Atmosfæren begynte å danne seg sammen med jordens dannelse. I prosessen med utviklingen av planeten, og som parametere nærmer seg, har det skjedd fundamentalt kvalitative endringer i sin kjemiske sammensetning og fysiske egenskaper. Ifølge den evolusjonære modellen, på et tidlig stadium, var jorden i smeltet stat og ca 4,5 milliarder år siden dannet som en solid kropp. Denne grensen er akseptert for begynnelsen av geologisk sommer. Fra denne tiden begynte den langsomme utviklingen av atmosfæren. Noen geologiske prosesser (for eksempel ble utløpet av lava under vulkanutbrudd) ledsaget av gassutslipp fra jordens dyp. De inneholdt nitrogen, ammoniakk, metan, vanndamp, kjølevæskeoksid og 2 karbondioksid. Under påvirkning av solenergi ultrafiolett stråling av vanndamp utplassert til hydrogen og oksygen, men det frigjorte oksygen inngikk i reaksjonen med karbonoksid, danner karbondioksid. Ammoniak lente seg over nitrogen og hydrogen. Hydrogen i diffusjonsprosessen steg opp og forlot atmosfæren, og tyngre nitrogen kunne ikke ødelegge og gradvis akkumulert, ble hovedkomponenten, selv om noen av sin del bundet til molekylene som følge av kjemiske reaksjoner ( cm.. Kjemisk atmosfære). Under påvirkning av ultrafiolett stråler og elektriske utslipp, inngikk en blanding av gasser som er tilstede i den opprinnelige atmosfære av jorden inn i kjemiske reaksjoner, noe som resulterte i dannelsen av organiske stoffer, særlig aminosyrer. Med fremkomsten av primitive planter, begynte prosessen med fotosyntese, ledsaget av utgivelsen av oksygen,. Denne gassen, spesielt etter diffusjon i atmosfærens øvre lag, begynte å beskytte sine nedre lag og jordens overflate fra den livstruende ultrafiolett og røntgenstrålingen. Ifølge teoretiske estimater, kan oksygeninnholdet, 25.000 ganger mindre enn nå føre til dannelsen av et lag av ozon med bare dobbelt så mindre enn nå, konsentrasjon. Dette er imidlertid allerede nok til å sikre svært betydelig beskyttelse av organismer fra den ødeleggende effekten av ultrafiolette stråler.

Det er sannsynlig at i den primære atmosfæren inneholdt mye karbondioksid. Det ble konsumert under fotosyntese, og konsentrasjonen var å synke som utviklingen av plantens verden, samt på grunn av absorpsjonen under visse geologiske prosesser. Insofar As. drivhuseffekt I forbindelse med tilstedeværelsen av karbondioksid i atmosfæren er svingninger i konsentrasjonen en av de viktige årsakene til slike store klimatiske endringer i jordens historie, som isperioder.

Tilstede i den moderne atmosfæren i helium er det meste et produkt av radioaktivt forfall av uran, thorium og radium. Disse radioaktive elementene utløses av a-partikler, som er kjerne av heliumatomer. Siden den radioaktive forfallet dannes ikke, dannes ikke den elektriske ladningen, og forsvinner ikke, med dannelsen av hver a-partikkel, to elektroner vises, som rekombinerer med a-partikler, danner nøytrale heliumatomer. Radioaktive elementer er inneholdt i mineraler spredt i tykkere av bergarter, derfor er en signifikant del av helium dannet som et resultat av radioaktivt forfall bevart i dem, og forsvinner svært langsomt inn i atmosfæren. Noen helium på grunn av diffusjon stiger opp i eksosfæren, men på grunn av den konstante tilstrømningen fra jordoverflaten endres volumet av denne gassen i atmosfæren nesten ikke. Basert på spektralanalysen av stjernens lys og studiet av meteoritter, kan det relative innholdet i forskjellige kjemiske elementer i universet estimeres. Neons konsentrasjon i rommet er omtrent ti milliarder ganger høyere enn på jorden, Crypton - ti millioner ganger, og Xenon - en million ganger. Det følger at konsentrasjonen av disse inerte gassene tilsynelatende opprinnelig er tilstede i jordens atmosfære og ikke påfylles i prosessen med kjemiske reaksjoner, ble sterkt avvist, sannsynligvis selv på scenen av tap av land av sin primære atmosfære. Et unntak er en argon inert gass, siden i form av en isotop på 40 Ar, er nå dannet i prosessen med radioaktivt forfall av kaliumisotop.

Barometrisk trykkfordeling.

Den totale vekten av atmosfæren-gassene er ca. 4,5 × 10 15 tonn. Således er "Weight" av atmosfæren per enhetsområde eller atmosfærisk trykk ca. 11 t / m 2 \u003d 1,1 kg / cm 2 på havnivå. Trykk lik P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm RT. Kunst. \u003d 1 ATM er tatt som et standard gjennomsnittlig atmosfærisk trykk. For atmosfære i en tilstand av hydrostatisk likevekt, har vi: D S \u003d -RGD. h.Dette betyr at på høydeområdet fra h. før h.+ D. h.inntreffer likestilling mellom endringen i atmosfærisk trykk d S og veier det tilsvarende elementet i atmosfæren med et enkelt område, tetthet r og tykk d h.Som et forhold mellom trykk R. og temperaturer T.den brukes tilstrekkelig anvendelig for jordens atmosfære. Ligningen av tilstanden til den ideelle gassen med en tetthet R: S \u003d R R. T./ m, hvor m er molekylvekten, og R \u003d 8,3 J / (til mol) er en universell gasskonstant. Så d logg. S \u003d - (m g / rt.) D. h. \u003d - BD. h.\u003d - D. h./ H, hvor trykkgradient er i logaritmisk skala. Den omvendte verdien av den skal kalles kalt atmosfærens høyde.

Ved integrering av denne ligningen for en isotermisk atmosfære ( T. \u003d const) eller for sin del, hvor en slik tilnærming er tillatt, oppnås det barometriske trykket av trykkfordelingen med en høyde: S = S 0 exp (- h./H. 0) Hvor høyde nedtelling h. produsert fra havnivået, hvor standard gjennomsnittstrykket er S 0. Uttrykk H. 0 \u003d R. T. / Mg kalles en høydeskala, som karakteriserer lengden på atmosfæren, forutsatt at temperaturen i den er overalt (isotermisk atmosfære). Hvis atmosfæren ikke er isotermisk, er det nødvendig å integrere med temperaturendringen i høyden, og parameteren N.- Noen lokale egenskaper av atmosfærens lag, avhengig av temperaturen og egenskapene til mediet.

Standard atmosfære.

Modell (tabell av verdier av grunnleggende parametere) som tilsvarer standardtrykk på grunnlag av atmosfæren R. 0 og kjemisk sammensetning kalles en standard atmosfære. Nærmere bestemt er dette en betinget atmosfæremodell som gjennomsnittlig temperatur, trykk, tetthet, viskositet, etc. er gitt for bredden av temperaturen, trykk, tetthet, viskositet, etc. Høydeegenskapene fra 2 km under havnivået til den ytre grensen til jordens atmosfære. Parametrene til den midtre atmosfæren i alle høyder beregnes i henhold til ligningen av tilstanden til den ideelle gass- og barometrisk lov under antagelsen om at på havnivået er trykket 1013,25 GPA (760 mm Hg. Art.), Og temperaturen 288.15 K (15,0 ° C). Ved naturen til den vertikale temperaturfordelingen består den gjennomsnittlige atmosfæren av flere lag, i hver av hvilke temperaturen tilnærmet av en lineær høydefunksjon. I det laveste fra lagene - Troposfæren (H ј 11 km) faller temperaturen med 6,5 ° C hver kilometer av løfting. Ved høye høyder varierer verdien og tegn på den vertikale temperaturgradienten fra laget til laget. Over 790 km er temperaturen ca. 1000 k og praktisk talt endres ikke med en høyde.

Standard atmosfæren er periodisk raffinert, legalisert av standarden produsert i form av tabeller.

Tabell 1. Standard jordatmosfære modell

Tabell 1. Standard jordatmosfære modell. Tabellen viser: h.- Høyde fra havnivå, R. - press, T. - Temperatur, R-tetthet, N. - Antallet molekyler eller atomer per volum, H. - Høydeskala, l. - Lengde på fri løp. Trykk og temperatur i en høyde på 80-250 km, oppnådd av missildata, har lavere verdier. Verdier for høyder større enn 250 km, oppnådd ved ekstrapolering, er ikke veldig nøyaktige.
h.(km)	S(MBAR)	T.(° k)	r. (g / cm 3)	N.(cm -3)	H.(km)	l.(cm)
0	1013	288	1,22 · 10 -3	2,55 · 10 19	8,4	7,4 · 10 -6
1	899	281	1,11 · 10 -3	2.31 · 10 19		8,1 · 10 -6
2	795	275	1.01 · 10 -3	2,10 · 10 19		8.9 · 10 -6
3	701	268	9,1 · 10 -4	1,89 · 10 19		9,9 · 10 -6
4	616	262	8.2 · 10 -4	1,70 · 10 19		1.1 · 10 -5
5	540	255	7,4 · 10 -4	1,53 · 10 19	7,7	1,2 · 10 -5
6	472	249	6,6 · 10 -4	1,37 · 10 19		1,4 · 10 -5
8	356	236	5,2 · 10 -4	1,09 · 10 19		1,7 · 10 -5
10	264	223	4.1 · 10 -4	8,6 · 10 18	6,6	2,2 · 10 -5
15	121	214	1,93 · 10 -4	4.0 · 10 18		4,6 · 10 -5
20	56	214	8,9 · 10 -5	1,85 · 10 18	6,3	1,0 · 10 -4
30	12	225	1,9 · 10 -5	3,9 · 10 17	6,7	4,8 · 10 -4
40	2,9	268	3,9 · 10 -6	7,6 · 10 16	7,9	2,4 · 10 -3
50	0,97	276	1,15 · 10 -6	2,4 · 10 16	8,1	8,5 · 10 -3
60	0,28	260	3,9 · 10 -7	7,7 · 10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1.1 · 10 -7	2,5 · 10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7 · 10 -8	5.0 · 10 14	6,1	0,41
90	2,8 · 10 -3	210	5.0 · 10 -9	9 · 10 13	6,5	2,1
100	5,8 · 10 -4	230	8,8 · 10 -10	1,8 · 10 13	7,4	9
110	1,7 · 10 -4	260	2.1 · 10 -10	5,4 · 10 12	8,5	40
120	6 · 10 -5	300	5,6 · 10 -11	1,8 · 10 12	10,0	130
150	5 · 10 -6	450	3,2 · 10 -12	9 · 10 10	15	1,8 · 10 3
200	5 · 10 -7	700	1,6 · 10 -13	5 · 10 9	25	3 · 10 4
250	9 · 10 -8	800	3 · 10 -14	8 · 10 8	40	3 · 10 5
300	4 · 10 -8	900	8 · 10 -15	3 · 10 8	50
400	8 · 10 -9	1000	1 · 10 -15	5 · 10 7	60
500	2 · 10 -9	1000	2 · 10 -16	1 · 10 7	70
700	2 · 10 -10	1000	2 · 10 -17	1 · 10 6	80
1000	1 · 10 -11	1000	1 · 10 -18	1 · 10 5	80

Troposfæren.

Det laveste og mest tette laget av atmosfæren, hvor temperaturen raskt reduseres med en høyde kalles en troposfære. Den inneholder opptil 80% av hele massen av atmosfæren og strekker seg til polar og medium breddegrader til høyden på 8-10 km, og i tropene opp til 16-18 km. Nesten alle værdannende prosesser utvikler seg her, termisk og fuktighetsutveksling skjer mellom landet og atmosfæren, skyer dannes, forskjellige meteorologiske fenomener oppstår, tåker og nedbør oppstår. Disse lagene i jordens atmosfære er i konvektiv likevekt, og på grunn av aktiv omrøring har en homogen kjemisk sammensetning, hovedsakelig fra molekylær nitrogen (78%) og oksygen (21%). I troposfæren er den overveldende mengden av naturlige og tekniske aerosol- og gassluftforurensninger konsentrert. Dynamikken i den nedre delen av troposfæren med en tykkelse på opptil 2 km avhenger sterkt av egenskapene til den underliggende jordoverflaten, som bestemmer horisontal og vertikal bevegelse av luft (vind), på grunn av varmoverføring fra den oppvarmede sushi, Gjennom IR-strålingen på jordens overflate, som absorberes i troposfæren, hovedsakelig med par vann og karbondioksid (drivhuseffekt). Temperaturfordelingen med en høyde er etablert som følge av turbulent og konvektiv blanding. I gjennomsnitt tilsvarer det en temperaturfall med en høyde på ca. 6,5 til / km.

Vindhastigheten i overflaten Borderline-laget først vokser raskt med en høyde, og over det fortsetter å øke med 2-3 km / s per kilometer. Noen ganger er det smale planetariske strømmer i troposfæren (med en hastighet på mer enn 30 km / s), vestlige i medium breddegrader, og nær ekvator-øst. De kalles blekkstrender.

Tropopausus.

På den øverste grensen til troposfæren (tropopause), når temperaturen minimumsverdien for den nedre atmosfæren. Dette er et overgangslag mellom troposfæren og plassert over stratosfæren. Tykkelsen på tropopausen fra hundrevis av meter til 1,5-2 km, og temperatur og høyde, i henholdsvis 190 til 220 til og fra 8 til 18 km, avhengig av geografisk breddegrad og sesong. I moderate og høye breddegrader om vinteren er det lavere enn om sommeren med 1-2 km og 8-15 til varmere. I tropene er sesongmessige endringer betydelig mindre (høyde er 16-18 km, temperatur 180-200 k). Over jet flyter Mulig tropopause bryter.

Vann i jordens atmosfære.

Det viktigste elementet i jordens atmosfære er tilstedeværelsen av en betydelig mengde vanndamp og vann i en dråpeform, som er den enkleste å observere i form av skyer og skygutstrukturer. Graden av dekning av himmelen med skyer (i et visst tidspunkt eller i gjennomsnitt i en viss tidsperiode), uttrykt i en 10-punkts skala eller prosentandel, kalles sky. Skyg av skyer bestemmes av internasjonal klassifisering. I gjennomsnitt dekker skyene omtrent halvparten av kloden. Skyet er en viktig faktor som karakteriserer været og klimaet. Om vinteren og om natten forhindrer skytheten nedgangen i jordens temperatur og overflatelaget, om sommeren og om dagen - svekker oppvarmen av jordens overflate med solstråler, og reduserer klimaet i fastlandet.

Skyer.

Skyer - klynger suspendert i atmosfæren av vanndråper (vannskyer), iskrystaller (isskyer) eller - de og andre sammen (blandede skyer). Når forstørrede dråper og krystaller faller de ut av skyene i form av nedbør. Skyer dannes hovedsakelig i troposfæren. De oppstår som et resultat av kondensasjonen av vanndampen inneholdt i luften. Diameteren av skyen dråper av rekkefølgen på flere mikron. Innholdet av flytende vann i skyene - fra en brøkdel av opptil flere gram per m 3. Skyene varierer i høyden: Ifølge den internasjonale klassifiseringen er det 10 klasser av skyer: sigarett, perista-cumulus, peristo-lagret, høyteknologisk, høy-aluminøs, lagdelt regn, lagdelt, lagdelt, kumulert, kumulativt.

Parliab-skyene observeres også i stratosfæren, og i mesosfæren - sølvskyer.

Kutterskyer er gjennomsiktige skyer i form av tynne hvite tråder eller pellets med silkeaktig glitter, og gir ikke skygger. Kutterskyger består av iskrystaller, dannes i de øvre lagene i troposfæren ved svært lave temperaturer. Noen typer Centenary Clouds tjener som forløpere av værskift.

Peristo-cumulus skyer - rygger eller lag med tynne hvite skyer i den øvre troposfæren. Peristo-Cumulus-skyene er bygget av små elementer som har en slags flak, krusninger, små baller uten skygger og består hovedsakelig av isete krystaller.

De peristo-lagrede skyene er hvitaktig gjennomskinnelig padle i øvre troposfæren, vanligvis fibrøs, noen ganger uskarpt, bestående av små nål eller bundet iskrystaller.

Høyverdige skyer er hvite, grå eller hvite og grå skyer av de nedre og middelslagene i troposfæren. Høyteknologiske skyer har utseendet på lagene og en rekke, som om de er bygget av plater, avrundede masser, trær, kornblandinger bygget av hverandre over den andre. Høyteknologiske skyer dannes under intensiv konvektiv aktivitet og består vanligvis av overcoiled vanndråper.

Meget alene skyer er gråaktige eller blåaktige skyer av en fibrøs eller homogen struktur. Meget alene Skyer observeres i midten Troposfæren, strekker seg noen få kilometer i høyden og noen ganger tusenvis av km i horisontal retning. Vanligvis er svært aluminøse skyer en del av frontalskysystemene som er forbundet med de stigende bevegelsene i luftmassene.

Layered Rain Clouds - Lav (fra 2 og over km) Amorfe lag av skyer av monotont grå farge, som gir opphav til chainning regn eller snø. Layered regndråper - høyt utviklet vertikalt (opptil flere km) og horisontale (flere tusen km), består av superkjølte vanndråper i en blanding med snøflak er vanligvis forbundet med atmosfæriske fronter.

Layered skyer - skyer av den nedre tieren i form av et homogent lag uten visse konturer, grå. Høyden på lagde skyer over bakken er 0,5-2 km. Av og til fra de lagdelte skyene faller frosset.

Kuch skyer er tette, daglige skyer med betydelig vertikal utvikling (opptil 5 km eller mer). Toppene til de kumulative skyene har typen kupler eller tårn med avrundede konturer. Vanligvis oppstår Cumulus-skyene som konveksjonsskyer i kalde luftmasser.

Layered Cumulus Clouds - lavt (under 2 km) skyer i form av grå eller hvite ikke-fibrøse lag eller en rekke runde store blokker. Den vertikale kraften til lagdelte Cumulus-skyene er liten. Av og til gir laget kumulative skyer liten nedbør.

Kuchevo-regnskyer er kraftige og tette skyer med sterk vertikal utvikling (opptil en høyde på 14 km), og gir rikelig regnfrust nedbør med tordenvær, hagl, squalls. Kuchevo-regnskyer utvikler seg fra kraftige kumulative skyer, som er forskjellig fra den øvre delen som består av iskrystaller.

Stratosfære.

Gjennom tropopausen, i gjennomsnitt i høyder fra 12 til 50 km, går troposfæren inn i stratosfæren. På bunnen, i ca 10 km, dvs. Det er ca 20 km til høyde, det er Isotermich (ca 220 K temperaturer). Deretter vokser det med en høyde, når maksimalt 270 K i en høyde på 50-55 km. Her er grensen mellom stratosfæren og over den liggende mesosfæren, kalt Stratoauz .

Stratosfæren er betydelig mindre enn vanndamp. Likevel er det noen ganger observert - tynne gjennomskinnelige perleskyger, av og til som oppstår i stratosfæren i en høyde på 20-30 km. Perle skyer er synlige på den mørke himmelen etter solnedgangen og før soloppgang. Over formen av perle skyer ligner de pivest og peristo-cumulus skyene.

Gjennomsnittlig atmosfære (mesosfære).

På en høyde på ca 50 km fra toppen av et bredt temperatur maksimalt, begynner mesosfæren . Årsaken til å øke temperaturen i dette maksimumet er en eksoterm (dvs. ledsaget av varmefrigivelse) fotokjemisk reaksjon av ozonnedbrytning: ca. 3 + hv ® O 2 + O. Ozon oppstår som følge av fotokjemisk nedbrytning av molekylær oksygen o 2

O 2 +. hv ® O + O og påfølgende reaksjon av trippelkollisjonen av atom- og oksygenmolekylene med noen tredje molekyler M.

O + o 2 + m ® o 3 + m

Ozon absorberer ivrig med ultrafiolett stråling i regionen fra 2000 til 3000å, og denne strålingen varmer opp atmosfæren. Ozon, som ligger i den øvre atmosfæren, fungerer som en slags skjold som overvåker oss fra virkningen av ultrafiolett stråling av solen. Uten dette skjoldet ville utviklingen av livet på jorden i sine moderne former nesten ikke vært mulig.

Generelt, i løpet av mesosfæren, reduseres temperaturen i atmosfæren til minimumsverdien på ca. 180 K på den øvre grensen til mesosfæren (kalt mesopause, høyde er ca. 80 km). I omgivelsene til mesopause, i høyder 70-90 km, et veldig tynt lag av iskrystaller og partikler av vulkansk og meteoritt støv, observert som et vakkert skuespill av sølvskyger, kan forekomme. kort tid etter solnedgang.

I mesosfæren blir de små faste meteorittpartiklene som forårsaker meteorer som forårsaker meteorer, for det meste brent.

Meteorer, meteoritter og biler.

Blinker og andre fenomener i den øvre atmosfæren av land forårsaket av invasjonen ved den med en hastighet på 11 km / s og over faste kosmiske partikler eller kropper kalles meteoroider. En observert lyse meteorspor oppstår; De kraftigste fenomenene, ofte ledsaget av et fall av meteoritter, kalles bollians; Utseendet på meteorer er forbundet med meteor.

Meteorflyt:

1) fenomenet av meteorets meteorer i flere timer eller dager fra en stråling.

2) Sværingen av meteoroider beveger en bane rundt solen.

Det systematiske utseendet på meteorer i et bestemt område av himmelen og på bestemte dager på året, forårsaket av krysset av jordens bane med en generell bane av flere meteorittlegemer som beveger seg med omtrent samme og like rettede hastigheter, På grunn av hvilke banene i himmelen ser ut til å være ute av ett felles punkt (strålende). Kalt av navnet på konstellasjonen der stråling er plassert.

Meteorregner gir et dypt inntrykk av deres lette effekter, men individuelle meteorer er synlige ganske sjelden. Mye mange usynlige meteorer, for liten til å skille seg ut på tidspunktet for absorpsjonsatmosfæren. Noen av de minste meteorene er sannsynligvis ikke helt oppvarmet, men bare fanget atmosfære. Disse små partiklene med dimensjoner fra noen få millimeter til ti tusen millimeter kalles Micrometeorites. Mengden meteorinntekt daglig meteorisk substans er fra 100 til 10.000 tonn, og det meste av dette stoffet faller på Micrometeorites.

Siden meteorøse stoffet delvis er kombinert i atmosfæren, blir gassammensetningen fylt med spor av forskjellige kjemiske elementer. For eksempel bringer steinmeteorer litium i atmosfæren. Forbrenningen av metallmeteorer fører til dannelsen av det minste sfæriske jern, jerntelefoner og andre dråper som passerer gjennom atmosfæren og deponeres på jordens overflate. De kan bli funnet i Grønland og Antarktis, hvor isdeksler blir bevart nesten uendret i årevis. Oceanologer finner dem i bunnen av havs sedimenter.

De fleste meteorpartiklene som er påmeldt atmosfæren, blir deponert ca. 30 dager. Noen forskere mener at dette kosmiske støvet spiller en viktig rolle i dannelsen av slike atmosfæriske fenomener, som regn, siden det tjener som kjernene av kondensasjon av vanndamp. Derfor antas det at nedbør er statistisk forbundet med store meteorregner. Noen eksperter tror imidlertid at, siden den samlede strømmen av et meteorisk stoff i mange dusinvis flere ganger mer enn kvitteringen, selv med det største meteorregnet, en endring i den totale mengden av dette stoffet som oppstår som følge av en slik regn, kan bli forsømt.

Det er imidlertid ingen tvil om at de største mikrometorene og synlige meteoritter forlater lang justering av ionisering i høye atmosfæriske lag, hovedsakelig i ionosfæren. Slike spor kan brukes til langt radio, da de reflekterer høyfrekvente radiobølger.

Energien til meteorene som kommer inn i atmosfæren, blir hovedsakelig brukt, og kanskje helt, på dens oppvarming. Dette er en av de sekundære komponentene i atmosfærens termiske balanse.

Meteoritt er en solid kropp av naturlig opprinnelse, som faller på jordens overflate fra rommet. Vanligvis fremtredende stein, jernstein og jern meteoritter. Sistnevnte består hovedsakelig av jern og nikkel. Blant de funnet meteorittene har de fleste vekt fra flere gram til flere kilo. Den største funnet, - Jernmeteoritt GOB veier ca 60 tonn og ligger fortsatt på samme sted hvor det ble oppdaget i Sør-Afrika. De fleste meteoritter er fragmenter av asteroider, men noen meteoritter kan ha falt i jorden fra månen og til og med fra Mars.

Bilen er en veldig lys meteor, noen ganger observert selv om dagen, ofte forlater etter seg røykende spor og ledsaget av lydfenomener; Slutter ofte med et fall av meteoritter.

Termoflis.

Over temperaturen min minste mesopause begynner en termoflis, hvor temperaturen, først sakte, og så raskt begynner å vokse. Årsaken er absorpsjonen av ultrafiolett, solens stråling i høyden på 150-300 km, på grunn av ioniseringen av atom oksygen: O + hv® O + + e.

I en termoflis vokser temperaturen kontinuerlig opp til en høyde på ca. 400 km, hvor den når en dag i tiden med maksimal solaktivitet på 1800 K. I minimumsperioden kan denne grense temperaturen være mindre enn 1000 K . Over 400 km fra atmosfæren går inn i en isotermisk eksosphere. Det kritiske nivået (grunnlaget for eksosfæren) er i en høyde på ca 500 km.

Polar radiances og mange baner av kunstige satellitter, samt sølvskyger - alle disse fenomenene forekommer i mesosfæren og en termoflis.

Polar radiances.

I høye breddegrader under forstyrrelsene i magnetfeltet, observeres polare skinner. De kan vare noen få minutter, men ofte synlig innen få timer. Polar radiances varierer sterkt i form, farge og intensitet, alle disse egenskapene endres noen ganger veldig raskt over tid. Spektrum av Polar Shine består av utslippslinjer og striper. Noen av utslippene av nattehimmelen blir intensivert i skinnspektret, først og fremst de grønne og røde linjene L 5577 Å og L 6300 Å oksygen. Det skjer at en av disse linjene er mange ganger mer intens enn den andre, og det bestemmer den synlige fargen på strålingen: grønn eller rød. Magnetfeltet forstyrrelser er også ledsaget av brudd på radiokommunikasjon i polare områder. Årsaken til brudd er endringene i ionosfæren, noe som betyr at i løpet av magnetiske stormer er det en kraftig kilde til ionisering. Det har blitt etablert at sterke magnetiske stormer forekommer i nærvær av store grupper av flekker nær midten av soldisken. Observasjoner har vist at stormer ikke er knyttet til flekker selv, men med solfyllinger som vises under utviklingen av en gruppe flekker.

Polar radiances er lysområdet for skiftende intensitet med raske bevegelser, observert i jordområder i jorden. Visual Polar Shine inneholder grønt 5577Å) og røde (6300/6364) utslippslinjer av atomoksygen- og molekylære striper N 2, som er begeistret av energiske partikler med sol og magnetosfærisk opprinnelse. Disse utslippene fremheves vanligvis i en høyde på ca 100 km og over. Begrepet optisk polarstråle brukes til å betegne visuelle polarbjelker og deres utslippsspektrum fra infrarød til ultrafiolett område. Strålingsenergien i den infrarøde delen av spektret overskrider signifikant energien til det synlige området. Med utseendet på isbjelker ble utslippene observert i UNG-området (

Ekte former for polar radiances er vanskelig å klassifisere; Følgende vilkår er mest vanlige:

1. Rolige homogene buer eller striper. Arcen strekker seg vanligvis til ~ 1000 km i retning av geomagnetiske paralleller (i retning av solen i polarområdene) og har en bredde på en til flere titalls kilometer. Bandet er en generalisering av buenes konsept, det har vanligvis ikke en skikkelig buet form, men bøyer seg i form av bokstaven S eller i form av spiraler. Arcs og strips ligger i høyder 100-150 km.

2. Stråler av Polar Shine . Dette begrepet refererer til en auroral struktur som strekkes langs magnetiske kraftledninger, med en vertikal lengde fra flere titalls til flere hundre kilometer. Lengden på strålene horisontalt er liten, fra flere titalls meter til flere kilometer. Vanligvis blir stråler observert i buer eller som separate strukturer.

3. flekker eller overflate . Dette er et isolert luminescence-område som ikke har en viss form. Separate flekker kan være sammenkoblet.

4. Veil. En uvanlig form for Polar Shine, som er en homogen glød som dekker store områder av himmelen.

Ved struktur er polar skinner delt inn i homogen, kaustable og strålende. Ulike vilkår brukes; Pulserende bue, pulserende overflate, diffus overflate, strålende stripe, draperi, etc. Det er en klassifisering av polar radiances i sin farge. For denne klassifiseringen, polar skinnende typer MEN. Topp eller helt har rød (6300-6364 Å). De vises vanligvis på høyder på 300-400 km med høy geomagnetisk aktivitet.

Polar Glow Type I Malt på bunnen i rødt og er forbundet med luminescensen av båndene til det første positive systemet n 2 og det første negative systemet o 2. Slike støter av stråling vises under de mest aktive faser av Polar Shine.

Soner polar Siants – disse er soner av maksimal frekvens av stråling om natten, ifølge observatører på et fast punkt på jordens overflate. Zones er plassert på 67 ° nord og sørlige breddegrad, og deres bredde er ca 6 °. De maksimale utseendet til isbjelker som svarer til dette punktet av geomagnetisk lokal tid forekommer i ovopod-lignende belter (oval av polar glans), som ligger asymmetrisk rundt de nordlige og sørlige geomagnetiske poler. Polarbjelkene er festet i koordinatene til breddegraden, og sonen av polarbjelker er det geometriske punktet til punktene i midnattsalen oval i koordinatene til breddegraden. Det ovale belten ligger ca 23 ° fra den geomagnetiske polen i nattsektoren og 15 ° i dagsektoren.

Oval Polar Radiance og Polar Radiance Zones. Plasseringen av Oval of Polar Shines avhenger av geomagnetisk aktivitet. Oval blir bredere med høy geomagnetisk aktivitet. Zonene i isbjelker eller grenser av ovaltet av polarradiances er bedre presentert av verdien av L 6,4 enn dipolkoordinater. Geomagnetiske kraftledninger på grensen til dagen sektor oval av polar skinnende sammenfallende med mAGNETOPAUZA. Det er en endring i posisjonen til de ovale av polarbjelker, avhengig av vinkelen mellom den geomagnetiske akse og jordens retning - Solen. Polar-strålingen bestemmes også på grunnlag av data om utslett av partikler (elektroner og protoner) av visse energier. Dens posisjon kan være uavhengig bestemt i henhold til kaspah.på dagsiden og i halen av magnetosfæren.

Den daglige variasjonen av hyppigheten av utseendet på isbjelker i Polar Shine Zone har maksimalt en geomagnetisk midnatt og et minimum av en geomagnetisk middagstid. På antvatorialsiden er frekvensen av utseendet på isbjelker kraftig redusert, men form for daglige variasjoner er bevart. På polarsiden, reduseres hyppigheten av utseendet av polarradianser gradvis og er preget av komplekse daglige endringer.

Intensiteten av polar glans.

Intensiteten av polar skinnende bestemt av måling av den tilsynelatende lysstyrkeoverflaten. Overflate lysstyrke JEG.polar stråling i en bestemt retning bestemmes av totale utslipp 4p JEG.photon / (se 2 s). Siden denne verdien ikke er en ekte overflate lysstyrke, men er en utslipp fra en søyle, vanligvis en foton / (cm 2 · søyle · s) brukes i studien av polar skinner. En vanlig enhet for måling av total utslipp - Ralle (РL) er 10 6 foton / (cm 2 · søyle. · C). Mer praktiske polare glansintensitetsenheter bestemmes av utslippene av en egen linje eller strimmel. For eksempel bestemmes intensiteten av polarbjelker av internasjonale lysstyrkekoeffisienter (MCA) i henhold til intensiteten til den grønne linjen (5577 Å); 1 KLK \u003d I MKA, 10 KLK \u003d II MKA, 100 CBL \u003d III MKI, 1000 CRV \u003d IV MCA (Maksimal polar lysintensitet). Denne klassifiseringen kan ikke brukes til å utstråle rødt. En av åpningene i epoken (1957-1958) var etableringen av rom-tidsfordelingen av isbjelker i form av en oval, kompensert i forhold til den magnetiske polen. Fra enkle ideer om den sirkulære formen av fordelingen av polar glans i forhold til den magnetiske polen forbedre overgangen til moderne fysikk i magnetosfæren. Hederen av oppdagelsen tilhører O. Horoshev, og den intensive utviklingen av ideene til ovaltet av isbjelker ble utført av Starkovs, I. Feldstein, C-I. Aakasof og en rekke andre forskere. Oval av polare bjelker er området av de mest intensive effektene av solvind på jordens øvre atmosfære. Intensiteten av polar radiances er den største i ovale, og kontinuerlige observasjoner er i gang gjennom sin dynamikk ved hjelp av satellitter.

Bærekraftige avrral røde buer.

Stabil avrral rødbue, ellers kalt den mellomstore røde buen eller M-Dougaya.Det er en subkommunikant (under øyegrensen for øyet) en bred bue, strukket fra øst vest til tusen kilometer og zoomer, muligens hele landet. Latitudene til buen er 600 km. Strålingen av en stabil Auroral Red Arc er praktisk monokromatisk i røde linjer L 6300 Å og L 6364 Å. Nylig også rapportert om svake utslippslinjer L 5577 Å (OI) og L 4278 Å (N + 2). Bærekraftige røde buer er klassifisert som polarbjelker, men de manifesteres i mye større høyder. Den nedre bundet er plassert i en høyde på 300 km, den øvre grensen på ca 700 km. Intensiteten av en rolig auroral rødbue i utslippet L 6300 Å er fra 1 til 10 KRQ (den typiske verdien på 6 KRV). Øyefølsomhetsgrensen ved denne bølgelengden på ca. 10 KLK, slik at buene sjelden blir observert visuelt. Imidlertid viste observasjoner at deres lysstyrke er\u003e 50 Kll på 10% av nettene. Den vanlige bue livet er omtrent en dag, og de ser sjelden ut i de følgende dagene. Radiobølger fra satellitter eller radiokilder som krysser stabile avrral røde buer er gjenstand for flimring, noe som indikerer eksistensen av elektrondensitet inhomogeniteter. Den teoretiske forklaringen på røde buer er at de oppvarmede elektronene i regionen F.ionosfæren forårsaker en økning i oksygenatomer. Satellitt observasjoner viser en økning i elektronetemperaturen langs geomagnetiske felt av geomagnetiske felt som skjærer stabile avrral røde buer. Intensiteten til disse buene korrelerer positivt med geomagnetisk aktivitet (stormer), og hyppigheten av utseendet av buer er med solenergi farging.

Endring av Polar Shine.

Noen former for isbjelker testes av kvasi-periodiske og sammenhengende midlertidige variasjoner i intensitet. Disse polare bjelkene med omtrent stasjonær geometri og raske periodiske variasjoner som oppstår i fasen, kalles varierende polarbjelker. De er klassifisert som polar skinnende former r. Ifølge de internasjonale atlasene i polarlysene, en mer detaljert deling av endring av polarbjelker:

r. 1 (pulserende polarbjelke) er en glød med homogene fasevariasjoner av lysstyrke over all form av polar stråling. Per definisjon, i den ideelle pulserende polarbjelken, kan den romlige og tidsmessige delen av pulsasjonen separeres, dvs. lysstyrke JEG.(r, T.) \u003d I S.(r.)· Jeg t.(t.). I typisk polar glans r. 1 Forekommer pulsene med en frekvens på 0,01 til 10 Hz lav intensitet (1-2 KRQ). De fleste polare bjelker r. 1 er flekker eller buer, pulserende med en periode på noen få sekunder.

r. 2 (Fiery Polar Shine). Dette begrepet brukes vanligvis til å utpeke bevegelser som ligner flamme språk som fyller himmelen, og ikke å beskrive en separat form. Radiatene har en bueform og beveger seg vanligvis opp fra en høyde på 100 km. Disse polare bjelkene er relativt sjeldne og forekommer oftere utenfor polarskinnet.

r. 3 (flimrende polar glans). Disse er polare bjelker med raske, uregelmessige eller vanlige lysstyrkevariasjoner som skaper inntrykk av en flimrende flamme i himmelen. De vises kort før kollapsen av Polar Radiance. Vanligvis den observerte frekvensen av variasjoner r. 3 er lik 10 ± 3 Hz.

Begrepet som strømmer polarstråling, som brukes til en annen klasse av pulserende polarbjelker, refererer til uregelmessige lysstyrkevariasjoner, som raskt beveger seg horisontalt i buer og striper av polarskinn.

Den skiftende polarbjelken er et av de solenergiske fenomenene, som følger med pulsene i det geomagnetiske feltet og den auroral røntgenstrålingen forårsaket av utslett av partikler av sol og magnetosfærisk opprinnelse.

Gløden av polarhetten er preget av en stor intensitet av stripen av det første negative systemet N + 2 (L 3914 Å). Vanligvis er disse bandene N + 2 intensivt grønn linje OI L 5577 Å fem ganger, er den absolutte intensiteten av gløden av polarhetten fra 0,1 til 10 KLK (vanligvis 1-3 KRQ). Med disse skinner som vises i perioder med PPS, dekker en homogen glød hele polarhetten opp til en geomagnetisk breddegrad på 60 ° 30 til 80 km høyder. Det genereres hovedsakelig av Solar Proton og D-partikler med en energi på 10-100 MEV, og skaper en maksimal ionisering i disse høydene. Det er en annen type glød i polarbjelkeområder, kalt Mantle Polar Shine. For denne typen avroral glød er den daglige maksimale intensiteten som kommer på morgenen 1-10 kr, og minimum intensitet er fem ganger svakere. Observasjonene av mantelpolarbjelker er få, deres intensitet avhenger av geomagnetisk og solaktivitet.

Glød av atmosfære Definert som stråling dannet og utgitt av planetens atmosfære. Dette er ikke-koordinert atmosfæren stråling, med unntak av utslipp av polar glans, lyndisplayer og stråling av meteorspor. Dette begrepet brukes i forhold til jordens atmosfære (nattglød, Twilight Glow og Day Glow). Luminescensen av atmosfæren er bare en del av lyset som er tilgjengelig i atmosfæren. Andre kilder er stjernens lys, dyrekretsen og dagens diffuserte lys av solen. Til tider kan atmosfæren glød være opptil 40% av den totale mengden lys. Atmosfæren glød oppstår i atmosfæriske lag med skiftende høyde og tykkelse. Spekteret av luminescensen av atmosfæren dekker bølgelengder fra 1000 Å til 22,5 mikron. Hovedlinjen med stråling i luminescensen av atmosfæren - L 5577 Å, som vises i en høyde på 90-100 km i et lag på 30-40 km tykt. Forekomsten av gløden skyldes den minste mekanismen basert på rekombinasjonen av oksygenatomer. Andre utslippslinjer er L 6300 Å, som vises i tilfelle av dissociativ rekombinasjon O + 2 og utslippet Ni L 5198/5201 Å og NI L 5890/5896 Å.

Atmosfæren glødintensiteten er målt i Rayleighs. Lysstyrken (i Rayleigh) er 4 RV, hvor B er vinkeloverflaten, lysstyrken på strålingslaget i enheter 10 6 foton / (cm 2 · ER). Glødens intensitet avhenger av breddegraden (annerledes for forskjellige utslipp), og endres også i løpet av dagen med maksimalt nær midnatt. En positiv korrelasjon ble notert for atmosfærens luminescens i utslippet L 5577 Å med antall solpunkter og strømmen av solstråling ved en bølgelengde på 10,7 cm. Gløden av atmosfæren observeres under satellitteksperimenter. Fra det ytre rommet ser det ut som en lys av lys rundt jorden og har en grønn farge.

Ozonosfære.

I høyden på 20-25 km er maksimal konsentrasjon av den ubetydelige mengden ozon o3 (opptil 2 H10 -7 fra oksygeninnholdet nås, som forekommer under virkningen av solens ultrafiolett stråling i høyder fra ca. 10 til 50 km, beskytter planeten mot ionisisk solstråling. Til tross for det eksepsjonelt små antall ozonmolekyler, beskytter de all den levende på jorden fra den ødeleggende effekten av kortbølge (ultrafiolett og røntgen) solstråling. Hvis du legger inn alle molekyler til basen av atmosfæren, viser det seg et lag, ikke mer enn 3-4 mm tykk! På høyden på mer enn 100 km vokser andelen av lette gasser, og helium og hydrogen domineres til svært store høyder; Mange molekyler dissosieres i separate atomer, som ionaging under virkningen av den stive strålingen av solen, danner en ionosfæren. Trykket og tettheten av luften i jordens atmosfære med en høyde reduksjon. Avhengig av temperaturfordelingen, er jordens atmosfære delt inn i troposfæren, stratosfæren, mesosfæren, termosfæren og eksosfæren. .

På en høyde på 20-25 km ligger ozon laget. Ozon dannes på grunn av forfallet av oksygenmolekyler ved absorbering av den ultrafiolette strålingen av solen med bølgelengdene kort, 0,1-0,2 μm. Fri oksygen som forbinder med molekyler ca. 2 og danner ozon ca. 3, som gråter absorberer hele ultrafiolettet i korte, 0,29 mikrometer. Ozonmolekyler o 3 blir lett ødelagt under virkningen av kortbølge-stråling. Derfor, til tross for sine saker, absorberer Oftine-laget effektivt den ultrafiolette strålingen av solen, som har passert gjennom høyere og gjennomsiktige atmosfæriske lag. På grunn av dette er levende organismer på jorden beskyttet mot de ødeleggende effektene av solens ultrafiolette lys.

Ionosfære.

Strålingen av solen ioniserer atomer og atmosfæriske molekyler. Graden av ionisering blir signifikant i en høyde på 60 kilometer og vokser jevnt med fjerning fra bakken. Ved forskjellige høyder i atmosfæren, oppstår konsistente prosesser for dissosiasjon av forskjellige molekyler og den påfølgende ioniseringen av forskjellige atomer og ioner. Disse er hovedsakelig oksygenmolekyler o 2, nitrogen n 2 og deres atomer. Avhengig av intensiteten av disse prosessene, kalles ulike lag av atmosfæren som ligger til grund for 60 kilometer ionosfæriske lag. , og deres totalitet av ionosfære . Det nedre laget, ioniseringen av hvilken ubetydelig, kalles neutrofære.

Maksimal konsentrasjon av ladede partikler i ionosfæren oppnås i høyden på 300-400 km.

Studiehistorie av ionosfæren.

Hypotesen om eksistensen av et ledende lag i den øvre atmosfæren ble uttrykt i 1878 av den britiske forskeren Stewart for å forklare funksjonene til det geomagnetiske feltet. Så i 1902, uavhengig av hverandre, indikerte Kennedy i USA og Hebiside i England at for å forklare spredningen av radiobølger over lange avstander, er det nødvendig å anta eksistensen i høye lag av atmosfæren av områder med stor ledningsevne. I 1923 konkluderte Academician M.V.Sushuleikin, med tanke på spesifikasjonene i forplantningen av radiobølger av ulike frekvenser, at minst to reflekterende lag i ionosfæren. Da, i 1925, Epton og Barnets engelske forskere og Barnets, så vel som Brete og TEW, i 1925, for første gang, eksperimentelt bevist eksistensen av områder som reflekterer radiobølger, og markerte sin systematiske studie. Siden den tiden utføres en systematisk studie av egenskapene til disse lagene, generelt, kalt en ionosfære, som spiller en betydelig rolle i en rekke geofysiske fenomener som bestemmer refleksjon og absorpsjon av radiobølger, som er svært viktig for praktisk Formål, spesielt for å sikre pålitelig radiokommunikasjon.

På 1930-tallet ble systematiske observasjoner av ionosfæren lansert. I vårt land, på initiativet til Ma Bonch-Bruyevich, ble installasjoner opprettet for impulsavkjenningen. Mange vanlige egenskaper av ionosfære, høyder og elektronskonsentrasjon av hovedlagene ble undersøkt.

På høyder 60-70 km er det et lag D, i høyden på 100-120 kmlag E., i høyder, på høyder 180-300 km dobbeltlag F. 1 I. F. 2. De viktigste parametrene til disse lagene er vist i tabell 4.

Tabell 4.

Tabell 4.
Ionosfæreområde	Høy høyde, km	T I. , K.	Dag		Natt n E. , sM -3.	a, ρm 3 med – 1
			min. n E. , sM -3.	max. n E. , sM -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 (vinter)	220–280	1000–2000	6 · 10 5	25 · 10 5	~10 5	2 · 10 -10
F. 2 (sommer)	250–320	1000–2000	2 · 10 5	8 · 10 5	~ 3 · 10 5	10 –10
n E. - Elektronisk konsentrasjon, e-elektronavgift, T I.- temperaturen på ionene, a - rekombinasjonsdelen (som bestemmer verdien n E.og endring i tid)

Gjennomsnittlige verdier er gitt som de endrer seg for ulike breddegrader, avhengig av tidspunktet på dag og årstider. Slike data er nødvendig for å sikre lang radiokommunikasjon. De brukes når du velger driftsfrekvenser for ulike kortbølge-radiolinjer. Å vite deres endringer avhengig av tilstanden til ionosfæren på forskjellige tider av dagen, og i forskjellige årstider er det ekstremt viktig for å sikre påliteligheten til radiokommunikasjon. Ionosfæren kalles kombinasjonen av ioniserte lag av jordens atmosfære, som begynner med en høyde på ca. 60 km og strekker seg til høyder i titusenvis av km. Hovedkilden til ionisering av jordens atmosfære er ultrafiolett og røntgenstråling av solen, som hovedsakelig forekommer i Solar Chromosphere og Crown. I tillegg påvirker graden av ionisering av den øvre atmosfæren solculculære strømmer som oppstår under utbrudd i solen, samt kosmiske stråler og meteorpartikler.

Ionosfæriske lag

- Dette er områder i atmosfæren, hvor de maksimale verdiene for konsentrasjonen av frie elektroner oppnås (det vil si deres tall per volum). Elektrisk ladede frie elektroner og (i mindre grad mindre mobilioner) som oppstår ved ioniseringen av atomer av atmosfæriske gasser, som samhandler med radiobølger (dvs. elektromagnetiske oscillasjoner), kan forandre retningen, noe som reflekterer eller brytes, og absorberer sin energi. Som et resultat, under mottak av fjerne radiostasjoner, kan ulike effekter forekomme, for eksempel hengivenhet av radiokommunikasjon, styrke slettede stasjoner, bileti. etc. fenomener.

Forskningsmetoder.

Klassiske metoder for å studere ionosfæren fra jorden er redusert til impulsavkjenning - pakker med radioimpulser og observerer deres refleksjoner fra forskjellige lag av ionosfæren med å måle forsinkelsestiden og studiet av intensiteten og form av reflekterte signaler. Måle høyden på refleksjonen av radioimpulser ved forskjellige frekvenser, og bestemme de kritiske frekvensene av forskjellige områder (kritisk kalles bærerfrekvensen til radiospulsen, for hvilket dette området av ionosfæren blir gjennomsiktig), er det mulig å bestemme Verdien av elektronkonsentrasjonen i lagene og de aktive høydene for de angitte frekvensene, velg de optimale frekvensene for de angitte radioene. Med utviklingen av rakettteknologi og med begynnelsen av den kosmiske æraen til de kunstige satellittene til jorden (USS) og andre romfartøy, var det mulighet for direkte måling av parametrene til den nede jordens plassplasma, den nedre delen av som er ionosfære.

Målinger av elektroniske konsentrasjoner utført fra siden av spesielt lanserte missiler og på sporene av flyene i USS ble bekreftet og klargjort dataene på strukturen av ionosfæren som tidligere ble oppnådd av jordbaserte metoder, fordelingen av elektroner med en høyde over forskjellige områder av jorden og lov til å oppnå verdiene til elektronskonsentrasjonen over hovedmaksimal-laget F.. Tidligere var det umulig å gjøre sensing metoder for observasjoner av reflekterte kortbølge radio pulser. Det ble funnet at i noen områder av kloden er det ganske bærekraftige områder med redusert elektronkonsentrasjon, vanlige "ionosfæriske vind", i ionosfæren er det særegne bølgeprosesser som bærer lokale forstyrrelser av ionosfæren tusenvis av kilometer fra sin spenning, og mye mer . Opprettelsen av spesielt svært sensitive mottaksinnretninger gjorde det mulig å utføre inntaket av pulsignaler, delvis reflektert fra de laveste områdene i ionosfæren (delvise refleksjoner) på stasjonene av pulsundersøkelsen av ionosfæren. Bruken av kraftige pulserte innstillinger i meter og decimeterbølgeområder ved hjelp av antenner, slik at den kan utføre en høy konsentrasjon av utslipp av utslipp, gjorde det mulig å observere signaler spredt av ionosfæren i forskjellige høyder. Å studere egenskapene til spektrene av disse signalene er ikke sammenhengende dispergerte elektroner og ioner av det ionosfæriske plasmaet (for dette, stasjonene av ikke-sammenhengende radiumspredning ble anvendt), gjorde det mulig å bestemme konsentrasjonen av elektroner og ioner, deres ekvivalente temperatur i forskjellige høyder opp til høyder på flere tusen kilometer. Det viste seg at for ionosfæren brukte frekvenser er ganske gjennomsiktig.

Konsentrasjonen av elektriske ladninger (elektronkonsentrasjon er lik ion) i jordens ionosfære i en høyde på 300 km er ca. 10 6 cm -3. Plasma av en slik tetthet gjenspeiler radiobølgelengde mer enn 20 m, og kortere passerer.

Typisk vertikal fordeling av elektroniske konsentrasjoner i ionosfæren for dag- og nattforhold.

Fordeling av radiobølger i ionosfæren.

Den stabile mottak av langdistanse kringkastingsstasjoner avhenger av frekvensene som brukes, så vel som fra tid til dag, sesong og i tillegg fra solaktivitet. Solaktivitet påvirker signifikant tilstanden til ionosfæren. Radiobølger som sendes ut av bakken, er greit, som alle typer elektromagnetiske oscillasjoner. Imidlertid bør det bemerkes at både overflaten av jorden og de ioniserte lagene i atmosfæren, tjener som om konvoluttene til en stor kondensator, som påvirker dem som om speilet. Respekterende fra dem kan radiobølger overvinne tusenvis av kilometer, rik glanset ball med store hopp i hundrevis og tusenvis av km, reflekterer vekselvis fra laget av ionisert gass og fra overflaten av jorden eller vannet.

I 20-tallet i forrige århundre ble det antatt at radiobølger er kortere enn 200 m i det hele tatt, er ikke egnet for langsiktig kommunikasjon på grunn av sterk absorpsjon. De første eksperimentene på det fjerne reservoaret av korte bølger over Atlanterhavet mellom Europa og Amerika ble holdt av den engelske fysikeren Oliver Haviside og den amerikanske elektrikeringeniøren Arthur Kennelie. Uavhengig av hverandre, foreslo de at et sted rundt jorden er det et ionisert atmosfærslag som er i stand til å reflektere radiobølger. Han ble kalt laget av Haviside - kenneler, og deretter - ionosfæren.

I henhold til moderne ideer består ionosfæren av negativt ladede frie elektroner og positivt ladede ioner, hovedsakelig molekylær oksygen o + og nitrogenoksyd nr. +. Ioner og elektroner dannes som et resultat av dissosiasjon av molekyler og ionisering av nøytrale gassatomer med solenergi røntgen og ultrafiolett stråling. For å ionisere atom, for å informere det energien av ionisering, er hovedkilden til ultrafiolett, røntgen og kroppslig stråling av solen.

Mens jordmembranen på jorden lyser av solen, dannes alle nye og nye elektroner kontinuerlig i det, men samtidig del av elektronene, som vender mot ioner, rekombiner, omdannende nøytrale partikler. Etter solnedgang er dannelsen av nye elektroner nesten stoppet, og antall gratis elektroner begynner å synke. Jo flere frie elektroner i ionosfæren, desto bedre er de høyfrekvente bølgene reflektert fra det. Med en reduksjon i elektronkonsentrasjonen er passasjen av radiobølger bare mulig på lavfrekvente bånd. Det er derfor om natten, som regel er mottak av langdistasjoner bare mulig i områdene 75, 49, 41 og 31 m. Elektroner fordeles i ionosfæren ujevnt. I en høyde på 50 til 400 km er det flere lag eller områder med forhøyet konsentrasjon av elektroner. Disse områdene bytter jevnt en til en annen og annerledes påvirker fordelingen av radiofilterområdet. Det øverste laget av ionosfæren er betegnet av brevet F.. Her er den høyeste grad av ionisering (andelen av ladede partikler på ca. 10 -4). Den ligger i en høyde på mer enn 150 km over jordens overflate og spiller en grunnleggende reflekterende rolle i avstandsfordelingen av radiobølger av høyfrekvente rekkevidde. I sommermånedene bryter regionen f ned i to lag - F. 1 I. F. 2. Lag F1 kan okkupere høyde fra 200 til 250 km, og lag F. 2, som om "flyter" i området 300-400 km høyder. Vanligvis et lag F. 2 ionisert betydelig sterkere lag F. en . Om natten, laget F. 1 forsvinner, og lag F. 2 forblir sakte å miste opptil 60% av sin ionisering. Under lag f på høyder fra 90 til 150 km plassert et lag E., ioniseringen av som oppstår under påvirkning av Solenes myk røntgenstråling. Graden av ionisering av laget E er lavere enn laget F., på ettermiddagen, som mottar lavfrekvent KV-stasjoner med områder 31 og 25 m, oppstår når signalene reflekteres fra laget E.. Disse er vanligvis stasjoner som ligger i en avstand på 1000-1500 km. Om natten i laget E. Ionisering reduseres kraftig, men på den tiden fortsetter den å spille en fremtredende rolle i mottakssignalene til områdene i områder 41, 49 og 75 m.

Stor interesse for mottak av signaler om høyfrekvente KV-områder 16, 13 og 11 m representerer i regionen E. Stripes (skyer) økte ionisering sterkt. Området i disse skyene kan variere fra enheter til hundrevis av kvadratkilometer. Dette laget av økt ionisering ble kalt sporadisk lag E. Og betegner Es. Es skyer kan bevege seg i ionosfæren under påvirkning av vind og rekkeviddehastigheter opptil 250 km / t. Om sommeren i gjennomsnittlige breddegrader I løpet av dagtid er opprinnelsen til radiobølger på grunn av ES-skyene i en måned 15-20 dager. I ekvatorområdet er det nesten alltid til stede, og i høye breddegrader vises vanligvis om natten. Noen ganger, i årene med lav solaktivitet, når det ikke er noen passasje på høyfrekvente KV-bånd, på områdene 16, 13 og 11 m med godt volum, er det plutselig langdistanse stasjoner, signalene som gjentatte ganger påvirket es.

Den laveste regionen i ionosfæren - området D. Ligger på høyder mellom 50 og 90 km. Her er relativt få gratis elektroner. Fra området. D. Lang- og mediumbølger er godt reflektert, og lavfrekvente KV-båndsignaler er sterkt absorbert. Etter solnedgang forsvinner ionisering veldig raskt og evnen til å motta langdistanse stasjoner i områdene 41, 49 og 75 m, hvis signaler reflekteres fra lagene F. 2 I. E.. Separate lag av ionosfæren spiller en viktig rolle i å distribuere SV-signaler av radiostasjoner. Virkningen på radiobølger oppstår hovedsakelig på grunn av tilstedeværelsen i ionosfæren av frie elektroner, selv om radiobølgeutbredelsesmekanismen er forbundet med tilstedeværelsen av store ioner. Sistnevnte er også av interesse for å studere de kjemiske egenskapene til atmosfæren, siden de er mer aktive enn nøytrale atomer og molekyler. Kjemiske reaksjoner som forekommer i ionosfæren, spiller en viktig rolle i sin energi og elektrisk balanse.

Normal ionosfære. Observasjoner som utføres ved bruk av geofysiske missiler, og satellitter ga mye ny informasjon som indikerer at ioniseringen av atmosfæren oppstår under påvirkning av solstråling av et bredt spekter. Hoveddelen (mer enn 90%) er konsentrert i den synlige delen av spektret. Ultrafiolett stråling med en mindre bølgelengde og større energi enn lilla lysstråler, sendes ut av hydrogen av innsiden av atmosfæren i solen (kromosfæren) og røntgenstråling med enda høyere energi - gasser av solens ytre skall ( krone).

Normal (gjennomsnittlig) tilstanden til ionosfæren skyldes konstant kraftig stråling. Regelmessige endringer forekommer i en normal ionosfæren under påvirkning av jordens daglige rotasjon og sesongmessige forskjeller i vinkelen med å falle solens stråler ved middagstid, men uforutsigbare og kraftige endringer i ionosfæren forekommer også.

Forstyrrelser i ionosfæren.

Som du vet, er det kraftige syklisk repeterende manifestasjoner av aktivitet som når maksimum hvert 11. år. Observasjoner på det internasjonale geofysiske årsprogrammet (Mg) sammenfalt med perioden med den høyeste solaktiviteten for hele perioden med systematiske meteorologiske observasjoner, dvs. Siden begynnelsen av det 18. århundre. I perioder med høy aktivitet øker lysstyrken på enkelte områder i solen flere ganger, og kraften til ultrafiolett og røntgenstråling øker dramatisk. Slike fenomener kalles utbrudd i solen. De fortsetter fra noen få minutter til en eller to timer. Under utbruddet er solplasmaet utbrudd (hovedsakelig protoner og elektroner), og elementære partikler er rushed inn i det ytre rommet. Den elektromagnetiske og corpuskulære strålingen av solen i øyeblikkene av slike blinker har en sterk innvirkning på jordens atmosfære.

Den opprinnelige reaksjonen er merket 8 minutter etter utbruddet, når intensiv ultrafiolett og røntgen når land. Som et resultat øker ioniseringen kraftig; Røntgenstråler trer i atmosfæren til den nedre grensen til ionosfæren; Antallet av elektroner i disse lagene øker så mye at radiosignaler er nesten helt absorbert ("går ut"). Ekstra strålingsabsorpsjon forårsaker gassoppvarming, som bidrar til utviklingen av vind. Den ioniserte gass er en elektrisk leder, og når den beveger seg i et magnetisk felt på jorden, blir effekten av dynamo-maskinen manifestert og en elektrisk strøm oppstår. Slike strømmer kan i sin tur forårsake merkbare forstyrrelser av magnetfeltet og manifestere seg i form av magnetiske stormer.

Strukturen og dynamikken i den øvre atmosfæren bestemmes betydelig av ikke-likevekt i den termodynamiske forstand ved prosesser assosiert med ionisering og dissosiasjon ved solstråling, kjemiske prosesser, eksitering av molekyler og atomer, deres deaktivering, kollisjon og andre elementære prosesser. Samtidig øker graden av ikke-likevekt med en høyde som tettheten reduseres. Opp til høyden på 500-1000 km, og ofte over, er graden av ikke-likevekt for mange egenskaper av den øvre atmosfæren tilstrekkelig liten, noe som gjør det mulig å bruke klassisk og hydromagnetisk hydrodynamikk for å beskrive den, med tanke på kjemiske reaksjoner .

Exosphere - et ytre lag av jordens atmosfære, som begynner med en høyde på flere hundre km som lungene, raskt beveger hydrogenatomer, kan unnslippe i verdensrommet.

Edward Kononovich.

Litteratur:

Pudovkin M.I. Grunnleggende om solfysikk. St. Petersburg, 2001.
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomi i dag.. Prentice-Hall, Inc. Øvre Saddle River, 2002
Internett-materialer: http://cienencia.nasa.gov/



Den nøyaktige størrelsen på atmosfæren er ukjent, siden den øvre grensen ikke er tydelig sporet. Imidlertid har strukturen i atmosfæren blitt studert nok for at alle skal få en ide om hvordan gassskallet til planeten vår er ordnet.

Forskere som studerer atmosfærisk fysikk bestemmer det som et område rundt jorden, som roterer med planeten. FAI gir følgende definisjon:

• grensen mellom plass og atmosfæren passerer gjennom lomme-linjen. Denne linjen, per definisjon av samme organisasjon, er en høyde over havet, som ligger i en høyde på 100 km.

Alt som over denne linjen er ytre plass. I interplanetariet passerer atmosfæren gradvis, og derfor er det forskjellige ideer om størrelsen.

Med den nederste grensen til atmosfæren er alt mye enklere - det passerer langs overflaten av jordens skorpe og jordens overflate på jorden - hydrosfæren. Samtidig kan grensen sies å fusjonere med jord- og vannoverflaten, siden partiklene er det også oppløst luftpartikler.

Hvilke atmosfæriske lag er inkludert i grunnstørrelsen

Interessant faktum: Om vinteren er det under sommeren - over.

Det er i dette laget at det er turbulens, antisykloner og sykloner, dannes skyene. Det er denne sfæren som er ansvarlig for dannelsen av været, det er omtrent 80% av alle luftmassene.

Tropopausen kalles et lag hvor temperaturen ikke reduseres med høyden. Over tropopausen, i en høyde over 11 og opptil 50 km er plassert. Stratosfæren ligger et lag av ozon, som, som kjent, beskytter planeten mot ultrafiolette stråler. Luften i dette laget er utladet, disse forklarer den karakteristiske fiolette fargen på himmelen. Hastigheten på luftstrømmene kan nå 300 km / t. Det er stratosfære og mesosfæren mellom stratosfæren - grensekven, hvor temperaturen er temperaturen.

Det neste laget er. Den strekker seg til høyden på 85-90 kilometer. Fargen på himmelen i mesosfæren er svart, så stjernene kan observeres selv om morgenen og dagen. Det er mer komplekse fotokjemiske prosesser, hvor en atmosfæren glød oppstår.

Mellom mesosfæren og følgende lag er mesopause. Det er definert som et overgangslag hvor temperaturen er observert. Over, i en høyde på 100 kilometer over havet, er det en lommelinje. Ovennevnte linje er en termoflow (en grense på høyde 800km) og en eksosphere, som også kalles "sone av dispersjon". Det er i en høyde på ca 2-3 tusen kilometer går til det piezecamiske vakuumet.

Tatt i betraktning at det øvre laget av atmosfæren er tydelig ikke sporet, er den nøyaktige størrelsen umulig å beregne. I tillegg er det i forskjellige land organisasjoner som holder seg til ulike meninger om dette. Det er verdt å merke seg at linje lomme Det kan betraktes som grensen til jordens atmosfære bare betinget, siden forskjellige kilder bruker forskjellige grenser. Så, i enkelte kilder kan du finne informasjon om at overkorsjonen er i en høyde på 2500-3000 km.

NASA for beregninger bruker et 122 kilometer. Ikke så lenge siden ble eksperimenter utført, som klargjorde grensen som lokalisert på det 118km.

Atmosfæren i land

Stemning (fra. dr. Gresk. ἀτμός Par og σφαῖρα - ball) - gass skallet ( geosphere) rundt planeten Land. Dens indre overflate dekker hydrosfera og delvis korronerer., eksterne grenser med en nær jordsdel av det ytre rommet.

Kombinasjonen av deler av fysikk og kjemi studerer atmosfæren, er vanlig atmosfærens fysikk. Atmosfæren bestemmer seg vær På jordens overflate er studiet av været engasjert meteorologi, og lange variasjoner klima - klimatologi.

Strukturen i atmosfæren

Strukturen i atmosfæren

Troposfæren

Hennes øvre grense er i en høyde på 8-10 km i Polar, 10-12 km i moderat og 16-18 km i tropiske breddegrader; Om vinteren, lavere enn om sommeren. Nizhny, hovedlag av atmosfære. Inneholder mer enn 80% av hele massen av atmosfærisk luft og ca 90% av den totale vanndampen i atmosfæren. I troposfæren er sterkt utviklet turbulens og konveksjon, oppstår skyer, utvikle seg sykloner og anticyclones.. Temperaturen minker med økende høyde med gjennomsnittlig vertikal gradient 0,65 ° / 100 m

For de "normale forholdene" på jordens overflate er tettheten 1,2 kg / m3, et barometrisk trykk på 101,35 kPa, temperaturen pluss 20 ° C og den relative fuktigheten på 50%. Disse betingede indikatorene har en rent ingeniørverdi.

Stratosfære

Laget av atmosfæren, som ligger i en høyde på 11 til 50 km. Karakteristisk en liten temperaturendring i laget på 11-25 km (nedre lag av stratosfæren) og en økning i den i et lag på 25-40 km fra -56,5 til 0,8 ° FRA (topplag av stratosfære eller område inversjon). Etter å ha nådd i en høyde på ca. 40 km verdi på ca 273 k (nesten 0 ° C), forblir temperaturen konstant til en høyde på ca 55 km. Dette området med konstant temperatur kalles stratoauzova. og er grensen mellom stratosfæren og mesosfære.

Stratoauusa.

Grenselaget av atmosfæren mellom stratosfæren og mesosfæren. Den vertikale temperaturfordelingen skjer maksimalt (ca. 0 ° C).

Mesosfære

Atmosfæren i land

Mesosfære Det starter i en høyde på 50 km og strekker seg til 80-90 km. Temperaturen med en høyde avtar med en gjennomsnittlig vertikal gradient (0,25-0,3) ° / 100 m. Hoved energiprosessen er strålende varmeveksling. Sofistikert fotokjemiske prosesser som involverer frie radikaler, kraftig spennende molekyler, etc. forårsaker atmosfærens glød.

Mesopause

Overgangslag mellom mesosfæren og en termoflis. I den vertikale temperaturfordelingen er det et minimum (ca. -90 ° C).

Pickline Line.

Høyde over havnivå, som er betinget akseptert som en grense mellom atmosfæren på jorden og plassen.

THERMOSPHERE

Hovedartikkel: THERMOSPHERE

Øvre grense - ca 800 km. Temperaturen vokser opp til høyden på 200-300 km, hvor den når verdiene i størrelsesorden 1500 K, hvoretter den forblir nesten konstant til store høyder. Under virkningen av ultrafiolett og røntgen-solstråling og kosmisk stråling er luft ionisering (" polar Siants») - Hovedområder ionosfære Ligger inne i termosfæren. På høyden på over 300 km hersker atomoksygen.

Atmosfærære lag til en høyde på 120 km

EcoSphere (spredning)

Exosphere. - Spredningssone, den ytre delen av termosfæren, som ligger over 700 km. Gass i eksosfæren er sterkt løst, og dermed lekkasjen av partiklene i det interplanetære rommet ( dissipasjon).

Til høyden på 100 km er atmosfæren en homogen godt blandet blanding av gasser. I høyere lag avhenger fordelingen av gasser i høyden av molekylemassene, konsentrasjonen av flere tunge gasser reduseres raskere når det fjerner fra jordens overflate. På grunn av reduksjonen av gass tetthet, reduseres temperaturen fra 0 ° C i stratosfæren til -110 ° C i mesosfæren. Imidlertid tilsvarer den kinetiske energien til individuelle partikler i høyder 200-250 km til en temperatur på ~ 1500 ° C. Over 200 km er det betydelige svingninger av temperatur og gass tetthet over tid og rom.

I en høyde på ca 2000-3000 km går eksospheren gradvis inn i den såkalte pibrytecosmisk vakuumsom er fylt med sterkt sparsomme partikler av interplanetargass, hovedsakelig atomer av hydrogen. Men denne gassen er bare en del av det interplanetære stoffet. Den andre delen er støvpartiklene av komet og meteorisk opprinnelse. I tillegg til ekstremt sjeldne støvpartikler, trenger elektromagnetisk og corpuscular stråling av solenergi og galaktisk opprinnelse inn i dette rommet.

Fraksjonen av troposfæren står for ca 80% av atmosfærens masse, stratosfæren er ca 20%; Massen av mesosfæren er ikke mer enn 0,3%, termosfærene er mindre enn 0,05% av den totale massen av atmosfæren. Basert på de elektriske egenskapene i atmosfæren, er nøytrissen og ionosfæren isolert. For tiden strekker atmosfæren til en høyde på 2000-3000 km.

Avhengig av sammensetningen av gass i atmosfæren, allokere homosfære og heterosphor.. Heterosfæren - Dette er et område der tyngdekraften påvirker separasjonen av gasser, siden blandingen i en slik høyde er litt. Dermed den variable sammensetningen av heterosfæren. Det er under det er godt blandet, homogen del av atmosfæren, kalt homosfære. Grensen mellom disse lagene kalles turboauzeHun ligger i en høyde på ca 120 km.

Fysiske egenskaper

Atmosfærisk tykkelse - ca 2000 - 3000 km fra jordens overflate. Total masse luft - (5.1-5.3) × 10 18 kg. Molar masse Ren tørr luft er 28.966. Press ved 0 ° C på havnivå 101,325 kPA.; kritisk temperatur ? 140,7 ° C; Kritisk trykk på 3,7 MPa; C. s 1,0048 × 10 3 j / (kg · k) (ved 0 ° C), C. v. 0,7159 × 10 3 J / (kg · k) (ved 0 ° C). Luftløselighet i vann ved 0 ° C - 0,036%, ved 25 ° C - 0,22%.

Fysiologiske og andre egenskaper av atmosfæren

Allerede i en høyde på 5 km over havnivået, vises den ikke-translaterte personen oksygen sult Og uten tilpasning blir menneskets ytelse betydelig redusert. Den fysiologiske sonen i atmosfæren slutter her. Menneskelig åndedrag blir umulig i en høyde på 15 km, selv om ca 115 km fra atmosfæren inneholder oksygen.

Atmosfæren leverer oss som er nødvendige for å puste oksygen. På grunn av høsten av det totale trykket i atmosfæren, som det delvise trykket av oksygen reduseres henholdsvis, reduseres det delvise trykket av oksygen tilsvarende.

I lungene inneholder personen hele tiden ca 3 liter alveolar luft. Delvis Trykk Oksygen i alveolarluften ved normalt atmosfærisk trykk er 110 mm Hg. Kunst., Carbondioksidtrykk - 40 mm Hg. Kunst., Og vanndamp - 47 mm Hg. Kunst. Med en økning i høyden på oksygentredråper, og det totale trykket av vanndamp og karbondioksid i lungene forblir nesten konstant - ca. 87 mm Hg. Kunst. Strømmen av oksygen i lungene vil helt stoppe når det omkringliggende lufttrykket blir lik denne størrelsen.

I en høyde på ca 19-20 km blir trykket i atmosfæren redusert til 47 mm Hg. Kunst. Derfor begynner i denne høyden kokende vann og interstitialvæsken i menneskekroppen. Utenfor hermetisk cockpit i disse høydene kommer døden nesten umiddelbart. Således, fra synspunktet for menneskelig fysiologi, begynner "Cosmos" i en høyde på 15-19 km.

Tette lag av luft-troposfære og stratosfære - beskyt oss mot den påvirkelige strålingsaksjonen. Med tilstrekkelig luftavfall, i høyder mer enn 36 km, har en intensiv effekt på kroppen en ioniserende stråling - primære kosmiske stråler; På høyden på mer enn 40 km er den ultrafiolette delen av solspectrum gyldig for mennesker.

Som den større høyden blir hevet over bakken, vil det gradvis svekke, og deretter helt forsvinne, fenomenene som er kjent for oss i de nedre lag av atmosfæren som lydspredning, fremveksten av aerodynamiske løftekraft og motstand, varmeoverføring konveksjon og så videre.

I de sjeldne luftlagsdistribusjonen lyd Det viser seg umulig. Det er fortsatt mulig å bruke motstand og løfte luftvåpen for kontrollert aerodynamisk flytur til høyder 60-90 km. Men starter fra høyden på 100-130 km kjent med hver pilot nummer M. og lydbarriere å miste sin mening, det er en betinget Pickline Line. Bender sfæren av ren ballistisk flytur begynner, som kan styres av bare ved hjelp av jetstyrker.

På høyden over 100 km er atmosfæren fratatt en annen bemerkelsesverdige egenskaper - evnen til å absorbere, gjennomføre og overføre varmeenergi ved konveksjon (dvs. ved hjelp av luftblanding). Dette betyr at de ulike elementene i utstyret, utstyret til Orbital Space Station ikke vil kunne avkjøles utenfor, da det vanligvis gjøres på flyet - ved hjelp av luftstråler og luft radiatorer. I en slik høyde, som generelt, i rommet, er den eneste måten å overføre varme varme stråling.

Sammensetningen av atmosfæren

Sammensetningen av tørr luft

Jordens atmosfære består hovedsakelig av gasser og ulike urenheter (støv, vanndråper, iskrystaller, marine salter, forbrenningsprodukter).

Konsentrasjonen av gasser som utgjør atmosfæren er praktisk talt konstant, med unntak av vann (H20) og karbondioksid (CO 2).

Sammensetningen av tørr luft
Nitrogen
Oksygen
Argon.
Vann
Karbondioksid
Neon.
Helium
Metan
Krypton.
Hydrogen
Xenon.
Nitrogenoksid

I tillegg til gassene som er angitt i tabellen, inneholder atmosfæren så 2, NH 3, CO, ozon, hydrokarboner, HCl., HF., par Hg., Jeg 2, så vel som Nei. Og mange andre gasser i mindre mengder. Troposfæren inneholder kontinuerlig en stor mengde suspenderte faste og flytende partikler ( sprayboks).

Historien om formen av atmosfæren

Ifølge den vanligste teorien var jordens atmosfære i tid i fire forskjellige sammensetninger. Det var opprinnelig besto av lette gasser ( hydrogen og helium), fanget fra interplanetarisk plass. Dette er den såkalte primær atmosfære(ca fire milliarder år siden). Ved neste trinn førte aktiv vulkansk aktivitet til metning av atmosfæren og andre gasser, unntatt hydrogen (karbondioksid, ammoniakk, vannferge). Så dannet sekundær atmosfære(Omtrent tre milliarder år til i dag). Denne atmosfæren var restorativ. Deretter ble prosessen med Formos Formos bestemt av følgende faktorer:

lette gasser lekker (hydrogen og helium) i interplanetary Space.;

kjemiske reaksjoner som forekommer i en atmosfære under påvirkning av ultrafiolett stråling, tordenværsdisplayer og andre faktorer.

Gradvis, disse faktorene førte til utdanning tertiær atmosfærepreget av et mye lavere innhold av hydrogen og mye stort nitrogen og karbondioksid (dannet som følge av kjemiske reaksjoner fra ammoniakk og hydrokarboner).

Nitrogen

Dannelsen av en stor mengde N2 skyldes oksydasjonen av den ammonale hydrogenatmosfæren av molekylær o 2, som begynte å komme fra overflaten av planeten som følge av fotosyntese, fra 3 milliarder år siden. Også n2 frigis i atmosfæren som følge av denitrifisering av nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oksyderes av ozon til nei i atmosfærens øvre lag.

Nitrogen N 2 går bare i reaksjonen i spesifikke forhold (for eksempel når lynnedløpet). Oksidasjon av molekylær nitrogen ozon med elektriske utladninger anvendes i industriell produksjon av nitrogengjødsel. Oksyder det med lite energiforbruk og oversette til biologisk aktiv form cyanobakterier (blågrønne alger) og nodule bakterier som danner rizobial symbiose fra bønne planter, så videre. Siderats.

Oksygen

Sammensetningen av atmosfæren begynte å forandre seg radikalt med utseendet på jorden levende organismerSom et resultat fotosynteseledsaget av utskillelse av oksygen og absorpsjon av karbondioksid. I utgangspunktet ble oksygen konsumert ved oksidasjon av reduserte forbindelser - ammoniakk, hydrokarboner, looping kjertelinneholdt i havene, etc. På slutten av dette stadiet begynte oksygeninnholdet i atmosfæren å vokse. Gradvis dannet en moderne atmosfære, som har oksidative egenskaper. Siden det forårsaket alvorlige og skarpe endringer i mange prosesser som oppstår i stemning, litosfæren og biosfære, denne hendelsen fikk et navn Oksygenkatastrofe.

I løpet av puerozoa. Sammensetningen av atmosfæren og oksygeninnholdet gjennomgikk endringer. De korrelerte primært til kursen av deponering av organiske sedimentære bergarter. Så i perioder med karbonakoping, oksygeninnholdet i atmosfæren, tilsynelatende, overskredet betydelig det moderne nivået.

Karbondioksid

Innholdet i atmosfæren i CO 2 avhenger av vulkanske aktiviteter og kjemiske prosesser i jordens skall, men mest av alt - fra intensiteten av biosyntese og dekomponering av organisk biosfære Jord. Nesten hele nåværende biomasse av planeten (ca. 2,4 × 10 12 tonn ) Det er dannet på grunn av karbondioksid, nitrogen og vanndamp inneholdt i atmosfærisk luft. Begravet B. hav, i sump og B. skog Arrangøren blir til kull, olje og naturgass. (cm. Geokjemisk karbon syklus)

Noble gasser

Kilde til inerte gasser - argon., helium og krypton. - Vulkanutbrudd og desintegrering av radioaktive elementer. Landet som helhet og spesielt atmosfæren er utarmet med inerte gasser i forhold til rommet. Det antas at årsaken til dette er avsluttet i en kontinuerlig lekkasje av gasser i det interplanetære rommet.

Luftforurensing

Nylig begynte utviklingen av atmosfæren å påvirke menneskelig. Resultatet av virksomheten var den konstante betydelige økningen i innholdet i atmosfæren av karbondioksid på grunn av forbrenningen av hydrokarbonbrensel akkumulert i tidligere geologiske epoker. Store mengder CO 2 blir konsumert på fotosyntese og absorberes av verdenshavet. Denne gassen går inn i atmosfæren på grunn av dekomponering av karbonatberg og organiske stoffer av plante- og animalsk opprinnelse, samt på grunn av vulkanisme og human produksjonsaktiviteter. I løpet av de siste 100 årene har CO 2 -innholdet i atmosfæren økt med 10%, og hoveddelen (360 milliarder tonn) kom som følge av drivstoffforbrenning. Hvis vekstraten for drivstoffforbrenning vedvarer, så i løpet av de neste 50 til 60 år vil mengden CO 2 i atmosfæren doble og kan føre til globale klimaendringer.

Drivstoffforbrenning - Hovedkilde og forurensende gasser ( SÅ, Nei., SÅ. 2 ). Svoveldioksid oksyderes med luft oksygen til SÅ. 3 i de øvre lagene i atmosfæren, som igjen samhandler med vonter av vann og ammoniakk, og det resulterende svovelsyre (n 2 SÅ. 4 ) og ammoniumsulfat ((NH 4 ) 2 SÅ. 4 ) Gå tilbake til jordens overflate i form av T.N. Sur nedbør. Ved hjelp av interne forbrenningsmotorer fører til betydelig forurensning av atmosfæren av nitrogenoksider, hydrokarboner og blyforbindelser ( tetraeethylswin PB (CH 3 Lch 2 ) 4 ) ).

Aerosolforurensningen av atmosfæren skyldes både naturlige grunner (utbrudd av vulkaner, støvstorm, dråper av sjøvann og pollen av planter, etc.) og menneskelig økonomisk aktivitet (gruvedrift av malm og byggematerialer, drivstoffforbrenning, sementproduksjon, etc.). Intensiv storskala fjerning av faste partikler i atmosfæren er en av de mulige årsakene til klimaendringsplanet.

På havnivå 1013.25 GPA (ca. 760 mm Mercury Søyle). Den gjennomsnittlige lufttemperaturen på kloden på jordens overflate er 15 ° C, mens temperaturen varierer fra ca. 57 ° C i subtropiske ørkener til -89 ° C i Antarktis. Lufttetthet og trykkreduksjon med en høyde av loven i nærheten av eksponensiell.

Strukturen i atmosfæren. Vertikal atmosfære har en lagdelt struktur, som hovedsakelig bestemmes av særegenhetene i den vertikale temperaturfordeling (tegning), som avhenger av den geografiske posisjonen, sesongen, tid på dagen, og så videre. Det nedre lag av atmosfæren - Troposfæren - er preget av en temperaturfall med en høyde (ca. 6 ° C per 1 km), dens høyde fra 8-10 km i Polar-breddegrader opptil 16-18 km i tropene. På grunn av den raske avtagende lufttettheten med en høyde i troposfæren, er det ca 80% av hele massen av atmosfæren. Over Troposfæren er en stratosfære - et lag som er karakterisert i en generell temperaturøkning med en høyde. Overgangslaget mellom troposfæren og stratosfæren kalles tropopause. I den nedre stratosfæren til et nivå på ca. 20 km endres temperaturen lite med en høyde (den såkalte isotermiske regionen) og ofte enda litt redusert. Over temperaturen øker på grunn av absorpsjonen av UV-stråling med ozon, i begynnelsen sakte, og fra nivået på 34-36 km - raskere. Den øvre grensen til stratosfæren - Stratopause ligger i en høyde på 50-55 km, tilsvarende maksimal temperatur (260-270 k). Laget av atmosfæren, som ligger i en høyde på 55-85 km, hvor temperaturen faller igjen med en høyde, kalles en mesosfære, på sin øvre grense - mesopause - temperaturen når sommeren 150-160 k og Om vinteren 200-230 K. Over mesopausen begynner termosfæren over mesopauseen karakterisert ved en rask økning i temperaturen som kommer i en høyde på 250 km verdier 800-1200 K. Thermoosmaperen absorberes av det corpuskulære og Røntgenstråling av solen, meteorene er bremset og brent, så det utfører funksjonen til det beskyttende laget av jorden. Selv over er en eksosfære, hvor atmosfæriske gasser blir spredt i verdensrommet på grunn av dissipasjon og hvor det er en gradvis overgang fra atmosfæren til det interplanetære rommet.

Sammensetningen av atmosfæren. Høyden på ca 100 km er nesten homogen for kjemisk sammensetning og den gjennomsnittlige molekylvekten av luften (ca. 29) i den er konstant. I nærheten av jordens overflate består atmosfæren av nitrogen (ca. 78,1% i volum) og oksygen (ca. 20,9%), og inneholder også små mengder argon, karbondioksid (karbondioksid), neon og andre konstante og variable komponenter ( se luft).

I tillegg inneholder atmosfæren små mengder ozon, nitrogenoksider, ammoniakk, radon, etc. Det relative innholdet i hovedkomponentene i luften er konstant i tid og uniform i forskjellige geografiske områder. Innholdet av vanndamp og ozonvariabel i rom og tid; Til tross for det lille innholdet er deres rolle i atmosfæriske prosesser svært viktig.

Over 100-110 km, oppstår dissosiasjon av oksygenmolekyler, karbondioksid og vanndamp, slik at luftmolekylvekten minker. Ved en høyde på ca. 1000 km begynner lette gasser - helium og hydrogen å herske, og enda høyere atmosfæren i jorden går gradvis inn i interplanetargassen.

Den viktigste variabelen av atmosfæren av atmosfæren - vanndamp, som kommer inn i atmosfæren under fordampning fra overflaten av vann og våt jord, så vel som ved transpirasjon av planter. Det relative innholdet i vanndampen endres fra jordens overflate fra 2,6% i tropene opp til 0,2% i polar breddegrader. Med en høyde faller den raskt, reduserer halvdelen i en høyde på 1,5-2 km. Den vertikale stolpen i atmosfæren i moderate breddegrader inneholder ca. 1,7 cm "lag av utfelt vann". Når kondensering av vanndampen dannes, dannes skyene fra hvilken atmosfærisk utfelling faller i form av regn, hagl, snø.

En viktig del av atmosfærisk luft er ozonfokusert med 90% i stratosfæren (mellom 10 og 50 km), ca 10% er i troposfæren. Ozon gir absorpsjon av tøff UV-stråling (med en bølgelengde på mindre enn 290 nm), og i dette - dens beskyttende rolle for biosfæren. Verdiene av det totale ozoninnholdet varierer avhengig av breddegrad og sesong i området fra 0,22 til 0,45 cm (tykkelsen av ozonlaget ved et trykk av p \u003d 1 atm og temperatur t \u003d 0 ° C). I ozonhullene observert på våren i Antarktis Siden begynnelsen av 1980-tallet, kan ozoninnholdet falle til 0,07 cm. Det øker fra ekvatoren til polene og har en årlig bevegelse med maksimum i våren og minimumet på høsten , og amplituden til den årlige bevegelsen er liten i tropene og vokser til høye breddegrader. En viktig variabel komponent i atmosfæren er karbondioksid, hvor innholdet i atmosfæren de siste 200 årene har økt med 35%, som skyldes den viktigste antropogene faktoren. Den latitske og sesongvariabiliteten assosiert med fotosyntese av planter og løselighet i sjøvann observeres (ifølge Henrys lov, gassløselighet i vann reduseres med å øke temperaturen).

En viktig rolle i dannelsen av klimaet i planeten spilles av atmosfæriske aerosolvektede faste og flytende partikler med en størrelse på flere NM til titalls MKM. Naturlige og antropogene aerosoler er forskjellige. Aerosolen dannes i prosessen med gassfase-reaksjoner fra produktene av plantens liv og den økonomiske aktiviteten til en person, vulkanske utbrudd, som følge av løfting av støv ved vinden fra overflaten av planeten, spesielt fra sine ørkenområder, og er også dannet av kosmisk støv i de øvre lagene i atmosfæren. Det meste av aerosolen fokuserte i troposfæren, er aerosolen fra vulkanske utbrudd dannet av det såkalte Jung-laget i en høyde på ca 20 km. Det største antallet antropogen aerosol går inn i atmosfæren som følge av driften av kjøretøy og ChP, kjemisk industri, drivstoffforbrenning, etc. Derfor er det i enkelte områder, atmosfæresammensetningen er merkbart forskjellig fra normal luft, som krevde etableringen av en spesiell observasjonstjeneste og kontroll over nivået av luftforurensning.

Evolusjonen av atmosfæren. Den moderne atmosfæren har tilsynelatende en sekundær opprinnelse: den ble dannet av gasser tildelt av jordens faste skall etter ferdigstillelsen av dannelsen av planeten ca 4,5 milliarder år siden. I jordens geologiske historie har atmosfæren gjennomgått betydelige endringer i sammensetningen under påvirkning av en rekke faktorer: Dissipasjon (volatil) av gasser, hovedsakelig flere lungene, i verdensrommet; Separasjon av gasser fra litosfæren som følge av vulkanske aktiviteter; kjemiske reaksjoner mellom komponentene i atmosfæren og steinene, historiene om jordens bark; Fotokjemiske reaksjoner i selve atmosfæren under påvirkning av Solar UV-stråling; Accretion (Capture) av saken om det interplanetære mediumet (for eksempel en meteorisk substans). Utviklingen av atmosfæren er nært forbundet med geologiske og geokjemiske prosesser, og de siste 3-4 milliarder årene også med biosfærenes aktivitet. En signifikant del av gassene som utgjør den moderne atmosfæren (nitrogen, karbondioksid, vanndamp), oppsto under vulkansk aktivitet og et inntrenging som godkjente dem fra jordens dyp. Oksygen dukket opp i merkbare mengder på ca 2 milliarder år siden som følge av at fotosyntetiske organismer, opprinnelig oppsto i overflatevannet i havet.

I henhold til kjemisk sammensetning av karbonatforføringer ble estimater oppnådd ved mengden karbondioksid og oksygen i atmosfæren i den geologiske fortiden. Under Pherozero (de siste 570 millioner årene av jordens historie) varierte mengden karbondioksid i atmosfæren over brede grenser i samsvar med nivået av vulkansk aktivitet, havtemperaturen og nivået på fotosyntese. Mesteparten av denne tiden var konsentrasjonen av karbondioksid i atmosfæren betydelig høyere enn moderne (opptil 10 ganger). Mengden oksygen i kryssfiner atmosfæren varierte betydelig, og trenden hevdet for å øke den. I atmosfæren i Precambria var massen av karbondioksid som regel mer, og oksygenmassen er mindre sammenlignet med atmosfæren i kryssfiner. Fluktuasjonene i mengden karbondioksid hadde en betydelig innvirkning på klimaet, og forsterket drivhuseffekten med økningen i karbondioksydkonsentrasjonen, på grunn av hvilken klimaet over hoveddelen av kryssfiner var mye varmere sammenlignet med den moderne tid.

Atmosfære og liv. Uten atmosfæren, ville jorden være en død planet. Organisk liv fortsetter i nært interaksjon med atmosfæren og dets tilhørende klima og vær. Mindre vekt i forhold til planeten som helhet (omtrent millioner av deler), er atmosfæren en uunnværlig tilstand for alle former for liv. Oksygen, nitrogen, vanndamp, karbondioksid, ozon har størst verdi fra atmosfæriske gasser for den vitale aktiviteten til organismer. Når du absorberer karbondioksidfotosyntetiske planter, blir et organisk stoff opprettet, brukt som en energikilde ved det overveldende flertallet av levende vesener, inkludert en person. Oksygen er nødvendig for eksistensen av aerobe organismer for hvilke tilstrømningen av energi er tilveiebrakt av oksidasjonsreaksjonene i det organiske stoffet. Nitrogen absorbert av noen mikroorganismer (nitrogenfyxatorer) er nødvendig for mineral ernæring av planter. Ozon, absorberende stiv UV-stråling, svekker betydelig denne skadelige delen av solstråling. Kondensering av vanndamp i atmosfæren, dannelsen av skyer og det etterfølgende tapet av atmosfærisk utfelling, tilførsel vann for å tørke, uten hvilke ingen former for livet er umulige. Den vitale aktiviteten til organismer i hydrosfæren bestemmes i stor grad av mengden og kjemisk sammensetningen av atmosfæriske gasser oppløst i vann. Siden den kjemiske sammensetningen av atmosfæren er vesentlig avhengig av organismers virksomhet, kan biosfæren og atmosfæren betraktes som en del av det enhetlige systemet, vedlikehold og evolusjon som (se biogeokjemiske sykluser) var av stor betydning for å endre sammensetningen av Atmosfæren gjennom hele historien til jorden som planeten.

Stråling, varme og vannbalanser av atmosfæren. Solstråling er en praktisk talt den eneste energikilden for alle fysiske prosesser i atmosfæren. Hovedfunksjonen i strålingsmodusen til atmosfæren er den såkalte drivhuseffekten: atmosfæren passerer ganske bra til jordens overflate-solstråling, men absorberer aktivt jordens overflateens termisk lange bølgelengden, hvorav den delen går tilbake til Overflaten i form av motstråling, kompensere for varmetapet på jordoverflaten (se atmosfærisk stråling). I fravær av en atmosfære vil gjennomsnittlig temperatur på jordoverflaten være -18 ° C, i virkeligheten er det 15 ° C. Den innkommende solstrålingen er delvis (ca. 20%) absorberes i atmosfæren (hovedsakelig vannferge, vanndråper, karbondioksid, ozon og aerosoler), og slipper også (ca. 7%) på partikler av aerosol og tetthetsfluktuasjoner (Rayleigh-spredning ). Den totale strålingen, som når jordens overflate, delvis (ca 23%) reflekteres fra den. Refleksjonskoeffisienten bestemmes av den reflekterende evnen til den underliggende overflaten, den såkalte albedo. I gjennomsnitt er albedoen på jorden for den integrerte strømmen av solstråling nær 30%. Det varierer fra noen få prosent (tørr jord og svart mølle) til 70-90% for fersk snø. Strålingsvarmeutveksling mellom jordoverflaten og atmosfæren avhenger vesentlig på albedo og bestemmes av den effektive strålingen av jordens overflate og absorberes av atmosfæren med anti-utslipp. Den algebraiske mengden strålingsstrømmer som inngår i jordens atmosfære fra verdensrommet, og fra det blir tilbake kalt strålingsbalanse.

Omdannelsen av solstråling etter absorpsjon av atmosfæren og bakken er bestemt av jordens termiske balanse som planeten. Den viktigste kilden til varme for atmosfæren - jordens overflate; Varmen fra den overføres ikke bare i form av langbølgelengde-stråling, men også ved konveksjon, og slippes også når vanndampen kondenserer. Aksjene i disse tributarene er lik et gjennomsnitt på henholdsvis 20%, 7% og 23%. Dette tilsettes også ca. 20% av varmen på grunn av absorpsjonen av direkte solstråling. Strømmen av solstråling per tidsenhet gjennom enhetsplattformen vinkelrett på solstrålene og plassert utenfor atmosfæren i gjennomsnittlig avstand fra bakken til solen (den såkalte solconstanten) er 1367 W / m 2, endringene er 1-2 m / m 2, avhengig av solaktivitetssyklus. Med en planetarisk albedo er ca 30% av den gjennomsnittlige globale tilstrømningen av solenergi til planeten 239 W / m 2. Siden landet som planeten spiser i rommet i gjennomsnitt samme mengde energi, så, ifølge Stephens lov - Boltzmann, den effektive temperaturen på den utgående termiske langbølge-strålingen 255 K (-18 ° C). Samtidig er gjennomsnittstemperaturen på jordens overflate 15 ° C. Forskjellen i 33 ° C oppstår på grunn av drivhuseffekten.

Vannbalansen i atmosfæren som helhet tilsvarer likestillingen av mengden fuktighet, fordampet fra jordens overflate, mengden av utfelling som faller på jordens overflate. Atmosfæren over havene mottar mer fuktighet fra fordampningsprosesser enn over landet, og mister i form av utfelling 90%. Overflødig vanndamp over havene overføres til kontinenter med luftstrømmer. Mengden vanndamp som tolereres i atmosfæren fra havene til kontinenter er lik volumet av elvene som strømmer inn i havene.

Luftbevegelse. Landet har en sfærisk form, derfor kommer det til sine høye breddegrader, mye mindre solstråling kommer enn til tropene. Som et resultat oppstår store temperaturkontraster mellom breddegrader. Sammenkoblingen av havene og kontinenter påvirker også temperaturfordelingen av temperaturen. På grunn av den store massen av oceanisk vann og høy vannvarme kapasitet, er sesongens overflatefluktuasjoner betydelig mindre enn sushi. I denne forbindelse, i middels og høye breddegrader, er lufttemperaturen over havene merkbart lavere enn over kontinenter, og om vinteren - over.

En atmosfærisk ulik oppvarming i forskjellige områder av kloden forårsaker en ujevn fordeling av atmosfærisk trykk i rommet. På havnivået er trykkfordelingen preget av relativt lave verdier nær ekvator, en økning i subtropene (høytrykksbelter) og en reduksjon i mellomstore og høye breddegrader. Samtidig, over kontinental latell breddegrad, blir trykket om vinteren vanligvis økt, og om sommeren er det redusert, som er knyttet til temperaturfordelingen. Under virkningen av trykkgradienten akselereres luften fra områdene med høyt trykk til områder med lavt, noe som fører til bevegelsen av luftmasser. Den avvikende kraften i jordens rotasjon (Coriolis-kraft) vil også gjelde for de bevegelige luftmassene (Coriolis-kraften), friksjonskraften, som faller med en høyde og med krøllete baner og sentrifugalkraft. Den turbulente blandingen av luften er av stor betydning (se turbulens i atmosfæren).

Et komplisert luftstrømssystem (total atmosfærirkulasjon) er knyttet til planetarisk trykkfordeling (total atmosfærirkulasjon). I meridionalplanet spores to eller tre celler av meridional sirkulasjon i gjennomsnitt. Nær ekvator stiger den oppvarmede luften og senker i subtropene, og danner en hadley-celle. Luften i den omvendte cellen i Ferrela senkes. I høye breddegrader blir en rett polarcelle ofte sporet. Hastigheten til meridional sirkulasjon på ca. 1 m / s eller mindre. På grunn av koriolis handlinger, observeres vestlige vind med hastigheter i midttroposfæren ca 15 m / s i det meste av atmosfæren. Det er relativt stabile vindsystemer. Disse inkluderer handel vind - vind som er fra høytrykksbelter i subtropika til ekvator med en merkbar østlig komponent (fra øst til vest). Monsunen er tilstrekkelig stabil - luftstrømmer som har en tydelig uttalt sesongbasert karakter: de blåser fra havet på fastlandet om sommeren og i motsatt retning om vinteren. Spesielt vanlige monsuner i Det indiske hav. I mellomstore breddegrader er bevegelsen av luftmassene hovedsakelig vestretningen (fra vest til øst). Dette er sonen av atmosfæriske fronter, som oppstår store vorter - sykloner og anticykloner, som dekker mange hundre og til og med tusenvis av kilometer. Cyclones oppstår i tropene; Her er de forskjellige i mindre dimensjoner, men svært store vindhastigheter som når orkanstyrken (33 m / s eller mer), såkalte tropiske sykloner. I Atlanterhavet og øst for Stillehavet kalles de orkaner, og i vest for Stillehavet - Typhoon. I den øvre troposfæren og den nedre stratosfæren i områder som separerer den direkte cellen i Hadley Meridional Circulation og den omvendte cellen av Ferrola, observeres ofte relativt smale, hundrevis av kilometer bredde, jetstrømmer med skarpt definerte grenser, der vinden når 100- 150 og til og med 200 m / fra.

Klima og vær. Forskjellen i mengden solstråling som kommer på forskjellige breddegrader til en rekke fysiske egenskaper på jordens overflate, bestemmes av mangfoldet av landklima. Fra ekvatoren til tropiske breddegrader, lufttemperaturen på jordens overflate i gjennomsnitt 25-30 ° C og endres lite i løpet av året. I ekvatorialbeltet faller mange nedbør vanligvis, noe som skaper store fuktighetsforhold der. I tropiske belter reduseres mengden nedbør og i en rekke områder blir svært små. Det er store ørkener på jorden.

I subtropiske og gjennomsnittlige breddegrader endres lufttemperaturen betydelig gjennom hele året, og forskjellen mellom sommer- og vintertemperaturene er spesielt store i områdene av kontinenter fjernet fra havene. Så, i noen områder av Øst-Sibirien, når den årlige amplitude av lufttemperaturen 65 ° C. Fuktighetsgivende forhold i disse breddegrader er svært varierte, avhengig hovedsakelig av regimet i den generelle sirkulasjonen av atmosfæren og endres betydelig fra år til år.

I polare breddegrader forblir temperaturen lav gjennom hele året, selv med det merkbare sesongens slag. Dette bidrar til utbredt av isdekning på hav og land og langsiktige knusende bergarter i Russland over 65% av sitt område, hovedsakelig i Sibir.

I løpet av de siste tiårene har den globale klimaendringen blitt stadig mer merkbar. Temperaturen stiger mer i høye breddegrader enn lavt; mer om vinteren enn om sommeren; Mer om natten enn dagen. I det 20. århundre økte den gjennomsnittlige årlige lufttemperaturen i jordens overflate i Russland med 1,5-2 ° C, og i separate områder i Sibir er det en økning på flere grader. Dette binder seg til forbedringen av drivhuseffekten på grunn av veksten av konsentrasjonen av små gassforstyrrelser.

Været bestemmes av betingelsene for å sirkulere atmosfæren og den geografiske posisjonen til lokaliteten, det er mest motstandsdyktig mot tropene og de mest foranderlige i mellomstore og høye breddegrader. Mest av alt endres været i sonene av forandringen av luftmasser forårsaket av passasjen av atmosfæriske fronter, sykloner og antisykloner, bærende utfelling og forsterkning av vinden. Værvarselet er samlet på terrestriske værstasjoner, marine og fly, med meteorologiske satellitter. Se også meteorologi.

Optiske, akustiske og elektriske fenomener i atmosfæren. Under forplantningen av elektromagnetisk stråling i atmosfæren som følge av brytning, absorpsjon og spredning av lys av luft og forskjellige partikler (aerosol, iskrystaller, vanndråper) finnes det forskjellige optiske fenomener: regnbue, kroner, halo, mirage, etc. Spredning av lys forårsaker den himmelske buenes synlige høyde og blå himmel. Synlighetsområdet for objekter bestemmes av betingelsene for forplantning av lys i atmosfæren (se atmosfærisk synlighet). Fra transparensen av atmosfæren på forskjellige bølgelengder avhenger av rekkevidden og muligheten for å detektere gjenstander til enheter, inkludert muligheten for astronomiske observasjoner fra jordens overflate. For studiene av den optiske heterogeniteten til stratosfæren og mesosfæren, spiller fenomenet twilight en viktig rolle. For eksempel gir fotografering av twilight fra romfartøy deg å oppdage aerosollag. Funksjonene til forplantningen av elektromagnetisk stråling i atmosfæren bestemmer nøyaktigheten av de eksterne sensingsmetodene for parametrene. Alle disse spørsmålene, som mange andre, studerer atmosfærisk optikk. Brannen og spredningen av radiobølger bestemmer evnen til en radioprogram (se fordeling av radiobølger).

Forplantningen av lyd i atmosfæren avhenger av den romlige fordelingen av temperatur og vindhastighet (se atmosfærisk akustikk). Det er av interesse å føle atmosfæren med eksterne metoder. Eksplosjoner av kostnader, lansert av raketter i den øvre atmosfæren, ga rik informasjon om vindsystemer og temperatur i stratosfæren og mesosfæren. I en stadig stratifisert atmosfære, når temperaturen faller med en langsommere høyde på den adiabatiske gradienten (9,8 til / km), oppstår de såkalte indre bølgene. Disse bølgene kan spre seg opp til stratosfæren og til og med i mesosfæren hvor de falmer, bidrar til forsterkning av vind og turbulens.

Den negative ladningen på jorden og det elektriske området i atmosfæren sammen med den elektrisk ladede ionosfæren og magnetosfæren oppretter en global elektrisk krets. En viktig rolle spilles av dannelsen av skyer og tordenvær elektrisitet. Faren for tordenværsdisplayet forårsaket behovet for å utvikle metoder for lynbeskyttelse av bygninger, strukturer, kraftledninger og kommunikasjon. Dette fenomenet er en spesiell fare. Thunder Discharges forårsaker atmosfæriske radiocomerer som kalte atmosfæriske (se Whistling-atmosfæren). Under en kraftig økning i spenningen i det elektriske feltet som lyser utslipp som oppstår på rally- og akutte hjørner av gjenstander som stikker ut over jordoverflaten, på separate hjørner i fjellet, etc. (ELMA Lights). Atmosfæren inneholder alltid antall lungene og tung ioner, som bestemmer atmosfærenes elektriske ledningsevne, avhengig av de spesifikke forholdene. Hovedluftsionisatorene i jordens overflate er strålingen av radioaktive stoffer som finnes i jordskorpen og i atmosfæren, så vel som kosmiske stråler. Se også atmosfærisk elektrisitet.

Påvirkning av en person på atmosfæren. I løpet av de siste århundrene var det en økning i konsentrasjonen av klimagasser i atmosfæren på grunn av menneskelige økonomiske aktiviteter. Andelen karbondioksid økte fra 2,8-10 2 for to hundre år siden til 3,8-10 2 i 2005, metaninnhold - fra 0,7-10 1 ca. 300-400 år siden til 1,8-10 -4 i begynnelsen av det 21. århundre ; Ca 20% i veksten av drivhuseffekten i løpet av det siste århundre ble freons gitt, som var praktisk talt ikke i atmosfæren til midten av det 20. århundre. Disse stoffene er anerkjent som destroyers av den stratosfæriske ozonet, og deres produksjon er forbudt av 1987 Montreal-protokollen. Økningen i konsentrasjonen av karbondioksid i atmosfæren skyldes forbrenning av alle økende mengder kull, olje, gass og andre typer karbonbrensel, samt skogsinformasjon, noe som resulterer i absorpsjon av karbondioksid ved fotosyntese. Konsentrasjonen av metan øker med økende olje- og gassproduksjon (på grunn av tap), så vel som med utvidelsen av risavlinger og økningen i storfeet. Alt dette bidrar til oppvarming av klima.

For å endre været, har metodene for aktiv innvirkning på atmosfæriske prosesser blitt utviklet. De brukes til å beskytte landbruksanlegg fra forgylling ved spredning i tordenværet skyer av spesielle reagenser. Det er også metoder for spredning av tåker på flyplasser, plantevern mot frost, eksponering for skyene for å øke nedbør på de riktige stedene eller å spre skyene på øyeblikkene av massehendelser.

Studie av atmosfæren. Informasjon om fysiske prosesser i atmosfæren oppnås hovedsakelig fra meteorologiske observasjoner, som utføres av det globale nettverket av faste meteorologiske stasjoner og innlegg som ligger på alle kontinenter og på mange øyer. Daglige observasjoner gir informasjon om lufttemperatur og fuktighet, atmosfærisk trykk og nedbør, skyhet, vind og annen overvåking av solstråling, og transformasjonene utføres på aktinmetallstasjoner. Nettverkene av aerologiske stasjoner er av stor betydning for å studere atmosfæren, hvor meteorologiske målinger utføres til en høyde på 30-35 km. På en rekke stasjoner utføres observasjoner av atmosfærisk ozon, elektriske fenomener i atmosfæren, kjemisk sammensetning av luft.

Disse bakken stasjonene suppleres med observasjoner på havene, hvor "Weather Ships" er i drift som hele tiden er i visse områder av verdenshavet, samt meteorologisk informasjon oppnådd fra forskning og andre domstoler.

Den økende mengden informasjon om atmosfæren de siste tiårene er oppnådd ved hjelp av meteorologiske satellitter, som installerte instrumenter for fotografering av skyer og måler strømmer av ultrafiolett, infrarød og mikrobølge-stråling av solen. Satellitter gjør det mulig å få informasjon om de vertikale profilene av temperatur, skyighet og dets vanntette, elementer av strålingsbalansen i atmosfæren, temperaturen på havflaten, etc. Bruke målinger av radiosignaler Refraksjon fra navigasjonssatellittsystemet, det er mulig å bestemme vertikal tetthet, trykk og temperaturprofiler, samt fuktighetsinnhold.. Med hjelp av satellitter var det mulig å klargjøre størrelsen på solen konstant og planetarisk albedo på jorden, for å bygge strålingsbalansen i jordsystemet - atmosfæren måler innholdet og variabiliteten til små atmosfæriske urenheter, for å løse Mange andre oppgaver av atmosfærisk fysikk og miljøovervåking.

Lit.: Budyko M. I. Klima i fortiden og fremtiden. L., 1980; Matveev L. T. Total meteorologi kurs. Atmosfærisk fysikk. 2. ed. L., 1984; Budyko M. I., Rone A. B., Yanshin A. L. Historien om atmosfæren. L., 1985; HRGIAN A. H. Fysikkatmosfære. M., 1986; Atmosfære: Directory. L., 1991; CHROMOV S. P., PETROSANZ M. A. Meteorologi og klimatologi. 5. Ed. M., 2001.

G. S. Golityn, N. A. Zaitseva.

Den omkringliggende verden er dannet av tre helt forskjellige deler: jord, vann og luft. Hver av dem er unik på sin egen måte og interessant. Nå snakker vi bare om de siste av dem. Hva er atmosfæren? Hvordan har hun? Hva er det og hvilke deler som er delt inn i? Alle disse problemene er ekstremt interessante.

Selve navnet på "atmosfæren" er dannet av to ord med gresk opprinnelse, oversatt til russisk de mener "par" og "ball". Og hvis du ser på den nøyaktige definisjonen, kan du lese følgende: "Atmosfæren er en luftkappe av planeten jorden som rushes med den i verdensrommet." Den utviklet parallelt med geologiske og geokjemiske prosesser som fant sted på planeten. Og i dag er alle prosessene som oppstår i levende organismer, avhengig av det. Uten atmosfæren ville planeten ha blitt en livløs ørken som månen.

Hva er det fra?

Spørsmålet om hva en atmosfære er og hvilke elementer i det inkluderer, interesserte mennesker i lang tid. Hovedkomponentene i dette skallet var kjent i 1774. De ble installert Antoine Lavoisier. Han fant at sammensetningen av atmosfæren er for det meste dannet av nitrogen og oksygen. Over tid ble komponentene spesifisert. Og nå er det kjent at det fortsatt er mange andre gasser i det, så vel som vann og støv.

Tenk på mer detaljert hva bakken er atmosfæren i nærheten av overflaten. Den vanligste gassen er nitrogen. Det inneholder litt mer enn 78 prosent. Men til tross for en så stor mengde er nitrogenet praktisk talt ikke aktiv i luften.

Neste i form av mengde og svært viktig element - oksygen. Denne gassen inneholder nesten 21%, og det viser bare meget høy aktivitet. Den spesifikke funksjonen består i oksydasjonen av et dødt organisk materiale, som dekomponeres som følge av denne reaksjonen.

Lavinnholdsgasser, men viktig verdi

Den tredje gassen, som er en del av atmosfæren, er argon. Det er litt mindre enn en prosent. Etter det, karbondioksid med neon, helium med metan, krypton med hydrogen, xenon, ozon og til og med ammoniakk. Men de er så lite som prosentandelen av slike komponenter er lik hundrevis, tusen og millioner av deler. Av disse spiller bare karbondioksid en betydelig rolle, siden det er et byggemateriale som planter er nødvendig for fotosyntese. En annen viktig funksjon er ikke å savne stråling og absorbere noen av solvarmen.

En annen liten, men viktig gass-ozon eksisterer for å holde ultrafiolett stråling som kommer fra solen. Takket være denne eiendommen, er alle som bor på planeten ordentlig beskyttet. På den annen side påvirker ozon temperaturen på stratosfæren. På grunn av det faktum at det absorberer denne strålingen, varmer luften opp.

Konstanken av den kvantitative sammensetningen av atmosfæren opprettholdes ved ikke-stop-blanding. Dens lag beveger seg både horisontalt og vertikalt. Derfor er hvor som helst i kloden nok oksygen og det er ikke overskytende karbondioksid.

Hva annet er i luften?

Det skal bemerkes at damp og støv kan oppdages i luftrommet. Sistnevnte består av pollen og jordpartikler, i byen er de sammen med urenheter av faste utslipp fra eksosgasser.

Men det er mange vann i atmosfæren. Under visse forhold er det kondensert, og skyer og tåke vises. I hovedsak er det det samme, bare det først vises høyt over jordens overflate, og den siste av det. Skyer tar en rekke form. Denne prosessen avhenger av høyden over jorden.

Hvis de ble dannet i 2 km over landet, kalles de lagdelt. Det er fra dem skur regn til jorden eller snøfall. Over høyden på 8 km er dannet Cumulus Clouds. De er alltid den vakreste og pittoreske. Det er de som regnes og gjetter hva de ligner på. Hvis en slik utdanning vises på de neste 10 km, vil de være veldig lyse og luft. Deres navn er omgående.

Hva slags lag er delt av atmosfæren?

Selv om de har svært forskjellige temperaturer fra hverandre, er det svært vanskelig å si, hvor spesiell høyde begynner ett lag og de andre endene. Denne divisjonen er svært betinget og er omtrentlig. Imidlertid eksisterer atmosfærene fortsatt og utfører sine funksjoner.

Den laveste delen av luftskallet heter Troposphere. Dens tykkelse øker når den beveger seg fra polene til ekvator fra 8 til18 km. Dette er den varmeste delen av atmosfæren, siden luften i den er oppvarmet fra jordens overflate. Det meste av vanndampen fokuserer i troposfæren, så skyene dannes i det, utfeller faller ut, tordenvær og vinden blåser.

Det neste laget har en tykkelse på ca. 40 km og kalles stratosfæren. Hvis observatøren beveger seg til denne delen av luften, vil det oppdage at himmelen har blitt lilla. Dette forklares av en lav tetthet av et stoff som praktisk talt ikke sprer solens stråler. Det er i dette laget jetflyflyflying. For dem er alle ekspansjonene åpne der, siden det er praktisk talt ingen skyer. Inne i stratosfæren er et lag som består av en stor mengde ozon.

Etter det går stratopause og mesosfæren. Sistnevnte har en tykkelse på ca 30 km. Det er preget av en kraftig reduksjon i lufttetthet og temperaturen. Himmelen for observatøren er sett i svart. Her kan du til og med se stjernene om ettermiddagen.

Lag der det er praktisk talt ingen luft

Strukturen i atmosfæren under navnet på termosfæren fortsetter - den lengste av alle andre, dens tykkelse når 400 km. Dette laget er preget av en stor temperatur, som kan nå 1700 ° C.

De to siste kulene kombineres ofte i en og kaller den ionosfæren. Dette skyldes det faktum at de fortsetter med utgivelsen av ioner. Det er disse lagene som gjør det mulig å observere et slikt fenomen natur som nordlys.

De følgende 50 km fra jorden er tildelt en eksosphere. Dette er det ytre skallet i atmosfæren. Det ødelegger luftpartiklene i rommet. I dette laget blir værsatellitter vanligvis flyttet.

Jordens atmosfære slutter med en magnetosfære. Det var hun hun beskyttet de fleste kunstige satellitter i planeten.

Etter alt dette bør det ikke være noen spørsmål om hva en atmosfære er. Hvis det er tvil om dets behov, er de enkle å fjerne.

Atmosfærisk verdi

Hovedfunksjonen til atmosfæren er å beskytte overflaten av planeten mot overoppheting på dagtid og overdreven kjøling om natten. Den følgende viktige betydningen av dette skallet, som ingen vil utfordre, for å levere alle levende vesener med oksygen. Uten dette ville de kveles.

De fleste meteoritter brennes i de øvre lagene, og ikke flyr til jordens overflate. Og folk kan beundre flygende lys, ta dem til fallende stjerner. Uten atmosfæren ville hele jorden bli fylt med krater. Og beskyttelsen mot solstråling er allerede nevnt ovenfor.

Hvordan påvirker en person atmosfæren?

Veldig negativ. Dette skyldes den voksende aktiviteten til mennesker. Hovedandelen av alle negative poeng faller på industri og transport. Forresten er det bilene som tildeler nesten 60% av alle forurensninger som trenger i atmosfærens lag. De resterende førti deler energi og industri, samt sektorene for ødeleggelse av avfall.

Liste over skadelige stoffer som fyller ut sammensetningen av luften, veldig lenge. På grunn av transporten i atmosfæren viser det seg: nitrogen og svovel, karbon, flekk og sot, så vel som sterkt kreftfremkallende, forårsaker hudkreft - Gasopyren.

Slike kjemiske elementer er blant industrien: svovelgass, hydrokarbon og hydrogensulfid, ammoniakk og fenol, klor og fluor. Hvis prosessen fortsetter, svarer du snart på spørsmål: "Hva er atmosfæren? Hva består det av? " vil være helt annerledes.