atmosféry je oxid uhličitý, ktorého obsah v atmosfére sa za posledných 200 rokov zvýšil o 35 %, čo sa vysvetľuje najmä antropogénnym faktorom. Pozoruje sa jeho zemepisná šírka a sezónna variabilita spojená s fotosyntézou rastlín a rozpustnosťou v morskej vode (podľa Henryho zákona rozpustnosť plynu vo vode klesá so zvyšujúcou sa teplotou).

Dôležitú úlohu pri formovaní klímy planéty zohráva atmosférický aerosól – pevné a kvapalné častice suspendované vo vzduchu s veľkosťou od niekoľkých nm až po desiatky mikrónov. Existujú aerosóly prírodného a antropogénneho pôvodu. Aerosól sa tvorí v procese reakcií v plynnej fáze z produktov rastlinného života a ľudskej hospodárskej činnosti, sopečných erupcií v dôsledku prachu, ktorý vietor zdvíha z povrchu planéty, najmä z jej púštnych oblastí. vzniká aj z kozmického prachu vstupujúceho do vyšších vrstiev atmosféry. Väčšina aerosólu sa sústreďuje v troposfére, aerosól zo sopečných erupcií tvorí vo výške okolo 20 km takzvanú Jungeovu vrstvu. Najväčšie množstvo antropogénneho aerosólu sa do atmosféry dostáva v dôsledku prevádzky dopravných prostriedkov a tepelných elektrární, chemického priemyslu, spaľovania palív a pod. Preto sa v niektorých oblastiach zloženie atmosféry výrazne líši od bežného ovzdušia, čo si vyžiadalo vytvorenie špeciálnej služby na monitorovanie a kontrolu úrovne znečistenia ovzdušia.

Vývoj atmosféry. Zdá sa, že moderná atmosféra je sekundárneho pôvodu: vznikla z plynov uvoľnených pevným obalom Zeme po dokončení formovania planéty asi pred 4,5 miliardami rokov. Počas geologickej histórie Zeme prešla atmosféra výraznými zmenami v zložení pod vplyvom viacerých faktorov: disipácia (prchavosť) plynov, hlavne ľahších, do kozmického priestoru; uvoľňovanie plynov z litosféry v dôsledku sopečnej činnosti; chemické reakcie medzi zložkami atmosféry a horninami, ktoré tvoria zemskú kôru; fotochemické reakcie v samotnej atmosfére pod vplyvom slnečného UV žiarenia; akrécia (zachytenie) hmoty medziplanetárneho prostredia (napríklad meteorickej hmoty). Vývoj atmosféry je úzko spojený s geologickými a geochemickými procesmi a posledné 3-4 miliardy rokov aj s činnosťou biosféry. Značná časť plynov tvoriacich súčasnú atmosféru (dusík, oxid uhličitý, vodná para) vznikla pri sopečnej činnosti a vpáde, ktorý ich vyniesol z hlbín Zeme. Kyslík sa objavil v značnom množstve asi pred 2 miliardami rokov v dôsledku činnosti fotosyntetických organizmov, ktoré pôvodne vznikli v povrchových vodách oceánu.

Na základe údajov o chemickom zložení karbonátových ložísk boli získané odhady množstva oxidu uhličitého a kyslíka v atmosfére geologickej minulosti. Počas fanerozoika (posledných 570 miliónov rokov histórie Zeme) sa množstvo oxidu uhličitého v atmosfére značne líšilo v súlade s úrovňou sopečnej aktivity, teplotou oceánu a fotosyntézou. Väčšinu tohto času bola koncentrácia oxidu uhličitého v atmosfére výrazne vyššia ako súčasná (až 10-krát). Množstvo kyslíka v atmosfére fanerozoika sa výrazne zmenilo a prevládla tendencia k jeho zvýšeniu. V prekambrickej atmosfére bola hmotnosť oxidu uhličitého spravidla väčšia a hmotnosť kyslíka menšia ako v atmosfére fanerozoika. Kolísanie množstva oxidu uhličitého malo v minulosti výrazný vplyv na klímu, zvyšovalo skleníkový efekt so zvyšovaním koncentrácie oxidu uhličitého, vďaka čomu bola klíma počas hlavnej časti fanerozoika oveľa teplejšia ako v r. modernej dobe.

atmosféru a život. Bez atmosféry by bola Zem mŕtvou planétou. Organický život prebieha v úzkej interakcii s atmosférou as ňou spojenou klímou a počasím. Nevýznamná hmotnosť v porovnaní s planétou ako celkom (asi milióntina), atmosféra je nevyhnutnou podmienkou pre všetky formy života. Kyslík, dusík, vodná para, oxid uhličitý a ozón sú najdôležitejšie atmosférické plyny pre život organizmov. Keď je oxid uhličitý absorbovaný fotosyntetickými rastlinami, vzniká organická hmota, ktorú ako zdroj energie využíva veľká väčšina živých bytostí vrátane ľudí. Kyslík je nevyhnutný pre existenciu aeróbnych organizmov, pre ktoré zásobovanie energiou zabezpečujú oxidačné reakcie organických látok. Pre minerálnu výživu rastlín je potrebný dusík, asimilovaný niektorými mikroorganizmami (fixátory dusíka). Ozón, ktorý pohlcuje ostré UV žiarenie Slnka, výrazne tlmí túto život ohrozujúcu časť slnečného žiarenia. Kondenzácia vodnej pary v atmosfére, tvorba mrakov a následné zrážky zrážok dodávajú súši vodu, bez ktorej nie je možná žiadna forma života. Životná aktivita organizmov v hydrosfére je do značnej miery určená množstvom a chemickým zložením atmosférických plynov rozpustených vo vode. Keďže chemické zloženie atmosféry výrazne závisí od aktivity organizmov, biosféru a atmosféru možno považovať za súčasť jedného systému, ktorého udržiavanie a vývoj (pozri Biogeochemické cykly) mali veľký význam pre zmenu zloženia atmosféry počas celej histórie Zeme ako planéty.

Radiačná, tepelná a vodná bilancia atmosféry. Slnečné žiarenie je prakticky jediným zdrojom energie pre všetky fyzikálne procesy v atmosfére. Hlavnou črtou radiačného režimu atmosféry je takzvaný skleníkový efekt: atmosféra celkom dobre prepúšťa slnečné žiarenie na zemský povrch, aktívne však pohlcuje tepelné dlhovlnné žiarenie zemského povrchu, z ktorého časť sa vracia na zemský povrch. povrchu vo forme protižiarenia, ktoré kompenzuje sálavé tepelné straty zemského povrchu (pozri Atmosférické žiarenie). Pri absencii atmosféry by priemerná teplota zemského povrchu bola -18°C, v skutočnosti je to 15°C. Prichádzajúce slnečné žiarenie je čiastočne (asi 20%) absorbované do atmosféry (hlavne vodnou parou, kvapôčkami vody, oxidom uhličitým, ozónom a aerosólmi) a je tiež rozptýlené (asi 7%) aerosólovými časticami a kolísaním hustoty (Rayleighov rozptyl) . Celkové žiarenie, ktoré dopadá na zemský povrch, sa od neho čiastočne (asi 23 %) odráža. Odrazivosť je určená odrazivosťou podkladového povrchu, takzvaným albedom. V priemere sa albedo Zeme pre integrálny tok slnečného žiarenia blíži k 30 %. Pohybuje sa od niekoľkých percent (suchá pôda a černozem) až po 70 – 90 % pre čerstvo napadnutý sneh. Výmena sálavého tepla medzi zemským povrchom a atmosférou v podstate závisí od albeda a je určená efektívnym vyžarovaním zemského povrchu a ním absorbovaným protižiarením atmosféry. Algebraický súčet tokov žiarenia vstupujúcich do zemskej atmosféry z vesmíru a opúšťajúcich ju späť sa nazýva radiačná bilancia.

Premeny slnečného žiarenia po jeho absorpcii atmosférou a zemským povrchom určujú tepelnú bilanciu Zeme ako planéty. Hlavným zdrojom tepla pre atmosféru je zemský povrch; teplo sa z nej odovzdáva nielen vo forme dlhovlnného žiarenia, ale aj konvekciou a uvoľňuje sa aj pri kondenzácii vodnej pary. Podiely týchto prílevov tepla sú v priemere 20 %, 7 % a 23 %. Asi 20 % tepla sa tu pridáva aj vďaka pohlcovaniu priameho slnečného žiarenia. Tok slnečného žiarenia za jednotku času jednou oblasťou kolmou na slnečné lúče a umiestnenou mimo atmosféry v priemernej vzdialenosti od Zeme k Slnku (tzv. slnečná konštanta) je 1367 W/m 2, zmeny sú 1-2 W/m 2 v závislosti od cyklu slnečnej aktivity. Pri planetárnom albede okolo 30 % je priemerný globálny prílev slnečnej energie na planétu 239 W/m 2 . Keďže Zem ako planéta vyžaruje do vesmíru v priemere rovnaké množstvo energie, potom podľa Stefan-Boltzmannovho zákona je efektívna teplota vychádzajúceho tepelného dlhovlnného žiarenia 255 K (-18°C). Zároveň je priemerná teplota zemského povrchu 15°C. Rozdiel 33°C je spôsobený skleníkovým efektom.

Vodná bilancia atmosféry ako celku zodpovedá rovnosti množstva vlhkosti odparenej z povrchu Zeme a množstva zrážok dopadajúcich na zemský povrch. Atmosféra nad oceánmi dostáva viac vlhkosti z procesov vyparovania ako nad pevninou a 90 % stráca vo forme zrážok. Prebytočnú vodnú paru nad oceánmi unášajú na kontinenty vzdušné prúdy. Množstvo vodnej pary transportovanej do atmosféry z oceánov na kontinenty sa rovná objemu toku rieky, ktorá prúdi do oceánov.

pohyb vzduchu. Zem má guľový tvar, takže do jej vysokých zemepisných šírok prichádza oveľa menej slnečného žiarenia ako do trópov. V dôsledku toho vznikajú veľké teplotné kontrasty medzi zemepisnými šírkami. Relatívna poloha oceánov a kontinentov tiež výrazne ovplyvňuje rozloženie teploty. V dôsledku veľkého množstva oceánskych vôd a vysokej tepelnej kapacity vody sú sezónne výkyvy povrchovej teploty oceánov oveľa menšie ako na súši. V tomto ohľade je v stredných a vysokých zemepisných šírkach teplota vzduchu nad oceánmi v lete výrazne nižšia ako nad kontinentmi a vyššia v zime.

Nerovnomerné zahrievanie atmosféry v rôznych oblastiach zemegule spôsobuje rozloženie atmosférického tlaku, ktoré nie je v priestore rovnomerné. Na úrovni mora je distribúcia tlaku charakterizovaná relatívne nízkymi hodnotami v blízkosti rovníka, nárastom v subtrópoch (pásy vysokého tlaku) a poklesom v stredných a vysokých zemepisných šírkach. Zároveň nad kontinentmi extratropických zemepisných šírok je tlak zvyčajne zvýšený v zime a znížený v lete, čo súvisí s rozložením teplôt. Pôsobením tlakového gradientu vzduch zažíva zrýchlenie smerujúce z oblastí vysokého tlaku do oblastí nízkeho tlaku, čo vedie k pohybu vzdušných hmôt. Na pohybujúce sa vzduchové hmoty pôsobí aj vychyľovacia sila rotácie Zeme (Coriolisova sila), s výškou sa zmenšujúca trecia sila a v prípade krivočiarych trajektórií odstredivá sila. Veľký význam má turbulentné miešanie vzduchu (pozri Turbulencie v atmosfére).

S planetárnym rozložením tlaku je spojený komplexný systém prúdenia vzduchu (všeobecná cirkulácia atmosféry). V meridionálnej rovine sú v priemere vysledované dve alebo tri meridionálne obehové bunky. V blízkosti rovníka stúpa a klesá ohriaty vzduch v subtrópoch a vytvára Hadleyovu bunku. Zostupuje tam aj vzduch reverznej Ferrellovej bunky. Vo vysokých zemepisných šírkach je často vysledovaná priama polárna bunka. Meridiálne rýchlosti cirkulácie sú rádovo 1 m/s alebo menej. Pôsobením Coriolisovej sily sú vo väčšine atmosféry pozorované západné vetry s rýchlosťou v strednej troposfére okolo 15 m/s. Existujú relatívne stabilné veterné systémy. Patria sem pasáty - vetry vanúce z pásiem vysokého tlaku v subtrópoch k rovníku s výraznou východnou zložkou (od východu na západ). Monzúny sú celkom stabilné - vzdušné prúdy, ktoré majú jasne výrazný sezónny charakter: v lete fúkajú z oceánu na pevninu a v zime opačným smerom. Obzvlášť pravidelné sú monzúny Indického oceánu. V stredných zemepisných šírkach je pohyb vzdušných hmôt prevažne západný (zo západu na východ). Ide o pásmo atmosférických frontov, na ktorých vznikajú veľké víry - cyklóny a anticyklóny, ktoré pokrývajú mnoho stoviek až tisícok kilometrov. Cyklóny sa vyskytujú aj v trópoch; tu sa líšia menšími rozmermi, ale veľmi vysokou rýchlosťou vetra, dosahujúcou silu hurikánu (33 m/s a viac), takzvané tropické cyklóny. V Atlantiku a východnom Pacifiku sa nazývajú hurikány a v západnom Pacifiku sa nazývajú tajfúny. V hornej troposfére a spodnej stratosfére, v oblastiach oddeľujúcich priamu bunku meridionálnej Hadleyovej cirkulácie a reverznú Ferrellovu bunku, pomerne úzke, stovky kilometrov široké, sú často pozorované tryskové prúdy s ostro ohraničenými hranicami, v rámci ktorých vietor dosahuje 100 -150 a dokonca 200 m/ S.

Klíma a počasie. Rozdiel v množstve slnečného žiarenia prichádzajúceho v rôznych zemepisných šírkach na zemský povrch, ktorý je rôznorodý vo fyzikálnych vlastnostiach, určuje rozmanitosť podnebia Zeme. Od rovníka po tropické zemepisné šírky je teplota vzduchu v blízkosti zemského povrchu v priemere 25-30 °C a počas roka sa mení len málo. V rovníkovej zóne zvyčajne spadne veľa zrážok, čo tam vytvára podmienky pre nadmernú vlhkosť. V tropických zónach množstvo zrážok klesá a v niektorých oblastiach je veľmi malé. Tu sú obrovské púšte Zeme.

V subtropických a stredných zemepisných šírkach sa teplota vzduchu počas roka výrazne mení a rozdiel medzi letnými a zimnými teplotami je obzvlášť veľký v oblastiach kontinentov vzdialených od oceánov. V niektorých oblastiach východnej Sibíri teda ročná amplitúda teploty vzduchu dosahuje 65 ° С. Podmienky zvlhčovania v týchto zemepisných šírkach sú veľmi rôznorodé, závisia najmä od režimu celkovej cirkulácie atmosféry a z roka na rok sa výrazne líšia.

V polárnych zemepisných šírkach zostáva teplota počas celého roka nízka, aj keď sú tu výrazné sezónne výkyvy. To prispieva k rozšírenej distribúcii ľadovej pokrývky na oceánoch a pevnine a permafrostu, ktorý zaberá viac ako 65 % plochy Ruska, najmä na Sibíri.

V posledných desaťročiach sú zmeny globálnej klímy čoraz zreteľnejšie. Teplota stúpa viac vo vysokých zemepisných šírkach ako v nízkych; viac v zime ako v lete; viac v noci ako cez deň. V priebehu 20. storočia sa priemerná ročná teplota vzduchu v blízkosti zemského povrchu v Rusku zvýšila o 1,5-2 ° C av niektorých oblastiach Sibíri sa pozoruje zvýšenie o niekoľko stupňov. S tým súvisí nárast skleníkového efektu v dôsledku zvýšenia koncentrácie malých plynných nečistôt.

Počasie je dané podmienkami atmosférickej cirkulácie a geografickou polohou oblasti, najstabilnejšie je v trópoch a najpremenlivejšie v stredných a vysokých zemepisných šírkach. Predovšetkým sa počasie mení v zónach zmeny vzduchových hmôt v dôsledku prechodu atmosférických frontov, cyklónov a anticyklón, prenášania zrážok a silnejúceho vetra. Údaje pre predpoveď počasia sa zhromažďujú z pozemných meteorologických staníc, lodí a lietadiel a meteorologických satelitov. Pozri tiež meteorológiu.

Optické, akustické a elektrické javy v atmosfére. Pri šírení elektromagnetického žiarenia v atmosfére vznikajú v dôsledku lomu, absorpcie a rozptylu svetla vzduchom a rôznymi časticami (aerosól, ľadové kryštály, kvapky vody) rôzne optické javy: dúha, koruny, halo, fatamorgána atď. Svetlo rozptyl určuje zdanlivú výšku nebeskej klenby a modrú farbu oblohy. Dosah viditeľnosti objektov je určený podmienkami šírenia svetla v atmosfére (pozri Atmosférická viditeľnosť). Priehľadnosť atmosféry na rôznych vlnových dĺžkach určuje komunikačný dosah a možnosť detekcie objektov prístrojmi, vrátane možnosti astronomických pozorovaní z povrchu Zeme. Pre štúdium optických nehomogenít v stratosfére a mezosfére hrá dôležitú úlohu fenomén súmraku. Napríklad fotografovanie súmraku z kozmickej lode umožňuje odhaliť vrstvy aerosólu. Vlastnosti šírenia elektromagnetického žiarenia v atmosfére určujú presnosť metód diaľkového snímania jeho parametrov. Všetky tieto otázky, podobne ako mnohé iné, študuje atmosférická optika. Lom a rozptyl rádiových vĺn určujú možnosti rádiového príjmu (pozri Šírenie rádiových vĺn).

Šírenie zvuku v atmosfére závisí od priestorového rozloženia teploty a rýchlosti vetra (pozri Atmosférická akustika). Je to zaujímavé pre diaľkový prieskum atmosféry. Výbuchy náloží vypúšťaných raketami do vyšších vrstiev atmosféry poskytli množstvo informácií o veterných systémoch a priebehu teplôt v stratosfére a mezosfére. V stabilne zvrstvenej atmosfére, keď teplota klesá s výškou pomalšie ako adiabatický gradient (9,8 K/km), vznikajú takzvané vnútorné vlny. Tieto vlny sa môžu šíriť smerom nahor do stratosféry a dokonca aj do mezosféry, kde sa zoslabujú, čím prispievajú k zvýšeniu vetra a turbulencií.

Negatívny náboj Zeme a ním spôsobené elektrické pole, atmosféra spolu s elektricky nabitou ionosférou a magnetosférou vytvárajú globálny elektrický obvod. Dôležitú úlohu zohráva tvorba mrakov a blesková elektrina. Nebezpečenstvo výbojov blesku si vyžiadalo vývoj metód na ochranu budov, stavieb, elektrických vedení a komunikácií pred bleskom. Tento jav je obzvlášť nebezpečný pre letectvo. Výboje blesku spôsobujú atmosferické rádiové rušenie, nazývané atmosferické (pozri Pískanie atmosféry). Pri prudkom náraste sily elektrického poľa sú pozorované svetelné výboje, ktoré vznikajú na bodoch a ostrých rohoch predmetov vyčnievajúcich nad zemský povrch, na jednotlivých vrcholoch v horách a pod.(svetlá Elma). Atmosféra vždy obsahuje množstvo ľahkých a ťažkých iónov, ktoré sa značne líšia v závislosti od konkrétnych podmienok, ktoré určujú elektrickú vodivosť atmosféry. Hlavnými ionizátormi vzduchu v blízkosti zemského povrchu je žiarenie rádioaktívnych látok obsiahnutých v zemskej kôre a v atmosfére, ako aj kozmické žiarenie. Pozri tiež atmosférickú elektrinu.

Vplyv človeka na atmosféru. V posledných storočiach došlo v dôsledku ľudskej činnosti k zvýšeniu koncentrácie skleníkových plynov v atmosfére. Percento oxidu uhličitého sa zvýšilo z 2,8-10 2 pred dvesto rokmi na 3,8-10 2 v roku 2005, obsah metánu - z 0,7-10 1 asi pred 300-400 rokmi na 1,8-10 -4 na začiatku r. 21. storočie; asi 20% nárastu skleníkového efektu za posledné storočie bolo dané freónmi, ktoré do polovice 20. storočia v atmosfére prakticky neexistovali. Tieto látky sú uznané ako látky poškodzujúce stratosférický ozón a ich výroba je zakázaná Montrealským protokolom z roku 1987. Nárast koncentrácie oxidu uhličitého v atmosfére je spôsobený spaľovaním stále väčšieho množstva uhlia, ropy, plynu a iných uhlíkových palív, ako aj odlesňovaním, čo vedie k zníženiu absorpcie oxidu uhličitého prostredníctvom fotosyntézy. Koncentrácia metánu sa zvyšuje s rastom produkcie ropy a plynu (v dôsledku jeho strát), ako aj s rozširovaním pestovania ryže a nárastom počtu dobytka. To všetko prispieva k otepľovaniu klímy.

Na zmenu počasia boli vyvinuté metódy aktívneho ovplyvňovania atmosférických procesov. Používajú sa na ochranu poľnohospodárskych rastlín pred poškodením krupobitím rozptýlením špeciálnych činidiel v búrkových oblakoch. Existujú aj metódy na rozptyľovanie hmly na letiskách, ochranu rastlín pred mrazom, ovplyvňovanie oblačnosti na zvýšenie zrážok na správnych miestach, či rozháňanie oblačnosti pri verejných podujatiach.

Štúdium atmosféry. Informácie o fyzikálnych procesoch v atmosfére sa získavajú predovšetkým z meteorologických pozorovaní, ktoré vykonáva globálna sieť stálych meteorologických staníc a stanovíšť rozmiestnených na všetkých kontinentoch a na mnohých ostrovoch. Denné pozorovania poskytujú informácie o teplote a vlhkosti vzduchu, atmosférickom tlaku a zrážkach, oblačnosti, vetre a pod. Pozorovania slnečného žiarenia a jeho premien sa vykonávajú na aktinometrických staniciach. Veľký význam pre štúdium atmosféry majú siete aerologických staníc, kde sa robia meteorologické merania pomocou rádiosond až do výšky 30-35 km. Na mnohých staniciach sa pozoruje atmosférický ozón, elektrické javy v atmosfére a chemické zloženie ovzdušia.

Údaje z pozemných staníc dopĺňajú pozorovania oceánov, kde operujú „meteorologické lode“, trvalo umiestnené v určitých oblastiach svetového oceánu, ako aj meteorologické informácie získané z výskumných a iných lodí.

V posledných desaťročiach sa čoraz viac informácií o atmosfére získava pomocou meteorologických družíc, na ktorých sú inštalované prístroje na fotografovanie oblakov a meranie tokov ultrafialového, infračerveného a mikrovlnného žiarenia zo Slnka. Satelity umožňujú získať informácie o vertikálnych teplotných profiloch, oblačnosti a jej vodnatosti, prvkoch atmosférickej radiačnej bilancie, teplote povrchu oceánu a pod. Pomocou meraní lomu rádiových signálov zo sústavy navigačných satelitov je možné určiť vertikálne profily hustoty, tlaku a teploty, ako aj obsahu vlhkosti v atmosfére. Pomocou satelitov bolo možné objasniť hodnotu slnečnej konštanty a planetárneho albeda Zeme, zostaviť mapy radiačnej bilancie systému Zem-atmosféra, zmerať obsah a variabilitu malých atmosférických nečistôt a vyriešiť mnohé ďalšie problémy fyziky atmosféry a monitorovania životného prostredia.

Lit .: Budyko M. I. Klíma v minulosti a budúcnosti. L., 1980; Matveev L. T. Kurz všeobecnej meteorológie. Fyzika atmosféry. 2. vyd. L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. História atmosféry. L., 1985; Khrgian A.Kh. Atmosférická fyzika. M., 1986; Atmosféra: Príručka. L., 1991; Khromov S. P., Petrosyants M. A. Meteorológia a klimatológia. 5. vyd. M., 2001.

G. S. Golitsyn, N. A. Zaitseva.

Atmosféra sa začala formovať spolu so vznikom Zeme. V priebehu vývoja planéty a ako sa jej parametre približovali moderným hodnotám, došlo k zásadným kvalitatívnym zmenám v jej chemickom zložení a fyzikálnych vlastnostiach. Podľa evolučného modelu bola Zem v ranom štádiu v roztavenom stave a vznikla ako pevné teleso asi pred 4,5 miliardami rokov. Tento míľnik sa považuje za začiatok geologickej chronológie. Odvtedy sa začal pomalý vývoj atmosféry. Niektoré geologické procesy (napríklad výlevy lávy pri sopečných erupciách) boli sprevádzané uvoľňovaním plynov z útrob Zeme. Zahŕňali dusík, čpavok, metán, vodnú paru, oxid CO2 a oxid uhličitý CO2. Vplyvom slnečného ultrafialového žiarenia sa vodná para rozložila na vodík a kyslík, no uvoľnený kyslík reagoval s oxidom uhoľnatým a vznikol oxid uhličitý. Amoniak sa rozkladá na dusík a vodík. Vodík v procese difúzie stúpal a opúšťal atmosféru, zatiaľ čo ťažší dusík nemohol uniknúť a postupne sa hromadil, stal sa hlavnou zložkou, hoci časť z neho bola viazaná do molekúl v dôsledku chemických reakcií ( cm. CHÉMIA ATMOSFÉRY). Vplyvom ultrafialových lúčov a elektrických výbojov sa zmes plynov prítomných v pôvodnej atmosfére Zeme dostávala do chemických reakcií, v dôsledku ktorých vznikali organické látky, najmä aminokyseliny. S príchodom primitívnych rastlín sa začal proces fotosyntézy sprevádzaný uvoľňovaním kyslíka. Tento plyn, najmä po difúzii do vyšších vrstiev atmosféry, začal chrániť svoje spodné vrstvy a zemský povrch pred životu nebezpečným ultrafialovým a röntgenovým žiarením. Podľa teoretických odhadov by obsah kyslíka, ktorý je 25 000-krát nižší ako teraz, už mohol viesť k vytvoreniu ozónovej vrstvy len o polovicu menšej ako teraz. To však už stačí na to, aby poskytovalo veľmi významnú ochranu organizmov pred škodlivými účinkami ultrafialových lúčov.

Je pravdepodobné, že primárna atmosféra obsahovala veľa oxidu uhličitého. Bol spotrebovaný počas fotosyntézy a jeho koncentrácia musela klesať s vývojom sveta rastlín a tiež v dôsledku absorpcie počas niektorých geologických procesov. Pretože Skleníkový efekt spojené s prítomnosťou oxidu uhličitého v atmosfére sú kolísanie jeho koncentrácie jednou z dôležitých príčin takých rozsiahlych klimatických zmien v histórii Zeme, ako napr. doby ľadové.

Hélium prítomné v modernej atmosfére je väčšinou produktom rádioaktívneho rozpadu uránu, tória a rádia. Tieto rádioaktívne prvky emitujú a-častice, ktoré sú jadrami atómov hélia. Keďže pri rádioaktívnom rozpade nevzniká a nezaniká elektrický náboj, pri vzniku každej a-častice sa objavia dva elektróny, ktoré po rekombinácii s a-časticami vytvoria neutrálne atómy hélia. Rádioaktívne prvky sú obsiahnuté v mineráloch rozptýlených v hrúbke hornín, takže značná časť hélia vzniknutého v dôsledku rádioaktívneho rozpadu je v nich uložená a veľmi pomaly prchá do atmosféry. Určité množstvo hélia stúpa do exosféry v dôsledku difúzie, ale v dôsledku neustáleho prílevu zo zemského povrchu zostáva objem tohto plynu v atmosfére takmer nezmenený. Na základe spektrálnej analýzy hviezdneho svetla a štúdia meteoritov je možné odhadnúť relatívne zastúpenie rôznych chemických prvkov vo vesmíre. Koncentrácia neónu vo vesmíre je asi desaťmiliardkrát vyššia ako na Zemi, kryptónu - desaťmiliónkrát a xenónu - miliónkrát. Z toho vyplýva, že koncentrácia týchto inertných plynov, zrejme pôvodne prítomných v zemskej atmosfére a nedoplňujúcich sa v priebehu chemických reakcií, výrazne klesla, pravdepodobne už v štádiu straty primárnej atmosféry Zeme. Výnimkou je inertný plyn argón, pretože ten stále vzniká vo forme izotopu 40 Ar v procese rádioaktívneho rozpadu izotopu draslíka.

Rozloženie barometrického tlaku.

Celková hmotnosť atmosférických plynov je približne 4,5 10 15 ton.„Hmotnosť“ atmosféry na jednotku plochy, čiže atmosférický tlak, je teda približne 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2 na hladine mora. Tlak rovný P 0 \u003d 1033,23 g / cm2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. čl. = 1 atm, braný ako štandardný stredný atmosférický tlak. Pre atmosféru v hydrostatickej rovnováhe platí: d P= -rgd h, čo znamená, že na intervale výšok od h predtým h+d h vyskytuje rovnosť zmien atmosférického tlaku d P a hmotnosť zodpovedajúceho prvku atmosféry s jednotkovou plochou, hustotou r a hrúbkou d h. Ako pomer medzi tlakom R a teplotu T používa sa stavová rovnica ideálneho plynu s hustotou r, ktorá je celkom použiteľná pre zemskú atmosféru: P= r R T/m, kde m je molekulová hmotnosť a R = 8,3 J/(K mol) je univerzálna plynová konštanta. Potom d log P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, kde tlakový gradient je na logaritmickej stupnici. Prevrátená hodnota H sa nazýva mierka výšky atmosféry.

Pri integrácii tejto rovnice pre izotermickú atmosféru ( T= const) alebo ak je takáto aproximácia akceptovateľná, získa sa barometrický zákon rozloženia tlaku s výškou: P = P 0 exp(- h/H 0), kde je odčítanie výšky h vyrobené z hladiny oceánu, kde je štandardný stredný tlak P 0 Výraz H 0 = R T/ mg, sa nazýva výšková stupnica, ktorá charakterizuje rozsah atmosféry za predpokladu, že teplota v nej je všade rovnaká (izotermická atmosféra). Ak atmosféra nie je izotermická, potom je potrebné integrovať s prihliadnutím na zmenu teploty s výškou a parameter H- nejaká lokálna charakteristika vrstiev atmosféry v závislosti od ich teploty a vlastností prostredia.

Štandardná atmosféra.

Model (tabuľka hodnôt hlavných parametrov) zodpovedajúci štandardnému tlaku v spodnej časti atmosféry R 0 a chemické zloženie sa nazýva štandardná atmosféra. Presnejšie povedané, ide o podmienený model atmosféry, pre ktorý sú uvedené priemerné hodnoty pre zemepisnú šírku 45° 32° 33І pre teplotu, tlak, hustotu, viskozitu a ďalšie charakteristiky vzduchu vo výškach od 2 km pod hladinou mora. k vonkajšej hranici zemskej atmosféry. Parametre strednej atmosféry vo všetkých nadmorských výškach boli vypočítané pomocou stavovej rovnice ideálneho plynu a barometrického zákona za predpokladu, že na hladine mora je tlak 1013,25 hPa (760 mmHg) a teplota 288,15 K (15,0 °C). Podľa charakteru vertikálneho rozloženia teplôt sa priemerná atmosféra skladá z niekoľkých vrstiev, v každej z nich je teplota aproximovaná lineárnou funkciou výšky. V najnižšej z vrstiev – troposfére (h Ј 11 km) teplota klesá o 6,5 °C s každým kilometrom stúpania. Vo vysokých nadmorských výškach sa hodnota a znamienko vertikálneho teplotného gradientu mení z vrstvy na vrstvu. Nad 790 km je teplota okolo 1000 K a s výškou sa prakticky nemení.

Štandardná atmosféra je periodicky aktualizovaná, legalizovaná norma, vydávaná vo forme tabuliek.

Tabuľka 1. Štandardný model zemskej atmosféry

Stôl 1. ŠTANDARDNÝ MODEL ZEMSKEJ ATMOSFÉRY. Tabuľka ukazuje: h- výška od hladiny mora, R- tlak, T– teplota, r – hustota, N je počet molekúl alebo atómov na jednotku objemu, H- výšková stupnica, l je dĺžka voľnej cesty. Tlak a teplota vo výške 80–250 km, získané z údajov o raketách, majú nižšie hodnoty. Extrapolované hodnoty pre výšky väčšie ako 250 km nie sú veľmi presné.
h(km)	P(mbar)	T(°C)	r (g/cm3)	N(cm -3)	H(km)	l(cm)
0	1013	288	1,22 10-3	2,55 10 19	8,4	7,4 10 -6
1	899	281	1,11 10 -3	2,31 10 19		8,1 10 -6
2	795	275	1,01 10 -3	2.10 10 19		8,9 10 -6
3	701	268	9,1 10 -4	1,89 10 19		9,9 10 -6
4	616	262	8,2 10 -4	1,70 10 19		1,1 10 -5
5	540	255	7,4 10 -4	1,53 10 19	7,7	1,2 10-5
6	472	249	6,6 10 -4	1,37 10 19		1,4 10 -5
8	356	236	5,2 10 -4	1,09 10 19		1,7 10-5
10	264	223	4,1 10 -4	8,6 10 18	6,6	2,2 10 -5
15	121	214	1,93 10-4	4,0 10 18		4,6 10 -5
20	56	214	8,9 10 -5	1,85 10 18	6,3	1,0 10 -4
30	12	225	1,9 10 -5	3,9 10 17	6,7	4,8 10 -4
40	2,9	268	3,9 10 -6	7,6 10 16	7,9	2,4 10 -3
50	0,97	276	1,15 10 -6	2,4 10 16	8,1	8,5 10 -3
60	0,28	260	3,9 10 -7	7,7 10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1,1 10-7	2,5 10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7 10 -8	5,0 10 14	6,1	0,41
90	2,8 10 -3	210	5,0 10 -9	9 10 13	6,5	2,1
100	5,8 10 -4	230	8,8 10 -10	1,8 10 13	7,4	9
110	1,7 10 -4	260	2,1 10 –10	5,4 10 12	8,5	40
120	6 10 -5	300	5,6 10 -11	1,8 10 12	10,0	130
150	5 10 -6	450	3,2 10 -12	9 10 10	15	1,8 10 3
200	5 10 -7	700	1,6 10 -13	5 10 9	25	3 10 4
250	9 10 -8	800	3 10 -14	8 10 8	40	3 10 5
300	4 10 -8	900	8 10 -15	3 10 8	50
400	8 10 -9	1000	1 10 – 15	5 10 7	60
500	2 10 -9	1000	2 10 -16	1 10 7	70
700	2 10 – 10	1000	2 10 -17	1 10 6	80
1000	1 10 – 11	1000	1 10 -18	1 10 5	80

Troposféra.

Najnižšia a najhustejšia vrstva atmosféry, v ktorej s výškou rýchlo klesá teplota, sa nazýva troposféra. Obsahuje až 80 % celkovej hmotnosti atmosféry a siaha v polárnych a stredných zemepisných šírkach do výšok 8–10 km, v trópoch do 16–18 km. Rozvíjajú sa tu takmer všetky poveternostné procesy, dochádza k výmene tepla a vlhkosti medzi Zemou a jej atmosférou, vznikajú oblaky, vznikajú rôzne meteorologické javy, vznikajú hmly a zrážky. Tieto vrstvy zemskej atmosféry sú v konvekčnej rovnováhe a vďaka aktívnemu miešaniu majú homogénne chemické zloženie, hlavne z molekulárneho dusíka (78 %) a kyslíka (21 %). Prevažná väčšina prírodných a umelých aerosólových a plynných látok znečisťujúcich ovzdušie sa sústreďuje v troposfére. Dynamika spodnej časti troposféry s hrúbkou do 2 km silne závisí od vlastností podložného povrchu Zeme, ktorý určuje horizontálne a vertikálne pohyby vzduchu (vetrov) v dôsledku prenosu tepla z teplejšej krajiny cez IR žiarenie zemského povrchu, ktoré je v troposfére pohlcované najmä vodnou parou a oxidom uhličitým (skleníkový efekt). Rozloženie teploty s výškou je stanovené ako výsledok turbulentného a konvekčného miešania. V priemere to zodpovedá poklesu teploty s výškou asi 6,5 K/km.

Rýchlosť vetra v povrchovej hraničnej vrstve sa najprv rýchlo zvyšuje s výškou a pri vyššom sa ďalej zvyšuje o 2–3 km/s na kilometer. Niekedy v troposfére existujú úzke planetárne prúdy (s rýchlosťou viac ako 30 km / s), západné v stredných zemepisných šírkach a východné v blízkosti rovníka. Nazývajú sa tryskové prúdy.

tropopauza.

Na hornej hranici troposféry (tropopauza) teplota dosahuje svoju minimálnu hodnotu pre spodnú atmosféru. Ide o prechodovú vrstvu medzi troposférou a stratosférou nad ňou. Hrúbka tropopauzy je od stoviek metrov do 1,5–2 km a teplota a nadmorská výška sa pohybujú od 190 do 220 K a od 8 do 18 km v závislosti od zemepisnej šírky a ročného obdobia. V miernych a vysokých zemepisných šírkach je v zime o 1–2 km nižšia ako v lete a o 8–15 K teplejšia. V trópoch sú sezónne zmeny oveľa menšie (nadmorská výška 16–18 km, teplota 180–200 K). Vyššie prúdové prúdy možné pretrhnutie tropopauzy.

Voda v zemskej atmosfére.

Najdôležitejšou črtou zemskej atmosféry je prítomnosť značného množstva vodnej pary a vody vo forme kvapiek, ktorú možno najľahšie pozorovať vo forme oblakov a oblačných štruktúr. Stupeň oblačnosti oblohy (v určitom okamihu alebo v priemere za určité časové obdobie), vyjadrený na 10-bodovej stupnici alebo v percentách, sa nazýva oblačnosť. Tvar oblakov určuje medzinárodná klasifikácia. V priemere pokrývajú mraky asi polovicu zemegule. Oblačnosť je dôležitým faktorom charakterizujúcim počasie a klímu. V zime a v noci oblačnosť bráni poklesu teploty zemského povrchu a povrchovej vrstvy vzduchu, v lete a cez deň oslabuje ohrievanie zemského povrchu slnečnými lúčmi, zjemňuje klímu vo vnútri kontinentov.

Mraky.

Oblaky sú nahromadenia kvapiek vody suspendovaných v atmosfére (vodné oblaky), ľadových kryštálikov (ľadové oblaky) alebo oboch (zmiešané oblaky). Keď sa kvapky a kryštály zväčšujú, vypadávajú z oblakov vo forme zrážok. Oblaky sa tvoria hlavne v troposfére. Vznikajú kondenzáciou vodnej pary obsiahnutej vo vzduchu. Priemer kvapiek oblaku je rádovo niekoľko mikrónov. Obsah kvapalnej vody v oblakoch je od zlomkov po niekoľko gramov na m3. Oblaky sa rozlišujú podľa výšky: Podľa medzinárodnej klasifikácie existuje 10 rodov oblakov: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

V stratosfére sú pozorované aj perleťové oblaky, v mezosfére nočné oblaky.

Cirrusové oblaky - priehľadné oblaky vo forme tenkých bielych nití alebo závojov s hodvábnym leskom, ktoré nedávajú tieň. Cirrusové oblaky sú tvorené ľadovými kryštálmi a vznikajú v hornej troposfére pri veľmi nízkych teplotách. Niektoré typy cirrusových oblakov slúžia ako predzvesť zmien počasia.

Oblaky Cirrocumulus sú hrebene alebo vrstvy tenkých bielych oblakov v hornej troposfére. Oblaky Cirrocumulus sú postavené z malých prvkov, ktoré vyzerajú ako vločky, vlnky, malé guľôčky bez tieňov a pozostávajú hlavne z ľadových kryštálikov.

Oblaky Cirrostratus - belavý priesvitný závoj v hornej troposfére, zvyčajne vláknitý, niekedy rozmazaný, pozostávajúci z malých ihličkovitých alebo stĺpcových ľadových kryštálov.

Altocumulus oblaky sú biele, sivé alebo bielo-sivé oblaky nižších a stredných vrstiev troposféry. Oblaky Altocumulus vyzerajú ako vrstvy a hrebene, ako keby boli postavené z dosiek ležiacich nad sebou, zaoblených hmôt, hriadeľov, vločiek. Oblaky Altocumulus vznikajú počas intenzívnej konvekčnej aktivity a zvyčajne pozostávajú z podchladených kvapiek vody.

Altostratus oblaky sú sivasté alebo modrasté oblaky vláknitej alebo jednotnej štruktúry. Oblaky Altostratus sú pozorované v strednej troposfére, siahajúce niekoľko kilometrov na výšku a niekedy tisíce kilometrov v horizontálnom smere. Oblaky altostratus sú zvyčajne súčasťou frontálnych oblakových systémov spojených so vzostupnými pohybmi vzdušných hmôt.

Oblaky Nimbostratus - nízka (od 2 km a viac) amorfná vrstva oblakov jednotnej šedej farby, ktorá vedie k zamračenému dažďu alebo snehu. Oblaky Nimbostratus - vysoko vyvinuté vertikálne (až niekoľko km) a horizontálne (niekoľko tisíc km), pozostávajú z podchladených kvapiek vody zmiešaných so snehovými vločkami, ktoré sú zvyčajne spojené s atmosférickými frontami.

Stratusové oblaky - oblaky nižšej úrovne vo forme homogénnej vrstvy bez určitých obrysov, šedej farby. Výška stratusových oblakov nad zemským povrchom je 0,5–2 km. Zo stratusovej oblačnosti občas mrholenie.

Kupovité oblaky sú husté, jasné biele oblaky počas dňa s výrazným vertikálnym vývojom (až 5 km a viac). Horné časti kupovitých oblakov vyzerajú ako kupoly alebo veže so zaoblenými obrysmi. Kumulové oblaky sa zvyčajne tvoria ako konvekčné oblaky v masách studeného vzduchu.

Oblaky Stratocumulus - nízke (pod 2 km) oblaky vo forme sivých alebo bielych nevláknitých vrstiev alebo hrebeňov okrúhlych veľkých blokov. Vertikálna hrúbka oblakov stratocumulus je malá. Oblaky stratocumulus občas poskytujú slabé zrážky.

Oblaky Cumulonimbus sú mohutné a husté oblaky so silným vertikálnym vývojom (až do výšky 14 km), ktoré poskytujú výdatné zrážky s búrkami, krupobitím, búrkami. Oblaky Cumulonimbus sa vyvíjajú zo silných kopovitých oblakov, ktoré sa od nich líšia v hornej časti, pozostávajúce z ľadových kryštálov.

Stratosféra.

Cez tropopauzu v priemere vo výškach od 12 do 50 km prechádza troposféra do stratosféry. V spodnej časti cca 10 km, t.j. do výšok okolo 20 km je izotermický (teplota okolo 220 K). Potom sa zvyšuje s nadmorskou výškou a dosahuje maximum okolo 270 K vo výške 50–55 km. Tu je hranica medzi stratosférou a nadložnou mezosférou, ktorá sa nazýva stratopauza. .

V stratosfére je oveľa menej vodnej pary. Napriek tomu sú občas pozorované tenké priesvitné perleťové oblaky, ktoré sa občas objavia v stratosfére vo výške 20–30 km. Perleťové oblaky sú viditeľné na tmavej oblohe po západe slnka a pred východom slnka. Tvarom sa perleťové oblaky podobajú oblakom cirrus a cirrocumulus.

Stredná atmosféra (mezosféra).

Vo výške okolo 50 km začína mezosféra vrcholom širokého teplotného maxima. . Dôvod zvýšenia teploty v oblasti tohto maxima je exotermická (t.j. sprevádzaná uvoľňovaním tepla) fotochemická reakcia rozkladu ozónu: O 3 + hv® O 2 + O. Ozón vzniká ako výsledok fotochemického rozkladu molekulárneho kyslíka O 2

Asi 2+ hv® O + O a následnou reakciou trojitej zrážky atómu a molekuly kyslíka s nejakou treťou molekulou M.

O + 02 + M®03 + M

Ozón nenásytne absorbuje ultrafialové žiarenie v oblasti od 2000 do 3000 Á a toto žiarenie ohrieva atmosféru. Ozón nachádzajúci sa vo vyšších vrstvách atmosféry slúži ako akýsi štít, ktorý nás chráni pred pôsobením ultrafialového žiarenia zo slnka. Bez tohto štítu by rozvoj života na Zemi v jeho moderných podobách bol sotva možný.

Vo všeobecnosti v celej mezosfére teplota atmosféry klesá na svoju minimálnu hodnotu asi 180 K na hornej hranici mezosféry (nazývaná mezopauza, výška je asi 80 km). V blízkosti mezopauzy, vo výškach 70 – 90 km, sa môže objaviť veľmi tenká vrstva ľadových kryštálikov a čiastočky sopečného a meteoritového prachu, pozorované vo forme krásnej podívanej na noctilucentnú oblačnosť. krátko po západe slnka.

V mezosfére sa väčšinou spaľujú malé pevné častice meteoritu, ktoré dopadajú na Zem, čo spôsobuje jav meteorov.

Meteory, meteority a ohnivé gule.

Vzplanutia a iné javy vo vyšších vrstvách atmosféry Zeme spôsobené vniknutím do nej rýchlosťou 11 km/sa nad pevnými kozmickými časticami alebo telesami sa nazývajú meteoroidy. Je tu pozorovaná stopa jasného meteoru; najmocnejšie javy, často sprevádzané pádom meteoritov, sú tzv ohnivé gule; meteory sú spojené s meteorickými rojmi.

meteorický roj:

1) jav viacnásobného meteoru padá počas niekoľkých hodín alebo dní z jedného radiantu.

2) roj meteoroidov pohybujúcich sa na jednej dráhe okolo Slnka.

Systematický výskyt meteorov v určitej oblasti oblohy a v určité dni v roku, spôsobený priesečníkom obežnej dráhy Zeme so spoločnou obežnou dráhou mnohých meteoritových telies pohybujúcich sa približne rovnakou a rovnako smerovanou rýchlosťou, v dôsledku čoho zdá sa, že cesty na oblohe vychádzajú z jedného spoločného bodu (žiariaceho) . Sú pomenované podľa súhvezdia, kde sa radiant nachádza.

Meteorické roje pôsobia svojimi svetelnými efektmi hlbokým dojmom, no jednotlivé meteory vidno len zriedka. Oveľa početnejšie sú neviditeľné meteory, príliš malé na to, aby ich bolo možné vidieť v momente, keď ich pohltí atmosféra. Niektoré z najmenších meteorov sa pravdepodobne vôbec nezohrievajú, ale sú zachytené iba atmosférou. Tieto malé častice s veľkosťou od niekoľkých milimetrov po desaťtisíciny milimetra sa nazývajú mikrometeority. Množstvo meteorickej hmoty vstupujúcej do atmosféry každý deň je od 100 do 10 000 ton, pričom väčšinu tejto hmoty tvoria mikrometeority.

Keďže meteorická hmota čiastočne horí v atmosfére, jej plynové zloženie je doplnené stopami rôznych chemických prvkov. Napríklad kamenné meteory prinášajú lítium do atmosféry. Spaľovanie kovových meteorov vedie k tvorbe drobných guľovitých železných, železo-niklových a iných kvapôčok, ktoré prechádzajú atmosférou a ukladajú sa na zemský povrch. Možno ich nájsť v Grónsku a Antarktíde, kde ľadové štíty zostávajú roky takmer nezmenené. Oceánológovia ich nachádzajú v sedimentoch dna oceánov.

Väčšina meteorických častíc vstupujúcich do atmosféry sa usadí do približne 30 dní. Niektorí vedci sa domnievajú, že tento kozmický prach hrá dôležitú úlohu pri tvorbe atmosférických javov, ako je dážď, keďže slúži ako zárodok kondenzácie vodnej pary. Preto sa predpokladá, že zrážky sú štatisticky spojené s veľkými meteorickými rojmi. Niektorí odborníci sa však domnievajú, že keďže celkový príkon meteorickej hmoty je mnohonásobne väčší ako pri najväčšom meteorickom roji, možno zanedbať zmenu celkového množstva tohto materiálu, ku ktorej dôjde v dôsledku jedného takéhoto roja.

Niet pochýb o tom, že najväčšie mikrometeority a viditeľné meteority zanechávajú dlhé stopy ionizácie vo vysokých vrstvách atmosféry, najmä v ionosfére. Takéto stopy sa môžu použiť na rádiovú komunikáciu na veľké vzdialenosti, pretože odrážajú vysokofrekvenčné rádiové vlny.

Energia meteorov vstupujúcich do atmosféry sa vynakladá hlavne a možno úplne na jej zahrievanie. Toto je jedna z vedľajších zložiek tepelnej bilancie atmosféry.

Meteorit je pevné teleso prírodného pôvodu, ktoré spadlo na povrch Zeme z vesmíru. Zvyčajne rozlišujte kameň, železo-kameň a železné meteority. Posledne menované pozostávajú hlavne zo železa a niklu. Spomedzi nájdených meteoritov má väčšina z nich hmotnosť od niekoľkých gramov do niekoľkých kilogramov. Najväčší z nájdených, železný meteorit Goba váži asi 60 ton a stále leží na tom istom mieste, kde bol objavený, v Južnej Afrike. Väčšina meteoritov sú fragmenty asteroidov, ale niektoré meteority mohli prísť na Zem z Mesiaca a dokonca aj z Marsu.

Ohnivá guľa je veľmi jasný meteor, niekedy pozorovaný aj cez deň, často zanechávajúci za sebou dymovú stopu a sprevádzaný zvukovými javmi; často končí pádom meteoritov.

Termosféra.

Nad teplotným minimom v mezopauze začína termosféra, pri ktorej teplota najskôr pomaly a potom rýchlo začne opäť stúpať. Dôvodom je absorpcia ultrafialového slnečného žiarenia vo výškach 150–300 km v dôsledku ionizácie atómového kyslíka: O + hv® O++ e.

V termosfére teplota plynule stúpa do výšky asi 400 km, kde v epoche maximálnej slnečnej aktivity dosahuje cez deň 1800 K. V epoche minima môže byť táto hraničná teplota nižšia ako 1000 K. Nad 400 st. km prechádza atmosféra do izotermickej exosféry. Kritická úroveň (základ exosféry) sa nachádza v nadmorskej výške asi 500 km.

Polárna žiara a mnohé dráhy umelých satelitov, ako aj noctilucentné oblaky – všetky tieto javy sa vyskytujú v mezosfére a termosfére.

Polárne svetlá.

Vo vysokých zemepisných šírkach sú počas porúch magnetického poľa pozorované polárne žiary. Môžu trvať niekoľko minút, ale často sú viditeľné aj niekoľko hodín. Polárne žiary sa veľmi líšia tvarom, farbou a intenzitou, pričom všetky sa niekedy v priebehu času veľmi rýchlo menia. Spektrum polárnej žiary pozostáva z emisných čiar a pásiem. Niektoré emisie z nočnej oblohy sú zosilnené v spektre polárnej žiary, predovšetkým zelené a červené čiary l 5577 Á a l 6300 Å kyslíka. Stáva sa, že jedna z týchto línií je mnohonásobne intenzívnejšia ako druhá, a to určuje viditeľnú farbu vyžarovania: zelená alebo červená. Poruchy v magnetickom poli sú tiež sprevádzané poruchami rádiovej komunikácie v polárnych oblastiach. Narušenie je spôsobené zmenami v ionosfére, čo znamená, že počas magnetických búrok funguje silný zdroj ionizácie. Zistilo sa, že silné magnetické búrky sa vyskytujú, keď sú v blízkosti stredu slnečného disku veľké skupiny škvŕn. Pozorovania ukázali, že búrky nesúvisia so samotnými škvrnami, ale so slnečnými erupciami, ktoré sa objavujú počas vývoja skupiny škvŕn.

Polárne žiary sú rozsahom svetla rôznej intenzity s rýchlymi pohybmi pozorovanými v oblastiach s vysokou zemepisnou šírkou Zeme. Vizuálna polárna žiara obsahuje zelené (5577Á) a červené (6300/6364Á) emisné čiary atómového kyslíka a molekulárne pásy N2, ktoré sú excitované energetickými časticami slnečného a magnetosférického pôvodu. Tieto emisie sa zvyčajne zobrazujú vo výške okolo 100 km a viac. Termín optická polárna žiara sa používa na označenie vizuálnych polárnych žiar a ich infračerveného až ultrafialového emisného spektra. Energia žiarenia v infračervenej časti spektra výrazne prevyšuje energiu viditeľnej oblasti. Keď sa objavili polárne žiary, emisie boli pozorované v rozsahu ULF (

Skutočné formy polárnej žiary je ťažké klasifikovať; Najčastejšie sa používajú tieto výrazy:

1. Pokojné jednotné oblúky alebo pruhy. Oblúk zvyčajne siaha ~1000 km v smere geomagnetickej rovnobežky (v polárnych oblastiach k Slnku) a má šírku od jedného do niekoľkých desiatok kilometrov. Pás je zovšeobecnením pojmu oblúk, zvyčajne nemá pravidelný oblúkovitý tvar, ale ohýba sa v tvare S alebo v tvare špirál. Oblúky a pásy sa nachádzajú vo výškach 100–150 km.

2. Lúče polárnej žiary . Tento termín označuje aurorálnu štruktúru natiahnutú pozdĺž magnetických siločiar s vertikálnym predĺžením od niekoľkých desiatok do niekoľkých stoviek kilometrov. Dĺžka lúčov pozdĺž horizontály je malá, od niekoľkých desiatok metrov do niekoľkých kilometrov. Lúče sa zvyčajne pozorujú v oblúkoch alebo ako samostatné štruktúry.

3. Škvrny alebo povrchy . Ide o izolované oblasti žiary, ktoré nemajú špecifický tvar. Jednotlivé škvrny môžu spolu súvisieť.

4. Závoj. Nezvyčajná forma polárnej žiary, čo je jednotná žiara, ktorá pokrýva veľké plochy oblohy.

Podľa štruktúry sa polárne žiary delia na homogénne, leštené a žiarivé. Používajú sa rôzne výrazy; pulzujúci oblúk, pulzujúca plocha, difúzna plocha, žiarivý pás, drapéria a pod. Existuje klasifikácia polárnych žiarov podľa ich farby. Podľa tejto klasifikácie sú polárne žiary typu ALE. Horná časť alebo celá je červená (6300–6364 Å). Zvyčajne sa objavujú vo výškach 300–400 km počas vysokej geomagnetickej aktivity.

Typ Aurora AT sú v spodnej časti sfarbené do červena a sú spojené s luminiscenciou pásov prvého pozitívneho systému N2 a prvého negatívneho systému O2. Takéto formy polárnej žiary sa objavujú počas najaktívnejších fáz polárnej žiary.

Zóny polárne žiary – ide o zóny maximálnej frekvencie výskytu polárnych žiaroviek v noci, podľa pozorovateľov na pevnom bode na povrchu Zeme. Zóny sa nachádzajú na 67° severnej a južnej šírky a ich šírka je asi 6°. Maximálny výskyt polárnych žiar, zodpovedajúci danému momentu geomagnetického miestneho času, sa vyskytuje v pásoch oválneho tvaru (aurora oval), ktoré sú umiestnené asymetricky okolo severného a južného geomagnetického pólu. Ovál polárnej žiary je pevne stanovený v súradniciach zemepisnej šírky a času a zóna polárnej žiary je miestom bodov v polnočnej oblasti oválu v súradniciach zemepisnej šírky a dĺžky. Oválny pás sa nachádza približne 23° od geomagnetického pólu v nočnom sektore a 15° v dennom sektore.

Polárny ovál a zóny polárnej žiary. Umiestnenie oválu polárnej žiary závisí od geomagnetickej aktivity. Pri vysokej geomagnetickej aktivite sa ovál stáva širším. Zóny polárnej žiary alebo oválne hranice polárnej žiary sú lepšie reprezentované L 6.4 ako dipólovými súradnicami. Čiary geomagnetického poľa na hranici denného sektora oválu polárnej žiary sa zhodujú s magnetopauza. Dochádza k zmene polohy oválu polárnej žiary v závislosti od uhla medzi geomagnetickou osou a smerom Zem – Slnko. Polárny ovál sa určuje aj na základe údajov o precipitácii častíc (elektrónov a protónov) určitých energií. Jeho polohu možno nezávisle určiť z údajov o kaspach na dennej strane a v magnetotaile.

Denná odchýlka vo frekvencii výskytu polárnych žiaroviek v zóne polárnej žiary má maximum o geomagnetickej polnoci a minimum o geomagnetickom poludní. Na takmer rovníkovej strane oválu frekvencia výskytu polárnych žiaroviek prudko klesá, no tvar denných variácií je zachovaný. Na polárnej strane oválu frekvencia výskytu polárnych žiaroviek postupne klesá a je charakterizovaná komplexnými dennými zmenami.

Intenzita polárnych žiaroviek.

Intenzita Aurory určená meraním povrchu zdanlivého jasu. Svetlý povrch ja polárna žiara v určitom smere je určená celkovou emisiou 4p ja fotón/(cm 2 s). Keďže táto hodnota nie je skutočným povrchovým jasom, ale predstavuje emisiu zo stĺpca, pri štúdiu polárnych žiar sa zvyčajne používa jednotka fotón/(cm 2 stĺpec s). Zvyčajná jednotka na meranie celkovej emisie je Rayleigh (Rl) rovná 106 fotónov / (cm 2 stĺpec s). Praktickejšia jednotka intenzity polárnej žiary sa určuje z emisií jednej čiary alebo pásma. Napríklad intenzita polárnej žiary je určená medzinárodnými koeficientmi jasu (ICF) podľa údajov intenzity zelenej čiary (5577 Á); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (maximálna intenzita polárnej žiary). Túto klasifikáciu nemožno použiť pre červené polárne žiary. Jedným z objavov epochy (1957–1958) bolo stanovenie priestorového a časového rozloženia polárnych žiaroviek vo forme oválu posunutého vzhľadom na magnetický pól. Z jednoduchých predstáv o kruhovom tvare rozloženia polárnych žiaroviek vzhľadom na magnetický pól, bol dokončený prechod k modernej fyzike magnetosféry. Česť objavu patrí O. Khoroshevovi a G. Starkovovi, J. Feldshteinovi, S-I. Ovál polárnej žiary je oblasťou najintenzívnejšieho dopadu slnečného vetra na hornú vrstvu atmosféry Zeme. Intenzita polárnej žiary je najväčšia na ovále a jej dynamiku nepretržite monitorujú satelity.

Stabilné polárne červené oblúky.

Pevný polárny červený oblúk, inak nazývaný červený oblúk strednej šírky alebo M-oblúk, je subvizuálny (pod hranicou citlivosti oka) široký oblúk, natiahnutý od východu na západ v dĺžke tisícok kilometrov a obopínajúci možno celú Zem. Zemepisná šírka oblúka je 600 km. Emisia zo stabilného aurorálneho červeného oblúka je takmer monochromatická v červených čiarach l 6300 Å a l 6364 Å. Nedávno boli zaznamenané aj slabé emisné čiary l 5577 Á (OI) a l 4278 Á (N + 2). Pretrvávajúce červené oblúky sú klasifikované ako polárne žiary, ale objavujú sa v oveľa vyšších nadmorských výškach. Dolná hranica sa nachádza v nadmorskej výške 300 km, horná hranica je asi 700 km. Intenzita tichého aurorálneho červeného oblúka v emisii l 6300 Á sa pohybuje od 1 do 10 kRl (typická hodnota je 6 kRl). Prah citlivosti oka pri tejto vlnovej dĺžke je asi 10 kR, takže oblúky sa vizuálne pozorujú len zriedka. Pozorovania však ukázali, že ich jasnosť je > 50 kR počas 10 % nocí. Obvyklá životnosť oblúkov je približne jeden deň a v nasledujúcich dňoch sa objavujú len zriedka. Rádiové vlny zo satelitov alebo rádiových zdrojov pretínajúce stabilné aurorálne červené oblúky podliehajú scintiláciám, čo naznačuje existenciu nehomogenít elektrónovej hustoty. Teoretickým vysvetlením červených oblúkov je to, že vyhrievané elektróny oblasti F ionosféry spôsobujú nárast atómov kyslíka. Satelitné pozorovania ukazujú zvýšenie teploty elektrónov pozdĺž geomagnetických siločiar, ktoré pretínajú stabilné aurorálne červené oblúky. Intenzita týchto oblúkov pozitívne koreluje s geomagnetickou aktivitou (búrky) a frekvencia výskytu oblúkov pozitívne koreluje s aktivitou slnečných škvŕn.

Zmena polárnej žiary.

Niektoré formy polárnej žiary zažívajú kvázi-periodické a koherentné časové zmeny intenzity. Tieto polárne žiary s približne stacionárnou geometriou a rýchlymi periodickými zmenami vyskytujúcimi sa vo fáze sa nazývajú meniace sa polárne žiary. Sú klasifikované ako polárne žiary formulárov R podľa Medzinárodného atlasu polárnych žiar Podrobnejšie rozdelenie meniacich sa polárnych žiaroviek:

R 1 (pulzujúca polárna žiara) je žiara s rovnomernými fázovými zmenami jasu v celej forme polárnej žiary. Podľa definície sa pri ideálnej pulzujúcej polárnej žiare dá oddeliť priestorová a časová časť pulzácie, t.j. jas ja(r,t)= ja s(r)· Ja T(t). V typickej polárnej žiare R 1 dochádza k pulzáciám s frekvenciou 0,01 až 10 Hz nízkej intenzity (1–2 kR). Väčšina polárnych žiar R 1 sú body alebo oblúky, ktoré pulzujú s periódou niekoľkých sekúnd.

R 2 (ohnivá polárna žiara). Tento výraz sa zvyčajne používa na označenie pohybov, ako sú plamene napĺňajúce oblohu, a nie na opis jedinej formy. Polárne žiary majú tvar oblúka a zvyčajne sa pohybujú nahor z výšky 100 km. Tieto polárne žiary sú pomerne zriedkavé a vyskytujú sa častejšie mimo polárnej žiary.

R 3 (blikajúca polárna žiara). Ide o polárne žiary s rýchlymi, nepravidelnými alebo pravidelnými zmenami jasu, ktoré na oblohe vyvolávajú dojem mihotavého plameňa. Objavujú sa krátko pred kolapsom polárnej žiary. Bežne pozorovaná variačná frekvencia R 3 sa rovná 10 ± 3 Hz.

Termín prúdiaca polárna žiara, používaný pre inú triedu pulzujúcich polárnych žiaroviek, sa týka nepravidelných zmien jasu, ktoré sa rýchlo horizontálne pohybujú v oblúkoch a pásoch polárnych žiaroviek.

Meniaca sa polárna žiara je jedným zo slnečno-pozemských javov sprevádzajúcich pulzácie geomagnetického poľa a polárneho röntgenového žiarenia spôsobeného zrážaním častíc slnečného a magnetosférického pôvodu.

Žiar polárnej čiapky je charakterizovaný vysokou intenzitou pásu prvého negatívneho systému N + 2 (λ 3914 Å). Zvyčajne sú tieto N + 2 pásy päťkrát intenzívnejšie ako zelená čiara OI l 5577 Å; absolútna intenzita žiaru polárnej čiapky je od 0,1 do 10 kRl (zvyčajne 1–3 kRl). S týmito polárnymi žiarami, ktoré sa objavujú počas periód PCA, rovnomerná žiara pokrýva celú polárnu čiapočku až po geomagnetickú šírku 60° vo výškach 30 až 80 km. Generujú ho najmä slnečné protóny a d-častice s energiami 10–100 MeV, ktoré v týchto výškach vytvárajú ionizačné maximum. V zónach polárnej žiary je ešte jeden typ žiary, nazývaný plášťová polárna žiara. Pre tento typ polárnej žiary je denné maximum intenzity v ranných hodinách 1–10 kR a minimum intenzity je päťkrát slabšie. Pozorovaní polárnej žiary v plášti sú málo a ich intenzita závisí od geomagnetickej a slnečnej aktivity.

Atmosférická žiara je definované ako žiarenie produkované a emitované atmosférou planéty. Ide o netepelné žiarenie atmosféry, s výnimkou vyžarovania polárnych žiaroviek, výbojov bleskov a vyžarovania meteorických stôp. Tento výraz sa používa vo vzťahu k zemskej atmosfére (nočná žiara, žiara súmraku a denná žiara). Atmosférická žiara je len zlomkom svetla dostupného v atmosfére. Ďalšími zdrojmi sú svetlo hviezd, zodiakálne svetlo a denné rozptýlené svetlo zo Slnka. Žiara atmosféry môže niekedy predstavovať až 40 % celkového množstva svetla. Airglow sa vyskytuje v atmosférických vrstvách rôznej výšky a hrúbky. Spektrum atmosférického žiarenia pokrýva vlnové dĺžky od 1000 Å do 22,5 µm. Hlavná emisná čiara vo vzduchu je l 5577 Å, ktorá sa objavuje vo výške 90–100 km vo vrstve hrubej 30–40 km. Vzhľad žiary je spôsobený Champenovým mechanizmom založeným na rekombinácii atómov kyslíka. Ďalšie emisné čiary sú 1 6300 Á, objavujúce sa v prípade disociatívnej O + 2 rekombinácie a emisie NI 1 5198/5201 Á a NI 1 5890/5896 Á.

Intenzita atmosférickej žiary sa meria v Rayleigh. Jas (v Rayleighových údajoch) sa rovná 4 rb, kde c je uhlová plocha jasu emitujúcej vrstvy v jednotkách 106 fotónov/(cm 2 sr s). Intenzita žiary závisí od zemepisnej šírky (rôzne pre rôzne emisie) a tiež sa mení počas dňa s maximom blízko polnoci. Pozitívna korelácia bola zaznamenaná pri žiarení vzduchu v emisii l 5577 Á s počtom slnečných škvŕn a tokom slnečného žiarenia pri vlnovej dĺžke 10,7 cm. Z vesmíru vyzerá ako svetelný prstenec okolo Zeme a má zelenkastú farbu.

Ozonosféra.

Vo výškach 20–25 km je maximálna koncentrácia zanedbateľného množstva ozónu O 3 (až 2×10–7 obsahu kyslíka!), ktorý vzniká pôsobením slnečného ultrafialového žiarenia vo výškach okolo 10 až 50 st. km, chráni planétu pred ionizujúcim slnečným žiarením. Napriek extrémne malému počtu molekúl ozónu chránia všetok život na Zemi pred škodlivými účinkami krátkovlnného (ultrafialového a röntgenového) žiarenia zo Slnka. Ak vyzrážate všetky molekuly do základne atmosféry, získate vrstvu s hrúbkou nie väčšou ako 3–4 mm! Vo výškach nad 100 km sa zvyšuje podiel ľahkých plynov a vo veľmi vysokých nadmorských výškach prevláda hélium a vodík; mnohé molekuly disociujú na samostatné atómy, ktoré sú ionizované vplyvom tvrdého slnečného žiarenia a vytvárajú ionosféru. Tlak a hustota vzduchu v zemskej atmosfére klesá s výškou. V závislosti od rozloženia teploty sa zemská atmosféra delí na troposféru, stratosféru, mezosféru, termosféru a exosféru. .

V nadmorskej výške 20-25 km sa nachádza ozónová vrstva. Ozón sa tvorí v dôsledku rozpadu molekúl kyslíka počas absorpcie slnečného ultrafialového žiarenia s vlnovými dĺžkami kratšími ako 0,1–0,2 mikrónu. Voľný kyslík sa spája s molekulami O 2 a vytvára O 3 ozón, ktorý nenásytne absorbuje všetko ultrafialové svetlo kratšie ako 0,29 mikrónu. Molekuly ozónu O 3 sú ľahko zničené krátkovlnným žiarením. Ozónová vrstva preto napriek svojej riedkosti účinne pohlcuje ultrafialové žiarenie Slnka, ktoré prešlo cez vyššie a transparentnejšie vrstvy atmosféry. Vďaka tomu sú živé organizmy na Zemi chránené pred škodlivými účinkami ultrafialového žiarenia zo slnka.

Ionosféra.

Slnečné žiarenie ionizuje atómy a molekuly atmosféry. Stupeň ionizácie sa stáva významným už vo výške 60 kilometrov a neustále sa zvyšuje so vzdialenosťou od Zeme. V rôznych nadmorských výškach v atmosfére dochádza k postupným procesom disociácie rôznych molekúl a následnej ionizácii rôznych atómov a iónov. V podstate ide o molekuly kyslíka O 2, dusík N 2 a ich atómy. V závislosti od intenzity týchto procesov sa rôzne vrstvy atmosféry ležiace nad 60 kilometrov nazývajú ionosférické vrstvy. , a ich celok je ionosféra . Spodná vrstva, ktorej ionizácia je nevýznamná, sa nazýva neutrosféra.

Maximálna koncentrácia nabitých častíc v ionosfére sa dosahuje vo výškach 300–400 km.

História štúdia ionosféry.

Anglický vedec Stuart predložil v roku 1878 hypotézu o existencii vodivej vrstvy v hornej atmosfére, aby vysvetlil vlastnosti geomagnetického poľa. Potom v roku 1902 nezávisle od seba Kennedy v USA a Heaviside v Anglicku poukázali na to, že na vysvetlenie šírenia rádiových vĺn na veľké vzdialenosti je potrebné predpokladať existenciu oblastí s vysokou vodivosťou vo vysokých vrstvách atmosféra. V roku 1923 akademik M. V. Shuleikin, berúc do úvahy vlastnosti šírenia rádiových vĺn rôznych frekvencií, dospel k záveru, že v ionosfére sú najmenej dve reflexné vrstvy. Potom, v roku 1925, anglickí výskumníci Appleton a Barnet, ako aj Breit a Tuve, prvýkrát experimentálne dokázali existenciu oblastí, ktoré odrážajú rádiové vlny, a položili základ pre ich systematické štúdium. Odvtedy sa uskutočňuje systematické štúdium vlastností týchto vrstiev, všeobecne nazývaných ionosféra, ktoré zohrávajú významnú úlohu v množstve geofyzikálnych javov, ktoré určujú odraz a absorpciu rádiových vĺn, čo je veľmi dôležité pre praktické využitie. najmä na zabezpečenie spoľahlivej rádiovej komunikácie.

V 30. rokoch sa začali systematické pozorovania stavu ionosféry. U nás z iniciatívy M.A.Bonch-Bruevicha vznikli inštalácie na jeho pulzné ozvučenie. Boli skúmané mnohé všeobecné vlastnosti ionosféry, výšky a elektrónová hustota jej hlavných vrstiev.

Vo výškach 60–70 km sa pozoruje vrstva D, vo výškach 100–120 km E, vo výškach, vo výškach 180–300 km dvojvrstva F 1 a F 2. Hlavné parametre týchto vrstiev sú uvedené v tabuľke 4.

Tabuľka 4

Tabuľka 4
Oblasť ionosféry	Maximálna výška, km	T i , K	deň		Noc nie , cm -3	a΄, ρm 3 s – 1
			min nie , cm -3	Max nie , cm -3
D	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1,5 10 5	3 10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3 10 5	5 10 5	–	3 10 -8
F 2 (zima)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2 10 – 10
F 2 (Leto)	250–320	1000–2000	2 10 5	8 10 5	~3 10 5	10 –10
nie je koncentrácia elektrónu, e je náboj elektrónu, T i je teplota iónov, a΄ je rekombinačný koeficient (ktorý určuje nie a jeho zmena v čase)

Priemery sú uvedené, pretože sa líšia pre rôzne zemepisné šírky, dennú dobu a ročné obdobia. Takéto údaje sú potrebné na zabezpečenie rádiovej komunikácie na veľké vzdialenosti. Používajú sa pri výbere prevádzkových frekvencií pre rôzne krátkovlnné rádiové spojenia. Poznanie ich zmeny v závislosti od stavu ionosféry v rôznych denných dobách a v rôznych ročných obdobiach je mimoriadne dôležité pre zabezpečenie spoľahlivosti rádiovej komunikácie. Ionosféra je súbor ionizovaných vrstiev zemskej atmosféry, začínajúci vo výškach okolo 60 km a siahajúci do výšok desiatok tisíc km. Hlavným zdrojom ionizácie zemskej atmosféry je ultrafialové a röntgenové žiarenie Slnka, ktoré sa vyskytuje najmä v slnečnej chromosfére a koróne. Okrem toho je stupeň ionizácie hornej atmosféry ovplyvnený slnečnými korpuskulárnymi prúdmi, ktoré sa vyskytujú počas slnečných erupcií, ako aj kozmickým žiarením a časticami meteorov.

Ionosférické vrstvy

sú oblasti v atmosfére, v ktorých sa dosahujú maximálne hodnoty koncentrácie voľných elektrónov (t.j. ich počet na jednotku objemu). Elektricky nabité voľné elektróny a (v menšej miere menej pohyblivé ióny) vznikajúce ionizáciou atómov atmosférického plynu, interagujúce s rádiovými vlnami (t. j. elektromagnetické oscilácie), môžu meniť svoj smer, odrážať ich alebo lámať a absorbovať ich energiu. V dôsledku toho sa pri príjme vzdialených rozhlasových staníc môžu vyskytnúť rôzne efekty, napríklad slabnutie rádia, zvýšená počuteľnosť vzdialených staníc, výpadky prúdu atď. javov.

Výskumné metódy.

Klasické metódy štúdia ionosféry zo Zeme sa redukujú na pulzné sondovanie - vysielanie rádiových impulzov a pozorovanie ich odrazov od rôznych vrstiev ionosféry s meraním doby oneskorenia a štúdiom intenzity a tvaru odrazených signálov. Meraním výšok odrazu rádiových impulzov na rôznych frekvenciách, určením kritických frekvencií rôznych oblastí (nosná frekvencia rádiového impulzu, pre ktorú sa táto oblasť ionosféry stáva transparentnou, sa nazýva kritická), je možné určiť hodnotu hustotu elektrónov vo vrstvách a efektívne výšky pre dané frekvencie a zvoliť optimálne frekvencie pre dané rádiové cesty. S rozvojom raketovej techniky a nástupom kozmického veku umelých družíc Zeme (AES) a iných kozmických lodí bolo možné priamo merať parametre blízkozemskej vesmírnej plazmy, ktorej spodná časť je ionosféra.

Merania elektrónovej hustoty vykonané zo špeciálne vypustených rakiet a pozdĺž dráh satelitných letov potvrdili a spresnili údaje predtým získané pozemnými metódami o štruktúre ionosféry, rozložení hustoty elektrónov s výškou v rôznych oblastiach Zeme a umožnili to získať hodnoty hustoty elektrónov nad hlavným maximom - vrstvou F. Predtým to nebolo možné urobiť sondážnymi metódami založenými na pozorovaní odrazených krátkovlnných rádiových impulzov. Zistilo sa, že v niektorých oblastiach zemegule existujú pomerne stabilné oblasti s nízkou hustotou elektrónov, pravidelné „ionosférické vetry“, v ionosfére vznikajú zvláštne vlnové procesy, ktoré prenášajú lokálne ionosférické poruchy tisíce kilometrov od miesta ich excitácie a oveľa viac. Vytvorenie obzvlášť vysoko citlivých prijímacích zariadení umožnilo na staniciach pulzného sondovania ionosféry vykonávať príjem pulzných signálov čiastočne odrazených od najnižších oblastí ionosféry (stanica čiastočných odrazov). Použitie výkonných impulzných inštalácií v pásme metrových a decimetrových vĺn s použitím antén, ktoré umožňujú vykonávať vysokú koncentráciu vyžarovanej energie, umožnilo pozorovať signály rozptýlené ionosférou v rôznych výškach. Štúdium vlastností spektier týchto signálov, nekoherentne rozptýlených elektrónmi a iónmi ionosférickej plazmy (na to boli použité stanice nekoherentného rozptylu rádiových vĺn), umožnilo určiť koncentráciu elektrónov a iónov, ich ekvivalent. teplota v rôznych nadmorských výškach až do nadmorských výšok niekoľko tisíc kilometrov. Ukázalo sa, že ionosféra je dostatočne transparentná pre použité frekvencie.

Koncentrácia elektrických nábojov (hustota elektrónov sa rovná iónovej) v zemskej ionosfére vo výške 300 km je počas dňa asi 106 cm–3. Plazma tejto hustoty odráža rádiové vlny dlhšie ako 20 m, pričom vysiela kratšie.

Typické vertikálne rozloženie hustoty elektrónov v ionosfére pre denné a nočné podmienky.

Šírenie rádiových vĺn v ionosfére.

Stabilný príjem vysielacích staníc s dlhým dosahom závisí od používaných frekvencií, ako aj od dennej doby, ročného obdobia a navyše od slnečnej aktivity. Slnečná aktivita výrazne ovplyvňuje stav ionosféry. Rádiové vlny vysielané pozemnou stanicou sa šíria priamočiaro ako všetky typy elektromagnetických vĺn. Treba však vziať do úvahy, že povrch Zeme aj ionizované vrstvy jej atmosféry slúžia ako akési platne obrovského kondenzátora, pôsobiace na ne ako pôsobenie zrkadiel na svetlo. Rádiové vlny, ktoré sa od nich odrážajú, môžu prejsť mnoho tisíc kilometrov, ohýbať sa okolo zemegule v obrovských skokoch stoviek a tisícok kilometrov, pričom sa odrážajú striedavo od vrstvy ionizovaného plynu a od povrchu Zeme alebo vody.

V 20. rokoch 20. storočia sa verilo, že rádiové vlny kratšie ako 200 m vo všeobecnosti nie sú vhodné na komunikáciu na veľké vzdialenosti kvôli silnej absorpcii. Prvé experimenty s diaľkovým príjmom krátkych vĺn cez Atlantik medzi Európou a Amerikou uskutočnili anglický fyzik Oliver Heaviside a americký elektrotechnik Arthur Kennelly. Nezávisle od seba navrhli, že niekde okolo Zeme je ionizovaná vrstva atmosféry, ktorá dokáže odrážať rádiové vlny. Nazývalo sa to Heavisideova vrstva - Kennelly a potom - ionosféra.

Podľa moderných koncepcií pozostáva ionosféra z negatívne nabitých voľných elektrónov a kladne nabitých iónov, najmä molekulárneho kyslíka O+ a oxidu dusnatého NO+. Ióny a elektróny vznikajú ako výsledok disociácie molekúl a ionizácie atómov neutrálneho plynu slnečným röntgenovým a ultrafialovým žiarením. Na ionizáciu atómu je potrebné informovať ho o ionizačnej energii, ktorej hlavným zdrojom pre ionosféru je ultrafialové, röntgenové a korpuskulárne žiarenie Slnka.

Pokiaľ je plynový obal Zeme osvetľovaný Slnkom, neustále sa v ňom vytvára stále viac a viac elektrónov, no zároveň sa časť elektrónov, zrážajúcich sa s iónmi, rekombinuje a opäť vytvára neutrálne častice. Po západe slnka sa produkcia nových elektrónov takmer zastaví a počet voľných elektrónov sa začne znižovať. Čím viac voľných elektrónov je v ionosfére, tým lepšie sa od nej odrážajú vysokofrekvenčné vlny. S poklesom koncentrácie elektrónov je prechod rádiových vĺn možný len v nízkofrekvenčných rozsahoch. Preto je v noci spravidla možné prijímať vzdialené stanice len v rozsahu 75, 49, 41 a 31 m. Elektróny sú v ionosfére rozmiestnené nerovnomerne. Vo výške 50 až 400 km sa nachádza niekoľko vrstiev alebo oblastí so zvýšenou hustotou elektrónov. Tieto oblasti hladko prechádzajú jedna do druhej a rôznymi spôsobmi ovplyvňujú šírenie HF rádiových vĺn. Horná vrstva ionosféry je označená písmenom F. Tu je najvyšší stupeň ionizácie (frakcia nabitých častíc je asi 10–4). Nachádza sa vo výške viac ako 150 km nad povrchom Zeme a zohráva hlavnú reflexnú úlohu pri diaľkovom šírení rádiových vĺn vysokofrekvenčných KV pásiem. V letných mesiacoch sa oblasť F rozpadá na dve vrstvy - F 1 a F 2. Vrstva F1 môže zaberať výšky od 200 do 250 km a vrstva F 2 akoby „plávala“ v rozsahu nadmorskej výšky 300–400 km. Zvyčajne vrstva F 2 je ionizovaný oveľa silnejšie ako vrstva F jeden . nočná vrstva F 1 zmizne a vrstvíme F 2 zostáva, pomaly stráca až 60 % svojho stupňa ionizácie. Pod vrstvou F sa vo výškach od 90 do 150 km nachádza vrstva E, ktorého ionizácia nastáva vplyvom mäkkého röntgenového žiarenia zo Slnka. Stupeň ionizácie vrstvy E je nižší ako stupeň ionizácie vrstvy E F, cez deň dochádza pri odraze signálov od vrstvy k príjmu staníc nízkofrekvenčných KV pásiem 31 a 25 m. E. Zvyčajne ide o stanice umiestnené vo vzdialenosti 1000–1500 km. V noci vo vrstve E ionizácia prudko klesá, no aj v tejto dobe sa naďalej významne podieľa na príjme signálov zo staníc v pásmach 41, 49 a 75 m.

Veľký záujem o príjem signálov vysokofrekvenčných KV pásiem 16, 13 a 11 m sú tie, ktoré vznikajú v oblasti E medzivrstvy (oblaky) silne zvýšenej ionizácie. Plocha týchto oblakov sa môže pohybovať od niekoľkých do stoviek kilometrov štvorcových. Táto vrstva so zvýšenou ionizáciou sa nazýva sporadická vrstva. E a označené Es. Oblaky Es sa môžu pod vplyvom vetra pohybovať v ionosfére a dosahovať rýchlosť až 250 km/h. V lete v stredných zemepisných šírkach počas dňa vznikajú rádiové vlny v dôsledku oblakov Es 15–20 dní v mesiaci. V blízkosti rovníka sa vyskytuje takmer vždy a vo vysokých zemepisných šírkach sa zvyčajne objavuje v noci. Niekedy, v rokoch nízkej slnečnej aktivity, keď nie je prechod do vysokofrekvenčných KV pásiem, sa náhle objavia vzdialené stanice s dobrou hlasitosťou na pásmach 16, 13 a 11 m, ktorých signály sa opakovane odrážali od Es. .

Najnižšia oblasť ionosféry je oblasť D nachádza sa v nadmorskej výške od 50 do 90 km. Voľných elektrónov je tu relatívne málo. Z oblasti D dlhé a stredné vlny sa dobre odrážajú a signály nízkofrekvenčných KV staníc sú silne absorbované. Po západe slnka ionizácia veľmi rýchlo mizne a je možné prijímať vzdialené stanice v rozsahu 41, 49 a 75 m, ktorých signály sa odrážajú od vrstiev F 2 a E. Oddelené vrstvy ionosféry hrajú dôležitú úlohu pri šírení vysokofrekvenčných rádiových signálov. Vplyv na rádiové vlny je spôsobený najmä prítomnosťou voľných elektrónov v ionosfére, hoci mechanizmus šírenia rádiových vĺn je spojený s prítomnosťou veľkých iónov. Posledne menované sú tiež zaujímavé pri štúdiu chemických vlastností atmosféry, pretože sú aktívnejšie ako neutrálne atómy a molekuly. Chemické reakcie prebiehajúce v ionosfére hrajú dôležitú úlohu v jej energetickej a elektrickej rovnováhe.

normálna ionosféra. Pozorovania uskutočnené pomocou geofyzikálnych rakiet a satelitov priniesli množstvo nových informácií, ktoré naznačujú, že k ionizácii atmosféry dochádza pod vplyvom širokospektrálneho slnečného žiarenia. Jeho hlavná časť (viac ako 90 %) je sústredená vo viditeľnej časti spektra. Ultrafialové žiarenie s kratšou vlnovou dĺžkou a väčšou energiou ako fialové svetelné lúče vyžaruje vodík vnútornej časti slnečnej atmosféry (chromosféra) a röntgenové žiarenie, ktoré má ešte vyššiu energiu, je vyžarované plynmi Slnka. vonkajší plášť (koróna).

Normálny (priemerný) stav ionosféry je spôsobený konštantným silným žiarením. V normálnej ionosfére dochádza vplyvom dennej rotácie Zeme a sezónnych rozdielov v uhle dopadu slnečných lúčov na poludnie k pravidelným zmenám, ale dochádza aj k nepredvídateľným a náhlym zmenám stavu ionosféry.

Poruchy v ionosfére.

Ako je známe, na Slnku sa vyskytujú silné cyklicky sa opakujúce prejavy aktivity, ktoré dosahujú maximum každých 11 rokov. Pozorovania v rámci programu Medzinárodného geofyzikálneho roka (IGY) sa zhodovali s obdobím najvyššej slnečnej aktivity za celé obdobie systematických meteorologických pozorovaní, t.j. zo začiatku 18. storočia. V obdobiach vysokej aktivity sa jas niektorých oblastí na Slnku niekoľkonásobne zvyšuje a prudko sa zvyšuje sila ultrafialového a röntgenového žiarenia. Takéto javy sa nazývajú slnečné erupcie. Trvajú od niekoľkých minút do jednej alebo dvoch hodín. Počas erupcie slnečná plazma vybuchne (hlavne protóny a elektróny) a elementárne častice sa rútia do vesmíru. Elektromagnetické a korpuskulárne žiarenie Slnka v momentoch takýchto erupcií má silný vplyv na zemskú atmosféru.

Počiatočná reakcia je zaznamenaná 8 minút po záblesku, keď Zem dosiahne intenzívne ultrafialové a röntgenové žiarenie. V dôsledku toho sa ionizácia prudko zvyšuje; röntgenové lúče prenikajú atmosférou až k spodnej hranici ionosféry; počet elektrónov v týchto vrstvách narastá natoľko, že rádiové signály sú takmer úplne absorbované ("zhasnuté"). Dodatočná absorpcia žiarenia spôsobuje zahrievanie plynu, čo prispieva k rozvoju vetrov. Ionizovaný plyn je elektrický vodič a keď sa pohybuje v magnetickom poli Zeme, vzniká efekt dynama a vzniká elektrický prúd. Takéto prúdy môžu zase spôsobiť citeľné poruchy magnetického poľa a prejaviť sa vo forme magnetických búrok.

Štruktúra a dynamika hornej atmosféry je v podstate určená termodynamicky nerovnovážnymi procesmi spojenými s ionizáciou a disociáciou slnečným žiarením, chemickými procesmi, excitáciou molekúl a atómov, ich deaktiváciou, kolíziami a ďalšími elementárnymi procesmi. V tomto prípade sa stupeň nerovnovážneho stavu zvyšuje s výškou, ako klesá hustota. Do nadmorských výšok 500 – 1000 km a často aj vyššie je stupeň nerovnovážneho stavu mnohých charakteristík hornej atmosféry pomerne malý, čo umožňuje použiť na jej opis klasickú a hydromagnetickú hydrodynamiku s prihliadnutím na chemické reakcie.

Exosféra je vonkajšia vrstva zemskej atmosféry začínajúca vo výškach niekoľko stoviek kilometrov, z ktorej môžu ľahké, rýchlo sa pohybujúce atómy vodíka unikať do vesmíru.

Edward Kononovič

Literatúra:

Pudovkin M.I. Základy slnečnej fyziky. Petrohrad, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronómia dnes. Prentice Hall Inc. Upper Saddle River, 2002
Online materiály: http://ciencia.nasa.gov/



Svet okolo nás sa skladá z troch veľmi odlišných častí: zeme, vody a vzduchu. Každý z nich je jedinečný a zaujímavý svojím vlastným spôsobom. Teraz budeme hovoriť len o poslednom z nich. čo je atmosféra? Ako k tomu došlo? Z čoho je vyrobený a na aké časti je rozdelený? Všetky tieto otázky sú mimoriadne zaujímavé.

Samotný názov „atmosféra“ je vytvorený z dvoch slov gréckeho pôvodu, v preklade do ruštiny znamenajú „para“ a „guľa“. A ak sa pozriete na presnú definíciu, môžete si prečítať nasledovné: "Atmosféra je vzdušný obal planéty Zem, ktorý sa spolu s ňou rúti do vesmíru." Vyvíjal sa súbežne s geologickými a geochemickými procesmi, ktoré prebiehali na planéte. A dnes od toho závisia všetky procesy prebiehajúce v živých organizmoch. Bez atmosféry by sa planéta stala púšťou bez života ako Mesiac.

Z čoho pozostáva?

Otázka, aká je atmosféra a aké prvky sú v nej zahrnuté, zaujíma ľudí už dlho. Hlavné komponenty tejto škrupiny boli známe už v roku 1774. Inštaloval ich Antoine Lavoisier. Zistil, že zloženie atmosféry je väčšinou tvorené dusíkom a kyslíkom. Postupom času sa jeho komponenty zdokonaľovali. A teraz vieme, že obsahuje oveľa viac plynov, ako aj vody a prachu.

Pozrime sa podrobnejšie, z čoho pozostáva zemská atmosféra blízko jej povrchu. Najbežnejším plynom je dusík. Obsahuje o niečo viac ako 78 percent. Ale napriek takému veľkému množstvu dusík vo vzduchu prakticky nie je aktívny.

Ďalším najväčším a najdôležitejším prvkom je kyslík. Tento plyn obsahuje takmer 21% a práve vykazuje veľmi vysokú aktivitu. Jeho špecifickou funkciou je oxidovať odumretú organickú hmotu, ktorá sa v dôsledku tejto reakcie rozkladá.

Nízke, ale dôležité plyny

Tretím plynom, ktorý je súčasťou atmosféry, je argón. Je to o niečo menej ako jedno percento. Nasleduje oxid uhličitý s neónom, hélium s metánom, kryptón s vodíkom, xenón, ozón a dokonca aj amoniak. Je ich však tak málo, že percento takýchto zložiek sa rovná stotinám, tisícinám a milióntinám. Z nich hrá významnú úlohu iba oxid uhličitý, pretože je to stavebný materiál, ktorý rastliny potrebujú na fotosyntézu. Jeho ďalšou dôležitou funkciou je zadržiavať žiarenie a absorbovať časť slnečného tepla.

Existuje ďalší vzácny, ale dôležitý plyn, ozón, ktorý zachytáva ultrafialové žiarenie prichádzajúce zo Slnka. Vďaka tejto vlastnosti je všetok život na planéte spoľahlivo chránený. Na druhej strane ozón ovplyvňuje teplotu stratosféry. Vďaka tomu, že pohlcuje toto žiarenie, dochádza k ohrievaniu vzduchu.

Nepretržitým miešaním sa udržiava stálosť kvantitatívneho zloženia atmosféry. Jeho vrstvy sa pohybujú horizontálne aj vertikálne. Preto je všade na svete dostatok kyslíka a nie je nadbytok oxidu uhličitého.

Čo ešte je vo vzduchu?

Treba poznamenať, že vo vzdušnom priestore je možné zistiť paru a prach. Ten pozostáva z peľových a pôdnych častíc, v meste sa k nim pripájajú nečistoty emisií pevných častíc z výfukových plynov.

Ale v atmosfére je veľa vody. Za určitých podmienok kondenzuje, objavujú sa mraky a hmla. V skutočnosti ide o to isté, len prvé sa objavujú vysoko nad povrchom Zeme a posledné sa rozprestierajú pozdĺž nej. Oblaky nadobúdajú rôzne podoby. Tento proces závisí od výšky nad Zemou.

Ak sa vytvorili 2 km nad zemou, potom sa nazývajú vrstvené. Práve z nich padá na zem dážď alebo sneh. Nad nimi sa tvoria kupovité oblaky až do výšky 8 km. Vždy sú najkrajšie a najkrajšie. Práve tie sú vyšetrované a zaujímalo ich, ako vyzerajú. Ak sa takéto útvary objavia v najbližších 10 km, budú veľmi ľahké a vzdušné. Ich názov je cirrus.

Aké sú vrstvy atmosféry?

Hoci majú navzájom veľmi rozdielne teploty, je veľmi ťažké povedať, v akej konkrétnej výške jedna vrstva začína a druhá končí. Toto rozdelenie je veľmi podmienené a je približné. Vrstvy atmosféry však stále existujú a plnia svoje funkcie.

Najnižšia časť vzduchovej škrupiny sa nazýva troposféra. Jeho hrúbka sa zväčšuje pri pohybe od pólov k rovníku z 8 na 18 km. Ide o najteplejšiu časť atmosféry, keďže vzduch v nej sa ohrieva od zemského povrchu. Väčšina vodnej pary sa sústreďuje v troposfére, preto sa v nej tvoria mraky, padajú zrážky, dunia búrky a fúka vietor.

Ďalšia vrstva je hrubá asi 40 km a nazýva sa stratosféra. Ak sa pozorovateľ presunie do tejto časti vzduchu, zistí, že obloha sfialovela. Je to spôsobené nízkou hustotou látky, ktorá prakticky nerozptyľuje slnečné lúče. Práve v tejto vrstve lietajú prúdové lietadlá. Pre nich sú tam všetky otvorené priestranstvá otvorené, pretože tam nie sú prakticky žiadne mraky. Vo vnútri stratosféry sa nachádza vrstva pozostávajúca z veľkého množstva ozónu.

Po nej nasleduje stratopauza a mezosféra. Ten má hrúbku asi 30 km. Vyznačuje sa prudkým poklesom hustoty a teploty vzduchu. Obloha sa pozorovateľovi javí ako čierna. Počas dňa tu môžete dokonca sledovať hviezdy.

Vrstvy s malým až žiadnym vzduchom

Štruktúra atmosféry pokračuje vrstvou nazývanou termosféra – najdlhšou zo všetkých ostatných, jej hrúbka dosahuje 400 km. Táto vrstva sa vyznačuje obrovskou teplotou, ktorá môže dosiahnuť 1700 ° C.

Posledné dve sféry sa často spájajú do jednej a nazývajú sa ionosférou. Je to spôsobené tým, že v nich dochádza k reakciám s uvoľňovaním iónov. Práve tieto vrstvy umožňujú pozorovať taký prírodný úkaz, akým je polárna žiara.

Ďalších 50 km od Zeme je vyhradených pre exosféru. Toto je vonkajší obal atmosféry. V ňom sú častice vzduchu rozptýlené do priestoru. V tejto vrstve sa zvyčajne pohybujú meteorologické satelity.

Zemská atmosféra končí magnetosférou. Bola to ona, ktorá chránila väčšinu umelých satelitov planéty.

Po tom všetkom, čo bolo povedané, by nemalo byť pochýb o tom, aká je atmosféra. Ak existujú pochybnosti o jeho nevyhnutnosti, potom je ľahké ich rozptýliť.

Hodnota atmosféry

Hlavnou funkciou atmosféry je chrániť povrch planéty pred prehrievaním počas dňa a nadmerným ochladzovaním v noci. Ďalším významom tejto škrupiny, ktorú nikto nebude spochybňovať, je dodávať kyslík všetkým živým bytostiam. Bez toho by sa udusili.

Väčšina meteoritov zhorí v horných vrstvách a nikdy nedosiahne zemský povrch. A ľudia môžu obdivovať lietajúce svetlá, pričom si ich mýlia s padajúcimi hviezdami. Bez atmosféry by bola celá Zem posiata krátermi. A o ochrane pred slnečným žiarením už bolo spomenuté vyššie.

Ako človek ovplyvňuje atmosféru?

Veľmi negatívne. Je to spôsobené rastúcou aktivitou ľudí. Hlavný podiel všetkých negatívnych aspektov pripadá na priemysel a dopravu. Mimochodom, práve autá vypúšťajú takmer 60 % všetkých škodlivín, ktoré prenikajú do atmosféry. Zvyšných štyridsať je rozdelených medzi energetiku a priemysel, ako aj odvetvia na ničenie odpadu.

Zoznam škodlivých látok, ktoré každý deň dopĺňajú zloženie vzduchu, je veľmi dlhý. Kvôli transportu v atmosfére sú: dusík a síra, uhlík, modrá a sadze, ako aj silný karcinogén, ktorý spôsobuje rakovinu kože - benzopyrén.

Priemysel predstavuje tieto chemické prvky: oxid siričitý, uhľovodíky a sírovodík, amoniak a fenol, chlór a fluór. Ak bude proces pokračovať, čoskoro budú odpovede na otázky: „Aká je atmosféra? Z čoho pozostáva? bude úplne iný.