Формування атмосфери. Сьогодні атмосфера Землі є сумішшю газів - 78% азоту, 21% кисню і невеликої кількості інших газів,- наприклад, двоокису вуглецю. Але коли планета тільки виникла, в атмосфері не було кисню - вона складалася з газів, що спочатку існували в Сонячної системи.

Земля виникла, коли невеликі кам'яні тіла, що складаються з пилу та газу сонячної туманності і відомі як планетоїди, стикалися один з одним і поступово набували форми планети. У міру її зростання гази, ув'язнені в планетоїдах, виривалися назовні і огортали земну кулю. Через деякий час перші рослини почали виділяти кисень, і первозданна атмосфера розвинулася в щільну повітряну оболонку.

Зародження атмосфери

1. Дощ із дрібних планетоїдів обрушився на Землю, що зароджується, 4,6 мільярда років тому. Гази сонячної туманності, укладені всередині планети, при зіткненні вирвалися назовні і утворили примітивну атмосферу Землі, що складається з азоту, двоокису вуглецю та водяної пари.
2. Тепло, що виділяється при освіті планети, утримується шаром щільних хмар первозданної атмосфери. «Парникові гази» – такі, як двоокис вуглецю та водяна пара – зупиняють випромінювання тепла в космос. Поверхня Землі залита вируючим морем розплавленої магми.
3. Коли зіткнення планетоїдів стали такими частими, Земля почала охолоджуватися і з'явилися океани. Водяна пара конденсується з густих хмар, і дощ, що триває кілька епох, поступово заливає низовини. У такий спосіб з'являються перші моря.
4. Повітря очищається в міру того, як водяна пара конденсується та утворює океани. Згодом у яких розчиняється двоокис вуглецю, й у атмосфері тепер переважає азот. Через відсутність кисню не утворюється захисний озоновий шар і ультрафіолетові сонячні промені безперешкодно досягають земної поверхні.
5. Життя з'являється у древніх океанах протягом першого мільярда років. Найпростіші синьо-зелені водорості захищені від ультрафіолету морською водою. Вони використовують для виробництва енергії сонячне світло і двоокис вуглецю, при цьому як побічний продукт виділяється кисень, який починає поступово накопичуватися в атмосфері.
6. Мільярди років по тому формується багата киснем атмосфера. Фотохімічні реакції у верхніх атмосферних шарах створюють тонкий шар озону, який розсіює шкідливе ультрафіолетове світло. Тепер життя може вийти із океанів на сушу, де в результаті еволюції виникає безліч складних організмів.

Мільярди років тому товстий шар примітивних водоростей почав виділяти в атмосферу кисень. Вони збереглися до сьогодні у вигляді скам'янілостей, які називаються строматолітами.

Вулканічне походження

1. Давня, безповітряна Земля. 2. Виверження газів.

Згідно з цією теорією, на поверхні юної планети Земля активно вивергалися вулкани. Рання атмосфера, ймовірно, сформувалася тоді, коли гази, ув'язнені в кремнієвій оболонці планети, вирвалися назовні через сопла вулканів.

Згідно з найбільш поширеною теорією, атмосфера
Землі в часі перебувала в трьох різнихскладах.
Спочатку вона складалася з легких газів (водню та
гелію), захоплених з міжпланетного простору. Це так
звана первинна атмосфера (близько чотирьох мільярдів
років тому).

На наступному етапі активна вулканічна діяльність
призвела до насичення атмосфери та інших газів, крім
водню (вуглекислим газом, аміаком, водяною парою). Так
утворилася вторинна атмосфера (близько трьох мільярдів)
років донині). Ця атмосфера була відновною.
Далі процес утворення атмосфери визначався слі-
дуючими факторами:
- витік легких газів (водню та гелію) у міжпланетне
простір;
- хімічні реакції, що відбуваються в атмосфері під вплив-
ням ультрафіолетового випромінювання, грозових розрядів та
деяких інших факторів.
Поступово ці фактори призвели до утворення третин-
ної атмосфери, що характеризується набагато меншим вмістом.
жанням водню і набагато більшим - азоту та вуглекислого
газу (утворені в результаті хімічних реакцій з аміаку
та вуглеводнів).
Склад атмосфери почав радикально змінюватися з появою.
їм на Землі живих організмів, в результаті фотосинтезу, зі-
що супроводжується виділенням кисню і поглинанням уг-
льокислого газу.
спочатку кисень витрачався
на окислення відновлених сполук - аміаку, вугілля-
водень, закисної форми заліза, що містилася в океанах
та ін Після закінчення даного етапувміст кисню
в атмосфері почало зростати. Поступово утворилася сучасна-
ня атмосфера, що володіє окислювальними властивостями.
Оскільки це викликало серйозні та різкі зміни
багатьох процесів, що протікають в атмосфері, літосфері та
біосфері, ця подія отримала назву Киснева ката-
строфа.
В даний час атмосфера Землі складається в основному з
газів та різних домішок (пил, краплі води, кристали
льоду, морські солі, продукти горіння). Концентрація газів,
складових атмосферу, практично постійна, за виключе-
ченням води (Н 2 Про) та Вуглекислий газ(З 2).

Джерело: class.rambler.ru

Отже, формування сучасної (кисневої) атмосфери Землі немислимо без живих систем, тобто наявність кисню є наслідком розвитку біосфери. Геніальне передбачення В. І. Вернадського про перетворюючу подобу Землі ролі біосфери знаходить все більше і більше підтвердження. Однак досі нам неясні шляхи походження життя. В. І. Вернадський говорив: "Перед нами протягом тисяч поколінь стоїть загадка невирішена, але принципово вирішувана - загадка життя".

Біологи вважають, що спонтанне виникнення життя можливе лише у відновному середовищі, проте, за уявленнями одного з них - М. Руттена, - вміст кисню в суміші газів до 0,02% ще не заважає перебігу абіогенних синтезів. Таким чином, поняття про відновлювальну та окислювальну атмосферу у геохіміків та біологів різні. Назвемо атмосферу, що містить сліди кисню, нейтральної, в якій могли б з'явитися перші протеїнові скупчення, які в принципі могли використовувати (засвоювати) абіогенні амінокислоти для свого харчування, можливо, з якихось причин тільки ізомери.

Однак питання не в тому, як харчувалися ці аміногетеротрофи (організми, що використовують як харчування амінокислоти), а як могла утворитися матерія, що самоорганізується, еволюція якої має негативну ентропію. Останнє, щоправда, не так вже й рідко у Всесвіті. Хіба освіта Сонячної системи та нашої Землі, зокрема, не йде проти перебігу ентропії? Ще Фалес з Міци у своєму трактаті писав: «Вода – причина всіх речей». Спочатку повинна була утворитися гідросфера, щоб стати колискою життя. Про це багато говорив В. І. Вернадський та інші великі вчені сучасності.

В. І. Вернадського було не зовсім ясно, чому жива матерія представлена ​​лише лівими ізомерами органічних молекул і чому в будь-якому неорганічному синтезі ми отримуємо приблизно рівну суміш лівих та правих ізомерів. А якщо й одержуємо збагачення (наприклад, у поляризованому світлі) тими чи іншими прийомами, то у чистому вигляді виділити їх не можемо.

Як могли утворитися досить складні органічні сполукитипу білків, протеїнів, нуклеїнових кислотта інших комплексів організованих елементів, що складаються з одних лівих ізомерів?

Джерело: pochemuha.ru

Основні властивості атмосфери Землі

Атмосфера - це наш захисний купол від усіляких загроз з космосу. У ній згоряє більшість метеоритів, які падають на планету, а її озоновий шар служить фільтром проти ультрафіолетового випромінювання Сонця, енергія якого є смертельною для живих істот. Крім того, саме атмосфера підтримує комфортну температуру біля поверхні Землі - якби не парниковий ефект, що досягається за рахунок багаторазового відображення сонячних променів від хмар, Земля була б у середньому на 20-30 градусів холодніша. Кругообіг води в атмосфері та рух повітряних мас не лише врівноважують температуру та вологість, а й створюють земну різноманітність ландшафтних форм та мінералів – такого багатства не зустріти ніде у Сонячній системі.

Маса атмосфери становить 5,2 10 18 кілограм. Хоча газові оболонки поширюються на багато тисяч кілометрів від Землі, її атмосферою вважаються лише ті, які обертаються навколо осі зі швидкістю, що дорівнює швидкості обертання планети. Таким чином, висота атмосфери Землі становить близько 1000 кілометрів, плавно переходячи в космічний простір у верхньому шарі, екзосфері (від ін. грецької «зовнішня куля»).

Склад атмосфери Землі. Історія розвитку

Хоча повітря і здається однорідним, воно є сумішшю різноманітних газів. Якщо брати тільки ті, які займають хоча б тисячну частку об'єму атмосфери, їх уже буде 12. Якщо ж дивитися на загальну картину, то в повітрі одночасно знаходиться вся таблиця Менделєєва!

Однак досягти такого розмаїття Землі вдалося не відразу. Тільки завдяки унікальним збігам хімічних елементівта наявності життя атмосфера Землі стала настільки складною. Наша планета зберегла геологічні сліди цих процесів, що дозволяє нам зазирнути на мільярди років тому:

• Першими газами, які огорнули молоду Землю 4,3 мільярда років тому, були водень та гелій – фундаментальні складові атмосфери газових гігантів на кшталт Юпітера.
  про найелементарніші речовини - їх складалися залишки туманності, що народила Сонце і навколишні планети, і вони рясно осідали навколо гравітаційних центрів-планет. Їхня концентрація була не дуже висока, а низька атомна масадозволяла їм випаровуватися в космос, що вони роблять досі. На сьогоднішній день їх загальна питома маса становить 0,00052% від загальної маси атмосфери Землі (0,00002% водню та 0,0005% гелію), що зовсім мало.
• Однак усередині самої Землі крилася сила-силенна речовин, які прагнули вирватися з розпечених надр. З вулканів було викинуто величезну кількість газів - насамперед аміак, метан та вуглекислий газ, а також сірка. Аміак та метан згодом розклалися на азот, який нині займає левову частку маси атмосфери Землі – 78%.

• Але справжня революція у складі атмосфери Землі відбулася разом із приходом кисню. Він з'являвся і природним шляхом - розпечена мантія молодої планети активно позбавлялася газів, замкнених під земною корою. Крім того, водяні пари, що вивергаються вулканами, розщеплювалися під впливом сонячного ультрафіолету на водень та кисень.

Однак такий кисень не міг довго затримуватись в атмосфері. Він вступав у реакції з чадним газом, вільним залізом, сіркою та безліччю інших елементів на поверхні планети - а високі температури та сонячне випромінювання каталізувало хімічні процеси. Змінила цю ситуацію лише поява живих організмів.

• По-перше, вони почали виділяти стільки кисню, що він не лише окислив усі речовини на поверхні, а й почав накопичуватися – за пару мільярдів років його кількість зросла з нуля до 21% відсотка всієї маси атмосфери.
• По-друге, живі організми активно використовували вуглець атмосфери для побудови власних кістяків. У результаті їхньої діяльності земна корапоповнилася цілими геологічними пластами органічних матеріалів та копалин, а вуглекислого газу стало значно менше

• І, нарешті, надлишок кисню сформував озоновий шар, який почав захищати живі організми від ультрафіолету. Життя стало еволюціонувати активніше і набувати нових, складніших форм - серед бактерій і водоростей стали з'являтися високоорганізовані істоти. Сьогодні в озон займає лише 0,00001% усієї маси Землі.

Вам вже, напевно, відомо, що синій колір неба на Землі теж створюється киснем - з усього райдужного спектру Сонця він найкраще розсіює короткі хвилі світла, що відповідають за синій колір. Цей же ефект діє в космосі - на відстані Земля ніби огортається блакитним серпанком, а здалеку і зовсім перетворюється на синю крапку.

Крім того, в атмосфері у значній кількості присутні благородні гази. Серед них найбільше аргону, частка якого у атмосфері становить 0,9–1%. Його джерело - ядерні процеси в глибинах Землі, а потрапляє на поверхню через мікротріщини в літосферних плитах і вулканічні виверження (так само з'являється гелій в атмосфері). Через свої фізичні особливості благородні гази піднімаються у верхні шари атмосфери, де випаровуються в космічний простір.

Як ми можемо бачити, склад атмосфери Землі змінювався вже неодноразово, і до того ж дуже сильно - але цього знадобилися мільйони років. З іншого боку, життєво важливі явища дуже стійкі - озоновий шар існуватиме і функціонуватиме, навіть якщо на Землі буде в 100 разів менше кисню. На тлі загальної історії планети діяльність людини не залишила серйозних слідів. Однак у локальних масштабах цивілізація здатна створювати проблеми – принаймні для себе. Забруднювачі повітря вже зробили життя жителів китайського Пекіна небезпечним – а величезні хмари брудного туману над великими містами видно навіть із космосу.

Структура атмосфери

Проте екзосфера - це єдиний особливий шар нашої атмосфери. Їх існує чимало, і кожен з них має свої унікальні характеристики. Давайте розглянемо кілька основних:

Тропосфера

Найнижчий та найбільш щільний шар атмосфери називається тропосферою. Читач статті зараз перебуває саме в його «придонній» частині – якщо, звичайно, він не є одним із 500 тисяч людей, які летять просто зараз у літаку. Верхня межа тропосфери залежить від широти (пам'ятаєте про відцентрову силу обертання Землі, через яку планета ширша на екваторі?) і коливається від 7 кілометрів на полюсах до 20 кілометрів на екваторі. Також розміри тропосфери залежить від сезону – чим тепліше повітря, тим вище піднімається верхня межа.

Назва «тропосфера» походить від давніх-давен грецького слова"tropos", яке перекладається як "поворот, зміна". Це досить точно відображає властивості шару атмосфери – він найбільш динамічний та продуктивний. Саме в тропосфері збираються хмари та циркулює вода, створюються циклони та антициклони та генеруються вітри – відбуваються всі ті процеси, які ми називаємо «погода» та «клімат». Крім того, це найпотужніший і щільніший шар - на нього припадає 80% маси атмосфери і майже весь вміст води в ній. Тут же живе більшість живих організмів.

Всім відомо, що чим вище підніматись, тим холодніше стає. Це справді так - кожні 100 метрів нагору температура повітря падає на 0,5-0,7 градуса. Проте принцип працює лише у тропосфері – далі температура із зростанням висоти починає підвищуватися. Зона між тропосферою та стратосферою, де температура залишається незмінною, називається тропопаузою. А ще з висотою прискорюється перебіг вітру - на 2-3 км/с на кілометр вгору. Тому пара- і дельтапланеристи воліють для польотів високі плато та гори – там завжди вдасться «зловити хвилю».

Вже згадане повітряне дно, де атмосфера контактує з літосферою називається приземним прикордонним шаром. Його роль у циркуляції атмосфери неймовірно велика - віддача тепла та випромінювання від поверхні створює вітри та перепади тиску, а гори та інші нерівності рельєфу спрямовують та поділяють їх. Відразу відбувається водообмін - за 8–12 днів вся вода, взята з океанів і поверхні, повертається назад, перетворюючи тропосферу на своєрідний водний фільтр.

• Цікавий факт – на водообміні з атмосферою зав'язаний важливий процес у життєдіяльності рослин – транспірація. З її допомогою флора планети активно впливає на клімат – так, великі зелені масиви пом'якшують погоду та перепади температури. Рослини в насичених водою місцях випаровують 99% води, взятої із ґрунту. Наприклад, гектар пшениці за літо викидає в атмосферу 2–3 тисячі тонн води - це значно більше, ніж міг би віддати неживий ґрунт.

Нормальний тиск біля Землі - близько 1000 мілібар. Еталоном вважається тиск у 1013 мбар, який становить одну «атмосферу» - з цією одиницею виміру ви вже напевно стикалися. Зі зростанням висоти тиск стрімко падає: біля меж тропосфери (на висоті 12 кілометрів) він становить вже 200 мбар, а на висоті 45 кілометрів і зовсім падає до 1 мбар. Тому не дивно, що саме в насиченій тропосфері зібрано 80% усіх мас атмосфери Землі.

Стратосфера

Шар атмосфери, що знаходиться в діапазоні між 8 км висоти (на полюсі) та 50 км (на екваторі), називається стратосферою. Назва походить від ін. грецького слова "stratos", яке означає "настил, шар". Це вкрай розріджена зона атмосфери Землі, де майже немає водяної пари. Тиск повітря в нижній частині стратосфери в 10 разів менший за приповерхневий, а у верхній частині - в 100 разів.

У розмові про тропосферу ми вже з'ясували, що температура в ній знижується в залежності від висоти. У стратосфері все відбувається з точністю навпаки - з набором висоти температура зростає від -56 ° C до 0-1 ° С. Припиняється нагрівання у стратопаузі, межі між страто- та мезосферами.

Життя і людина у стратосфері

Пасажирські лайнери та надзвукові літаки зазвичай літають у нижніх шарах стратосфери – це не лише захищає їх від нестабільності повітряних потоків тропосфери, а й спрощує їхній рух за рахунок малого аеродинамічного опору. А низькі температури та розрідженість повітря дозволяють оптимізувати споживання палива, що особливо важливо для далеких перельотів.

Однак існує технічна межа висоти для літака - приплив повітря, якого в стратосфері так мало, необхідний роботи реактивних двигунів. Відповідно для досягнення потрібного тиску повітря в турбіні літаку доводиться рухатися. швидше швидкостізвуку. Тому високо в стратосфері (на висоті 18–30 кілометрів) можуть пересуватися лише бойові машини та надзвукові літаки на кшталт «Конкордів». Так що основними «мешканцями» стратосфери є метеорологічні зонди, прикріплені до повітряних куль - там вони можуть залишатися тривалий час, збираючи інформацію про динаміку тропосфери, що нижче.

Читачеві вже напевно відомо, що аж до озонового шару в атмосфері зустрічаються мікроорганізми - так званий аеропланктон. Однак не одні бактерії здатні виживати у стратосфері. Так, одного разу у двигун літака на висоті 11,5 тисяч метрів потрапив африканський сип - особливий різновид грифу. А деякі качки під час міграцій спокійно пролітають над Еверестом.

Але найбільшою істотою, яка побувала в стратосфері, залишається людина. Поточний рекорд по висоті було встановлено Аланом Юстасом – віце-президентом компанії Google. У день стрибка йому було 57 років! На спеціальній повітряній кулі він піднявся на висоту 41 кілометр над рівнем моря, а потім стрибнув униз із парашутом. Швидкість, яку він розвинув у піковий момент падіння, становила 1342 км/год – більше швидкості звуку! Одночасно Юстас став першою людиною, яка самостійно подолала звуковий поріг швидкості (не рахуючи скафандра для підтримки життєдіяльності і парашутів для приземлення в цілому вигляді).

• Цікавий факт - щоб від'єднатися від повітряної кулі, Юстасу знадобився вибуховий пристрій - на кшталт того, що використовується космічними ракетами при від'єднанні ступенів.

Озоновий шар

А ще на кордоні між стратосферою та мезоферою знаходиться знаменитий озоновий шар. Він захищає поверхню Землі від впливу ультрафіолетових променів, а заразом служить верхньою межею поширення життя на планеті - вище за нього температура, тиск і космічне випромінювання швидко покладуть край навіть найстійкішим бактеріям.

Звідки ж узявся цей щит? Відповідь неймовірна - вона була створена живими організмами, точніше - киснем, які різноманітні бактерії, водорості та рослини виділяли з незапам'ятних часів. Піднімаючись високо по атмосфері, кисень контактує з ультрафіолетовим випромінюванням і входить у фотохімічну реакцію. У результаті зі звичайного кисню, яким ми дихаємо, O 2 виходить озон - O 3 .

Парадоксально, але створений випромінюванням Сонця озон захищає нас від цього випромінювання! А ще озон не відбиває, а поглинає ультрафіолет – тим самим він нагріває атмосферу навколо себе.

Мезосфера

Ми вже згадували, що над стратосферою – точніше, над стратопаузою, прикордонним прошарком стабільної температури – знаходиться мезосфера. Цей відносно невеликий шар розташовується між 40-45 і 90 кілометрів висоти і є найхолоднішим місцем у нашій планеті - у мезопаузі, верхньому шарі мезосфери, повітря охолоджується до -143°C.

Мезосфера є найменш вивченою частиною атмосфери Землі. Екстремально малий тиск газів, який від тисячі до десяти тисяч разів нижчий від поверхневого, обмежує рух повітряних куль - їхня підйомна сила доходить до нуля, і вони просто зависають на місці. Те саме відбувається з реактивними літаками - аеродинаміка крила та корпуси літака втрачають свій сенс. Тому літати в мезосфері можуть ракети, або літаки з ракетними двигунами - ракетоплани. До таких відноситься ракетоплан X-15, який утримує позицію найшвидшого літака у світі: він досяг висоти в 108 кілометрів і швидкості 7200 км/год - у 6,72 рази більше за швидкість звуку.

Проте рекордний політ X-15 становив лише 15 хвилин. Це символізує загальну проблемурухомих в мезосфері апаратів - вони занадто швидкі, щоб провести будь-які ґрунтовні дослідження, і знаходяться на заданій висоті недовго, відлітаючи вище або падаючи вниз. Також мезосферу не можна досліджувати за допомогою супутників або суборбітальних зондів – нехай тиск у цьому шарі атмосфери та низький, він гальмує (а часом і спалює) космічні апарати. Через ці складнощі вчені часто називають мезосферу «незнайкосферою» (від англ. «ignorosphere», де «ignorance» - невігластво, незнання).

А ще саме в мезосфері згоряє більшість метеорів, що падають на Землю - саме там спалахує метеоритний потік Персеїди, відомий як серпневий зорепад. Світловий ефект відбувається тоді, коли космічне тіло входить у атмосферу Землі під гострим кутомзі швидкістю більше 11 км/год – від сили тертя метеорит спалахує.

Розгубивши свою масу в мезосфері, залишки «прибульців» осідають на Землю у вигляді космічного пилу – щодня на планету потрапляє від 100 до 10 тисяч тонн метеоритної речовини. Оскільки окремі порошинки дуже легкі, на шлях до поверхні Землі у них йде до одного місяця! Потрапляючи в хмари, вони обтяжують їх і навіть іноді викликають дощі - як викликає їхній вулканічний попіл або частинки від ядерних вибухів. Однак сила впливу космічного пилу на дощоутворення вважається невеликою - навіть 10 тисяч тонн обмаль, щоб серйозно змінити природну циркуляцію атмосфери Землі.

Термосфера

Над мезосферою, на висоті 100 кілометрів над рівнем моря, проходить лінія Кармана – умовна межа між Землею та космосом. Хоча там і присутні гази, які обертаються разом із Землею і технічно входять в атмосферу, їхня кількість вища за лінію Карману незримо мала. Тому будь-який політ, що виходить за висоту 100 кілометрів, уже вважається космічним.

З лінією Кармана збігається нижня межа протяжного шару атмосфери - термосфери. Вона піднімається до висоти 800 кілометрів і відрізняється надзвичайно високою температурою – на висоті 400 кілометрів вона досягає максимуму в 1800 ° C!

Гаряче, чи не так? При температурі в 1538 ° C починає плавитися залізо - як тоді космічні апарати залишаються цілими в термосфері? Вся справа в надзвичайно низькій концентрації газів у верхній атмосфері - тиск посередині термосфери в 1000000 менше концентрації повітря біля Землі! Енергія окремо взятих частинок висока – але відстань між ними величезна, і космічні апарати фактично перебувають у вакуумі. Це, втім, не допомагає їм позбавлятися тепла, яке виділяють механізми - для тепловиділення всі космічні апарати оснащені радіаторами, які випромінюють надмірну енергію.

• На замітку. Коли йдеться про високі температури, завжди варто враховувати щільність розпеченої матерії – так, вчені на Андронному Колайдері справді можуть нагріти речовину до температури Сонця. Але очевидно, що це будуть окремі молекули – одного грама речовини зірки вистачило б для потужного вибуху. Тому не варто вірити жовтій пресі, яка обіцяє нам швидкий кінець світу від «рук» Коллайдера, як і не варто боятися спеки в термосфері.

Термосфера та космонавтика

Термосфера фактично є відкритим космосом- саме у її межах пролягала орбіта першого радянського «Супутника». Там був апоцентр - найвища точка над Землею - польоту корабля «Схід-1» з Юрієм Гагаріним на борту. Багато штучних супутників для вивчення поверхні Землі, океану та атмосфери, на кшталт супутників Google Maps, теж запускаються на цю висоту. Тому якщо йдеться про НГО (Низька Опорна Орбіта, розхожий термін у космонавтиці), у 99% випадків вона знаходиться в термосфері.

Орбітальні польоти людей та тварин не просто так відбуваються у термосфері. Справа в тому, що в її верхній частині, на висоті від 500 кілометрів, тягнуться радіаційні пояси Землі. Саме там заряджені частинки сонячного вітру ловляться та накопичуються магнітосферою. Тривале перебування в радіаційних поясах завдає непоправної шкоди живим організмам і навіть електроніці - тому всі високоорбітальні апарати мають захист від радіації.

Полярні сяйва

У полярних широтах часто з'являється видовищне та грандіозне видовище – полярні сяйва. Вони виглядають як довгі дуги, що світяться, різноманітних кольорів і форм, які переливаються в небі. Їхній появі Земля завдячує своєю магнітосферою - а, точніше, дірками у ній біля полюсів. Заряджені частинки сонячного вітру прориваються всередину, змушуючи світитися атмосферу. Помилуватися на видовищні сяйва і дізнатися докладніше їх походження можна тут.

Зараз сяйва є буденністю для жителів приполярних країн, таких як Канада чи Норвегія, а також обов'язковим пунктом у програмі будь-якого туриста – проте раніше їм приписувалися надприродні властивості. У різнобарвних вогнях людям давнини бачилися ворота до раю, міфічні істоти і багаття духів, які поведінка вважали пророцтвами. І наших предків можна зрозуміти - навіть освіта та віра у власний розум часом не можуть стримати благоговіння перед силами природи.

Екзосфера

Останній шар атмосфери Землі, нижня межа якого проходить на висоті 700 кілометрів – це екзосфера (від ін. грецького кору «екзо» – поза, зовні). Вона неймовірно розсіяна і складається з атомів найлегшого елемента - водню; також трапляються окремі атоми кисню та азоту, які сильно іонізовані всепроникним випромінюванням Сонця.

Розміри екзосфери Землі неймовірно великі – вона переростає у корону Землі, геокорону, яка розтягнута до 100 тисяч кілометрів від планети. Вона дуже розріджена - концентрація частинок у мільйони разів менша за щільність звичайного повітря. Але якщо Місяць заслонить Землю для віддаленого космічного корабля, то корона нашої планети буде видно, як видно нам корона Сонця за його затемнення. Однак спостерігати це явище поки що не вдавалося.

Вивітрювання атмосфери

А ще саме в екзосфері відбувається вивітрювання атмосфери Землі – через велику відстань від гравітаційного центру планети частинки легко відриваються від загальної газової масита виходять на власні орбіти. Це називається дисипацією атмосфери. Наша планета щомиті втрачає 3 кілограми водню та 50 грам гелію з атмосфери. Тільки ці частки досить легкі, щоб залишити загальну газову масу.

Нескладні розрахунки свідчать, що Земля щорічно втрачає близько 110 тисяч тонн маси атмосфери. Чи це небезпечно? Насправді ні - потужності нашої планети з виробництва водню і гелію перевищують темпи втрат. Крім того, частина втраченої речовини з часом повертається у атмосферу. А важливі гази на кшталт кисню чи вуглекислого газу просто надто важкі, щоб масово залишати Землю - тому не варто боятися, що атмосфера нашої Землі зникне.

• Цікавий факт – «пророки» кінця світу часто кажуть, що якщо ядро ​​Землі перестане обертатися, атмосфера швидко вивітриться під натиском сонячного вітру. Проте наш читач знає, що утримують атмосферу біля Землі сили гравітації, які діятимуть незалежно від обертання ядра. Яскравим доказом цього служить Венера, у якої нерухоме ядро ​​і слабке магнітне поле, зате атмосфера в 93 рази щільніша і важча за земну. Однак це не означає, що припинення динаміки земного ядра є безпечним - тоді зникне магнітне поле планети. Його роль важлива не так у стримуванні атмосфери, як у захисті від заряджених частинок сонячного вітру, які легко перетворять нашу планету на радіоактивну пустелю.

Хмари

Вода Землі існує у неосяжному океані і численних річках. Близько 5,2×1015 кілограм води знаходиться в атмосфері. Вона є практично скрізь - частка пари в повітрі коливається від 0,1% до 2,5% обсягу в залежності від температури і місця розташування. Однак найбільше води зібрано у хмарах, де вона зберігається не тільки у вигляді газу, а й у маленьких крапельках та крижаних кристалах. Концентрація води в хмарах сягає 10г/м 3 - оскільки хмари досягають обсягу кілька кубічних кілометрів, маса води у яких обчислюється десятками і сотнями тонн.

Хмари – це найпомітніша освіта нашої Землі; вони видно навіть з Місяця, де контури континентів розмиваються перед неозброєним оком. І це не дивно – адже хмарами постійно покрито понад 50% Землі!

У теплообміні Землі хмари відіграють важливу роль. Взимку вони захоплюють сонячні промені, підвищуючи температуру під собою за рахунок парникового ефекту, а влітку екранують величезну енергію Сонця. Також хмари врівноважують перепади температури між днем ​​та вночі. До речі, саме через їхню відсутність пустелі так сильно остигають уночі - все накопичене піском і скелями тепло безперешкодно відлітає вгору, коли в інших регіонах його утримують хмари.

Переважна більшість хмар формуються біля поверхні Землі, у тропосфері, проте у своєму подальший розвитоквони приймають найрізноманітніші форми та властивості. Їхній поділ дуже корисний - поява хмар різних видів може не тільки допомогти передбачати погоду, а й визначати наявність домішок у повітрі! Давайте розглянемо основні типи хмар докладніше.

Хмари нижнього ярусу

Хмари, які опускаються найнижче над землею, відносять до хмар нижнього ярусу. Їм характерна висока однорідність та низька маса - коли вони опускаються на землю, вчені-метеорологи не відокремлюють їх від звичайного туману. Проте різниця між ними є - одні просто затуляють небо, інші можуть вибухнути великими дощами і снігопадами.

• До хмар, здатних дати сильні опади, відносяться шарувато-дощові хмари. Вони найбільші серед хмар нижнього ярусу: їх товщина сягає кількох кілометрів, а лінійні виміри перевищують тисячі кілометрів. Вони являють собою однорідну сіру масу - погляньте на небо під час тривалого дощу, і ви напевно побачите хмари.
• Інший вид хмар нижнього ярусу – це шарувато-купчасті хмари, що піднімаються над землею на 600-1500 метрів. Вони є групи із сотень сіро-білих хмар, розділених невеликими просвітами. Такі хмари ми зазвичай бачимо у дні мінливої ​​хмарності. З них рідко йде дощ чи сніг.
• Останній вид нижніх хмар – це звичайні шаруваті хмари; саме вони застилають небо у похмурі дні, коли з неба пускається дрібна мряка. Вони дуже тонкі та низькі - висота шаруватих хмар у максимумі досягає 400-500 метрів. Їхня структура дуже нагадує будову туману - опускаючись уночі до самої землі, вони часто створюють густу ранкову серпанок.

Хмари вертикального розвитку

Хмари нижнього ярусу мають старші брати - хмари вертикального розвитку. Хоча їхня нижня межа пролягає на невеликій висоті в 800–2000 кілометрів, хмари вертикального розвитку серйозно спрямовуються вгору – їх товщина може досягати 12–14 кілометрів, що підштовхує їхню верхню межу до кордонів тропосфери. Ще такі хмари називають конвективними: через великих розміріввода в них набуває різної температури, що породжує конвекцію - процес переміщення гарячих мас нагору, і холодних - вниз. Тому в хмарах вертикального розвитку одночасно існують водяна пара, дрібні крапельки, сніжинки і навіть цілі кристали льоду.

• Основним типом вертикальних хмар є купові хмари – величезні білі хмари, що нагадують рвані шматки вати або айсберги. Для їхнього існування необхідна висока температура повітря - тому в середній смузі Росії вони з'являються лише влітку і тануть до ночі. Їхня товщина досягає кількох кілометрів.

• Однак коли купові хмари мають можливість зібратися разом, вони створюють більш грандіозну форму - купово-дощові хмари. Саме з них йдуть сильні зливи, град та грози влітку. Існують вони лише кілька годин, але при цьому розростаються вгору до 15 кілометрів - верхня їх частина досягає температури -10 ° C і складається з кристаликів льоду. праска. Це відбувається на тих ділянках, де хмара досягає межі стратосфери - фізика не дозволяє поширюватися далі, через що купово-дощова хмара розповзається вздовж межі висоти.

• Цікавий факт – потужні купово-дощові хмари формуються у місцях вивержень вулканів, ударів метеоритів та ядерних вибухів. Ці хмари є найбільшими – їх межі досягають навіть стратосфери, вибираючись на висоту 16 кілометрів. Будучи насиченими випареною водою та мікрочастинками, вони вивергають потужні грозові зливи – в більшості випадків цього достатньо, щоб згасити пов'язані з катаклізмом загоряння. Ось такий ось природний пожежник 🙂

Хмари середнього ярусу

У проміжній частині тропосфери (на висоті від 2–7 кілометрів у середніх широтах) є хмари середнього ярусу. Їм властиві великі площі - на них менше впливають висхідні потоки від земної поверхні та нерівності ландшафту - і невелика товщина кілька сотень метрів. Це ті хмари, які намотуються навколо гострих піків гір і зависають біля них.

Самі хмари середнього ярусу поділяються на два основні типи – високошарові та висококупчасті.

• Високошарові хмари – це одна із складових складних атмосферних мас. Вони є однорідною, сірувато-синьою пеленою, через яку видно Сонце і Місяць - хоча протяжність високошарових хмар становить тисячі кілометрів, їх товщина складає всього кілька кілометрів. Сіра щільна пелена, яка видна з ілюмінатора літака, що летить на великій висоті - це високошарові хмари. Часто з них ідуть тривалі дощі або сніг.

• Високо-купчасті хмари, що нагадують дрібні шматки рваної вати або тонкі паралельні смуги, зустрічаються в теплу пору року - вони утворюються при піднятті теплих повітряних мас на висоту 2-6 кілометрів. Високо-купчасті хмари служать вірним індикатором майбутньої зміни погоди та наближення дощу - створити їх може не тільки природна конвекція атмосфери, а й настання холодних повітряних мас. З них рідко йде дощ - проте хмари можуть збитися разом і створити одну велику дощову хмару.

До речі про хмари біля гір - на фотографіях (а, може, й наживо) ви напевно не раз бачили круглі хмари, що нагадують ватяні диски, які зависають шарами над гірською вершиною. Справа в тому, що хмари середнього ярусу часто бувають лентикулярними або лінзовидними - розділеними на кілька паралельних верств. Їх створюють повітряні хвилі, що утворюються під час обтікання вітром крутих піків. Лінзоподібні хмари також особливі тим, що висять дома навіть за найсильнішому вітрі. Це уможливлює їх природа - оскільки такі хмари створюються у місцях контакту кількох повітряних потоків, вони у відносно стабільної позиції.

Хмари верхнього ярусу

Останній рівень звичайних хмар, які піднімаються до нижньої межі стратосфери, називається верхнім ярусом. Висота таких хмар досягає 6-13 кілометрів - там дуже холодно, і тому хмари на верхньому ярусі складаються з дрібних крижинок. Через їх волокнисту розтягнуту форму, що нагадує пір'я, високі хмари також називаються перистими - хоча примхи атмосфери часто надають їм форму пазурів, пластівців і навіть риб'ячих скелетів. Опади, що утворюються з них, ніколи не досягають землі - але сама присутність перистих хмар служить давнім способом передбачати погоду.

• Чисто-перисті хмари є найдовшими серед хмар верхнього ярусу - довжина окремого волокна може досягати десятка кілометрів. Так як кристали льоду в хмарах досить великі, щоб відчувати на собі тяжіння Землі, перисті хмари «падають» цілими каскадами – відстань між верхньою та нижньою точкою окремо взятої хмари може досягати 3-4 кілометрів! По суті, перисті хмари – це величезні «кригопади». Саме відмінності у формі кристалів води створюють їхню волокнисту, потокоподібну форму.

• У цьому класі трапляються і практично невидимі хмари – перисто-шаруваті хмари. Вони утворюються тоді, коли великі маси приповерхневого повітря піднімаються вгору - на великій висоті їхньої вологості достатньо для формування хмари. Коли крізь них просвічує Сонце чи Місяць, з'являється гало – сяючий райдужний диск із розсіяних променів.

Сріблясті хмари

В окремий клас варто виділити сріблясті хмари – найвищі хмари на Землі. Вони забираються на висоту 80 кілометрів, що навіть вище за стратосферу! Крім того, вони мають незвичайний склад - на відміну від інших хмар, вони складаються з метеоритного пилу та метану, а не води. Ці хмари видно тільки після заходу сонця або перед світанком - промені Сонця, що проникають через обрій, підсвічують сріблясті хмари, які протягом дня залишаються невидимими на висоті.

Сріблясті хмари є неймовірно красивим видовищем - проте щоб побачити їх у Північній півкулі, потрібні особливі умови. А ще їхню загадку було не так просто розгадати - вчені в безсиллі відмовлялися в них вірити, оголошуючи сріблясті хмари оптичною ілюзією. Подивитися на незвичайні хмари та дізнатися про їхні секрети ви можете із нашої спеціальної статті.

Атмосфера почала утворюватися разом із формуванням Землі. У процесі еволюції планети та в міру наближення її параметрів до сучасним значеннямвідбулися принципово якісні зміни її хімічного складу та фізичних властивостей. Згідно еволюційної моделі, на ранньому етапіЗемля перебувала у розплавленому стані і близько 4,5 млрд. років тому сформувалася як тверде тіло. Цей рубіж приймається за початок геологічного літочислення. З цього часу розпочалася повільна еволюція атмосфери. Деякі геологічні процеси, (наприклад, вилив лави при виверженнях вулканів) супроводжувалися викидом газів з надр Землі. До їх складу входили азот, аміак, метан, водяна пара, оксид і діоксид 2 вуглецю. Під впливом сонячної ультрафіолетової радіації водяна пара розкладалася на водень і кисень, але кисень, що звільнився, вступав в реакцію з оксидом вуглецю, утворюючи вуглекислий газ. Аміак розкладався на азот та водень. Водень в процесі дифузії піднімався вгору і залишав атмосферу, а більш важкий азот не міг зникнути і поступово накопичувався, стаючи основним компонентом, хоча деяка його частина зв'язувалася в молекули в результаті хімічних реакцій ( см. ХІМІЯ АТМОСФЕРИ). Під впливом ультрафіолетових променів та електричних розрядів суміш газів, що були у початковій атмосфері Землі, вступала в хімічні реакції, внаслідок яких відбувалося утворення органічних речовин, зокрема амінокислот. З появою примітивних рослин розпочався процес фотосинтезу, що супроводжувався виділенням кисню. Цей газ, особливо після дифузії у верхні шари атмосфери, став захищати її нижні шари та поверхню Землі від небезпечних для життя ультрафіолетового та рентгенівського випромінювань. Згідно з теоретичними оцінками, вміст кисню, у 25 000 разів менший, ніж зараз, вже міг призвести до формування шару озону з лише вдвічі меншою, ніж зараз, концентрацією. Однак цього вже достатньо, щоб забезпечити дуже суттєвий захист організмів від руйнівної дії ультрафіолетових променів.

Ймовірно, що у первинній атмосфері містилося багато вуглекислого газу. Він витрачався в ході фотосинтезу, і його концентрація мала зменшуватися в міру еволюції світу рослин, а також через поглинання в ході деяких геологічних процесів. Оскільки парниковий ефектпов'язаний з присутністю вуглекислого газу в атмосфері, коливання його концентрації є однією з важливих причин таких великомасштабних кліматичних змінв історії Землі, як льодовикові періоди.

Присутній у сучасній атмосфері гелій здебільшого є продуктом радіоактивного розпадуурану, торію та радію. Ці радіоактивні елементи випускають a-частинки, які є ядра атомів гелію. Оскільки в ході радіоактивного розпаду електричний заряд не утворюється та не зникає, з утворенням кожної a-частинки з'являються по два електрони, які, рекомбінуючи з a-частинками, утворюють нейтральні атоми гелію. Радіоактивні елементи містяться в мінералах, розсіяних у товщі гірських порідтому значна частина гелію, що утворився в результаті радіоактивного розпаду, зберігається в них, дуже повільно випаровуючись в атмосферу. Деяка кількість гелію за рахунок дифузії піднімається вгору в екзосферу, але завдяки постійному припливу від земної поверхні обсяг цього газу в атмосфері майже не змінюється. На підставі спектрального аналізу світла зірок та вивчення метеоритів можна оцінити відносний вміст різних хімічних елементів у Всесвіті. Концентрація неону в космосі приблизно в десять мільярдів разів вища, ніж на Землі, криптону – у десять мільйонів разів, а ксенону – у мільйон разів. Звідси випливає, що концентрація цих інертних газів, які, очевидно, спочатку були присутні в земній атмосфері і не поповнювалися в процесі хімічних реакцій, сильно знизилася, ймовірно, ще на етапі втрати Землею своєї первинної атмосфери. Виняток становить інертний газ аргон, оскільки у формі ізотопу 40 Ar він і зараз утворюється в процесі розпаду радіоізотопу калію.

Барометричний розподіл тиску.

Загальна вага газів атмосфери становить приблизно 4,5 10 15 т. Таким чином, «вага» атмосфери, що припадає на одиницю площі, або атмосферний тиск, становить на рівні моря приблизно 11 т/м 2 = 1,1 кг/см 2 . Тиск, що дорівнює Р 0 = 1033,23 г/см 2 = 1013,250 мбар = 760 мм рт. ст. = 1 атм, приймається як стандартне середнє значення атмосферного тиску. Для атмосфери у стані гідростатичної рівноваги маємо: d P= -rgd h, це означає, що на інтервалі висот від hдо h+ d hмає місце рівність між зміною атмосферного тиску d Pта вагою відповідного елемента атмосфери з одиничною площею, щільністю r та товщиною d h.Як співвідношення між тиском Рта температурою Твикористовується досить застосовне для земної атмосферирівняння стану ідеального газу з щільністю r: P= r R T/m, де m – молекулярна маса, і R = 8,3 Дж/(До моль) – універсальна газова стала. Тоді d log P= – (m g/RT)d h= - bd h= - d h/H де градієнт тиску в логарифмічній шкалі. Зворотну величину Н прийняти називати шкалою висоти атмосфери.

При інтегруванні цього рівняння для ізотермічної атмосфери ( Т= const) або для її частини, де таке наближення допустиме, виходить барометричний закон розподілу тиску з висотою: P = P 0 exp(– h/H 0), де відлік висот hвиробляється від рівня океану, де стандартний середній тиск становить P 0 . Вираз H 0 = R T/mg, називається шкалою висоти, яка характеризує протяжність атмосфери, за умови, що температура в ній всюди однакова (ізотермічна атмосфера). Якщо атмосфера не ізотермічна, інтегрувати треба з урахуванням зміни температури з висотою, а параметр Н- деяка локальна характеристика шарів атмосфери, яка залежить від їх температури та властивостей середовища.

Стандартна атмосфера.

Модель (таблиця значень основних параметрів), що відповідає стандартному тиску в основі атмосфери Р 0 та хімічного складу, називається стандартною атмосферою. Точніше, це умовна модель атмосфери, на яку задані середні для широти 45° 32у 33І значення температури, тиску, щільності, в'язкості та інших. характеристик повітря на висотах від 2 км нижче рівня моря до зовнішнього кордону земної атмосфери. Параметри середньої атмосфери на всіх висотах розраховані за рівнянням стану ідеального газу та барометричним законом у припущенні, що на рівні моря тиск дорівнює 1013,25 гПа (760 мм рт. ст.), А температура 288,15 К (15,0 ° С). За характером вертикального розподілу температури середня атмосфера складається з кількох шарів, у кожному їх температура апроксимована лінійною функцією висоти. У нижньому з шарів – тропосфері (h Ј 11 км) температура падає на 6,5° C кожним кілометром підйому. На висотах значення і знак вертикального градієнта температури змінюються від шару до шару. Понад 790 км температура становить близько 1000 К і практично не змінюється з висотою.

Стандартна атмосфера є періодично уточненим, узаконеним стандартом, що випускається у вигляді таблиць.

Таблиця 1. Стандартна модель атмосфери землі

Таблиця 1. СТАНДАРТНА МОДЕЛЬ АТМОСФЕРИ ЗЕМЛІ. У таблиці наведено: h- Висота від рівня моря, Р- Тиск, Т- Температура, r - щільність, N- Число молекул або атомів в одиниці об'єму, H- шкала висоти, l- Довжина вільного пробігу. Тиск і температура на висоті 80-250 км, отримані за ракетними даними, мають нижчі значення. Значення для висот більших 250 км, отримані шляхом екстраполяції, не дуже точні.
h(Км)	P(Мбар)	T(°К)	r (Р/см 3)	N(див -3)	H(Км)	l(см)
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

Тропосфера.

Найнижчий і найбільш щільний шар атмосфери, у якому температура швидко зменшується з висотою, називається тропосферою. Він містить до 80% усієї маси атмосфери і простягається в полярних та середніх широтах до висот 8-10 км, а в тропіках до 16-18 км. Тут розвиваються практично всі погодоутворюючі процеси, відбувається тепловий та вологообмін між Землею та її атмосферою, утворюються хмари, виникають різні метеорологічні явища, виникають тумани та опади. Ці шари земної атмосфери перебувають у конвективному рівновазі і завдяки активному перемішування мають однорідний хімічний склад, в основному, з молекулярних азоту (78%) і кисню (21%). У тропосфері зосереджено переважну кількість природних та техногенних аерозольних та газових забруднювачів повітря. Динаміка нижньої частини тропосфери товщиною до 2 км сильно залежить від властивостей підстилаючої поверхні Землі, що визначає горизонтальні та вертикальні переміщення повітря (вітри), обумовлені передачею тепла від більш нагрітої суші, через ІЧ-випромінювання земної поверхні, яке поглинається в тропосфері, переважно парами води та вуглекислого газу (парниковий ефект). Розподіл температури з висотою встановлюється внаслідок турбулентного та конвективного перемішування. У середньому воно відповідає падінню температури з висотою приблизно 6,5 К/км.

Швидкість вітру у приземному прикордонному шарі спочатку швидко зростає з висотою, а вище вона продовжує збільшуватись на 2–3 км/с на кожний кілометр. Іноді у тропосфері виникають вузькі планетарні потоки (зі швидкістю понад 30 км/с), західні середніх широтах, а поблизу екватора – східні. Їх називають струминними течіями.

Тропопауза.

У верхній межі тропосфери (тропопаузи) температура досягає мінімального значення нижньої атмосфери. Це перехідний шар між тропосферою та розташованою над нею стратосферою. Товщина тропопаузи від сотень метрів до 1,5–2 км, а температура та висота відповідно в межах від 190 до 220 К та від 8 до 18 км залежно від географічної широтита сезону. У помірних та високих широтах взимку вона нижча, ніж улітку на 1–2 км та на 8–15 К тепліше. У тропіках сезонні зміни значно менші (висота 16-18 км, температура 180-200 К). Над струминними течіямиможливі розриви тропопаузи.

Вода у атмосфері Землі.

Найважливішою особливістю атмосфери Землі є наявність значної кількості водяної пари та води у краплинній формі, яку найлегше спостерігати у вигляді хмар та хмарних структур. Ступінь покриття неба хмарами (у певний момент або в середньому за деякий проміжок часу), виражений у 10-бальній шкалі або у відсотках, називають хмарністю. Форма хмар визначається за міжнародною класифікацією. У середньому хмари покривають близько половини земної кулі. Хмарність – важливий фактор, що характеризує погоду та клімат. Взимку та вночі хмарність перешкоджає зниженню температури земної поверхні та приземного шару повітря, влітку та вдень – послаблює нагрівання земної поверхні сонячними променями, пом'якшуючи клімат усередині материків.

Хмари.

Хмари - скупчення зважених в атмосфері водяних крапель (водяні хмари), крижаних кристалів (крижані хмари) або тих і інших разом (змішані хмари). При укрупненні крапель і кристалів вони випадають із хмар у вигляді опадів. Хмари утворюються головним чином у тропосфері. Вони виникають у результаті конденсації водяної пари, що міститься у повітрі. Діаметр хмарних крапель близько кількох мкм. Вміст рідкої води у хмарах – від часток до кількох грамів на м3. Хмари розрізняють за висотою: Відповідно до міжнародної класифікації існує 10 пологів хмар: перисті, перисто-купчасті, перисто-шарові, високо-купчасті, високошарові, шарувато-дощові, шаруваті, шарувато-купчасті, купово-дощові, купчасті.

У стратосфері спостерігаються також перламутрові хмари, а мезосфері – сріблясті хмари.

Перисті хмари – прозорі хмари у вигляді тонких білих ниток або пелени з шовковистим блиском, що не дають тіні. Перисті хмари складаються з крижаних кристалів, що утворюються у верхніх шарах тропосфери при дуже низьких температурах. Деякі види перистих хмар є провісниками зміни погоди.

Перисто-купчасті хмари – гряди або шари тонких білих хмар верхньої тропосфери. Перисто-купчасті хмари побудовані з дрібних елементів, що мають вигляд пластівців, брижів, маленьких кульок без тіней і складаються переважно з крижаних кристалів.

Перисто-шаруваті хмари - білувата напівпрозора пелена у верхній тропосфері, зазвичай волокниста, іноді розмита, що складається з дрібних голчастих або стовпчастих крижаних кристалів.

Високо-купчасті хмари – білі, сірі або біло-сірі хмари нижніх та середніх шарів тропосфери. Високо-купчасті хмари мають вигляд шарів і гряд, як би побудованих з пластинок, що лежать один над одним, округлих мас, валів, пластівців. Високо-купчасті хмари утворюються при інтенсивній конвективній діяльності і складаються з переохолоджених крапель води.

Високошарові хмари – сіруваті чи синюваті хмари волокнистої чи однорідної структури. Високошарові хмари спостерігаються в середній тропосфері, простягаються на кілька кілометрів у висоту і іноді на тисячі кілометрів у горизонтальному напрямку. Зазвичай високошарові хмари входять до складу фронтальних хмарних систем, пов'язаних із висхідними рухами повітряних мас.

Шарува-дощові хмари – низький (від 2 і вище км) аморфний шар хмар одноманітно-сірого кольору, що дає початок облоговому дощу або снігу. Шарово-дощові хмари – сильно розвинені по вертикалі (до кількох кілометрів) і горизонталі (кілька тисяч кілометрів), складаються з переохолоджених крапель води у суміші зі сніжинками зазвичай пов'язані з атмосферними фронтами.

Шаруваті хмари – хмари нижнього ярусу у вигляді однорідного шару без певних контурів, сірого кольору. Висота шаруватих хмар над земною поверхнею становить 0,5-2 км. Зрідка з шаруватих хмар випадає мряка.

Купові хмари – щільні, вдень яскраво-білі хмари із значним вертикальним розвитком (до 5 км і більше). Верхні частини купових хмар мають вигляд куполів або веж із округлими контурами. Зазвичай купчасті хмари виникають як хмари конвекції у холодних повітряних масах.

Шарово-купчасті хмари – низькі (нижче 2 км) хмари у вигляді сірих або білих неволокнистих шарів або гряд із круглих великих брил. Вертикальна потужність шарувато-купових хмар невелика. Зрідка шарувато-купчасті хмари дають невеликі опади.

Купово-дощові хмари – потужні та щільні хмари з сильним вертикальним розвитком (до висоти 14 км), що дають рясні зливи з грозовими явищами, градом, шквалами. Купово-дощові хмари розвиваються з потужних купових хмар, відрізняючись від них верхньою частиною, що складається з кристалів льоду.

Стратосфера.

Через тропопаузу, загалом висотах від 12 до 50 км, тропосфера перетворюється на стратосферу. У нижній частині протягом близько 10 км, тобто. до висот близько 20 км, вона ізотермічна (температура близько 220 К). Потім вона росте з висотою, досягаючи максимуму близько 270 К на висоті 50-55 км. Тут знаходиться межа між стратосферою і вище мезосферою, що лежить, звана стратопаузою .

У стратосфері значно менше водяної пари. Все ж іноді спостерігаються - тонкі перламутрові хмари, що просвічують, зрідка виникають в стратосфері на висоті 20-30 км. Перламутрові хмари видно на темному небі після заходу та перед сходом Сонця. За формою перламутрові хмари нагадують перисті та перисто-купчасті хмари.

Середня атмосфера (мезосфера).

На висоті близько 50 км з піку широкого температурного максимуму починається мезосфера . Причиною підвищення температури в області цього максимуму є екзотермічна (тобто супроводжується виділенням тепла) фотохімічна реакція розкладання озону: 3 + hv® О 2 + О. Озон виникає в результаті фотохімічного розкладання молекулярного кисню О 2

Про 2+ hv® Про + Про та подальшої реакції потрійного зіткнення атома та молекули кисню з якоюсь третьою молекулою М.

Про + Про 2 + М ® Про 3 + М

Озон жадібно поглинає ультрафіолетове випромінювання в області від 2000 до 3000 Å, і це випромінювання розігріває атмосферу. Озон, що знаходиться у верхній атмосфері, є своєрідним щитом, що охороняє нас від дії ультрафіолетового випромінювання Сонця. Без цього щита розвиток життя Землі у її сучасних формах навряд було б можливим.

Загалом, на всьому протязі мезосфери температура атмосфери зменшується до мінімального її значення близько 180 К на верхній межі мезосфери (званої мезопаузою, висота близько 80 км). В околиці мезопаузи, на висотах 70-90 км, може виникати дуже тонкий шар крижаних кристалів і частинок вулканічного та метеоритного пилу, що спостерігається у вигляді гарного видовища сріблястих хмар невдовзі після заходу Сонця.

У мезосфері переважно згоряють дрібні тверді метеоритні частинки, що потрапляють на Землю, викликають явище метеорів.

Метеори, метеорити та боліди.

Спалахи та інші явища у верхній атмосфері Землі, викликані вторгненням до неї зі швидкістю від 11 км/с і вище твердих космічних частинок або тіл, називаються метеороїдами. Виникає яскравий метеорний слід; Найбільш потужні явища, які часто супроводжуються падінням метеоритів, називаються болідами; Поява метеорів пов'язана з метеорними потоками.

Метеорний потік:

1) явище множинного падіння метеорів протягом кількох годин чи днів із одного радіанта.

2) рій метеороїдів, що рухаються по одній орбіті навколо Сонця.

Систематична поява метеорів у певній області неба та у певні дні року, викликана перетином орбіти Землі із загальною орбітою безлічі метеоритних тіл, що рухаються з приблизно однаковими і однаково спрямованими швидкостями, через що їх шляхи на небі здаються виходять з однієї загальної точки . Називаються на ім'я сузір'я, де знаходиться радіант.

Метеорні дощі справляють глибоке враження своїми світловими ефектами, але окремі метеори видно досить рідко. Набагато чисельніше невидимі метеори, надто малі, щоб бути помітними в момент їх поглинання атмосферою. Деякі з найдрібніших метеорів, мабуть, зовсім не нагріваються, а лише захоплюються атмосферою. Ці дрібні частинки з розмірами від кількох міліметрів до десятитисячних часток міліметра називаються мікрометеоритами. Кількість метеорної речовини, яка щодобово надходить в атмосферу становить від 100 до 10 000 тонн, причому більша частина цієї речовини припадає на мікрометеорити.

Оскільки метеорна речовина частково згоряє в атмосфері, її склад поповнюється слідами різних хімічних елементів. Наприклад, кам'яні метеори привносять до атмосфери літій. Згоряння металевих метеорів призводить до утворення найдрібніших сферичних залізних, залізонікелевих та інших крапельок, які проходять крізь атмосферу та осідають на земній поверхні. Їх можна виявити в Гренландії та Антарктиді, де майже без змін роками зберігаються льодовикові покриви. Океанологи знаходять їх у донних океанічних відкладах.

Більшість метеорних частинок, що надійшли в атмосферу, осаджується приблизно протягом 30 діб. Деякі вчені вважають, що ця космічний пилвідіграє важливу роль у формуванні таких атмосферних явищ, як дощ, оскільки є ядрами конденсації водяної пари. Тому припускають, що випадання опадів статистично пов'язане із великими метеорними дощами. Однак деякі фахівці вважають, що, оскільки загальне надходження метеорної речовини в багато десятків разів перевищує її надходження навіть з найбільшим метеорним дощем, зміною загальної кількості цієї речовини, що відбувається в результаті такого дощу, можна знехтувати.

Однак, безсумнівно, найбільш великі мікрометеорити і видимі метеорити залишають довгі сліди іонізації у високих шарах атмосфери, головним чином в іоносфері. Такі сліди можна використовувати для далекого радіозв'язку, оскільки вони відображають високочастотні радіохвилі.

Енергія метеорів, що надходять в атмосферу, витрачається головним чином, а може бути і повністю, на її нагрівання. Це одна з другорядних складових теплового балансуатмосфери.

Метеорит - тверде тіло природного походження, що впало на поверхню Землі з космосу. Зазвичай розрізняють кам'яні, залізо-кам'яні та залізні метеорити. Останні в основному складаються із заліза та нікелю. Серед знайдених метеоритів більшість мають вагу від кількох грамів до кількох кілограмів. Найбільший із знайдених – залізний метеорит Гоба важить близько 60 тонн і досі лежить там же, де був виявлений. Південній Африці. Більшість метеоритів є осколками астероїдів, але деякі метеорити, можливо, потрапили на Землю з Місяця і навіть з Марса.

Болід – дуже яскравий метеор, який іноді спостерігається навіть вдень, часто залишає після себе димний слід і супроводжується звуковими явищами; нерідко закінчується падінням метеоритів.

Термосфера.

Вище температурного мінімуму мезопаузи починається термосфера, в якій температура спочатку повільно, а потім швидко знову починає зростати. Причиною є поглинання ультрафіолетового, випромінювання Сонця на висотах 150-300 км, зумовлене іонізацією атомарного кисню: hv® Про + + е.

У термосфері температура безперервно зростає до висоти близько 400 км, де вона досягає вдень в епоху максимуму сонячної активності 1800 К. В епоху мінімуму ця гранична температура може бути меншою за 1000 К. Понад 400 км атмосфера переходить в ізотермічну екзосферу. Критичний рівень (основа екзосфери) знаходиться на висоті близько 500 км.

Полярні сяйва і безліч орбіт штучних супутників, а також сріблясті хмари – всі ці явища відбуваються у мезосфері та термосфері.

Полярні сяйва.

У високих широтах під час збурень магнітного поля спостерігаються полярні сяйва. Вони можуть тривати кілька хвилин, але часто видно протягом кількох годин. Полярні сяйва сильно розрізняються за формою, кольором та інтенсивністю, причому всі ці характеристики іноді дуже швидко змінюються в часі. Спектр полярних сяйв складається з емісійних ліній та смуг. У спектрі сяйв посилюються деякі з емісій нічного неба, насамперед зелена та червона лінії l 5577 Å та l 6300 Å кисню. Буває, що одна з цих ліній у багато разів інтенсивніша за іншу, і це визначає видимий колір сяйва: зелений або червоний. Обурення магнітного поля супроводжуються також порушеннями радіозв'язку у полярних районах. Причиною порушення є зміни в іоносфері, які означають, що під час магнітних бур діє потужне джерело іонізації. Встановлено, що потужні магнітні бурі відбуваються за наявності поблизу центру сонячного диска великих груп плям. Спостереження показали, що бурі пов'язані не з самими плямами, а з сонячними спалахами, які виникають під час розвитку групи плям.

Полярні сяйва – це світлова гама інтенсивності, що змінюється, зі швидкими рухами, що спостерігається в високоширотних районах Землі. Візуальне полярне сяйво містить зелену 5577 Å) і червону (6300/6364 Å) емісійні лінії атомарного кисню та молекулярні смуги N 2 які збуджуються енергійними частинками сонячного та магнітосферного походження. Ці емісії зазвичай висвічуються на висоті близько 100 км і від. Термін оптичне полярне сяйво використовується для позначення візуальних полярних сяйв та їхнього емісійного спектра від інфрачервоної до ультрафіолетової області. Енергія випромінювання в інфрачервоній частині діапазону значно перевищує енергію видимої області. З появою полярних сяйв спостерігалися емісії у діапазоні УНЧ (

Реальні форми полярних сяйв важко класифікувати; найбільш уживані такі терміни:

1. Спокійні однорідні дуги чи смуги. Дуга зазвичай простягається на ~1000 км у напрямі геомагнітної паралелі (у напрямку Сонце в полярних районах) і має ширину від однієї до кількох десятків кілометрів. Смуга – це узагальнення поняття дуги, вона зазвичай немає правильної дугоподібної форми, а згинається як букви S чи вигляді спіралей. Дуги та смуги розташовуються на висотах 100-150 км.

2. Промені полярного сяйва . Цей термін відноситься до авроральної структури, витягнутої вздовж магнітних силових ліній, з протяжністю по вертикалі від кількох десятків до кількох сотень кілометрів. Протяжність променів по горизонталі невелика, від кількох десятків метрів до кількох кілометрів. Зазвичай промені спостерігаються у дугах або як окремі структури.

3. Плями або поверхні . Це ізольовані області світіння, які мають певної форми. Окремі плями можуть бути пов'язані між собою.

4. Вуаль. Незвичайна форма полярного сяйва, що є однорідним світінням, що покриває великі ділянки небосхилу.

По структурі полярні сяйва поділяються на однорідні, статеві і променисті. Використовуються різні терміни; пульсуюча дуга, пульсуюча поверхня, дифузна поверхня, промениста смуга, драпрі і т.д. Існує класифікація полярних сяйв за кольором. За цією класифікацією полярні сяйва типу А. Верхню частину або повністю мають червоний колір (6300-6364 Å). Вони зазвичай з'являються на висотах 300-400 км за високої геомагнітної активності.

Полярні сяйва типу Упофарбовані в нижній частині червоного кольору і пов'язані зі світінням смуг першої позитивної системи N 2 і першої негативної системи O 2 . Такі форми сяйва виникають під час найактивніших фаз полярних сяйв.

Зони полярних сяйв – це зони максимальної частоти появи сяйв у нічний час, за даними спостерігачів у фіксованій точці на Землі. Зони розташовуються на 67° північної та південної широти, які ширина становить близько 6°. Максимум появ полярних сяйв, що відповідає даному моменту геомагнітного місцевого часу, відбувається в овалоподібних поясах (овал полярних сяйв), які розташовуються асиметрично навколо північного та південного геомагнітних полюсів. Овал полярних сяйв фіксований у координатах широта – час, а зона полярних сяйв є геометричним місцем точок північної області овалу в координатах широта – довгота. Овальний пояс розташовується приблизно на 23 ° від геомагнітного полюса в нічному секторі і на 15 ° в денному секторі.

Овал полярних сяйв та зони полярних сяйв.Розташування овалу полярних сяйв залежить від геомагнітної активності. Овал стає ширшим за високої геомагнітної активності. Зони полярних сяйв чи межі овалу полярних сяйв краще представляються значенням L 6,4, ніж дипольними координатами. Геомагнітні силові лінії на межі денного сектора овалу полярних сяйв збігаються з магнітопаузою.Спостерігається зміна положення овалу полярних сяйв залежно від кута між геомагнітною віссю та напрямом Земля – Сонце. Овал полярних сяйв визначається також з урахуванням даних про висипання частинок (електронів і протонів) певних енергій. Його положення може бути незалежно визначено за даними каспахна денній стороні та у хвості магнітосфери.

Добова варіація частоти появи полярних сяйв у зоні полярних сяйв має максимум геомагнітну опівночі і мінімум геомагнітний полудень. На приекваторіальному боці овалу частота появи полярних сяйв різко зменшується, але форма добових варіацій зберігається. На приполюсному боці овалу частота появи полярних сяйв зменшується поступово і характеризується складними добовими змінами.

Інтенсивність полярних сяйв.

Інтенсивність полярних сяйв визначається вимірюванням уявної поверхні яскравості. Поверхня яскравості Iполярного сяйва у певному напрямку визначається сумарною емісією 4р Iфотон/(див. 2 ​​с). Так як ця величина не є істинною поверхневою яскравістю, а є емісією зі стовпа, зазвичай при дослідженні полярних сяйв використовують одиницю фотон / (см 2 · стовп · с). Звичайна одиниця для вимірювання сумарної емісії - Релей (Рл) рівний 106 фотон / (см 2 · стовп. · С). Більш практичні одиниці інтенсивності полярних сяйв визначається за емісіями окремої лінії чи смуги. Наприклад, інтенсивність полярних сяйв визначається міжнародним коефіцієнтами яскравості (МКЯ) за даними про інтенсивність зеленої лінії (5577 Å); 1 кРл = I МКЯ, 10 кРл = II МКЯ, 100 кРл = III МКЯ, 1000 кРл = IV МКЯ (максимальна інтенсивність полярного сяйва). Ця класифікація не може бути використана для сяйв червоного кольору. Одним із відкриттів епохи (1957–1958) стало встановлення просторово-часового розподілу полярних сяйв у вигляді овалу, зміщеного щодо магнітного полюса. Від простих уявлень про кругову форму розподілу полярних сяйв щодо магнітного полюса був здійснено перехід до сучасної фізики магнітосфери. Честь відкриття належить О.Хорошовій, а інтенсивну розробку ідей овалу полярних сяйв здійснили Г.Старков, Я.Фельдштейн, С-І.Акасофу та низку інших дослідників. Овал полярних сяйв є область найбільш інтенсивного впливу сонячного вітру на верхню атмосферу Землі. Інтенсивність полярних сяйв найбільша саме в овалі, а за динамікою ведуться безперервні спостереження за допомогою супутників.

Стійкі авроральні червоні дуги.

Стійка авроральна червона дуга, інакше звана середньоширотною червоною дугою або М-дугою, являє собою субвізуальну (нижче за межу чутливості ока) широку дугу, витягнуту зі сходу на захід на тисячі кілометрів і оперізує, можливо, всю Землю. Широтна довжина дуги 600 км. Випромінювання стійкої авроральної червоної дуги практично монохроматично в червоних лініях l 6300 Å і l 6364 Å. Нещодавно повідомлялося також про слабкі емісійні лінії l 5577 Å (OI) та l 4278 Å (N + 2). Стійкі червоні дуги класифікуються як полярні сяйва, але вони виявляються набагато більших висотах. Нижня межа розташовується на висоті 300 км, верхня межа близько 700 км. Інтенсивність спокійної червоної авроральної дуги в емісії l 6300 Å становить від 1 до 10 кРл (типова величина 6 кРл). Поріг чутливості ока на цій довжині хвилі близько 10 кРл, тому дуги рідко спостерігаються візуально. Однак, спостереження показали, що їхня яскравість становить >50 кРл на 10% ночей. Звичайний час життя дуг близько однієї доби, і вони рідко з'являються в наступні дні. Радіохвилі від супутників або радіоджерел, що перетинають стійкі авроральні червоні дуги, схильні до мерехтіння, що вказує на існування неоднорідностей електронної щільності. Теоретичне пояснення червоних дуг полягає в тому, що нагріті електрони області Fіоносфери викликають збільшення атомів кисню. Супутникові спостереження свідчать про збільшення електронної температури вздовж силових ліній геомагнітного поля, які перетинають стійкі авроральні червоні дуги. Інтенсивність цих дуг позитивно корелює з геомагнітною активністю (бурями), а частота появи дуг - з сонячною активністю.

Полярне сяйво, що змінюється.

Деякі форми полярних сяйв відчувають квазіперіодичні та когерентні часові варіації інтенсивності. Ці полярні сяйва з приблизно стаціонарною геометрією і швидкими періодичними варіаціями, що відбуваються у фазі, називаються полярними сяйвами, що змінюються. Вони класифікуються як полярні сяйва форми рза даними Міжнародного атласу полярних сяйв Більш детальний підрозділ мінливих полярних сяйв:

р 1 (Пульсуюче полярне сяйво) являє собою світіння з однорідними фазовими варіаціями яскравості по всій формі полярного сяйва. За визначенням, ідеальному пульсуючому полярному сяйві просторова і тимчасова частини пульсації можна розділити, тобто. яскравість I(r,t)= I s(r)· I T(t). У типовому полярному сяйві р 1 відбуваються пульсації із частотою від 0,01 до 10 Гц низької інтенсивності (1–2 кРл). Більшість полярних сяйв р 1 - це плями або дуги, що пульсують з періодом у кілька секунд.

р 2 (полум'яне полярне сяйво). Цей термін зазвичай використовується для позначення рухів, подібних до мов полум'я, що заповнює небосхил, а не для опису окремої форми. Сяйва мають форму дуг і зазвичай рухаються вгору з висоти 100 км. Ці полярні сяйва щодо рідкісні і частіше відбуваються поза полярних сяйв.

р 3 (миготливе полярне сяйво). Це полярні сяйва зі швидкими, іррегулярними або регулярними варіаціями яскравості, що створюють враження мерехтливого полум'я на небосхилі. Вони виникають незадовго до розпаду полярного сяйва. Частота варіацій, що зазвичай спостерігається р 3 дорівнює 10±3 Гц.

Термін струменеве полярне сяйво, що використовується для іншого класу пульсуючих полярних сяйв, відноситься до іррегулярних варіацій яскравості, що швидко рухаються горизонтально в дугах і смугах полярних сяйв.

Полярне сяйво, що змінюється - це одне з сонячно-земних явищ, що супроводжують пульсації геомагнітного поля і аврорального рентгенівського випромінювання, викликані висипанням частинок сонячного і магнітосферного походження.

Світіння полярної шапки характеризується великою інтенсивністю лінії першої негативної системи N + 2 (л 3914 Å). Зазвичай ці смуги N + 2 інтенсивніше за зелену лінію OI l 5577 Å в п'ять разів, абсолютна інтенсивність світіння полярної шапки становить від 0,1 до 10 кРл (зазвичай 1-3 кРл). При цих сяйвах, що виникають у періоди ППШ, однорідне світіння охоплює всю полярну шапку до геомагнітної широти 60° на висотах 30 до 80 км. Воно генерується переважно сонячними протонами та d-частинами з енергіями 10–100 МеВ, що створюють максимум іонізації цих висотах. Є й інший тип світіння у зонах полярних сяйв, званий мантійним полярним сяйвом. Для цього типу аврорального світіння добовий максимум інтенсивності, що припадає на ранковий годинник, становить 1-10 кРл, а мінімум інтенсивності вп'ятеро слабше. Спостереження мантійних полярних сяйв нечисленні, їхня інтенсивність залежить від геомагнітної та сонячної активності.

Світіння атмосферивизначається як випромінювання, утворене та випромінюване атмосферою планети. Це нетеплове випромінювання атмосфери, за винятком емісії полярних сяйв, блискавкових розрядів та випромінювання метеорних слідів. Цей термін використовується стосовно земної атмосфери (нічне свічення, сутінкове свічення і денне свічення). Світіння атмосфери становить лише частина наявного в атмосфері світла. Іншими джерелами є світло зірок, зодіакальне світло і денне розсіяне світло Сонця. Іноді свічення атмосфери може становити до 40%. загальної кількостісвітла. Світіння атмосфери виникає в атмосферних шарах висоти і товщини, що змінюється. Спектр світіння атмосфери охоплює довжини хвиль від 1000 до 22,5 мкм. Основна лінія випромінювання у світінні атмосфери – l 5577 Å, що з'являється на висоті 90-100 км у шарі завтовшки 30-40 км. Виникнення свічення обумовлено механізмом Чемпена, заснованим на рекомбінації атомів кисню. Інші емісійні лінії – це л 6300 Å, що з'являється у разі дисоціативної рекомбінації О + 2 та емісії NI l 5198/5201 Å та NI l 5890/5896 Å.

Інтенсивність світіння атмосфери вимірюється у Релеях. Яскравість (в Релеях) дорівнює 4 рв, де - кутова поверхня яскравість випромінюючого шару в одиницях 10 6 фотон/(см 2 ·стер·с). Інтенсивність світіння залежить від широти (по-різному для різних емісій), а також змінюється протягом доби з максимумом поблизу опівночі. Відзначено позитивну кореляцію для свічення атмосфери в емісії l 5577 Å з числом сонячних плям і потоком сонячного випромінювання на довжині хвилі 10,7 см. Світіння атмосфери спостерігається під час супутникових експериментів. З космічного простору воно виглядає як кільце світла навколо Землі і має зелений колір.

Озоносфера.

На висотах 20-25 км досягається максимальна концентрація нікчемної кількості озону О 3 (до 2Ч10 -7 від вмісту кисню!), який виникає під дією сонячного ультрафіолетового випромінювання на висотах приблизно від 10 до 50 км, захищаючи планету від іонізуючого сонячного випромінювання. Незважаючи на винятково малу кількість молекул озону, вони оберігають все живе на Землі від згубної дії короткохвильового (ультрафіолетового та рентгенівського) випромінювання Сонця. Якщо осадити всі молекули до основи атмосфери, то вийде шар, завтовшки трохи більше 3–4 мм! На висотах понад 100 км зростає частка легких газів, і дуже великих висотах переважають гелій і водень; багато молекул дисоціюють деякі атоми, які, іонізуючись під впливом жорсткого випромінювання Сонця, утворюють іоносферу. Тиск та щільність повітря в атмосфері Землі з висотою зменшуються. Залежно від розподілу температури атмосферу Землі поділяють на тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу та екзосферу .

На висоті 20–25 км. озонний шар. Озон утворюється за рахунок розпаду молекул кисню при поглинанні ультрафіолетового випромінювання Сонця з довжинами хвиль коротше 0,1-0,2 мкм. Вільний кисень з'єднуючись з молекулами О 2 і утворює озон О 3 який жадібно поглинає весь ультрафіолет коротше 0,29 мкм. Молекули озону Про 3 легко руйнуються під впливом короткохвильового випромінювання. Тому, незважаючи на свою розрідженість, озонний шар ефективно поглинає ультрафіолетове випромінювання Сонця, що пройшло крізь вищі та прозоріші атмосферні шари. Завдяки цьому живі організми Землі захищені від згубного впливу ультрафіолетового світла Сонця.

Іоносфера.

Випромінювання Сонця іонізує атоми та молекули атмосфери. Ступінь іонізації стає суттєвим вже на висоті 60 кілометрів і неухильно зростає з віддаленням від Землі. На різних висотах в атмосфері послідовно відбуваються процеси дисоціації різних молекул і подальша іонізація різних атомівта іонів. В основному це молекули кисню О2, азоту N2 та їх атоми. Залежно від інтенсивності цих процесів різні шари атмосфери, що лежать вище 60 кілометрів, називаються іоносферними шарами. , а їхня сукупність іоносферою . Нижній шар, іонізація якого є несуттєвою, називають нейтросферою.

Максимальна концентрація заряджених частинок іоносфери досягається на висотах 300-400 км.

Історія вивчення іоносфери.

Гіпотеза про існування провідного шару у верхній атмосфері була висловлена ​​в 1878 р. англійським ученим Стюартом для пояснення особливостей геомагнітного поля. Потім у 1902, незалежно один від одного, Кеннеді в США та Хевісайд в Англії вказали, що для пояснення поширення радіохвиль на великі відстані необхідно припустити існування у високих шарах атмосфери областей з великою провідністю. У 1923 академік М.В.Шулейкин, розглядаючи особливості поширення радіохвиль різних частот, дійшов висновку про наявність в іоносфері не менше двох шарів, що відбивають. Потім у 1925 англійські дослідники Епплтон і Барнет, а також Брейт і Тьюв вперше експериментально довели існування областей, що відбивають радіохвилі, і започаткували їх систематичне вивчення. З того часу ведеться систематичне вивчення властивостей цих верств, які в цілому називають іоносферою, що відіграють істотну роль у ряді геофізичних явищ, що визначають відображення та поглинання радіохвиль, що дуже важливо для практичних цілей, зокрема для забезпечення надійного радіозв'язку.

У 1930-ті було розпочато систематичні спостереження стану іоносфери. У нашій країні з ініціативи М.А.Бонч-Бруєвича було створено установки для імпульсного її зондування. Було досліджено багато загальних властивостей іоносфери, висоти та електронну концентрацію основних її шарів.

На висотах 60-70 км спостерігається шар D, на висотах 100-120 км шар Е, на висотах, на висотах 180-300 км подвійний шар F 1 та F 2 . Основні параметри цих шарів наведено у Таблиці 4.

Таблиця 4.

Таблиця 4.
Область іоносфери	Висота максимуму, км	T i , K	День		Ніч n e , см -3	a ρм 3 с – 1
			хв n e , см -3	макс n e , см -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 (зима)	220–280	1000–2000	6·10 5	25·10 5	~10 5	2 · 10 -10
F 2 (літо)	250–320	1000–2000	2·10 5	8·10 5	~3·10 5	10 –10
n e– електронна концентрація, е – заряд електрона, T i– температура іонів, a΄ – коефіцієнт рекомбінації (який визначає величину n eта її зміна у часі)

Наведено середні значення, оскільки вони змінюються для різних широт, залежно від доби та сезонів. Подібні дані необхідні забезпечення далекого радіозв'язку. Вони використовуються при виборі робочих частот різних короткохвильових ліній радіозв'язку. Знання їх зміни в залежності від стану іоносфери різний часдіб і різні сезони винятково важливо задля забезпечення надійності радіозв'язку. Іоносферою називається сукупність іонізованих шарів земної атмосфери, що починається з висот близько 60 км і тягнеться до висот у десятки тисяч км. Основне джерело іонізації земної атмосфери – ультрафіолетове та рентгенівське випромінювання Сонця, що виникає головним чином у сонячній хромосфері та короні. Крім того, на ступінь іонізації верхньої атмосфери впливають сонячні корпускулярні потоки, що виникають під час спалахів на Сонці, а також космічні промені та метеорні частки.

Іоносферні шари

- Це області в атмосфері, в яких досягаються максимальні значення концентрації вільних електронів (тобто їх числа в одиниці обсягу). Електрично заряджені вільні електрони і (меншою мірою менш рухливі іони), що виникають в результаті іонізації атомів атмосферних газів, взаємодіючи з радіохвилями (тобто електромагнітними коливаннями), можуть змінювати їх напрям, відбиваючи або заломлюючи їх, і поглинати їх енергію. В результаті цього при прийомі далеких радіостанцій можуть виникати різні ефекти, наприклад, завмирання радіозв'язку, посилення чутності віддалених станцій, блекаутиі т.п. явища.

Методи дослідження.

Класичні методи вивчення іоносфери із Землі зводяться до імпульсного зондування - посилки радіоімпульсів та спостереження їх відбиття від різних шарів іоносфери з вимірюванням часу запізнення та вивченням інтенсивності та форми відбитих сигналів. Вимірюючи висоти відображення радіоімпульсів на різних частотах, визначаючи критичні частоти різних областей (критичної називається несуча частота радіоімпульсу, для якої дана область іоносфери стає прозорою), можна визначати значення електронної концентрації в шарах і висоти для заданих частот, вибирати оптимальні частоти для заданих радіотрас. З розвитком ракетної техніки та з настанням космічної ери штучних супутників Землі (ІСЗ) та інших космічних апаратів з'явилася можливість безпосереднього виміру параметрів навколоземної космічної плазми, нижньою частиною якої є іоносфера.

Вимірювання електронної концентрації, що проводяться з борту ракет, що спеціально запускаються, і по трасах польотів ШСЗ, підтвердили та уточнили раніше отримані наземними методами дані про структуру іоносфери, розподіл концентрації електронів з висотою над різними районами Землі та дозволили отримати значення електронної концентрації вище головного максимуму – шару F. Раніше це було неможливо зробити методами зондування за спостереженнями відбитих короткохвильових радіоімпульсів. Виявлено, що в деяких районах земної кулі існують досить стійкі області зі зниженою електронною концентрацією, регулярні «іоносферні вітри», в іоносфері виникають своєрідні хвильові процеси, що переносять місцеві обурення іоносфери на тисячі кілометрів від місця їхнього збудження, та багато іншого. Створення особливо високочутливих приймальних пристроїв дозволило здійснити на станціях імпульсного зондування іоносфери прийом імпульсних сигналів, частково відбитих від нижніх областей іоносфери (станції часткових відбитків). Використання потужних імпульсних установок у метровому та дециметровому діапазонах хвиль із застосуванням антен, що дозволяють здійснювати високу концентрацію енергії, що випромінюється, дало можливість спостерігати сигнали, розсіяні іоносферою на різних висотах. Вивчення особливостей спектрів цих сигналів, не когерентно розсіяних електронами та іонами іоносферної плазми (для цього використовувалися станції некогерентного розсіювання радіохвиль) дозволило визначити концентрацію електронів та іонів, їхню еквівалентну температуру на різних висотах аж до висот кілька тисяч кілометрів. Виявилося, що для частот, що використовуються, іоносфера досить прозора.

Концентрація електричних зарядів(Електронна концентрація дорівнює іонній) в земній іоносфері на висоті 300 км становить вдень близько 10 6 см -3 . Плазма такої щільності відбиває радіохвилі довжиною понад 20 м, а короткі пропускає.

Типовий вертикальний розподіл електронної концентрації в іоносфері для денних та нічних умов.

Поширення радіохвиль в іоносфері.

Стабільний прийом далеких радіомовних станцій залежить від частот, а також від часу доби, сезону і, крім того, від сонячної активності. Сонячна активність істотно впливає стан іоносфери. Радіохвилі, що випромінюються наземною станцією, поширюються прямолінійно, як і всі види електромагнітних коливань. Однак слід врахувати, що як поверхня Землі, так і іонізовані шари її атмосфери, служать як би обкладками величезного конденсатора, що впливають на них подібно до дзеркал на світло. Відбиваючись від них, радіохвилі можуть долати багато тисяч кілометрів, огинаючи земну кулю величезними стрибками в сотні і тисячі км, відбиваючись поперемінно від шару іонізованого газу і поверхні Землі чи води.

У 20-х роках минулого століття вважалося, що радіохвилі коротші 200 м взагалі не придатні для телекомунікації через сильне поглинання. Перші експерименти з дальнього прийому коротких хвиль через Атлантику між Європою та Америкою провели англійський фізик Олівер Хевісайд та американський інженер-електрик Артур Кеннелі. Незалежно один від одного вони припустили, що навколо Землі існує іонізований шар атмосфери, здатний відбивати радіохвилі. Його назвали шаром Хевісайда – Кеннелі, а згодом – іоносферою.

Згідно з сучасними уявленнями іоносфера складається з негативно заряджених вільних електронів і позитивно заряджених іонів, в основному молекулярного кисню O+ та окису азоту NO+. Іони та електрони утворюються в результаті дисоціації молекул та іонізації нейтральних атомів газу сонячним рентгенівським та ультрафіолетовим випромінюванням. Для того, щоб іонізувати атом, необхідно повідомити йому енергію іонізації, основним джерелом якої для іоносфери є ультрафіолетове, рентгенівське та корпускулярне випромінювання Сонця.

Поки газова оболонка Землі освітлена Сонцем, у ній безперервно утворюються нові й нові електрони, але водночас частина електронів, зіштовхуючись з іонами, рекомбінує, знову утворюючи нейтральні частки. Після заходу Сонця освіту нових електронів майже припиняється, і кількість вільних електронів починає зменшуватися. Чим більше вільних електронів в іоносфері, краще від неї відбиваються хвилі високої частоти. Зі зменшенням електронної концентрації проходження радіохвиль можливе лише на низькочастотних діапазонах. Ось чому вночі, як правило, можливе приймання далеких станцій лише в діапазонах 75, 49, 41 і 31 м. Електрони розподілені в іоносфері нерівномірно. На висоті від 50 до 400 км є кілька шарів чи областей підвищеної концентрації електронів. Ці області плавно переходять одна в іншу та по-різному впливають на поширення радіохвиль КВ діапазону. Верхній шар іоносфери позначають буквою F. Тут найвищий ступінь іонізації (частка заряджених частинок близько 10 -4). Вона розташована на висоті понад 150 км над поверхнею Землі та відіграє основну відбивну роль при дальньому поширенні радіохвиль високочастотних КВ діапазонів. У літні місяці область F розпадається на два шари – F 1 та F 2 . Шар F1 може займати висоти від 200 до 250 км, а шар F 2 як би «плаває» в інтервалі висот 300-400 км. Зазвичай шар F 2 іонізований значно сильніше за шар F 1 . Вночі шар F 1 зникає, а шар F 2 залишається, повільно втрачаючи до 60% ступеня своєї іонізації. Нижче за шар F на висотах від 90 до 150 км розташований шар E, іонізація якого відбувається під впливом м'якого рентгенівського випромінювання Сонця Ступінь іонізації шару E нижче, ніж шару F, днем ​​прийом станцій низькочастотних КВ діапазонів 31 і 25 м відбувається при відображенні сигналів від шару E. Зазвичай це станції, розташовані з відривом 1000–1500 км. Вночі у шарі Eіонізація різко зменшується, але й у цей час вона продовжує грати помітну роль прийомі сигналів станцій діапазонів 41, 49 і 75 м.

Великий інтерес прийому сигналів високочастотних КВ діапазонів 16, 13 і 11 м представляють які у області Eпрошарку (хмари) сильно підвищеної іонізації. Площа цих хмар може змінюватись від одиниць до сотень квадратних кілометрів. Цей шар підвищеної іонізації отримав назву – спорадичний шар Eі позначається Es. Хмари Es можуть переміщатися в іоносфері під впливом вітру та досягати швидкості до 250 км/год. Влітку в середніх широтах вдень походження радіохвиль за рахунок хмар Es протягом місяця буває 15-20 днів. У районі екватора він є майже завжди, а у високих широтах зазвичай з'являється вночі. Іноді, у роки низької сонячної активності, коли немає проходження на високочастотний КВ діапазонах, на діапазонах 16, 13 і 11 м з гарною гучністю раптом з'являються далекі станції, сигнали яких багаторазово відбилися від Es.

Найнижча область іоносфери – область Dрозташована на висотах між 50 та 90 км. Тут порівняно мало вільних електронів. Від області Dдобре відбиваються довгі і середні хвилі, а сигнали низькочастотних станцій КВ діапазонів сильно поглинаються. Після заходу Сонця іонізація дуже швидко зникає і з'являється можливість приймати дальні станції в діапазонах 41, 49 та 75 м, сигнали яких відбиваються від шарів F 2 та E. Окремі верстви іоносфери грають значної ролі у поширенні сигналів КВ радіостанцій. Вплив на радіохвилі відбувається головним чином через наявність в іоносфері вільних електронів, хоча механізм поширення радіохвиль пов'язаний із наявністю великих іонів. Останні також цікаві щодо хімічних властивостей атмосфери, оскільки вони активніше нейтральних атомів і молекул. Хімічні реакції, що протікають в іоносфері, відіграють важливу роль у її енергетичному та електричному балансі.

Нормальна іоносфера. Спостереження, проведені за допомогою геофізичних ракет та супутників, дали масу нової інформації, що свідчить, що іонізація атмосфери відбувається під впливом сонячної радіаціїширокого спектра. Основна її частина (понад 90%) зосереджена у видимій частині спектра. Ультрафіолетове випромінювання з меншою довжиною хвилі і більшою енергією, ніж у фіолетових світлових променів, випромінюється воднем внутрішньої частини атмосфери Сонця (хромосфери), а рентгенівське випромінювання, що має ще більшу енергію, - газами зовнішньої оболонки Сонця (корони).

Нормальний (середній) стан іоносфери обумовлений постійним потужним випромінюванням. Регулярні зміни відбуваються у нормальній іоносфері під впливом добового обертання Землі та сезонних відмінностей кута падіння сонячних променів опівдні, але відбуваються також непередбачувані та різкі зміни стану іоносфери.

Обурення в іоносфері.

Як відомо, на Сонці виникають потужні прояви активності, що циклічно повторюються, які досягають максимуму кожні 11 років. Спостереження за програмою Міжнародного геофізичного року (МГГ) збіглися з періодом найвищої сонячної активності протягом термін систематичних метеорологічних спостережень, тобто. від початку 18 століття. У періоди високої активності яскравість деяких областей на Сонці зростає у кілька разів, і різко збільшується потужність ультрафіолетового та рентгенівського випромінювання. Такі явища називаються спалахами на Сонці. Вони тривають від кількох хвилин до одного-двох годин. Під час спалаху вивергається сонячна плазма (в основному протони та електрони), та елементарні часткиспрямовуються в космічний простір. Електромагнітне та корпускулярне випромінювання Сонця в моменти таких спалахів дуже впливає на атмосферу Землі.

Початкова реакція відзначається через 8 хвилин після спалаху, коли інтенсивне ультрафіолетове та рентгенівське випромінювання досягає Землі. В результаті різко підвищується іонізація; рентгенівські промені проникають в атмосферу до нижньої межі іоносфери; кількість електронів у цих шарах зростає настільки, що радіосигнали майже повністю поглинаються («гаснуть»). Додаткове поглинання радіації викликає нагрівання газу, що сприяє розвитку вітрів. Іонізований газ є електричним провідником, і коли він рухається в магнітному полі Землі, проявляється ефект динамо-машини та виникає електричний струм. Такі струми можуть викликати помітні обурення магнітного поля і виявлятися у вигляді магнітних бур.

Структура і динаміка верхньої атмосфери суттєво визначається нерівноважними у термодинамічному сенсі процесами, пов'язаними з іонізацією та дисоціацією сонячним випромінюванням, хімічними процесами, збудженням молекул та атомів, їх дезактивацією, зіткненням та іншими елементарними процесами. При цьому ступінь нерівноважності збільшується з висотою в міру зменшення щільності. Аж до висот 500-1000 км, а часто і вище, ступінь нерівноважності для багатьох характеристик верхньої атмосфери досить мала, що дозволяє використовувати для її опису класичну та гідромагнітну гідродинаміку з урахуванням хімічних реакцій.

Екзосфера – зовнішній шар атмосфери Землі, що починається з висот у кілька сотень км, з якого легкі атоми водню, що швидко рухаються, можуть вислизати в космічний простір.

Едвард Кононович

Література:

Пудовкін М.І. Основи фізики Сонця. СПб, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomy today. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Матеріали в Інтернеті: http://ciencia.nasa.gov/