Шари атмосфери та їх межі. Атмосфера - повітряна оболонка Землі

> Атмосфера Землі

Опис атмосфери Землідля дітей різного віку: з чого складається повітря, наявність газів, шари з фото, клімат та погода третьої планети Сонячної системи.

Для най меншихвже відомо, що Земля виступає єдиною планетою в нашій системі, яка має життєздатну атмосферу. Газове покривало не тільки багате на повітря, а й захищає нас від надмірного нагрівання та сонячного випромінювання. Важливо пояснити дітям, Що система влаштована неймовірно вдало, адже дозволяє поверхні прогріватися вдень і остигати вночі, зберігаючи допустимий баланс.

Почати пояснення для дітейможна те, що куля земної атмосфери поширюється на 480 км, але більшість перебуває у 16 ​​км від поверхні. Чим більша висота, тим нижчий тиск. Якщо брати рівень моря, то тиск дорівнює 1 кг на квадратний сантиметр. А ось на висоті 3 км, воно зміниться – 0.7 кг на квадратний сантиметр. Звичайно, за таких умов дихати складніше ( дітимогли це відчути, якщо колись вирушали у похід у гори).

Склад повітря Землі – пояснення для дітей

Серед газів розрізняють:

• Азот – 78%.
• Кисень – 21%.
• Аргон – 0,93%.
• Двоокис вуглецю - 0.038%.
• У невеликих кількостях є водяна пара та інші домішки газів.

Атмосферні шари Землі – пояснення для дітей

Батькиабо вчителі в школіповинні нагадати, що земна атмосфера ділиться на 5 рівнів: екзосфера, термосфера, мезосфера, стратосфера та тропосфера. З кожним шаром атмосфера розчиняється дедалі більше, доки гази остаточно не розсіються у просторі.

Тропосфера знаходиться ближче до поверхні. З товщиною 7-20 км вона становить половину земної атмосфери. Що ближче до Землі, то сильніше прогрівається повітря. Тут зібрана майже вся водяна пара та пил. Діти можуть не дивуватися, що саме на цьому рівні плавають хмари.

Стратосфера починається від тропосфери та піднімається на 50 км над поверхнею. Тут багато озону, що нагріває атмосферу та рятує від шкідливого сонячного випромінювання. Повітря в 1000 разів тонше, ніж над рівнем моря і надзвичайно сухе. Саме тому тут чудово почуваються літаки.

Мезосфера: від 50 до 85 км над поверхнею. Вершина називається мезопаузою та виступає найбільш прохолодним місцем у земній атмосфері (-90°C). Її дуже складно дослідити, бо туди не можуть підібратися реактивні літаки, а орбітальна висота супутників надто висока. Вчені лише знають, що саме тут згоряють метеори.

Термосфера: 90 км та між 500-1000 км. Температура сягає 1500°C. Її вважають частиною земної атмосфери, але важливо пояснити дітям, Що щільність повітря тут настільки низька, що більшість сприймається вже як космічний простір. Фактично саме тут розміщуються космічні шатли та Міжнародна космічна станція. Крім того, тут утворюються полярні сяйва. Заряджені космічні частинки стикаються з атомами і молекулами термосфери, переводячи їх у більш високий енергетичний рівень. Завдяки цьому ми бачимо ці фотони світла у вигляді полярного сяйва.

Екзосфера – найвищий прошарок. Неймовірно тонка лінія злиття атмосфери із космосом. Складається з широко розсіяних водневих та гелієвих частинок.

Клімат та погода Землі - пояснення для дітей

Для най меншихпотрібно пояснити, що Землі вдається утримувати безліч живих видів завдяки регіональному клімату, який представлений екстремальним холодом на полюсах та тропічним теплом на екваторі. Дітиповинні знати, що регіональний клімат – це погода, яка у конкретній ділянці залишається незмінною 30 років. Звичайно, іноді вона може змінюватися на кілька годин, але здебільшого залишається стабільною.

Крім того, виділяють і глобальний земний клімат – середній регіональний показник. Він змінювався протягом всієї людської історії. Сьогодні спостерігається стрімке потепління. Вчені б'ють на сполох, оскільки парникові гази, викликані людською діяльністю, утримують тепло в атмосфері, ризикуючи перетворити нашу планету на Венеру.

На рівні моря 1013,25 гПа (близько 760 мм ртутного стовпа). Середня по глобусу температура повітря біля Землі 15°С, у своїй температура змінюється приблизно від 57°С у субтропічних пустелях до -89°С у Антарктиді. Щільність повітря і тиск зменшуються з висотою згідно із законом, близьким до експоненційного.

Будова атмосфери. По вертикалі атмосфера має шарувату структуру, що визначається головним чином особливостями вертикального розподілу температури (малюнок), який залежить від географічного положення, сезону, часу доби і таке інше. Нижній шар атмосфери – тропосфера – характеризується падінням температури з висотою (приблизно на 6 ° С на 1 км), його висота від 8-10 км у полярних широтах до 16-18 км у тропіках. Завдяки швидкому зменшенню густини повітря з висотою в тропосфері знаходиться близько 80% усієї маси атмосфери. Над тропосферою розташовується стратосфера - шар, який характеризується загальним підвищенням температури з висотою. Перехідний шар між тропосферою та стратосферою називається тропопаузою. У нижній стратосфері рівня близько 20 км температура мало змінюється з висотою (так звана ізотермічна область) і нерідко навіть трохи зменшується. Вище температура зростає через поглинання УФ-радіації Сонця озоном, спочатку повільно, і з рівня 34-36 км - швидше. Верхня межа стратосфери – стратопауза – розташована на висоті 50-55 км, що відповідає максимуму температури (260-270 К). Шар атмосфери, розташований на висоті 55-85 км, де температура знову падає з висотою, називається мезосферою, на його верхньому кордоні – мезопаузі – температура досягає влітку 150-160 К, а взимку 200-230 К. Над мезопаузою починається термосфера – шар характеризується швидким підвищенням температури, досягає висоті 250 км значень 800-1200 До. У термосфері поглинається корпускулярна і рентгенівська радіація Сонця, гальмуються і згоряють метеори, тому виконує функцію захисного шару Землі. Ще вище знаходиться екзосфера, звідки атмосферні гази розсіюються у світовий простір рахунок диссипації і відбувається поступовий перехід від атмосфери до міжпланетного простору.

Склад атмосфери. До висоти близько 100 км атмосфера практично однорідна за хімічним складом і середня молекулярна маса повітря (близько 29) у ній стала. Поблизу поверхні Землі атмосфера складається з азоту (близько 78,1% за обсягом) та кисню (близько 20,9%), а також містить малі кількості аргону, діоксиду вуглецю (вуглекислого газу), неону та інших постійних та змінних компонентів (дивись Повітря) ).

Крім того, атмосфера містить невеликі кількості озону, оксидів азоту, аміаку, радону та ін. Відносний вміст основних складових повітря постійно у часі та однорідно у різних географічних районах. Зміст водяної пари та озону змінно у просторі та часі; незважаючи на малий зміст, їхня роль в атмосферних процесах дуже істотна.

Вище 100-110 км відбувається дисоціація молекул кисню, вуглекислого газу та водяної пари, тому молекулярна маса повітря зменшується. На висоті близько 1000 км починають переважати легкі гази - гелій і водень, а ще вище атмосфера Землі поступово перетворюється на міжпланетний газ.

Найбільш важлива змінна компонента атмосфери - водяна пара, яка надходить в атмосферу при випаровуванні з поверхні води та вологого ґрунту, а також шляхом транспірації рослинами. Відносний вміст водяної пари змінюється біля земної поверхні від 2,6% у тропіках до 0,2% у полярних широтах. З висотою воно швидко падає, спадаючи наполовину вже на висоті 1,5-2 км. У вертикальному стовпі атмосфери в помірних широтах міститься близько 1,7 см шару обложеної води. При конденсації водяної пари утворюються хмари, з яких випадають атмосферні опади у вигляді дощу, граду, снігу.

Важливою складовою атмосферного повітря є озон, зосереджений на 90% у стратосфері (між 10 та 50 км), близько 10% його знаходиться у тропосфері. Озон забезпечує поглинання жорсткої УФ-радіації (з довжиною хвилі менше 290 нм), і в цьому його захисна роль для біосфери. Значення загального вмісту озону змінюються в залежності від широти та сезону в межах від 0,22 до 0,45 см (товщина шару озону при тиску р = 1 атм та температурі Т = 0 ° С). В озонових дірах, що спостерігаються навесні в Антарктиці з початку 1980-х років, вміст озону може падати до 0,07 см. Воно збільшується від екватора до полюсів і має річний хід з максимумом навесні та мінімумом восени, причому амплітуда річного ходу мала в тропіках і зростає до високих широт. Істотною змінною компонентою атмосфери є вуглекислий газ, вміст якого в атмосфері за останні 200 років зріс на 35%, що пояснюється переважно антропогенним фактором. Спостерігається його широтна та сезонна мінливість, пов'язана з фотосинтезом рослин та розчинністю у морській воді (згідно із законом Генрі, розчинність газу у воді зменшується зі зростанням її температури).

Важливу роль формуванні клімату планети грає атмосферний аерозоль - зважені повітря тверді і рідкі частинки розміром від кількох нм до десятків мкм. Розрізняються аерозолі природного та антропогенного походження. Аерозоль утворюється в процесі газофазних реакцій з продуктів життєдіяльності рослин та господарської діяльності людини, вулканічних вивержень, в результаті підйому пилу вітром з поверхні планети, особливо з її пустельних регіонів, а також утворюється з космічного пилу, що потрапляє у верхні шари атмосфери. Більшість аерозолю зосереджена в тропосфері, аерозоль від вулканічних вивержень утворює про шар Юнге на висоті близько 20 км. Найбільша кількість антропогенного аерозолю потрапляє в атмосферу в результаті роботи автотранспорту та ТЕЦ, хімічних виробництв, спалювання палива та ін.

Еволюція атмосфери. Сучасна атмосфера має, мабуть, вторинне походження: вона утворилася з газів, виділених твердою оболонкою Землі після завершення формування планети близько 4,5 млрд років тому. Протягом геологічної історії Землі атмосфера зазнавала значних змін свого складу під впливом низки чинників: диссипації (випаровування) газів, переважно легших, у космічний простір; виділення газів з літосфери внаслідок вулканічної діяльності; хімічних реакцій між компонентами атмосфери та породами, що складають земну кору; фотохімічних реакцій у самій атмосфері під впливом сонячного ультрафіолетового випромінювання; акреції (захоплення) матерії міжпланетного середовища (наприклад, метеорної речовини). Розвиток атмосфери тісно пов'язане з геологічними та геохімічними процесами, а останні 3-4 мільярди років також із діяльністю біосфери. Значна частина газів, що становлять сучасну атмосферу (азот, вуглекислий газ, водяну пару), виникла під час вулканічної діяльності та інтрузії, що виносила їх із глибин Землі. Кисень з'явився в помітних кількостях близько 2 мільярдів років тому як результат діяльності фотосинтезуючих організмів, які спочатку зародилися в поверхневих водах океану.

За даними про хімічний склад карбонатних відкладень отримано оцінку кількості вуглекислого газу та кисню в атмосфері геологічного минулого. Протягом фанерозою (останні 570 мільйонів років історії Землі) кількість вуглекислого газу в атмосфері змінювалась у широких межах відповідно до рівня вулканічної активності, температури океану та рівня фотосинтезу. Більшу частину цього часу концентрація вуглекислого газу в атмосфері була значно вищою за сучасну (до 10 разів). Кількість кисню у атмосфері фанерозою істотно змінювалося, причому переважала тенденція його збільшення. В атмосфері докембрія маса вуглекислого газу була, як правило, більша, а маса кисню - менша в порівнянні з атмосферою фанерозою. Коливання кількості вуглекислого газу справляли в минулому істотний вплив на клімат, посилюючи парниковий ефект при зростанні концентрації вуглекислого газу, завдяки чому клімат протягом основної частини фанерозою був набагато теплішим у порівнянні з сучасною епохою.

Атмосфера та життя. Без атмосфери Земля була б мертвою планетою. Органічна життя протікає у тісній взаємодії з атмосферою та пов'язаними з нею кліматом та погодою. Незначна за масою проти планетою загалом (приблизно мільйонна частина), атмосфера є неодмінною умовою всім форм життя. Найбільше значення з атмосферних газів для життєдіяльності організмів мають кисень, азот, водяна пара, вуглекислий газ, озон. При поглинанні вуглекислого газу фотосинтезуючими рослинами створюється органічна речовина, яка використовується як джерело енергії переважною більшістю живих істот, включаючи людину. Кисень необхідний існування аеробних організмів, котрим приплив енергії забезпечується реакціями окислення органічного речовини. Азот, який засвоюється деякими мікроорганізмами (азотофіксаторами), необхідний для мінерального живлення рослин. Озон, що поглинає жорстке УФ-випромінювання Сонця, значно послаблює цю шкідливу для життя частину сонячної радіації. Конденсація водяної пари в атмосфері, утворення хмар та подальше випадання атмосферних опадів постачають на сушу воду, без якої неможливі жодні форми життя. Життєдіяльність організмів у гідросфері багато в чому визначається кількістю та хімічним складом атмосферних газів, розчинених у воді. Оскільки хімічний склад атмосфери суттєво залежить від діяльності організмів, біосферу та атмосферу можна розглядати як частину єдиної системи, підтримка та еволюція якої (див. Біогеохімічні цикли) мала велике значення для зміни складу атмосфери протягом історії Землі як планети.

Радіаційний, тепловий та водний баланси атмосфери. Сонячна радіація є єдиним джерелом енергії всім фізичних процесів у атмосфері. Головна особливість радіаційного режиму атмосфери - так званий парниковий ефект: атмосфера досить добре пропускає до земної поверхні сонячну радіацію, але активно поглинає теплове довгохвильове випромінювання земної поверхні, частина якого повертається до поверхні у формі зустрічного випромінювання, що компенсує радіаційну втрату тепла земної поверхні ). Без атмосфери середня температура земної поверхні була б -18°С, насправді вона 15°С. Сонячна радіація, що приходить частково (близько 20%), поглинається в атмосферу (головним чином водяною парою, краплями води, вуглекислим газом, озоном і аерозолями), а також розсіюється (близько 7%) на частинках аерозолю і флуктуаціях щільності (релеїв). Сумарна радіація, досягаючи земної поверхні, частково (близько 23%) відбивається від неї. Коефіцієнт відбиття визначається відбивною здатністю поверхні, що підстилає, так зване альбедо. У середньому альбедо Землі для інтегрального потоку сонячної радіації близько 30%. Воно змінюється від кількох відсотків (сухий грунт і чорнозем) до 70-90% для свіжого снігу. Радіаційний теплообмін між земною поверхнею та атмосферою істотно залежить від альбедо і визначається ефективним випромінюванням поверхні Землі та поглиненим нею противипромінюванням атмосфери. Алгебраїчна сума потоків радіації, які входять у земну атмосферу з космічного простору і що з неї назад, називається радіаційним балансом.

Перетворення сонячної радіації після її поглинання атмосферою та земною поверхнею визначають тепловий баланс Землі як планети. Головне джерело тепла для атмосфери – земна поверхня; теплота від неї передається у вигляді довгохвильового випромінювання, а й шляхом конвекції, і навіть виділяється при конденсації водяної пари. Частки цих приток теплоти дорівнюють у середньому 20%, 7% і 23% відповідно. Сюди додається близько 20% теплоти за рахунок поглинання прямої сонячної радіації. Потік сонячної радіації за одиницю часу через одиничний майданчик, перпендикулярний до сонячних променів і розташований поза атмосферою на середній відстані від Землі до Сонця (так звана сонячна постійна), дорівнює 1367 Вт/м 2 , зміни становлять 1-2 Вт/м 2 залежно від циклу сонячної активності. При планетарному альбедо близько 30% середній за часом глобальний приплив сонячної енергії до планети становить 239 Вт/м2. Оскільки Земля як планета випускає в космос в середньому таку ж кількість енергії, то, згідно із законом Стефана - Больцмана, ефективна температура теплового довгохвильового випромінювання, що йде 255 К (-18 ° С). У той самий час середня температура земної поверхні становить 15°С. Різниця в 33 ° С виникає за рахунок парникового ефекту.

Водний баланс атмосфери в цілому відповідає рівності кількості вологи, що випарувалася з поверхні Землі, кількості опадів, що випадають на земну поверхню. Атмосфера над океанами отримує більше вологи від випаровування, ніж над сушею, а втрачає у вигляді опадів 90%. Надлишок водяної пари над океанами переноситься на континенти повітряними потоками. Кількість водяної пари, що переноситься в атмосферу з океанів на континенти, дорівнює обсягу стоку річок, що впадають в океани.

Рух повітря. Земля має кулясту форму, тому до її високих широт приходить набагато менше сонячної радіації, ніж до тропіків. У результаті між широтами виникають великі температурні контрасти. На розподіл температури значною мірою впливає також взаємне розташування океанів і континентів. Через велику масу океанічних вод і високу теплоємність води сезонні коливання температури поверхні океану значно менше, ніж суші. У зв'язку з цим у середніх та високих широтах температура повітря над океанами влітку помітно нижча, ніж над континентами, а взимку – вище.

Неоднаковий розігрів атмосфери у різних галузях земної кулі викликає неоднорідне простір розподіл атмосферного тиску. На рівні моря розподіл тиску характеризується відносно низькими значеннями поблизу екватора, збільшенням у субтропіках (пояси високого тиску) та зниженням у середніх та високих широтах. При цьому над материками позатропічних широт тиск узимку зазвичай підвищений, а влітку знижений, що пов'язано з розподілом температури. Під дією градієнта тиску повітря зазнає прискорення, спрямоване від областей з високим тиском до областей з низьким, що призводить до переміщення мас повітря. На повітряні маси, що рухаються, діють також відхиляюча сила обертання Землі (сила Коріоліса), сила тертя, спадна з висотою, а при криволінійних траєкторіях і відцентрова сила. Велике значення має турбулентне перемішування повітря (див. турбулентність в атмосфері).

З планетарним розподілом тиску пов'язана складна система повітряних течій (загальна циркуляція атмосфери). У меридіональній площині в середньому простежуються два або три осередки меридіональної циркуляції. Поблизу екватора нагріте повітря піднімається і опускається в субтропіках, утворюючи комірку Хедлі. Там само опускається повітря зворотного осередку Феррела. У високих широтах часто простежується прямий полярний осередок. Швидкість меридіональної циркуляції близько 1 м/с або менше. Через дію сили Коріоліса здебільшого атмосфери спостерігаються західні вітри зі швидкостями у середній тропосфері близько 15 м/с. Існують порівняно стійкі системи вітрів. До них відносяться пасати - вітри, що дмуть від поясів високого тиску в субтропіках до екватора з помітною східною складовою (зі сходу на захід). Досить стійкі мусони — повітряні течії, мають чітко виражений сезонний характер: вони дмуть із океану на материк влітку й у протилежному напрямі взимку. Особливо регулярні мусони Індійського океану. У середніх широтах рух повітряних мас має переважно західний напрямок (із заходу Схід). Це зона атмосферних фронтів, на яких виникають великі вихори - циклони та антициклони, що охоплюють багато сотень і навіть тисячі кілометрів. Циклони виникають і у тропіках; тут вони відрізняються меншими розмірами, але дуже великими швидкостями вітру, що досягає ураганної сили (33 м/с і більше), так звані тропічні циклони. У Атлантиці і Сході Тихого океану вони називаються ураганами, але в заході Тихого океану - тайфунами. У верхній тропосфері і нижній стратосфері в областях, що поділяють прямий осередок меридіональної циркуляції Хедлі і зворотний осередок Феррела, часто спостерігаються порівняно вузькі, в сотні кілометрів шириною, струменеві течії з різко окресленими межами, в межах яких вітер00/0 с.

Клімат та погода. Відмінність у кількості сонячної радіації, що приходить різних широтах до різноманітної за фізичними властивостями земної поверхні, визначає різноманіття кліматів Землі. Від екватора до тропічних широт температура повітря біля земної поверхні в середньому 25-30 ° С і мало змінюється протягом року. В екваторіальному поясі зазвичай випадає багато опадів, що створює умови надлишкового зволоження. У тропічних поясах кількість опадів зменшується і в ряді областей стає дуже малою. Тут розташовуються великі пустелі Землі.

У субтропічних та середніх широтах температура повітря значно змінюється протягом року, причому різниця між температурами літа та зими особливо велика у віддалених від океанів областях континентів. Так було в деяких районах Східного Сибіру річна амплітуда температури повітря сягає 65°С. Умови зволоження в цих широтах дуже різноманітні, залежать в основному від режиму загальної циркуляції атмосфери і суттєво змінюються рік у рік.

У полярних широтах температура залишається низькою протягом року, навіть за наявності її помітного сезонного ходу. Це сприяє поширенню льодового покриву на океанах і суходолу і багаторічномерзлих порід, які у Росії понад 65% її площі, переважно у Сибіру.

Останні десятиліття стали дедалі помітніші зміни глобального клімату. Температура підвищується у високих широтах, ніж у низьких; більше взимку, ніж улітку; більше вночі, ніж вдень. За 20 століття середньорічна температура повітря біля земної поверхні Росії зросла на 1,5-2°С, причому у окремих районах Сибіру спостерігається підвищення на кілька градусів. Це пов'язують із посиленням парникового ефекту внаслідок зростання концентрації малих газових домішок.

Погода визначається умовами циркуляції атмосфери та географічним розташуванням місцевості, вона найбільш стійка у тропіках та найбільш мінлива у середніх та високих широтах. Найбільше погода змінюється в зонах зміни повітряних мас, зумовлених проходженням атмосферних фронтів, циклонів та антициклонів, які несуть опади та посилення вітру. Дані для прогнозу погоди збираються на наземних метеостанціях, морських та повітряних суднах з метеорологічних супутників. Дивись також Метеорологія.

Оптичні, акустичні та електричні явища в атмосфері. При поширенні електромагнітного випромінювання в атмосфері в результаті рефракції, поглинання та розсіювання світла повітрям та різними частинками (аерозоль, кристали льоду, краплі води) виникають різноманітні оптичні явища: веселка, вінці, гало, міраж та ін. Розсіювання світла обумовлює видиму висоту синій колір неба – Стокове зображення Дальність видимості предметів визначається умовами поширення світла у атмосфері (див. Атмосферна видимість). Від прозорості атмосфери різних довжинах хвиль залежать дальність зв'язку і можливість виявлення об'єктів приладами, зокрема можливість астрономічних спостережень із Землі. Для досліджень оптичної неоднорідності стратосфери та мезосфери важливу роль відіграє явище сутінків. Наприклад, фотографування сутінків з космічних апаратів дозволяє виявляти аерозольні шари. Особливості поширення електромагнітного випромінювання у атмосфері визначають точність методів дистанційного зондування її параметрів. Усі ці питання, як і багато інших, вивчає атмосферна оптика. Рефракція та розсіювання радіохвиль обумовлюють можливості радіоприймання (див. Розповсюдження радіохвиль).

Поширення звуку в атмосфері залежить від просторового розподілу температури та швидкості вітру (див. Атмосферна акустика). Воно цікавить зондування атмосфери дистанційними методами. Вибухи зарядів, що запускаються ракетами у верхню атмосферу, дали багату інформацію про системи вітрів та перебіг температури в стратосфері та мезосфері. У стійко стратифікованій атмосфері, коли температура падає з висотою повільніше за адіабатичний градієнт (9,8 К/км), виникають так звані внутрішні хвилі. Ці хвилі можуть поширюватися вгору в стратосферу і навіть у мезосферу, де вони згасають, сприяючи посиленню вітру та турбулентності.

Негативний заряд Землі та обумовлене ним електричне поле атмосфера разом із електрично зарядженими іоносферою та магнітосферою створюють глобальний електричний ланцюг. Важливу роль при цьому відіграє утворення хмар та грозової електрики. Небезпека грозових розрядів викликала необхідність розробки методів грозозахисту будівель, споруд, ліній електропередач та зв'язку. Особливу небезпеку це явище є для авіації. Грозові розряди викликають атмосферні радіоперешкоди, що дістали назву атмосфериків (дивись Свистячі атмосферики). Під час різкого збільшення напруженості електричного поля спостерігаються розряди, що світяться, що виникають на вістрях і гострих кутах предметів, що виступають над земною поверхнею, на окремих вершинах в горах та ін. (Ельма вогні). Атмосфера завжди містить кількість легких і важких іонів, які визначають електричну провідність атмосфери, що сильно змінюється в залежності від конкретних умов. Головні іонізатори повітря біля земної поверхні - випромінювання радіоактивних речовин, які у земної корі й у атмосфері, і навіть космічні промені. Дивись також Атмосферна електрика.

Вплив людини на атмосферу.Протягом останніх століть відбувалося зростання концентрації парникових газів в атмосфері внаслідок господарської діяльності. Відсотковий вміст вуглекислого газу зріс з 2,8-10 2 двісті років тому до 3,8-10 2 у 2005 році, вміст метану - з 0,7-10 1 приблизно 300-400 років тому до 1,8-10 -4 на початку 21 століття; близько 20% приріст парникового ефекту за останнє століття дали фреони, яких практично не було в атмосфері до середини 20 століття. Ці речовини визнані руйнівниками стратосферного озону, і їхнє виробництво заборонено Монреальським протоколом 1987 року. Зростання концентрації вуглекислого газу в атмосфері викликане спалюванням все більших кількостей вугілля, нафти, газу та інших видів вуглецевого палива, а також зведенням лісів, внаслідок чого зменшується поглинання вуглекислого газу шляхом фотосинтезу. Концентрація метану збільшується зі зростанням видобутку нафти та газу (за рахунок його втрат), а також при розширенні посівів рису та збільшенні поголів'я великої рогатої худоби. Все це сприяє потеплінню клімату.

Для зміни погоди розроблено методи активного впливу на атмосферні процеси. Вони застосовуються захисту сільськогосподарських рослин від градобития шляхом розсіювання в грозових хмарах спеціальних реагентів. Існують також методи розсіювання туманів в аеропортах, захисту рослин від заморозків, впливу на хмари з метою збільшення опадів у потрібних місцях або розсіяння хмар у моменти масових заходів.

Вивчення атмосфери. Відомості про фізичні процеси в атмосфері отримують насамперед з метеорологічних спостережень, які проводяться глобальною мережею метеорологічних станцій і постів, що постійно діють, розташованих на всіх континентах і на багатьох островах. Щоденні спостереження дають відомості про температуру і вологість повітря, атмосферний тиск і опади, хмарність, вітер та ін. Спостереження за сонячною радіацією та її перетвореннями проводяться на актинометричних станціях. Велике значення вивчення атмосфери мають мережі аерологічних станцій, у яких з допомогою радіозондів виконуються метеорологічні виміри до висоти 30-35 км. На низці станцій проводяться спостереження за атмосферним озоном, електричними явищами в атмосфері, хімічним складом повітря.

Дані наземних станцій доповнюються спостереженнями на океанах, де діють судна погоди, що постійно перебувають у певних районах Світового океану, а також метеорологічними відомостями, одержуваними з науково-дослідних та інших судів.

Все більший обсяг відомостей про атмосферу останні десятиліття отримують за допомогою метеорологічних супутників, на яких встановлені прилади для фотографування хмар і вимірювання потоків ультрафіолетової, інфрачервоної та мікрохвильової радіації Сонця. Супутники дозволяють отримувати відомості про вертикальні профілі температури, хмарність і її водозапас, елементи радіаційного балансу атмосфери, про температуру поверхні океану та ін. . За допомогою супутників стало можливим уточнити величину сонячної постійної та планетарного альбедо Землі, будувати карти радіаційного балансу системи Земля – атмосфери, вимірювати вміст та мінливість малих атмосферних домішок, вирішувати багато інших завдань фізики атмосфери та моніторингу навколишнього середовища.

Літ.: Будико М. І. Клімат у минулому та майбутньому. Л., 1980; Матвєєв Л. Т. Курс загальної метеорології. Фізики атмосфери. 2-ге вид. Л., 1984; Будико М. І., Ронов А. Б., Яншин А. Л. Історія атмосфери. Л., 1985; Хргіан А. Х. Фізика атмосфери. М., 1986; Атмосфера: Довідник. Л., 1991; Хромов С. П., Петросянц М. А. Метеорологія та кліматологія. 5-те вид. М., 2001.

Г. С. Голіцин, Н. А. Зайцева.

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

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

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

Барометричний розподіл тиску.

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

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

Стандартна атмосфера.

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

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

Тропосфера.

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

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

Тропопауза.

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

Вода у атмосфері Землі.

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

Хмари.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Стратосфера.

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

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

Середня атмосфера (мезосфера).

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

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

Про + Про 2 + М ® Про 3 + М

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

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

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

Метеори, метеорити та боліди.

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

Метеорний потік:

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Термосфера.

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

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

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

Полярні сяйва.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Інтенсивність полярних сяйв.

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

Стійкі авроральні червоні дуги.

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

Полярне сяйво, що змінюється.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Озоносфера.

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

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

Іоносфера.

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

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

Історія вивчення іоносфери.

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

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

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

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

Іоносферні шари

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

Методи дослідження.

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

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

Концентрація електричних зарядів (електронна концентрація дорівнює іонній) у земній іоносфері на висоті 300 км становить вдень близько 106 см -3. Плазма такої щільності відбиває радіохвилі довжиною понад 20 м, а короткі пропускає.

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

Поширення радіохвиль в іоносфері.

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

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

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

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

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

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

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

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

Обурення в іоносфері.

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

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

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

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

Едвард Кононович

Література:

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

Атмосфера Землі – повітряна оболонка.

Наявність особливої ​​кулі над земною поверхнею було доведено ще давніми греками, які називали атмосферу парової чи газової кулі.

Це одна з геосфер планети, без якої існування всього живого було б неможливим.

Де знаходиться атмосфера

Атмосфера щільним повітряним шаром оточує планети, починаючи з земної поверхні. Стикається з гідросферою, покриває літосферу, йдучи далеко у космічний простір.

З чого складається атмосфера

Повітряний шар Землі складається переважно з повітря, загальна маса якого досягає 5,3*1018 кілограм. З них хвора частина – це сухе повітря, а значно менше – водяна пара.

Над морем густина атмосфери дорівнює 1,2 кілограма на метр кубічний. Температура в атмосфері може досягати -140,7 градусів, повітря розчиняється у воді за нульової температури.

До складу атмосфери входять кілька шарів:

• Тропосфера;
• Тропопауза;
• Стратосфера та стратопауза;
• Мезосфера та мезопауза;
• Особлива лінія над рівнем моря, що називається лінією Карману;
• Термосфера та термопауза;
• Зона розсіювання чи екзосфера.

Кожен шар має свої особливості, вони пов'язані між собою та забезпечують функціонування повітряної оболонки планети.

Кордони атмосфери

Найнижчий край атмосфери проходить по гідросфері та верхніх шарах літосфери. Верхня межа починається в екзосфері, яка знаходиться за 700 кілометрів від поверхні планети і попале досягати 1,3 тисячі кілометрів.

За деякими даними, атмосфера досягається 10 тисяч кілометрів. Вчені домовилися, що верхньою межею повітряного шару має бути лінія Кармана, оскільки тут уже неможливе повітроплавання.

Завдяки постійним вивченням у цій сфері, вчені встановили, що атмосфера стикається з іоносферою на висоті 118 кілометрів.

Хімічно склад

Цей шар Землі складається з газів та газових домішок, до яких належать залишки горіння, морська сіль, лід, вода, пил. Склад та маса газів, які можна виявити в атмосфері, практично ніколи не змінюється, змінюється лише концентрація води та вуглекислого газу.

Склад води може змінюватися від 0,2 до 2,5 відсотка, що залежить від широти. Додатковими елементами є хлор, азот, сірка, аміак, вуглець, озон, вуглеводні, соляна кислота, фтороводород, бромоводень, йодівник.

Окрему частину займають ртуть, йод, бром, оксид азоту. Крім того, у тропосфері зустрічаються рідкі та тверді частинки, які називаються аерозоль. В атмосфері зустрічається один із найрідкісніших газів на планеті – радон.

За хімічним складом – азот займає понад 78% атмосфери, кисню – майже 21%, вуглекислий газ – 0,03%, аргон – майже 1%, сумарна кількість речовини становить менше 0,01%. Такий склад повітря сформувався, коли планета тільки виникла і почала розвиватися.

З появою людини, яка поступово перейшла до виробництва, хімічний склад змінився. Зокрема постійно збільшується кількість вуглекислого газу.

Функції атмосфери

Гази, що знаходяться в повітряному шарі, виконують різні функції. По-перше, поглинають промені та променисту енергію. По-друге, впливають формування температури у атмосфері і Землі. По-третє, забезпечує життя та її перебіг на Землі.

Крім того, цей шар забезпечує терморегуляцію, від чого залежить погода та клімат, режим розподілу тепла та атмосферного тиску. Тропосфера допомагає регулювати потоки повітряних мас, визначати рух води, процеси теплового обміну.

Атмосфера постійно взаємодіє із літосферою, гідросферою, забезпечуючи геологічні процеси. Найголовнішою функцією є те, що відбувається захист від пилу метеоритного походження, від впливу космосу та сонця.

Факти

• Кисень забезпечує на Землі розкладання органічних речовин твердої породи, що дуже важливо при викидах, розкладанні порід, окиснення організмів.
• Вуглекислий газ сприяє тому, що відбувається фотосинтез, а також пропускання коротких хвиль сонячної радіації, поглинання теплових довгих хвиль. Якщо цього немає, тоді спостерігається так званий парниковий ефект.
• Однією з основних проблем, пов'язаних з атмосферою, є забруднення, що відбувається через роботу підприємств та автомобільних вихлопів. Тому в багатьох країнах запроваджено спеціальний екологічний контроль, а на міжнародному рівні вживаються спеціальні механізми регулювання викидів та парникового ефекту.

Разом із Землею обертається і газова оболонка нашої планети, яка називається атмосферою. Процеси, які в ній відбуваються, визначають погоду на нашій планеті, також саме атмосфера захищає тваринний та рослинний світ від згубного впливу ультрафіолетових променів, забезпечує оптимальну температуру тощо. , Визначити не так вже й просто, і ось чому.

Атмосфера землі км

Атмосфера є газовим простором. Її верхня межа виражена нечітко, оскільки гази, що вищі, тим більше розріджуються і переходять у космічний простір поступово. Якщо говорити приблизно про те, який діаметр атмосфери землі, то вчені називають цифру близько 2-3 тисяч кілометрів.

Складається атмосфера Земліз чотирьох шарів, які також плавно переходять один до одного. Це:

• тропосфера;
• стратосфера;
• мезосфера;
• іоносфера (термосфера).

До речі, цікавий факт: планета земля без атмосфери була б такою ж тихою, як Місяць, оскільки звук – це коливання повітряних частинок. А те, що небо – блакитного світла, пояснюється специфікою розкладання сонячних променів, що проходять через атмосферу.

Особливості кожного шару атмосфери

Товщина тропосфери становить від восьми до десяти кілометрів (в помірних широтах – до 12, а над екватором – до 18 кілометрів). Повітря в цьому шарі нагрівається від суші та води, тому чим більше радіус атмосфери Землітим температура нижче. Тут зосереджено 80 відсотків усієї маси атмосфери та концентрується водяна пара, формуються грози, бурі, хмари, опади, відбувається переміщення повітря у вертикальному та горизонтальному напрямках.

Стратосфера розташована від тропосфери на висоті від восьми до 50 км. Повітря тут розріджене, тому сонячні промені не розсіюються, і колір неба стає фіолетовим. Цей шар завдяки озону поглинає ультрафіолет.

Мезосфера знаходиться ще вище - на висоті 50-80 кілометрів. Тут небо здається чорним, а температура шару становить до мінус дев'яноста градусів. Далі йде термосфера, тут температура вже різко підвищується, а потім зупиняється на висоті 600 км на позначці 240 градусів.

Найбільш розряджений шар - іоносфера, для нього характерна висока наелектризованість, а ще він відображає радіохвилі різної довжини, як дзеркало. Саме тут формується північне сяйво.

Оновлено: Березень 31, 2016 автором: Ганна Волосовець