Температурни слоеви на атмосферата. Слоеви на атмосферата по ред од површината на земјата. Бела лента на небото

АТМОСФЕРА на Земјата(грчка атмос пареа + сфаира сфера) - гасовита обвивка што ја опкружува Земјата. Масата на атмосферата е околу 5,15 10 15 Биолошкото значење на атмосферата е огромно. Во атмосферата се случува размена на маса и енергија помеѓу живата и неживата природа, помеѓу флората и фауната. Атмосферскиот азот се апсорбира од микроорганизми; Од јаглерод диоксид и вода, користејќи ја енергијата на сонцето, растенијата синтетизираат органски материи и ослободуваат кислород. Присуството на атмосфера обезбедува зачувување на водата на Земјата, што е исто така важен услов за постоење на живи организми.

Студиите спроведени со употреба на геофизички ракети на голема височина, вештачки Земјини сателити и меѓупланетарни автоматски станици утврдија дека атмосферата на Земјата се протега на илјадници километри. Границите на атмосферата се нестабилни, тие се под влијание на гравитационото поле на Месечината и притисокот на протокот на сончевите зраци. Над екваторот во областа на земјината сенка, атмосферата достигнува височини од околу 10.000 km, а над половите нејзините граници се оддалечени 3.000 km од површината на земјата. Најголемиот дел од атмосферата (80-90%) се наоѓа на надморска височина до 12-16 км, што се објаснува со експоненцијалната (нелинеарната) природа на намалувањето на густината (рефакцијата) на нејзината гасовита средина како што се зголемува надморската височина. надморска височина.

Постоењето на повеќето живи организми во природни услови е можно во уште потесни граници на атмосферата, до 7-8 km, каде што е неопходно за активно појавување на биолошки процесикомбинација на атмосферски фактори како што се составот на гасот, температурата, притисокот, влажноста. Од хигиенско значење се и движењето и јонизацијата на воздухот, врнежите и електричната состојба на атмосферата.

Состав на гас

Атмосферата е физичка мешавина од гасови (Табела 1), главно азот и кислород (78,08 и 20,95 вол.%). Односот на атмосферските гасови е речиси ист до надморска височина од 80-100 km. Постојаноста на главниот дел од гасовиот состав на атмосферата се одредува со релативното балансирање на процесите на размена на гасови помеѓу живата и неживата природа и континуираното мешање на воздушните маси во хоризонтална и вертикална насока.

Табела 1. КАРАКТЕРИСТИКИ НА ХЕМИСКИОТ СОСТАВ НА СУВИОТ АТМОСФЕРСКИ ВОЗДУХ НА ЗЕМЈИНАТА ПОВРШИНА

Состав на гас	Волуменска концентрација, %
Кислород
Јаглерод диоксид
Нитрооксид
Сулфур диоксид	0 до 0,0001
	Од 0 до 0,000007 во лето, од 0 до 0,000002 во зима
Азот диоксид	Од 0 до 0,000002
Јаглерод моноксид

На надморска височина над 100 km има промена во процентот на поединечни гасови поврзани со нивната дифузна стратификација под влијание на гравитацијата и температурата. Покрај тоа, под влијание на ултравиолетовите со кратка бранова должина и рендгенските зраци на надморска височина од 100 km или повеќе, молекулите на кислород, азот и јаглерод диоксид се дисоцираат во атоми. На големи надморски височини овие гасови се наоѓаат во форма на високо јонизирани атоми.

Содржината на јаглерод диоксид во атмосферата на различни региони на Земјата е помалку константна, што делумно се должи на нерамномерната распределба на големите индустриски претпријатија кои го загадуваат воздухот, како и на нерамномерната распределба на вегетацијата и водните басени на Земјата кои апсорбираат јаглерод диоксид. Променлива во атмосферата е и содржината на аеросоли (види) - честички суспендирани во воздухот со големина од неколку милимикрони до неколку десетици микрони - формирани како резултат на вулкански ерупции, моќни вештачки експлозии и загадување од индустриските претпријатија. Концентрацијата на аеросоли брзо се намалува со надморска височина.

Најпроменлива и важна од променливите компоненти на атмосферата е водената пареа, чија концентрација на површината на земјата може да варира од 3% (во тропските предели) до 2 × 10 -10% (на Антарктикот). Колку е поголема температурата на воздухот, толку повеќе влага во атмосферата може да има и други нешта еднакви и обратно. Најголемиот дел од водена пареа е концентрирана во атмосферата на надморска височина од 8-10 km. Содржината на водена пареа во атмосферата зависи од комбинираното влијание на испарувањето, кондензацијата и хоризонталниот транспорт. На големи надморски височини, поради намалувањето на температурата и кондензацијата на пареите, воздухот е речиси сув.

Земјината атмосфера, покрај молекуларниот и атомскиот кислород, содржи и мали количини на озон (види), чија концентрација е многу променлива и варира во зависност од висината и годишното време. Најголем дел од озонот е содржан во регионот на половите кон крајот на поларната ноќ на надморска височина од 15-30 km со нагло намалување нагоре и надолу. Озонот настанува како резултат на фотохемискиот ефект на ултравиолетовото сончево зрачење врз кислородот, главно на надморска височина од 20-50 km. Диатомските молекули на кислород делумно се распаѓаат во атоми и, спојувајќи се со нераспаднати молекули, формираат триатомски молекули на озон (полимерна, алотропна форма на кислород).

Присуството во атмосферата на група таканаречени инертни гасови (хелиум, неон, аргон, криптон, ксенон) е поврзано со континуираното појавување на процеси на природно радиоактивно распаѓање.

Биолошко значење на гасовитеатмосферата е многу одлична. За повеќето повеќеклеточни организмиодредена содржина на молекуларен кислород во гас или водната срединае незаменлив фактор во нивното постоење, кој при дишењето го одредува ослободувањето на енергија од органските материи првично создадени при фотосинтезата. Не случајно горните граници на биосферата (дел од површината на земјината топка и долниот дел од атмосферата каде што постои живот) се одредени со присуството на доволна количина кислород. Во процесот на еволуција, организмите се адаптирале на одредено ниво на кислород во атмосферата; промената на содржината на кислород, или се намалува или се зголемува, има негативен ефект (види Висинска болест, Хипероксија, Хипоксија).

Озонската алотропна форма на кислород, исто така, има изразен биолошки ефект. Во концентрации што не надминуваат 0,0001 mg/l, што е типично за одморалиштата и морските брегови, озонот има лековито дејство - го стимулира дишењето и кардиоваскуларната активност и го подобрува сонот. Со зголемување на концентрацијата на озон, се појавува неговиот токсичен ефект: иритација на очите, некротично воспаление на мукозните мембрани на респираторниот тракт, егзацербација на белодробни заболувања, автономни неврози. Во комбинација со хемоглобинот, озонот формира метхемоглобин, што доведува до нарушување на респираторната функција на крвта; преносот на кислород од белите дробови до ткивата станува отежнат и се развива задушување. Атомскиот кислород има сличен негативен ефект врз телото. Озонот игра значајна улога во создавањето на термички режими на различни слоеви на атмосферата поради исклучително силната апсорпција на сончевото зрачење и копненото зрачење. Озонот најинтензивно ги апсорбира ултравиолетовите и инфрацрвените зраци. Сончевите зраци со бранова должина помала од 300 nm се речиси целосно апсорбирани од атмосферскиот озон. Така, Земјата е опкружена со еден вид „озонски екран“ кој заштитува многу организми од деструктивните ефекти на ултравиолетовото зрачење од Сонцето.Азотот во атмосферскиот воздух е од големо биолошко значење, пред се како извор на т.н. фиксиран азот - ресурс на растителна (и на крајот животинска) храна. Физиолошкото значење на азот се определува со неговото учество во создавањето на нивото на атмосферски притисок неопходен за животните процеси. Под одредени услови на промена на притисокот, азотот игра голема улога во развојот на голем број нарушувања во телото (види Болест на декомпресија). Контроверзни се претпоставките дека азотот го ослабува токсичниот ефект на кислородот врз телото и се апсорбира од атмосферата не само од микроорганизмите, туку и од повисоките животни.

Инертните гасови на атмосферата (ксенон, криптон, аргон, неон, хелиум) при парцијалниот притисок што го создаваат во нормални услови можат да се класифицираат како биолошки индиферентни гасови. Со значително зголемување на парцијалниот притисок, овие гасови имаат наркотички ефект.

Присуството на јаглерод диоксид во атмосферата обезбедува акумулација на сончевата енергија во биосферата преку фотосинтеза на сложени јаглеродни соединенија, кои постојано се појавуваат, се менуваат и се распаѓаат во текот на животот. Овој динамичен систем се одржува со активноста на алгите и копнените растенија, кои ја заробуваат енергијата на сончевата светлина и ја користат за претворање на јаглерод диоксид (види) и вода во различни органски соединенијасо ослободување на кислород. Нагорното проширување на биосферата е делумно ограничено со фактот дека на надморска височина над 6-7 km, растенијата што содржат хлорофил не можат да живеат поради нискиот парцијален притисок на јаглерод диоксид. Јаглерод диоксидот е исто така многу активен физиолошки, бидејќи игра важна улога во регулирањето на метаболичките процеси, активноста на централниот нервен систем, дишење, циркулација на крв, кислороден режим на телото. Меѓутоа, оваа регулација е посредувана од влијанието на јаглеродниот диоксид што го произведува самото тело, а не доаѓа од атмосферата. Во ткивата и крвта на животните и луѓето, парцијалниот притисок на јаглерод диоксидот е приближно 200 пати поголем од неговиот притисок во атмосферата. И само со значително зголемување на содржината на јаглерод диоксид во атмосферата (повеќе од 0,6-1%) се забележуваат нарушувања во телото, означени со терминот хиперкапнија (види). Целосната елиминација на јаглерод диоксид од вдишениот воздух не може директно да има негативно влијание врз човечкото тело и животните.

Јаглерод диоксидот игра улога во апсорпцијата на зрачењето на долгите бранови и одржувањето на „ефектот на стаклена градина“ кој ги зголемува температурите на површината на Земјата. Се проучува и проблемот со влијанието врз топлинските и другите атмосферски услови на јаглеродниот диоксид, кој во огромни количини влегува во воздухот како индустриски отпад.

Атмосферската водена пареа (влажност на воздухот) исто така влијае на човечкото тело, особено на размената на топлина со околината.

Како резултат на кондензација на водена пареа во атмосферата, се формираат облаци и паѓаат врнежи (дожд, град, снег). Водената пареа, расејувајќи го сончевото зрачење, учествува во создавањето на термичкиот режим на Земјата и долните слоеви на атмосферата и во формирањето на метеоролошките услови.

Атмосферски притисок

Атмосферски притисок (барометриски) е притисокот што го врши атмосферата под влијание на гравитацијата на површината на Земјата. Големината на овој притисок во секоја точка во атмосферата е еднаква на тежината на прекриената воздушна колона со една основа, која се протега над мерната локација до границите на атмосферата. Атмосферскиот притисок се мери со барометар (cm) и се изразува во милибари, во њутни на квадратен метарили висината на живата колона во барометарот во милиметри, намалена на 0° и нормалната вредност на забрзувањето на гравитацијата. Во табелата Во табела 2 се прикажани најчесто користените единици за мерење на атмосферскиот притисок.

Промените на притисокот се случуваат поради нерамномерно загревање на воздушните маси лоцирани над копно и вода на различни географски широчини. Како што температурата расте, густината на воздухот и притисокот што го создава се намалуваат. Огромната акумулација на брзо-движечки воздух со низок притисок (со намалување на притисокот од периферијата до центарот на вителот) се нарекува циклон, со висок притисок (со зголемување на притисокот кон центарот на вителот) - антициклон. За временската прогноза, важни се непериодичните промени во атмосферскиот притисок што се случуваат во движење на огромни маси и се поврзани со појавата, развојот и уништувањето на антициклоните и циклоните. Особено големи промени во атмосферскиот притисок се поврзани со брзото движење на тропските циклони. Во овој случај, атмосферскиот притисок може да се промени за 30-40 mbar дневно.

Падот на атмосферскиот притисок во милибари на растојание од 100 km се нарекува хоризонтален барометриски градиент. Вообичаено, хоризонталниот барометриски градиент е 1-3 mbar, но кај тропските циклони понекогаш се зголемува до десетици милибари на 100 km.

Со зголемување на надморската височина, атмосферскиот притисок се намалува логаритамски: на почетокот многу нагло, а потоа се помалку и помалку забележливо (сл. 1). Затоа кривата на промена барометриски притисокима експоненцијална природа.

Намалувањето на притисокот по единица вертикално растојание се нарекува вертикален барометриски градиент. Често тие ја користат неговата инверзна вредност - барометриската фаза.

Бидејќи барометрискиот притисок е збир од парцијалните притисоци на гасовите што го формираат воздухот, очигледно е дека со зголемувањето на надморската височина, заедно со намалувањето на вкупниот притисок на атмосферата, парцијалниот притисок на гасовите што го сочинуваат воздухот исто така се намалува. Парцијалниот притисок на кој било гас во атмосферата се пресметува со формулата

каде што P x е парцијалниот притисок на гасот, P z е атмосферскиот притисок на висина Z, X% е процентот на гас чиј парцијален притисок треба да се одреди.

Ориз. 1. Промена на барометрискиот притисок во зависност од надморската височина.

Ориз. 2. Промени во парцијалниот притисок на кислородот во алвеоларниот воздух и заситеноста на артериската крв со кислород во зависност од промените на надморската височина при дишење воздух и кислород. Дишењето на кислородот започнува на надморска височина од 8,5 km (експеримент во комора за притисок).

Ориз. 3. Компаративни криви на просечни вредности на активна свест кај лице во минути на различни надморски височини по брзо искачување при дишење воздух (I) и кислород (II). На надморска височина над 15 km, активната свест е подеднакво нарушена кога дише кислород и воздух. На надморска височина до 15 km, дишењето на кислород значително го продолжува периодот на активна свест (експеримент во комора за притисок).

Бидејќи процентуалниот состав на атмосферските гасови е релативно константен, за да го одредите парцијалниот притисок на кој било гас треба само да го знаете вкупниот барометарски притисок на дадена надморска височина (сл. 1 и табела 3).

Табела 3. ТАБЕЛА НА СТАНДАРДНА АТМОСФЕРА (ГОСТ 4401-64) 1

Геометриска висина (m)	Температура		Барометриски притисок			Парцијален притисок на кислород (mmHg)
				mmHg чл.

1 Даден во скратена форма и дополнет со колоната „Парцијален притисок на кислород“.

При одредување на парцијалниот притисок на гасот во влажен воздух, потребно е да се одземе притисокот (еластичноста) на заситените пареи од вредноста на барометарскиот притисок.

Формулата за одредување на парцијалниот притисок на гасот во влажен воздух ќе биде малку поинаква отколку за сув воздух:

каде pH 2 O е притисок на водена пареа. На t° 37°, притисокот на заситената водена пареа е 47 mm Hg. чл. Оваа вредност се користи при пресметување на парцијалните притисоци на алвеоларните воздушни гасови во услови на земја и на висока надморска височина.

Ефектот на високиот и нискиот крвен притисок врз телото. Промените во барометрискиот притисок нагоре или надолу имаат различни ефекти врз телото на животните и луѓето. Ефектот на зголемен притисок е поврзан со механичкото и продорно физичко и хемиско дејство на гасната средина (т.н. ефекти на компресија и пенетрација).

Ефектот на компресија се манифестира со: општа волуметриска компресија предизвикана од подеднакво зголемување на силите на механичкиот притисок врз органите и ткивата; механонаркоза предизвикана од униформа волуметриска компресија при многу висок барометриски притисок; локален нерамномерен притисок врз ткивата што ги ограничува шуплините што содржат гас кога има прекина врска помеѓу надворешниот воздух и воздухот во шуплината, на пример, средното уво, параназалните шуплини (види Баротраума); зголемување на густината на гасот во надворешниот респираторен систем, што предизвикува зголемување на отпорноста на респираторните движења, особено при присилно дишење (физички стрес, хиперкапнија).

Пенетрирачкиот ефект може да доведе до токсичен ефект на кислород и рамнодушни гасови, чие зголемување на содржината во крвта и ткивата предизвикува наркотична реакција; првите знаци на исеченица при употреба на мешавина на азот-кислород кај луѓето се јавуваат при притисок од 4-8 атм. Зголемувањето на парцијалниот притисок на кислородот првично го намалува нивото на функционирање на кардиоваскуларните и респираторните системи поради исклучувањето на регулаторното влијание на физиолошката хипоксемија. Кога парцијалниот притисок на кислородот во белите дробови се зголемува за повеќе од 0,8-1 ата, се појавува неговиот токсичен ефект (оштетување на ткивото на белите дробови, конвулзии, колапс).

Ефектите на пенетрација и компресија на зголемениот притисок на гасот се користат во клиничката медицина за третман на разни болести со општо и локално нарушување на снабдувањето со кислород (види Баротерапија, терапија со кислород).

Намалувањето на притисокот има уште поизразен ефект врз телото. Во услови на исклучително ретка атмосфера, главниот патогенетски фактор што доведува до губење на свеста за неколку секунди, а до смрт за 4-5 минути, е намалувањето на парцијалниот притисок на кислородот во вдишениот воздух, а потоа и во алвеоларната воздух, крв и ткива (сл. 2 и 3). Умерената хипоксија предизвикува развој на адаптивни реакции на респираторните и хемодинамските системи, насочени кон одржување на снабдувањето со кислород првенствено на виталните органи (мозок, срце). Со изразен недостаток на кислород, оксидативните процеси се инхибираат (поради респираторните ензими), а аеробните процеси на производство на енергија во митохондриите се нарушени. Ова води прво до нарушување на функциите на виталните органи, а потоа и до неповратно структурно оштетување и смрт на телото. Развојот на адаптивни и патолошки реакции, промени во функционалната состојба на телото и човечките перформанси при намалување на атмосферскиот притисок се одредуваат според степенот и стапката на намалување на парцијалниот притисок на кислородот во вдишениот воздух, времетраењето на престојот на надморска височина, интензитетот на извршената работа и почетната состојба на телото (види Висинска болест).

Намалувањето на притисокот на надморска височина (дури и ако е исклучен недостатокот на кислород) предизвикува сериозни нарушувања во телото, обединети со концептот на „нарушувања на декомпресија“, кои вклучуваат: надуеност на голема надморска височина, баротитис и барозинузитис, декомпресивна болест на висока надморска височина и висока -висински ткивен емфизем.

Надуеноста на голема надморска височина се развива поради проширување на гасовите во гастроинтестиналниот тракт со намалување на барометарскиот притисок на абдоминалниот ѕид при издигнување на надморска височина од 7-12 km или повеќе. Од одредена важност е и ослободувањето на гасови растворени во цревната содржина.

Проширувањето на гасовите доведува до истегнување на желудникот и цревата, подигање на дијафрагмата, промена на положбата на срцето, иритација на рецепторниот апарат на овие органи и појава на патолошки рефлекси кои го нарушуваат дишењето и циркулацијата на крвта. Често се јавува остра болка во пределот на стомакот. Слични феномени понекогаш се случуваат меѓу нуркачите кога се издигнуваат од длабочина до површината.

Механизмот на развој на баротитис и барозинузитис, манифестиран со чувство на застој и болка, соодветно, во средното уво или параназалните шуплини, е сличен на развојот на надуеност на голема надморска височина.

Намалувањето на притисокот, покрај проширувањето на гасовите содржани во телесните шуплини, предизвикува и ослободување на гасови од течности и ткива во кои биле растворени под услови на притисок на ниво на морето или на длабочина, како и формирање на меурчиња со гас во телото.

Овој процес на ослободување на растворени гасови (првенствено азот) предизвикува развој на болест на декомпресија (види).

Ориз. 4. Зависност на точката на вриење на водата од надморската височина и барометарскиот притисок. Броевите на притисокот се наоѓаат под соодветните броеви на надморска височина.

Како што се намалува атмосферскиот притисок, точката на вриење на течностите се намалува (сл. 4). На надморска височина од повеќе од 19 km, каде барометарскиот притисок е еднаков на (или помал од) еластичноста на заситената пареа на телесна температура (37°), може да дојде до „врие“ на интерстицијалната и меѓуклеточната течност на телото, што резултира со големи вени, во шуплината на плеврата, желудникот, перикардот, во лабаво масно ткиво, односно во области со низок хидростатички и интерстицијален притисок, се формираат меурчиња од водена пареа и се развива ткивен емфизем на висока надморска височина. „Вриењето“ на голема надморска височина не влијае на клеточните структури, локализирано само во меѓуклеточната течност и крвта.

Масивните меурчиња на пареа можат да го блокираат срцето и циркулацијата на крвта и да го нарушат функционирањето на виталните системи и органи. Ова е сериозна компликација на акутниот кислороден глад кој се развива на големи надморски височини. Превенцијата на ткивен емфизем на висока надморска височина може да се постигне со создавање надворешен повратен притисок врз телото со помош на опрема за висока надморска височина.

Процесот на намалување на барометрискиот притисок (декомпресија) под одредени параметри може да стане штетен фактор. Во зависност од брзината, декомпресијата е поделена на мазна (бавна) и експлозивна. Последново се случува за помалку од 1 секунда и е придружено со силен тресок (како при пукање) и формирање на магла (кондензација на водена пареа поради ладење на воздухот што се шири). Типично, експлозивната декомпресија се јавува на надморска височина кога ќе се скрши застаклувањето на кабината под притисок или оделото под притисок.

За време на експлозивна декомпресија, белите дробови се првите што се засегнати. Брзото зголемување на интрапулмоналниот вишок на притисок (за повеќе од 80 mm Hg) доведува до значително истегнување на ткивото на белите дробови, што може да предизвика руптура на белите дробови (ако тие се прошират 2,3 пати). Експлозивната декомпресија, исто така, може да предизвика оштетување на гастроинтестиналниот тракт. Количината на вишокот притисок што се јавува во белите дробови во голема мера ќе зависи од брзината на истекот на воздухот од нив за време на декомпресија и волуменот на воздухот во белите дробови. Посебно е опасно ако горните дишни патишта се затворени во моментот на декомпресија (за време на голтање, задржување на здивот) или ако декомпресијата се совпаѓа со фазата на длабоко вдишување, кога белите дробови се исполнети со голема количина воздух.

Атмосферска температура

Температурата на атмосферата првично се намалува со зголемување на надморската височина (во просек од 15° на земјата до -56,5° на надморска височина од 11-18 km). Вертикалниот температурен градиент во оваа зона на атмосферата е околу 0,6° на секои 100 m; се менува во текот на денот и годината (Табела 4).

Табела 4. ПРОМЕНИ ВО ВЕРТИКАЛНИОТ ТЕМПЕРАТУРСКИ ГРАДИЕНТ НАД СРЕДНИОТ ПОЈАС НА ТЕРИТОРИЈАТА НА СССР

Ориз. 5. Промени во атмосферската температура на различни надморски височини. Границите на сферите се означени со точки.

На надморска височина од 11 - 25 km температурата станува константна и изнесува -56,5°; тогаш температурата почнува да расте, достигнувајќи 30-40° на надморска височина од 40 km и 70° на надморска височина од 50-60 km (сл. 5), што е поврзано со интензивна апсорпција на сончевото зрачење од озонот. Од надморска височина од 60-80 km, температурата на воздухот повторно благо се намалува (до 60 °), а потоа постепено се зголемува и изнесува 270 ° на надморска височина од 120 km, 800 ° на 220 km, 1500 ° на надморска височина од 300 km , и

на границата со вселената - повеќе од 3000 °. Треба да се напомене дека поради големата реткост и малата густина на гасовите на овие височини, нивниот топлински капацитет и способност да загреваат постудени тела е многу незначителен. Под овие услови, преносот на топлина од едно тело на друго се случува само преку зрачење. Сите разгледувани промени во температурата во атмосферата се поврзани со апсорпцијата на топлинска енергија од Сонцето од воздушните маси - директно и рефлектирано.

Во долниот дел од атмосферата во близина на површината на Земјата, распределбата на температурата зависи од приливот на сончевото зрачење и затоа има главно географски широчински карактер, односно линиите со еднаква температура - изотерми - се паралелни со географските широчини. Бидејќи атмосферата во пониските слоеви се загрева од површината на земјата, врз хоризонталната температурна промена силно влијае распределбата на континентите и океаните, чии термички својства се различни. Вообичаено, референтните книги укажуваат на температурата измерена за време на мрежните метеоролошки набљудувања со термометар инсталиран на висина од 2 m над површината на почвата. Највисоки температури (до 58°C) се забележани во пустините на Иран, а во СССР - на југот на Туркменистан (до 50°), најниски (до -87°) на Антарктикот и во СССР - во областите на Верхојанск и Ојмјакон (до -68 ° ). Во зима, вертикалниот температурен градиент во некои случаи, наместо 0,6°, може да надмине 1° на 100 m или дури да земе негативна вредност. Во текот на денот во топлата сезона, може да биде еднаква на многу десетици степени на 100 m. Постои и хоризонтален температурен градиент, кој обично се однесува на растојание од 100 km нормално на изотермата. Големината на хоризонталниот температурен градиент е десетини од степенот на 100 km, а во фронталните зони може да надмине 10° на 100 m.

Човечкото тело е способно да одржува топлинска хомеостаза (види) во прилично тесен опсег на флуктуации на температурата на надворешниот воздух - од 15 до 45 °. Значајните разлики во атмосферската температура во близина на Земјата и на надморска височина бараат употреба на специјални заштитни технички средства за да се обезбеди топлинска рамнотежа помеѓу човечкото тело и надворешната средина на големи надморски височини и вселенски летови.

Карактеристичните промени во атмосферските параметри (температура, притисок, хемиски состав, електрична состојба) овозможуваат условно да се подели атмосферата во зони или слоеви. Тропосфера- најблискиот слој до Земјата, чија горна граница се протега до 17-18 km на екваторот, до 7-8 km на половите и до 12-16 km на средните географски широчини. Тропосферата се карактеризира со експоненцијален пад на притисокот, присуство на постојан вертикален температурен градиент, хоризонтални и вертикални движења на воздушните маси и значителни промени во влажноста на воздухот. Тропосферата го содржи најголемиот дел од атмосферата, како и значителен дел од биосферата; Тука се појавуваат сите главни видови облаци, се формираат воздушни маси и фронтови, се развиваат циклони и антициклони. Во тропосферата, поради рефлексијата на сончевите зраци од снежната покривка на Земјата и ладењето на површинските воздушни слоеви, се јавува таканаречена инверзија, односно зголемување на температурата во атмосферата од дното кон врвот наместо вообичаеното намалување.

За време на топлата сезона, во тропосферата се јавува постојано турбулентно (неуредно, хаотично) мешање на воздушните маси и пренос на топлина со воздушни струи (конвекција). Конвекцијата ја уништува маглата и ја намалува прашината во долниот слој на атмосферата.

Вториот слој на атмосферата е стратосфера.

Започнува од тропосферата во тесна зона (1-3 km) со постојана температура (тропопауза) и се протега на надморска височина од околу 80 km. Карактеристика на стратосферата е прогресивната тенкост на воздухот, екстремно високиот интензитет на ултравиолетово зрачење, отсуството на водена пареа, присуството на големи количини на озон и постепеното зголемување на температурата. Високата содржина на озон предизвикува голем број оптички феномени (миражи), предизвикува рефлексија на звуците и има значително влијание врз интензитетот и спектралниот состав електромагнетно зрачење. Во стратосферата има постојано мешање на воздухот, така што неговиот состав е сличен на оној на тропосферата, иако неговата густина на горните граници на стратосферата е исклучително мала. Во стратосферата доминантни ветрови се западни, а во горната зона има премин кон источни ветрови.

Третиот слој на атмосферата е јоносфера, која започнува од стратосферата и се протега на надморска височина од 600-800 km.

Карактеристични карактеристики на јоносферата се екстремно ретко опаѓање на гасовитата средина, висока концентрација на молекуларни и атомски јони и слободни електрони, како и висока температура. Јоносферата влијае на ширењето на радио брановите, предизвикувајќи нивна рефракција, рефлексија и апсорпција.

Главниот извор на јонизација во високите слоеви на атмосферата е ултравиолетовото зрачење од Сонцето. Во овој случај, електроните се исфрлаат од атомите на гасот, атомите се претвораат во позитивни јони, а исфрлените електрони остануваат слободни или се заробени од неутрални молекули за да формираат негативни јони. На јонизацијата на јоносферата влијаат метеори, корпускуларно, рендгенско и гама зрачење од Сонцето, како и сеизмичките процеси на Земјата (земјотреси, вулкански ерупции, силни експлозии), кои генерираат акустични бранови во јоносферата, зголемувајќи ја амплитудата и брзината на осцилациите на атмосферските честички и промовирање на јонизација на молекулите и атомите на гасот (види Аеројонизација).

Електричната спроводливост во јоносферата, поврзана со високата концентрација на јони и електрони, е многу висока. Зголемената електрична спроводливост на јоносферата игра важна улога во одразот на радио брановите и појавата на поларните светлина.

Јоносферата е област за летање на вештачките Земјини сателити и интерконтиненталните балистички ракети. Во моментов, вселенската медицина ги проучува можните ефекти од условите на летот во овој дел од атмосферата врз човечкото тело.

Четвртиот, надворешен слој на атмосферата - егзосфера. Оттука, атмосферските гасови се дисперзираат во вселената поради дисипација (надминување на силите на гравитација од молекулите). Потоа, постои постепен премин од атмосферата во меѓупланетарен простор. Егзосферата се разликува од втората во присуство на голем број слободни електрони, формирајќи го вториот и третиот радијационен појас на Земјата.

Поделбата на атмосферата на 4 слоја е многу произволна. Така, според електричните параметри, целата дебелина на атмосферата е поделена на 2 слоја: неутросфера, во која преовладуваат неутрални честички и јоносфера. Врз основа на температурата, се разликуваат тропосферата, стратосферата, мезосферата и термосферата, одделени со тропопауза, стратосфера и мезопауза, соодветно. Слојот на атмосферата кој се наоѓа помеѓу 15 и 70 km и се карактеризира со висока содржина на озон се нарекува озоносфера.

За практични цели, погодно е да се користи Меѓународната стандардна атмосфера (MCA), за која се прифатени следниве услови: притисокот на ниво на морето на t° 15° е еднаков на 1013 mbar (1,013 X 10 5 nm 2, или 760 mm Hg); температурата се намалува за 6,5° на 1 km до ниво од 11 km (условна стратосфера), а потоа останува константна. Во СССР беше усвоена стандардната атмосфера ГОСТ 4401 - 64 (Табела 3).

Врнежите. Бидејќи најголемиот дел од атмосферската водена пареа е концентрирана во тропосферата, процесите на фазни транзиции на водата што предизвикуваат врнежи се случуваат претежно во тропосферата. Тропосферските облаци обично покриваат околу 50% од целата земјина површина, додека облаците во стратосферата (на надморска височина од 20-30 km) и во близина на мезопаузата, наречени бисерни и ноќни, соодветно, се забележуваат релативно ретко. Како резултат на кондензација на водена пареа во тропосферата, се формираат облаци и се појавуваат врнежи.

Врз основа на природата на врнежите, врнежите се поделени на 3 вида: обилни, поројни и врнежливи. Количината на врнежите се одредува според дебелината на слојот од паднатата вода во милиметри; Врнежите се мерат со помош на мерачи за дожд и мерачи за врнежи. Интензитетот на врнежите се изразува во милиметри во минута.

Распределбата на врнежите во поединечни сезони и денови, како и на територијата е крајно нерамномерна, што се должи на атмосферската циркулација и влијанието на површината на Земјата. Така, на Хавајските острови годишно паѓаат во просек по 12.000 mm, а во најсушните области на Перу и Сахара врнежите не надминуваат 250 mm, а понекогаш и не паѓаат неколку години. Во годишната динамика на врнежите се издвојуваат следниве видови: екваторијални - со максимални врнежи по пролетната и есенската рамноденица; тропски - со максимални врнежи во лето; монсуните - со многу изразен врв во лето и сува зима; суптропски - со максимални врнежи во зима и суво лето; континентални умерени географски широчини - со максимални врнежи во лето; поморски умерени географски широчини - со максимални врнежи во зима.

Целиот атмосферско-физички комплекс на климатски и метеоролошки фактори што го сочинуваат времето е широко користен за промовирање на здравјето, стврднување и за медицински цели (види Климатотерапија). Заедно со ова, утврдено е дека остри флуктуации на овие атмосферски фактори можат негативно да влијаат на физиолошките процеси во телото, предизвикувајќи развој на различни патолошки состојби и егзацербација на болести наречени метеотропни реакции (види Климатопатологија). Од особено значење во овој поглед се честите долгорочни атмосферски нарушувања и остри нагли флуктуации на метеоролошките фактори.

Метеотропните реакции се забележани почесто кај луѓе кои страдаат од болести на кардиоваскуларниот систем, полиартритис, бронхијална астма, пептични улкуси и кожни болести.

Библиографија: Belinsky V. A. и Pobiyaho V. A. Aerology, L., 1962, библиогр.; Биосферата и нејзините ресурси, ед. V. A. Kovdy, M., 1971; Данилов А.Д. Хемија на јоносферата, Ленинград, 1967 година; Колобков Н.В. Атмосферата и нејзиниот живот, М., 1968; Калитин Н.Х. Основи на атмосферската физика како што се применува во медицината, Ленинград, 1935; Matveev L. T. Основи на општата метеорологија, Атмосферска физика, Ленинград, 1965, библиогр.; Минх А. А. Јонизација на воздухот и неговото хигиенско значење, М., 1963, библиогр.; ака, Методи на хигиенско истражување, М., 1971, библиогр.; Курс за метеорологија Тверској П.Н., Л., 1962 година; Umansky S.P. Man in Space, М., 1970; Хвостиков И.А. Високи слоеви на атмосферата, Ленинград, 1964 година; X r g i a n A. X. Физика на атмосферата, Л., 1969, библиогр.; Хромов С.П. Метеорологија и климатологија за географски факултети, Ленинград, 1968 година.

Ефектот на високиот и нискиот крвен притисок врз телото- Армстронг Г. Авијациска медицина, транс. од англиски, М., 1954, библиогр.; Залтсман Г.Л. Физиолошки основи на престојот на една личност во услови на висок притисок на еколошките гасови, Л., 1961 година, библиогр.; Иванов Д.И. и Хромушкин А.И. Системи за поддршка на човечкиот живот при летови на висока надморска височина и вселенски летови, М., 1968 година, библиогр.; Исаков П.К и други Теорија и практика на воздухопловната медицина, М., 1971, библиогр.; Коваленко Е. А. и Черњаков И. Miles S. Подводна медицина, транс. од англиски, М., 1971, библиогр.; Басби Д. Е. Вселенска клиничка медицина, Дордрехт, 1968 година.

И. Н. Черњаков, М. Т. Дмитриев, С. И. Непомњашчи.

Дебелината на атмосферата е приближно 120 km од површината на Земјата. Вкупната маса на воздухот во атмосферата е (5,1-5,3) 10 18 kg. Од нив, масата на сув воздух е 5,1352 ±0,0003 10 18 kg, вкупната маса на водена пареа е во просек 1,27 10 16 kg.

Тропопауза

Преодниот слој од тропосферата во стратосферата, слој од атмосферата во кој престанува намалувањето на температурата со висината.

Стратосфера

Слој од атмосферата кој се наоѓа на надморска височина од 11 до 50 km. Се карактеризира со мала промена на температурата во слојот од 11-25 km (долниот слој на стратосферата) и зголемување на температурата во слојот од 25-40 km од -56,5 на 0,8 ° (горниот слој на стратосферата или регионот на инверзија). Откако достигна вредност од околу 273 K (речиси 0 °C) на надморска височина од околу 40 km, температурата останува константна до надморска височина од околу 55 km. Овој регион со постојана температура се нарекува стратопауза и е граница помеѓу стратосферата и мезосферата.

Стратопауза

Граничниот слој на атмосферата помеѓу стратосферата и мезосферата. Во вертикалната дистрибуција на температурата има максимум (околу 0 °C).

Мезосфера

Земјината атмосфера

Границата на атмосферата на Земјата

Термосфера

Горната граница е околу 800 км. Температурата се искачува на надморска височина од 200-300 km, каде што достигнува вредности од редот од 1500 K, по што останува речиси константна на големи надморски височини. Под влијание на ултравиолетово и сончево зрачење со рендген и космичко зрачење, се јавува јонизација на воздухот („аурори“) - главните региони на јоносферата лежат во термосферата. На надморска височина над 300 km преовладува атомскиот кислород. Горната граница на термосферата во голема мера е одредена од моменталната активност на Сонцето. За време на периоди на мала активност - на пример, во 2008-2009 година - има забележливо намалување на големината на овој слој.

Термопауза

Регионот на атмосферата во непосредна близина на термосферата. Во овој регион, апсорпцијата на сончевото зрачење е занемарлива и температурата всушност не се менува со надморската височина.

Егзосфера (сфера на расејување)

До надморска височина од 100 km, атмосферата е хомогена, добро измешана мешавина на гасови. Во повисоките слоеви, распределбата на гасовите по висина зависи од нивната молекуларна тежина; концентрацијата на потешките гасови се намалува побрзо со оддалеченоста од површината на Земјата. Поради намалувањето на густината на гасот, температурата паѓа од 0 °C во стратосферата на -110 °C во мезосферата. Сепак, кинетичката енергија на поединечни честички на надморска височина од 200-250 km одговара на температура од ~150 °C. Над 200 km се забележуваат значителни флуктуации на температурата и густината на гасот во времето и просторот.

На надморска височина од околу 2000-3500 km, егзосферата постепено се претвора во т.н. во близина на вселенски вакуум, кој е исполнет со многу ретки честички на меѓупланетарен гас, главно атоми на водород. Но, овој гас претставува само дел од меѓупланетарната материја. Другиот дел се состои од честички прашина од кометарно и метеорско потекло. Покрај екстремно ретки честички прашина, во овој простор продира и електромагнетно и корпускуларно зрачење од сончево и галактичко потекло.

Тропосферата сочинува околу 80% од масата на атмосферата, стратосферата - околу 20%; масата на мезосферата не е поголема од 0,3%, термосферата е помала од 0,05% од вкупната маса на атмосферата. Врз основа електрични својстваАтмосферата е поделена на неутроносфера и јоносфера. Во моментов се верува дека атмосферата се протега на надморска височина од 2000-3000 km.

Во зависност од составот на гасот во атмосферата, тие испуштаат хомосфераИ хетеросфера. Хетеросфера- Ова е областа каде гравитацијата влијае на одвојувањето на гасовите, бидејќи нивното мешање на таква надморска височина е занемарливо. Ова подразбира променлив состав на хетеросферата. Под него се наоѓа добро измешан, хомоген дел од атмосферата, наречен хомосфера. Границата меѓу овие слоеви се нарекува турбопауза, таа лежи на надморска височина од околу 120 км.

Физиолошки и други својства на атмосферата

Веќе на надморска височина од 5 km надморска височина, необучено лице почнува да доживува кислородно гладување и без адаптација, перформансите на една личност значително се намалуваат. Тука завршува физиолошката зона на атмосферата. Човечкото дишење станува невозможно на надморска височина од 9 km, иако до приближно 115 km атмосферата содржи кислород.

Атмосферата нè снабдува со кислород неопходен за дишење. Меѓутоа, поради падот на вкупниот притисок на атмосферата, како што се искачувате на надморска височина, парцијалниот притисок на кислородот соодветно се намалува.

Во ретки слоеви на воздух, ширењето на звукот е невозможно. До надморска височина од 60-90 km, сè уште е можно да се користи воздушен отпор и подигање за контролиран аеродинамичен лет. Но, почнувајќи од надморска височина од 100-130 km, концептите на бројот М и звучната бариера, познати на секој пилот, го губат своето значење: таму минува конвенционалната линија Карман, над која започнува регионот на чисто балистички лет, што може само да се контролира со помош на реактивни сили.

На надморска височина над 100 km, атмосферата е лишена од уште една извонредна особина - способност да апсорбира, спроведува и пренесува топлинска енергија со конвекција (т.е. со мешање на воздух). Тоа значи дека различните елементи на опремата на орбиталната вселенска станица нема да можат да се ладат однадвор на ист начин како што обично се прави во авион - со помош на воздушни млазници и воздушни радијатори. На оваа надморска височина, како и во вселената генерално, единствениот начин за пренос на топлина е топлинското зрачење.

Историја на атмосферско формирање

Според најчестата теорија, атмосферата на Земјата била три различникомпозиции. Првично, тој се состоеше од лесни гасови (водород и хелиум) заробени од меѓупланетарниот простор. Ова е т.н примарна атмосфера(пред околу четири милијарди години). Во следната фаза, активната вулканска активност доведе до заситеност на атмосферата со други гасови освен водород (јаглерод диоксид, амонијак, водена пареа). Така се формираше секундарна атмосфера(околу три милијарди години пред денес). Оваа атмосфера беше ресторативна. Понатаму, процесот на формирање на атмосферата беше одреден од следниве фактори:

• истекување на лесни гасови (водород и хелиум) во меѓупланетарниот простор;
• хемиски реакции кои се случуваат во атмосферата под влијание на ултравиолетово зрачење, молњски празнења и некои други фактори.

Постепено овие фактори доведоа до формирање терцијарна атмосфера, се карактеризира со многу пониска содржина на водород и многу поголема содржина на азот и јаглерод диоксид (формирани како резултат на хемиски реакции од амонијак и јаглеводороди).

Азот

Формирањето на големо количество на азот N2 се должи на оксидацијата на атмосферата на амонијак-водород со молекуларен кислород О2, кој почнал да доаѓа од површината на планетата како резултат на фотосинтезата, почнувајќи од пред 3 милијарди години. Азот N2 исто така се ослободува во атмосферата како резултат на денитрификација на нитрати и други соединенија што содржат азот. Азотот се оксидира со озон до NO во горната атмосфера.

Азот N 2 реагира само под специфични услови (на пример, за време на празнење на гром). Оксидацијата на молекуларниот азот со озон за време на електрични празнења се користи во мали количини во индустриското производство на азотни ѓубрива. Цијанобактериите (сино-зелени алги) и јазли бактерии кои формираат ризобијална симбиоза со мешунките растенија, т.н., можат да ја оксидираат со мала потрошувачка на енергија и да ја претворат во биолошки активна форма. зелено ѓубриво.

Кислород

Составот на атмосферата почна радикално да се менува со појавата на живи организми на Земјата, како резултат на фотосинтезата, придружена со ослободување на кислород и апсорпција на јаглерод диоксид. Првично, кислородот се трошеше за оксидација на редуцираните соединенија - амонијак, јаглеводороди, железен облик на железо содржан во океаните итн. На крајот на оваа фаза, содржината на кислород во атмосферата почна да се зголемува. Постепено се формираше модерна атмосфера со оксидирачки својства. Бидејќи ова предизвика сериозни и нагли промени во многу процеси што се случуваат во атмосферата, литосферата и биосферата, овој настан беше наречен „Кастрофа на кислородот“.

Благородни гасови

Загадување на воздухот

Неодамна, луѓето почнаа да влијаат на еволуцијата на атмосферата. Резултатот од неговите активности беше постојано значително зголемување на содржината на јаглерод диоксид во атмосферата поради согорувањето на јаглеводородни горива акумулирани во претходните геолошки епохи. Огромни количини на CO 2 се трошат за време на фотосинтезата и се апсорбираат од светските океани. Овој гас влегува во атмосферата поради распаѓање на карбонатните карпи и органски материи од растително и животинско потекло, како и поради вулканизмот и човечката индустриска активност. Во текот на изминатите 100 години, содржината на CO 2 во атмосферата се зголеми за 10%, а најголемиот дел (360 милијарди тони) доаѓа од согорување на гориво. Ако стапката на раст на согорувањето на горивото продолжи, тогаш во следните 200-300 години количината на CO 2 во атмосферата ќе се удвои и може да доведе до глобални климатски промени.

Согорувањето на горивото е главниот извор на загадувачки гасови (CO, SO2). Сулфур диоксидот се оксидира со атмосферски кислород до SO 3 во горните слоеви на атмосферата, што пак е во интеракција со вода и пареа на амонијак и добиената сулфурна киселина (H 2 SO 4) и амониум сулфат ((NH 4) 2 SO 4 ) се враќаат на површината на Земјата во форма на т.н. кисел дожд. Употребата на мотори со внатрешно согорување доведува до значително атмосферско загадување со азотни оксиди, јаглеводороди и соединенија на олово (тетраетил олово Pb(CH 3 CH 2) 4)).

Аеросолското загадување на атмосферата се должи на двете природни причини (вулкански ерупции, бури од прашина, внесување капки морска водаи полен од растенија итн.), и економската активностлуѓе (ископ на руда и Градежни Материјали, согорување гориво, производство на цемент итн.). Интензивното големо ослободување на честички во атмосферата е една од можните причини за климатските промени на планетата.

исто така види

• Jacchia (модел на атмосфера)

Белешки

Врски

Литература

1. В. В. Парин, Ф. П. Космолински, Б. А. Душков„Вселенска биологија и медицина“ (второ издание, ревидирана и проширена), М.: „Просвешчение“, 1975, 223 стр.
2. Н.В. Гусакова„Хемија животната средина“, Ростов-на-Дон: Феникс, 2004, 192 со ISBN 5-222-05386-5
3. Соколов В.А.Геохемија на природните гасови, М., 1971;
4. Мекјуен М., Филипс Л.Атмосферска хемија, М., 1978;
5. Ворк К., Ворнер С.Загадување на воздухот. Извори и контрола, транс. од англиски, М.. 1980;
6. Следење на позадинско загадување на природните средини. В. 1, Л., 1982 година.

Земјата
Историја на Земјата	Доба на Земјата Геолошка историја на Земјата Геохронолошка скала Историја на животот на Земјата Глецирање на Земјата Парадокс на слабото младо Сонце Теорија на удар на џин Хронологија на еволуцијата
Географија и геологијата	Австралија Азија Антарктик Африка Европа Северна Америка Јужна Америка Атлантскиот Океан Индискиот Океан Арктик Океан Тихиот Океан Јужен Океан Атмосфера

Атмосферата е една од најважните компоненти на нашата планета. Таа е таа што ги „засолни“ луѓето од суровите услови на вселената, како што се сончевото зрачење и вселенскиот отпад. Сепак, многу факти за атмосферата се непознати за повеќето луѓе.

Вистинската боја на небото

Иако е тешко да се поверува, небото е всушност виолетово. Кога светлината влегува во атмосферата, честичките на воздухот и водата ја апсорбираат светлината, расејувајќи ја. Во исто време, виолетовата боја најмногу се расфрла, поради што луѓето гледаат сино небо.

Ексклузивен елемент во атмосферата на Земјата

Како што многумина се сеќаваат од училиште, атмосферата на Земјата се состои од приближно 78% азот, 21% кислород и мали количини на аргон, јаглерод диоксид и други гасови. Но, малку луѓе знаат дека нашата атмосфера е единствената досега откриена од научниците (покрај кометата 67P) која има слободен кислород. Бидејќи кислородот е високо реактивен гас, тој често реагира со други хемикалии во вселената. Неговата чиста форма на Земјата ја прави планетата погодна за живеење.

Бела лента на небото

Сигурно, некои луѓе понекогаш се запрашале зошто на небото останува бела лента зад млазен авион. Овие бели патеки, познати како контраили, се формираат кога топлите, влажни издувни гасови од моторот на авионот се мешаат со поладен надворешен воздух. Водената пареа од издувните гасови се замрзнува и станува видлива.

Главните слоеви на атмосферата

Атмосферата на Земјата се состои од пет главни слоеви, кои овозможуваат живот на планетата. Првата од нив, тропосферата, се протега од нивото на морето до надморска височина од околу 17 km на екваторот. Повеќето временски настани се случуваат овде.

Озонски слој

Следниот слој на атмосферата, стратосферата, достигнува височина од приближно 50 km на екваторот. Содржи озонски слој, кој ги штити луѓето од опасните ултравиолетови зраци. Иако овој слој е над тропосферата, тој всушност може да биде потопол поради енергијата што се апсорбира од сончевите зраци. Повеќето млазни авиони и метеоролошки балони летаат во стратосферата. Авионите можат да летаат побрзо во него бидејќи се помалку погодени од гравитацијата и триењето. Метеоролошките балони можат да дадат подобра слика за бурите, од кои повеќето се случуваат пониско во тропосферата.

Мезосфера

Мезосферата е средниот слој, кој се протега на височина од 85 km над површината на планетата. Неговата температура се движи околу -120 °C. Повеќето метеори кои влегуваат во атмосферата на Земјата согоруваат во мезосферата. Последните два слоја што се протегаат во вселената се термосферата и егзосферата.

Исчезнување на атмосферата

Земјата најверојатно ја изгубила својата атмосфера неколку пати. Кога планетата била покриена со океани од магма, масивни меѓуѕвездени објекти удриле во неа. Овие удари, кои ја формираа и Месечината, можеби ја формираа атмосферата на планетата за прв пат.

Да нема атмосферски гасови...

Без различните гасови во атмосферата, Земјата би била премногу студена за човековото постоење. Водената пареа, јаглерод диоксидот и другите атмосферски гасови ја апсорбираат топлината од сонцето и ја „распределуваат“ низ површината на планетата, помагајќи да се создаде клима погодна за живот.

Формирање на озонската обвивка

Озлогласениот (и суштински) озонски слој е создаден кога атомите на кислород реагирале со ултравиолетова светлина од сонцето за да формираат озон. Озонот е тој што апсорбира најголем дел од штетното зрачење од сонцето. И покрај неговата важност, озонската обвивка е формирана релативно неодамна откако во океаните се појави доволно живот за да се ослободи во атмосферата количината на кислород потребна за да се создаде минимална концентрација на озон.

Јоносфера

Јоносферата е така наречена затоа што честичките со висока енергија од вселената и сонцето помагаат во формирањето на јони, создавајќи „електричен слој“ околу планетата. Кога немаше сателити, овој слој помогна да се рефлектираат радио брановите.

Кисел дожд

Киселиот дожд, кој уништува цели шуми и ги уништува водните екосистеми, се формира во атмосферата кога честичките на сулфур диоксид или азотни оксиди се мешаат со водена пареа и паѓаат на земјата како дожд. Овие хемиски соединенија се наоѓаат и во природата: сулфур диоксид се произведува за време на вулкански ерупции, а азотен оксид се произведува при удари на гром.

Моќ на молња

Молњата е толку моќна што само една завртка може да го загрее околниот воздух до 30.000 ° C. Брзото загревање предизвикува експлозивно ширење на воздухот во близина, што се слуша како звучен бран наречен гром.

Поларните светла

Aurora Borealis и Aurora Australis (северна и јужна поларна светлина) се предизвикани од јонски реакции кои се случуваат во четвртото ниво на атмосферата, термосферата. Кога силно наелектризираните честички од сончевиот ветер се судираат со молекулите на воздухот над магнетните полови на планетата, тие светат и создаваат блескави светлосни претстави.

Зајдисонца

Зајдисонцата често изгледаат како небото да гори, бидејќи малите атмосферски честички ја расфрлаат светлината, рефлектирајќи ја во портокалови и жолти нијанси. Истиот принцип лежи во основата на формирањето на виножита.

Жителите на горната атмосфера

Во 2013 година, научниците открија дека малите микроби можат да преживеат многу километри над површината на Земјата. На надморска височина од 8-15 километри над планетата, откриени се микроби кои уништуваат органски хемикалии и лебдат во атмосферата, „хранејќи се“ со нив.

Атмосферата почна да се формира заедно со формирањето на Земјата. Во текот на еволуцијата на планетата и како што нејзините параметри се приближуваа до современите вредности, се случија суштински квалитативни промени во нејзиниот хемиски состав и физички својства. Според еволутивниот модел, на рана фазаЗемјата била во стопена состојба и пред околу 4,5 милијарди години била формирана како солидна. Оваа пресвртница се зема како почеток на геолошката хронологија. Од тоа време започна бавната еволуција на атмосферата. Некои геолошки процеси (на пример, излевања на лава за време на вулкански ерупции) беа придружени со ослободување на гасови од утробата на Земјата. Тие вклучуваат азот, амонијак, метан, водена пареа, CO оксид и јаглерод диоксид CO 2. Под влијание на сончевото ултравиолетово зрачење, водената пареа се разложила на водород и кислород, но ослободениот кислород реагирал со јаглерод моноксид и формирал јаглерод диоксид. Амонијакот се распаѓа на азот и водород. За време на процесот на дифузија, водородот се искачи нагоре и ја напушти атмосферата, а потешкиот азот не можеше да испари и постепено се акумулира, станувајќи главна компонента, иако дел од него беше врзан во молекули како резултат на хемиски реакции ( цм. ХЕМИЈА НА АТМОСФЕРАТА). Под влијание на ултравиолетовите зраци и електричните празнења, мешавина на гасови присутни во првобитната атмосфера на Земјата влезе во хемиски реакции, што резултираше со формирање на органски материи, особено амино киселини. Со појавата на примитивните растенија, започна процесот на фотосинтеза, придружен со ослободување на кислород. Овој гас, особено по дифузијата во горните слоеви на атмосферата, почнал да ги штити своите долни слоеви и површината на Земјата од опасни по живот ултравиолетово зрачење и рендгенско зрачење. Според теоретските проценки, содржината на кислород, 25.000 пати помала од сега, веќе може да доведе до формирање на озонска обвивка со само половина од концентрацијата отколку сега. Сепак, ова е веќе доволно за да се обезбеди многу значајна заштита на организмите од деструктивните ефекти на ултравиолетовите зраци.

Веројатно е дека примарната атмосфера содржела многу јаглерод диоксид. Се користел за време на фотосинтезата, а неговата концентрација мора да се намалила како што еволуирал растителниот свет, а исто така и поради апсорпцијата за време на одредени геолошки процеси. Затоа што Ефект на стаклена градинаповрзани со присуството на јаглерод диоксид во атмосферата, флуктуациите во неговата концентрација се една од важните причини за такви големи климатска променаво историјата на Земјата, како ледено доба.

Хелиумот присутен во модерната атмосфера е главно производ на радиоактивното распаѓање на ураниум, ториум и радиум. Овие радиоактивни елементи испуштаат честички, кои се јадра на атомите на хелиум. Бидејќи за време на радиоактивното распаѓање ниту се формира ниту се уништува електричен полнеж, со формирањето на секоја а-честичка се појавуваат два електрони, кои, рекомбинирајќи се со а-честичките, формираат неутрални атоми на хелиум. Радиоактивните елементи се содржани во минералите дисперзирани во карпите, така што значителен дел од хелиумот формиран како резултат на радиоактивното распаѓање се задржува во нив, бегајќи многу бавно во атмосферата. Одредена количина на хелиум се крева нагоре во егзосферата поради дифузија, но поради постојаниот прилив од површината на земјата, волуменот на овој гас во атмосферата останува речиси непроменет. Врз основа на спектрална анализа на ѕвездената светлина и проучувањето на метеоритите, можно е да се процени релативното изобилство на различни хемиски елементиво Универзумот. Концентрацијата на неон во вселената е приближно десет милијарди пати поголема отколку на Земјата, криптон - десет милиони пати, а ксенон - милион пати. Следи дека концентрацијата на овие инертни гасови, очигледно првично присутни во атмосферата на Земјата и не надополнети за време на хемиските реакции, значително се намалила, веројатно дури и во фазата на губење на примарна атмосфера на Земјата. Исклучок е инертниот гас аргон, бидејќи во форма на изотоп 40 Ar сè уште се формира за време на радиоактивното распаѓање на изотопот на калиум.

Распределба на барометрискиот притисок.

Вкупната тежина на атмосферските гасови е приближно 4,5 10 15 тони. Така, „тежината“ на атмосферата по единица површина, или атмосферскиот притисок, на ниво на морето е приближно 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Притисок еднаков на P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. чл. = 1 atm, земен како стандарден просечен атмосферски притисок. За атмосферата во состојба на хидростатска рамнотежа имаме: г П= –rgd ч, тоа значи дека во висинскиот интервал од чпред ч+г чсе јавува еднаквост помеѓу промената на атмосферскиот притисок г Пи тежината на соодветниот елемент на атмосферата со единица површина, густина r и дебелина d ч.Како врска помеѓу притисокот Ри температура ТСе користи равенката на состојбата на идеален гас со густина r, која е сосема применлива за земјината атмосфера: П= r Р Т/m, каде што m е молекуларната тежина, а R = 8,3 J/(K mol) е универзалната гасна константа. Потоа длог П= – (м g/RT) г ч= – бд ч= – г ч/H, каде што градиентот на притисокот е на логаритамска скала. Неговата инверзна вредност H се нарекува скала на атмосферска надморска височина.

При интегрирање на оваа равенка за изотермална атмосфера ( Т= const) или за нејзиниот дел каде што таквото приближување е дозволено, се добива барометрискиот закон за распределба на притисокот со висина: П = П 0 експ(- ч/Х 0), каде што референцата за висина чпроизведени од нивото на океанот, каде што е стандардниот среден притисок П 0 . Изразување Х 0 = Р Т/ mg, се нарекува скала на надморска височина, која го карактеризира степенот на атмосферата, под услов температурата во неа да биде насекаде иста (изотермална атмосфера). Ако атмосферата не е изотермална, тогаш интеграцијата мора да ја земе предвид промената на температурата со висината и параметарот Н– некои локални карактеристики на атмосферските слоеви, во зависност од нивната температура и својствата на околината.

Стандардна атмосфера.

Модел (табела на вредности на главните параметри) што одговара на стандардниот притисок во основата на атмосферата Р 0, а хемискиот состав се нарекува стандардна атмосфера. Поточно, ова е условен модел на атмосферата, за кој се наведени просечните вредности на температура, притисок, густина, вискозност и други карактеристики на воздухот на надморска височина од 2 km под нивото на морето до надворешната граница на земјината атмосфера. за географска ширина 45° 32ў 33І. Параметрите на средната атмосфера на сите надморски височини беа пресметани со помош на равенката на состојбата на идеален гас и барометрискиот закон под претпоставка дека на ниво на морето притисокот е 1013,25 hPa (760 mm Hg) и температурата е 288,15 K (15,0 ° C). Според природата на вертикалната распределба на температурата, просечната атмосфера се состои од неколку слоеви, во секој од нив температурата е приближна линеарна функцијависина. Во најнискиот слој - тропосферата (h Ј 11 km) температурата паѓа за 6,5 ° C со секој километар покачување. На големи надморски височини, вредноста и знакот на вертикалниот температурен градиент се менува од слој до слој. Над 790 km температурата е околу 1000 K и практично не се менува со надморската височина.

Стандардната атмосфера е периодично ажуриран, легализиран стандард, издаден во форма на табели.

Табела 1. Стандарден модел на земјината атмосфера

Табела 1. СТАНДАРДЕН МОДЕЛ НА ЗЕМЈНАТА АТМОСФЕРА. Табелата покажува: ч– висина од нивото на морето, Р- притисок, Т- температура, r - густина, Н- број на молекули или атоми по единица волумен, Х- скала за висина, л– слободна должина на патеката. Притисокот и температурата на надморска височина од 80–250 km, добиени од ракетните податоци, имаат помали вредности. Вредностите за надморска височина поголеми од 250 km добиени со екстраполација не се многу точни.
ч(км)	П(mbar)	Т(°C)	р (g/cm 3)	Н(cm -3)	Х(км)	л(цм)
0	1013	288	1,22 10 -3	2,55 10 19	8,4	7,4·10 -6
1	899	281	1.11·10 -3	2,31 10 19		8,1·10 -6
2	795	275	1,01·10 -3	2.10 10 19		8,9·10 -6
3	701	268	9,1·10 -4	1,89 10 19		9,9·10 -6
4	616	262	8,2·10 -4	1,70 10 19		1,1·10 -5
5	540	255	7,4·10 -4	1,53 10 19	7,7	1,2·10 -5
6	472	249	6,6·10 -4	1,37 10 19		1,4·10 -5
8	356	236	5,2·10 -4	1,09 10 19		1,7·10 -5
10	264	223	4,1·10 -4	8,6 10 18	6,6	2,2·10 -5
15	121	214	1,93·10 -4	4,0 10 18		4,6·10 -5
20	56	214	8,9·10 -5	1,85 10 18	6,3	1,0·10 -4
30	12	225	1,9·10 -5	3,9 10 17	6,7	4,8·10 -4
40	2,9	268	3,9·10 -6	7,6 10 16	7,9	2,4·10 -3
50	0,97	276	1,15·10 -6	2.4 10 16	8,1	8,5·10 -3
60	0,28	260	3,9·10 -7	7,7 10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1,1·10 -7	2,5 10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7·10 -8	5,0 10 14	6,1	0,41
90	2,8·10 -3	210	5,0·10 -9	9·10 13	6,5	2,1
100	5,8·10 -4	230	8,8·10 –10	1,8 10 13	7,4	9
110	1,7·10 -4	260	2,1·10 –10	5,4 10 12	8,5	40
120	6·10 -5	300	5,6·10 –11	1,8 10 12	10,0	130
150	5·10 –6	450	3,2·10 –12	9 10 10	15	1,8 10 3
200	5·10 –7	700	1,6·10 -13	5 10 9	25	3 10 4
250	9 · 10 -8	800	3·10 –14	8 10 8	40	3·10 5
300	4·10 –8	900	8·10 –15	3 10 8	50
400	8·10 –9	1000	1·10 –15	5 10 7	60
500	2·10 –9	1000	2·10 –16	1·10 7	70
700	2·10 –10	1000	2·10 –17	1 10 6	80
1000	1·10 –11	1000	1·10 –18	1·10 5	80

Тропосфера.

Најнискиот и најгустиот слој на атмосферата, во кој температурата брзо се намалува со висината, се нарекува тропосфера. Содржи до 80% од вкупната маса на атмосферата и се протега на поларните и средните географски широчини до височини од 8–10 km, а во тропските предели до 16–18 km. Овде се развиваат речиси сите процеси на формирање на временските услови, се случува размена на топлина и влага помеѓу Земјата и нејзината атмосфера, се формираат облаци, се појавуваат различни метеоролошки феномени, се појавуваат магла и врнежи. Овие слоеви на земјината атмосфера се во конвективна рамнотежа и, благодарение на активното мешање, имаат хомоген хемиски состав, главно составен од молекуларен азот (78%) и кислород (21%). Огромното мнозинство на природни и вештачки аеросоли и гасни загадувачи на воздухот се концентрирани во тропосферата. Динамиката на долниот дел од тропосферата, дебела до 2 km, силно зависи од својствата на основната површина на Земјата, која ги одредува хоризонталните и вертикалните движења на воздухот (ветрите) предизвикани од преносот на топлина од потоплата земја. преку инфрацрвеното зрачење на површината на земјата, кое се апсорбира во тропосферата, главно од пареа вода и јаглерод диоксид (ефект на стаклена градина). Распределбата на температурата со висината е воспоставена како резултат на турбулентно и конвективно мешање. Во просек, тоа одговара на пад на температурата со висина од приближно 6,5 K/km.

Брзината на ветрот во површинскиот граничен слој првично се зголемува брзо со висината, а над неа продолжува да се зголемува за 2–3 km/s на километар. Понекогаш тесни планетарни текови (со брзина од повеќе од 30 km/s) се појавуваат во тропосферата, западните во средните географски широчини и источните во близина на екваторот. Тие се нарекуваат млазни потоци.

Тропопауза.

На горната граница на тропосферата (тропопауза), температурата ја достигнува својата минимална вредност за долната атмосфера. Ова е преодниот слој помеѓу тропосферата и стратосферата лоцирана над неа. Дебелината на тропопаузата се движи од стотици метри до 1,5-2 km, а температурата и надморската височина, соодветно, се движат од 190 до 220 K и од 8 до 18 km, во зависност од географска ширинаи сезона. Во умерените и високите географски широчини во зима е 1–2 km пониско отколку во лето и 8–15 K потопло. Во тропските предели, сезонските промени се многу помали (надморска височина 16–18 km, температура 180–200 K). Погоре млазни потоциМожни се паузи во тропопаузата.

Вода во атмосферата на Земјата.

Најважната карактеристика на Земјината атмосфера е присуството на значителни количини на водена пареа и вода во форма на капки, што најлесно се забележува во форма на облаци и облачни структури. Степенот на покриеност на облаците на небото (во одреден момент или во просек во одреден временски период), изразен на скала од 10 или во проценти, се нарекува облачност. Обликот на облаците се одредува според меѓународната класификација. Во просек, облаците покриваат околу половина од земјината топка. Облачноста е важен фактор што ги карактеризира времето и климата. Во зима и во текот на ноќта, облачноста го спречува намалувањето на температурата на површината на земјата и на приземниот слој на воздухот; во лето и во текот на денот, го ослабува загревањето на површината на земјата од сончевите зраци, омекнувајќи ја климата во внатрешноста на континентите. .

Облаци.

Облаците се акумулации на капки вода суспендирани во атмосферата (водени облаци), ледени кристали (ледени облаци) или и двете заедно (мешани облаци). Како што капките и кристалите стануваат поголеми, тие паѓаат од облаците во форма на врнежи. Облаците се формираат главно во тропосферата. Тие се јавуваат како резултат на кондензација на водена пареа содржана во воздухот. Дијаметарот на капките на облакот е од редот на неколку микрони. Содржината на течна вода во облаците се движи од фракции до неколку грама на m3. Облаците се класифицираат по висина: Според меѓународната класификација, постојат 10 видови облаци: цирус, цирокумулус, циростратус, алтокумулус, алтостратус, нимбостратус, стратус, стратокумулус, кумулонимбус, кумулус.

Бисерни облаци се забележани и во стратосферата, а ноќните облаци се забележани во мезосферата.

Цирусните облаци се проѕирни облаци во вид на тенки бели нишки или превези со свиленкаст сјај кои не даваат сенки. Цирусните облаци се составени од ледени кристали и се формираат во горната тропосфера на многу ниски температури. Некои типови на цирусни облаци служат како предвесник на временските промени.

Цирокумулусните облаци се гребени или слоеви на тенки бели облаци во горната тропосфера. Облаците на облаците се изградени од мали елементи кои изгледаат како снегулки, бранови, мали топчиња без сенки и се состојат главно од ледени кристали.

Циростратусните облаци се белузлаво проѕирен превез во горната тропосфера, обично влакнест, понекогаш заматен, кој се состои од мали кристали од мраз во облик на игла или колонообразен.

Алтокумулусните облаци се бели, сиви или бело-сиви облаци во долните и средните слоеви на тропосферата. Алтокумулусните облаци имаат изглед на слоеви и гребени, како да се изградени од плочи, заоблени маси, шахти, снегулки што лежат една врз друга. Алтокумулусните облаци се формираат за време на интензивна конвективна активност и обично се состојат од суперизладени капки вода.

Облаците Алтострат се сивкави или синкави облаци со влакнеста или униформа структура. Облаците Алтостратус се забележани во средната тропосфера, кои се протегаат неколку километри во висина, а понекогаш и илјадници километри во хоризонтална насока. Вообичаено, облаците алтострат се дел од фронталните облачни системи поврзани со нагорните движења на воздушните маси.

Облаците Нимбостратус се низок (од 2 km и погоре) аморфен слој на облаци со униформа сива боја, што доведува до континуиран дожд или снег. Облаците Нимбостратус се високо развиени вертикално (до неколку км) и хоризонтално (неколку илјади км), се состојат од суперладени капки вода измешани со снегулки, обично поврзани со атмосферски фронтови.

Стратусните облаци се облаци од долниот слој во форма на хомоген слој без одредени контури, со сива боја. Висината на стратусните облаци над површината на земјата е 0,5–2 km. Повремено паѓа дожд од стратусните облаци.

Кумулусните облаци се густи, светли бели облаци во текот на денот со значителен вертикален развој (до 5 km или повеќе). Горните делови на кумулусните облаци изгледаат како куполи или кули со заоблени контури. Типично, кумулусните облаци се појавуваат како облаци со конвекција во ладни воздушни маси.

Облаците Стратокумулус се ниски (под 2 km) облаци во форма на сиви или бели невлакнести слоеви или гребени од тркалезни големи блокови. Вертикалната дебелина на облаците стратокумулус е мала. Повремено, облаците стратокумулус произведуваат слаби врнежи.

Кумулонимбусните облаци се моќни и густи облаци со силен вертикален развој (до височина од 14 км), кои произведуваат обилни врнежи со грмотевици, град и врнежи. Кумулонимбус облаците се развиваат од моќни кумулус облаци, кои се разликуваат од нив во горниот дел кој се состои од ледени кристали.

Стратосфера.

Преку тропопаузата, во просек на надморска височина од 12 до 50 km, тропосферата поминува во стратосферата. Во долниот дел на околу 10 км т.е. до надморска височина од околу 20 km е изотермна (температура околу 220 K). Потоа се зголемува со надморска височина, достигнувајќи максимум околу 270 K на надморска височина од 50–55 km. Овде е границата помеѓу стратосферата и мезосферата што ја покрива, наречена стратопауза. .

Во стратосферата има значително помалку водена пареа. Сепак, понекогаш се забележуваат тенки проѕирни бисерни облаци, кои повремено се појавуваат во стратосферата на надморска височина од 20-30 km. Бисерните облаци се видливи на темното небо по зајдисонце и пред изгрејсонце. Во форма, облаците со цирус наликуваат на цирус и цирокумулус.

Средна атмосфера (мезосфера).

На надморска височина од околу 50 km, мезосферата започнува од врвот на широкиот температурен максимум . Причината за порастот на температурата во регионот на овој максимум е егзотермна (т.е. придружена со ослободување на топлина) фотохемиска реакција на распаѓање на озонот: O 3 + hv® O 2 + O. Озонот настанува како резултат на фотохемиското распаѓање на молекуларниот кислород O 2

О 2 + hv® O + O и последователната реакција на троен судир на атом на кислород и молекула со некоја трета молекула М.

О + О 2 + М ® О 3 + М

Озонот ненамерно го апсорбира ултравиолетовото зрачење во регионот од 2000 до 3000 Å, а ова зрачење ја загрева атмосферата. Озонот, кој се наоѓа во горниот дел на атмосферата, служи како еден вид штит кој не штити од ефектите на ултравиолетовото зрачење од Сонцето. Без овој штит, развојот на животот на Земјата во својата модерни формитешко дека би било можно.

Општо земено, низ мезосферата, атмосферската температура се намалува до нејзината минимална вредност од околу 180 K на горната граница на мезосферата (наречена мезопауза, надморска височина околу 80 km). Во близина на мезопаузата, на надморска височина од 70-90 km, може да се појави многу тенок слој од ледени кристали и честички од вулканска и метеоритска прашина, забележани во форма на прекрасен спектакл од ноќни облаци. набргу по зајдисонце.

Во мезосферата претежно согоруваат мали цврсти метеоритски честички кои паѓаат на Земјата предизвикувајќи феномен на метеори.

Метеори, метеорити и огнени топки.

Пламите и другите појави во горниот дел од атмосферата на Земјата предизвикани од навлегувањето на цврсти космички честички или тела во неа со брзина од 11 km/s или поголема се нарекуваат метеороиди. Се појавува забележлива светла метеорска трага; се нарекуваат најмоќните феномени, често придружени со пад на метеорити огнени топки; појавата на метеори е поврзана со метеорски дожд.

Метеорски дожд:

1) феноменот на повеќекратни падови на метеори во текот на неколку часа или денови од едно зрачење.

2) рој метеороиди кои се движат во иста орбита околу Сонцето.

Систематското појавување на метеорите во одредена област на небото и во одредени денови од годината, предизвикано од пресекот на орбитата на Земјата со заедничката орбита на многу тела на метеорити кои се движат со приближно иста и идентично насочена брзина, поради од кои се чини дека нивните патишта на небото излегуваат од истите заедничка точка(зрачна). Тие се именувани по соѕвездието каде што се наоѓа зрачењето.

Метеорските дождови оставаат длабок впечаток со нивните светлосни ефекти, но поединечните метеори ретко се видливи. Многу побројни се невидливите метеори, премногу мали за да бидат видливи кога ќе се апсорбираат во атмосферата. Некои од најмалите метеори веројатно воопшто не се загреваат, туку само се фатени од атмосферата. Овие мали честички со големини кои се движат од неколку милиметри до десет илјадити дел од милиметарот се нарекуваат микрометеорити. Количеството на метеорска материја што влегува во атмосферата секој ден се движи од 100 до 10.000 тони, при што најголемиот дел од овој материјал доаѓа од микрометеорити.

Бидејќи метеорската материја делумно гори во атмосферата, нејзиниот гасен состав се надополнува со траги од различни хемиски елементи. На пример, карпестите метеори внесуваат литиум во атмосферата. Согорувањето на металните метеори доведува до формирање на ситни топчести железо, железо-никел и други капки кои минуваат низ атмосферата и се таложат на површината на земјата. Тие можат да се најдат на Гренланд и на Антарктикот, каде што ледените плочи остануваат речиси непроменети со години. Океанолозите ги наоѓаат во седиментите на дното на океанот.

Повеќето метеорски честички кои влегуваат во атмосферата се таложат во рок од приближно 30 дена. Некои научници веруваат дека оваа космичка прашина игра важна улога во формирањето на атмосферските феномени како дождот, бидејќи служи како кондензациони јадра за водената пареа. Според тоа, се претпоставува дека врнежите се статистички поврзани со големи метеорски дождови. Сепак, некои експерти веруваат дека со оглед на тоа што вкупната понуда на метеорски материјал е многу десетици пати поголема од онаа на дури и најголемиот метеорски дожд, промената во вкупната количина на овој материјал што произлегува од еден таков дожд може да се занемари.

Сепак, нема сомнеж дека најголемите микрометеорити и видливите метеорити оставаат долги траги на јонизација во високите слоеви на атмосферата, главно во јоносферата. Таквите траги може да се користат за радио комуникации на долги растојанија, бидејќи тие рефлектираат радио бранови со висока фреквенција.

Енергијата на метеорите кои влегуваат во атмосферата главно, а можеби и целосно се троши на нејзино загревање. Ова е една од помалите компоненти на топлинската рамнотежа на атмосферата.

Метеорит е природно цврсто тело кое паднало на површината на Земјата од вселената. Обично се прави разлика помеѓу камени, камено-железни и железни метеорити. Вторите главно се состојат од железо и никел. Меѓу пронајдените метеорити, повеќето тежат од неколку грама до неколку килограми. Најголемиот од пронајдените, железниот метеорит Гоба тежи околу 60 тони и сè уште лежи на истото место каде што е откриен, во Јужна Африка. Повеќето метеорити се фрагменти од астероиди, но некои метеорити можеби дошле на Земјата од Месечината, па дури и од Марс.

Болидот е многу светол метеор, понекогаш видлив дури и преку ден, често остава зад себе зачадена трага и придружен со звучни феномени; често завршува со паѓање на метеорити.

Термосфера.

Над температурниот минимум на мезопаузата, започнува термосферата, во која температурата, прво полека, а потоа брзо почнува повторно да расте. Причината е апсорпцијата на ултравиолетовото зрачење од Сонцето на надморска височина од 150–300 km, поради јонизацијата на атомскиот кислород: O + hv® O + + д.

Во термосферата, температурата континуирано се зголемува до надморска височина од околу 400 km, каде што достигнува 1800 K во текот на денот за време на епохата на максимална сончева активност. За време на епохата на минимална сончева активност, оваа ограничувачка температура може да биде помала од 1000 K. Над 400 km, атмосферата се претвора во изотермална егзосфера. Критичното ниво (основата на егзосферата) е на надморска височина од околу 500 km.

Поларни светла и многу орбити на вештачки сателити, како и ноќни облаци - сите овие феномени се случуваат во мезосферата и термосферата.

Поларни светла.

На големи географски широчини, аурорите се забележани за време на нарушувања на магнетното поле. Тие може да траат неколку минути, но често се видливи неколку часа. Аурорите се многу различни по формата, бојата и интензитетот, а сето тоа понекогаш се менува многу брзо со текот на времето. Спектарот на аурорите се состои од емисиони линии и појаси. Некои од емисиите на ноќното небо се засилени во спектарот на поларната светлина, првенствено зелените и црвените линии l 5577 Å и l 6300 Å кислород. Се случува една од овие линии да биде многу пати поинтензивна од другата, и тоа одредува видлива бојаполарна светлина: зелена или црвена. Нарушувањата на магнетното поле се придружени и со прекини во радио комуникациите во поларните региони. Причината за нарушувањето се промените во јоносферата, што значи дека при магнетни бури има моќен извор на јонизација. Утврдено е дека силните магнетни бури се случуваат кога има големи групи сончеви дамки во близина на центарот на сончевиот диск. Набљудувањата покажаа дека бурите не се поврзани со самите сончеви дамки, туку со сончевите блесоци кои се појавуваат при развојот на група сончеви дамки.

Аурорите се опсег на светлина со различен интензитет со брзи движења забележани во региони со голема географска ширина на Земјата. Визуелната поларна светлина содржи зелени (5577Å) и црвени (6300/6364Å) линии за атомска емисија на кислород и молекуларни N2 појаси, кои се возбудени од енергетски честички од сончево и магнетосферско потекло. Овие емисии обично се појавуваат на надморска височина од околу 100 km и погоре. Терминот оптичка поларна светлина се користи за да се однесува на визуелните аурори и нивниот емисиониот спектар од инфрацрвениот до ултравиолетовиот регион. Енергијата на зрачење во инфрацрвениот дел од спектарот значително ја надминува енергијата во видливиот регион. Кога се појавија аурори, емисиите беа забележани во опсегот ULF (

Тешко е да се класифицираат вистинските форми на аурори; Најчесто користени термини се:

1. Мирни, униформни лакови или ленти. Лакот обично се протега ~ 1000 km во правец на геомагнетната паралела (кон Сонцето во поларните региони) и има ширина од еден до неколку десетици километри. Пругата е генерализација на концептот на лак; таа обично нема правилна форма во облик на лак, но се наведнува во форма на буквата S или во форма на спирали. Лакови и ленти се наоѓаат на надморска височина од 100–150 km.

2. Зраци на поларната светлина . Овој термин се однесува на структура на аурорус издолжена долж линиите на магнетното поле, со вертикален опсег од неколку десетици до неколку стотици километри. Хоризонталниот опсег на зраците е мал, од неколку десетици метри до неколку километри. Зраците обично се набљудуваат во лакови или како посебни структури.

3. Дамки или површини . Тоа се изолирани области на сјај кои немаат специфичен облик. Поединечни точки може да се поврзат едни со други.

4. Превез. Невообичаена форма на поларна светлина, која е униформен сјај што покрива големи површини на небото.

Според нивната структура, аурорите се поделени на хомогени, шупливи и сјајни. Се користат различни термини; пулсирачки лак, пулсирачка површина, дифузна површина, зрачна лента, завеса итн. Постои класификација на поларните светлина според нивната боја. Според оваа класификација, аурори од типот А. Горниот дел или целиот дел е црвен (6300–6364 Å). Обично се појавуваат на надморска височина од 300–400 km со висока геомагнетна активност.

Тип Аурора ВОобоени црвено во долниот дел и поврзани со сјајот на пругите на првиот позитивен систем N 2 и првиот негативен систем O 2. Ваквите форми на поларните светлина се појавуваат во најактивните фази на поларните зраци.

Зони поларните светла – Ова се зоните на максимална фреквенција на поларните светлина во текот на ноќта, според набљудувачите на фиксна точка на површината на Земјата. Зоните се наоѓаат на 67° северна и јужна географска широчина, а нивната ширина е околу 6°. Максималното појавување на поларните светлина, што одговара на даден момент од геомагнетното локално време, се јавува во овални појаси (овални полови светлина), кои се наоѓаат асиметрично околу северниот и јужниот геомагнетен пол. Овалот на поларната светлина е фиксиран во географска широчина - временски координати, а зоната на поларната светлина е геометрискиот локус на точките од полноќниот регион на овалот во координатите географска должина - географска должина. Овалниот појас се наоѓа приближно 23° од геомагнетниот пол во ноќниот сектор и 15° во дневниот сектор.

Аурора овални и поларни зони.Локацијата на овалот на поларната светлина зависи од геомагнетната активност. Овалот станува поширок при висока геомагнетна активност. Ауроралните зони или ауроралните овални граници се подобро претставени со L 6.4 отколку со диполни координати. Линиите на геомагнетното поле на границата на дневниот сектор на поларната светлина се совпаѓаат со магнетопауза.Забележана е промена во положбата на овалот на поларната светлина во зависност од аголот помеѓу геомагнетната оска и насоката Земја-Сонце. Ауроралниот овал се одредува и врз основа на податоците за таложење на честички (електрони и протони) од одредени енергии. Неговата позиција може да се одреди независно од податоците на Каспахна денот и во опашката на магнетосферата.

Дневната варијација на зачестеноста на појавата на поларните светлина во зоната на поларната светлина има максимум на геомагнетното полноќ и минимум на геомагнетното пладне. На речиси екваторијалната страна на овалот, зачестеноста на појавата на поларните светлина нагло се намалува, но обликот на дневните варијации е зачуван. На поларната страна на овалот, фреквенцијата на аурорите постепено се намалува и се карактеризира со сложени дневни промени.

Интензитетот на аурорите.

Интензитетот на Аурора се одредува со мерење на привидната осветленост на површината. Светлина површина Јасполарната светлина во одредена насока се одредува со вкупната емисија од 4p Јасфотон/(cm 2 s). Бидејќи оваа вредност не е вистинската осветленост на површината, туку ја претставува емисијата од колоната, единицата фотон/(cm 2 колона s) обично се користи при проучување на поларните светлина. Вообичаената единица за мерење на вкупната емисија е Рејли (Rl) еднаква на 10 6 фотони/(cm 2 колона s). Попрактични единици на интензитетот на поларната светлина се одредуваат со емисиите на поединечна линија или опсег. На пример, интензитетот на аурорите се одредува со меѓународните коефициенти на осветленост (IBRs) според интензитетот на зелената линија (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (максимален интензитет на поларната светлина). Оваа класификација не може да се користи за црвени аурори. Едно од откритијата на ерата (1957-1958) беше воспоставувањето на просторновременска дистрибуција на поларните светлина во форма на овална, поместена во однос на магнетниот пол. Од едноставни идеи за кружната форма на распределбата на поларните светлина во однос на магнетниот пол имаше Транзицијата кон модерната физика на магнетосферата е завршена. Честа на откритието и припаѓа на О. Хорошева, а интензивниот развој на идеите за ауроралниот овал го извршија Г. Старков, Ј. Фелдштајн, С. И. Акасофу и голем број други истражувачи. Ауроралниот овал е регионот на најинтензивното влијание на сончевиот ветер врз горната атмосфера на Земјата. Интензитетот на поларната светлина е најголем во овалот, а неговата динамика континуирано се следи со помош на сателити.

Стабилни аурални црвени лакови.

Стабилен црвен лак на аурорус, инаку наречен црвен лак со средна географска ширина или М-лак, е субвизуелен (под границата на чувствителноста на окото) широк лак, кој се протега од исток кон запад илјадници километри и веројатно ја заокружува целата Земја. Географската должина на лакот е 600 км. Емисијата на стабилниот црвен лак на ауророт е речиси монохроматска во црвените линии l 6300 Å и l 6364 Å. Неодамна беа пријавени и слаби емисиони линии l 5577 Å (OI) и l 4278 Å (N+2). Одржливите црвени лакови се класифицирани како поларници, но тие се појавуваат на многу повисоки надморски височини. Долната граница се наоѓа на надморска височина од 300 km, горната граница е околу 700 km. Интензитетот на тивкиот црвен лак на аурорите во емисијата l 6300 Å се движи од 1 до 10 kRl (типична вредност 6 kRl). Прагот на чувствителност на окото на оваа бранова должина е околу 10 kRl, така што лаците ретко се забележуваат визуелно. Сепак, набљудувањата покажаа дека нивната осветленост е >50 kRL во 10% од ноќите. Вообичаениот животен век на лаците е околу еден ден, а тие ретко се појавуваат во следните денови. Радио брановите од сателити или радио извори кои ги преминуваат постојаните црвени лакови на аурорите се предмет на сцинтилација, што укажува на постоење на нехомогеност во густината на електроните. Теоретското објаснување за црвените лакови е дека загреаните електрони на регионот ФЈоносферата предизвикува зголемување на атомите на кислород. Сателитските набљудувања покажуваат зголемување на температурата на електроните долж линиите на геомагнетното поле кои ги сечат постојаните црвени лакови на ауророт. Интензитетот на овие лаци е во позитивна корелација со геомагнетната активност (бури), а зачестеноста на појавата на лаците е во позитивна корелација со активноста на сончевите дамки.

Промена на поларната светлина.

Некои форми на аурори доживуваат квази-периодични и кохерентни временски варијации во интензитетот. Овие аурори со приближно стационарна геометрија и брзи периодични варијации кои се случуваат во фаза се нарекуваат променливи полови светлина. Тие се класифицирани како аурори форми Рспоред Меѓународниот атлас на аурорите Подетална подподелба на променливите аурори:

Р 1 (пулсирачка поларна светлина) е сјај со униформни фазни варијации во осветленоста низ обликот на поларната светлина. По дефиниција, во идеална пулсирачка поларна светлина, просторните и временските делови на пулсирањето можат да се одвојат, т.е. осветленост Јас(р, т)= јас с(р)· Јас Т(т). Во типична поларна светлина Р 1 пулсирањата се случуваат со фреквенција од 0,01 до 10 Hz со низок интензитет (1-2 kRl). Повеќето аурори Р 1 – тоа се точки или лаци кои пулсираат со период од неколку секунди.

Р 2 (огнена аурора). Терминот обично се користи за да се однесува на движења како пламен што го исполнува небото, наместо да опише посебна форма. Аурорите имаат форма на лакови и обично се движат нагоре од височина од 100 km. Овие аурори се релативно ретки и се појавуваат почесто надвор од поларната светлина.

Р 3 (блескава поларна светлина). Станува збор за аурори со брзи, неправилни или редовни варијации на осветленоста, што остава впечаток на треперење на пламен на небото. Тие се појавуваат непосредно пред да се распадне поларната светлина. Типично забележана фреквенција на варијации Р 3 е еднакво на 10 ± 3 Hz.

Терминот стриминг поларна светлина, кој се користи за друга класа на пулсирачки поларни светлина, се однесува на неправилни варијации во осветленоста што се движат брзо хоризонтално во лакови и ленти на аурорите.

Променливата поларна светлина е еден од сончево-земните феномени кои ги придружуваат пулсирањата на геомагнетното поле и зрачењето на ауроралните рендгенски зраци предизвикани од врнежите на честички од сончево и магнетосферско потекло.

Сјајот на поларната капа се карактеризира со висок интензитет на појасот на првиот негативен систем N + 2 (l 3914 Å). Вообичаено, овие N + 2 појаси се пет пати поинтензивни од зелената линија OI l 5577 Å; апсолутниот интензитет на сјајот на поларната капа се движи од 0,1 до 10 kRl (обично 1-3 kRl). За време на овие аурори, кои се појавуваат за време на периоди на PCA, униформен сјај ја покрива целата поларна капа до геомагнетна ширина од 60° на надморска височина од 30 до 80 km. Тој е генериран претежно од соларни протони и d-честички со енергија од 10-100 MeV, создавајќи максимална јонизација на овие височини. Постои уште еден вид на сјај во зоните на поларната светлина, наречена мантија аурора. За овој тип на аурорален сјај, дневниот максимален интензитет, кој се јавува во утринските часови, е 1-10 kRL, а минималниот интензитет е пет пати послаб. Набљудувањата на аурорите на обвивката се многу малку; нивниот интензитет зависи од геомагнетната и сончевата активност.

Атмосферски сјајсе дефинира како радијација произведена и емитувана од атмосферата на планетата. Станува збор за нетермичко зрачење на атмосферата, со исклучок на емисијата на поларните светлина, молњите и емисијата на метеорски траги. Овој термин се користи во однос на земјината атмосфера (ноќен сјај, сјај на самракот и дневен сјај). Атмосферскиот сјај сочинува само дел од светлината достапна во атмосферата. Други извори вклучуваат ѕвездена светлина, зодијачна светлина и дневна дифузна светлина од Сонцето. Понекогаш, атмосферскиот сјај може да сочинува и до 40% од вкупната количина на светлина. Атмосферскиот сјај се јавува во атмосферски слоеви со различна висина и дебелина. Спектарот на атмосферскиот сјај опфаќа бранови должини од 1000 Å до 22,5 микрони. Главната емисиона линија во атмосферскиот сјај е l 5577 Å, која се појавува на надморска височина од 90-100 km во слој со дебелина од 30-40 km. Појавата на луминисценција се должи на механизмот на Чепмен, базиран на рекомбинација на атоми на кислород. Други линии на емисија се l 6300 Å, кои се појавуваат во случај на дисоцијативна рекомбинација на O + 2 и емисија NI l 5198/5201 Å и NI l 5890/5896 Å.

Интензитетот на воздушниот сјај се мери во Рејли. Осветленоста (во Рејли) е еднаква на 4 rv, каде што b е осветленоста на аголната површина на слојот што емитува во единици од 106 фотони/(cm 2 ster·s). Интензитетот на сјајот зависи од географската ширина (различен за различни емисии), а исто така варира во текот на денот со максимум близу полноќ. Забележана е позитивна корелација за воздушниот сјај во емисијата l 5577 Å со бројот на сончеви дамки и флуксот на сончевото зрачење на бранова должина од 10,7 cm.. Воздухот е забележан при сателитски експерименти. Од вселената се појавува како светлосен прстен околу Земјата и има зеленикава боја.

Озоносфера.

На надморска височина од 20–25 km се постигнува максимална концентрација на незначително количество на озон O 3 (до 2×10 –7 од содржината на кислород!), што настанува под влијание на сончевото ултравиолетово зрачење на надморска височина од приближно 10 до 50 km, заштитувајќи ја планетата од јонизирачко сончево зрачење. И покрај екстремно малиот број на молекули на озон, тие го штитат целиот живот на Земјата од штетните ефекти на зрачењето со кратки бранови (ултравиолетови и рентген) од Сонцето. Ако ги депонирате сите молекули во основата на атмосферата, ќе добиете слој со дебелина не повеќе од 3-4 mm! На надморска височина над 100 km, процентот на лесни гасови се зголемува, а на многу големи надморски височини преовладуваат хелиумот и водородот; многу молекули се дисоцираат во поединечни атоми, кои, јонизирани под влијание на тврдото зрачење од Сонцето, ја формираат јоносферата. Притисокот и густината на воздухот во атмосферата на Земјата се намалуваат со висината. Во зависност од распределбата на температурата, атмосферата на Земјата е поделена на тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера и егзосфера. .

На надморска височина од 20–25 км има озонски слој. Озонот се формира поради распаѓањето на молекулите на кислородот при апсорпција на ултравиолетовото зрачење од Сонцето со бранови должини пократки од 0,1-0,2 микрони. Слободниот кислород се комбинира со молекулите на O 2 и формира озон O 3, кој лакомо го апсорбира целото ултравиолетово зрачење пократко од 0,29 микрони. О3 молекулите на озонот лесно се уништуваат со зрачење со кратки бранови. Затоа, и покрај неговата реткост, озонската обвивка ефикасно ја апсорбира ултравиолетовото зрачење од Сонцето кое поминало низ повисоките и потранспарентни атмосферски слоеви. Благодарение на ова, живите организми на Земјата се заштитени од штетните ефекти на ултравиолетовата светлина од Сонцето.

Јоносфера.

Зрачењето од сонцето ги јонизира атомите и молекулите на атмосферата. Степенот на јонизација станува значаен веќе на надморска височина од 60 километри и постојано се зголемува со оддалеченоста од Земјата. На различни надморски височини во атмосферата, последователно се случуваат процеси на дисоцијација на различни молекули и последователна јонизација. различни атомии јони. Тоа се главно молекули на кислород O 2, азот N 2 и нивните атоми. Во зависност од интензитетот на овие процеси, различните слоеви на атмосферата кои лежат над 60 километри се нарекуваат јоносферски слоеви. , а нивната севкупност е јоносферата . Долниот слој, чија јонизација е незначителна, се нарекува неутросфера.

Максималната концентрација на наелектризираните честички во јоносферата се постигнува на надморска височина од 300–400 km.

Историја на проучување на јоносферата.

Хипотезата за постоење на спроводлив слој во горната атмосфера беше изнесена во 1878 година од англискиот научник Стјуарт за да ги објасни карактеристиките на геомагнетното поле. Потоа, во 1902 година, независно еден од друг, Кенеди во САД и Хевисајд во Англија истакнаа дека за да се објасни ширењето на радио брановите на долги растојанија, неопходно е да се претпостави постоење на региони со висока спроводливост во високите слоеви на атмосферата. Во 1923 година, академик М.В. Шулеикин, земајќи ги предвид карактеристиките на ширењето на радио брановите со различни фреквенции, дошол до заклучок дека има најмалку два рефлектирачки слоја во јоносферата. Потоа, во 1925 година, англиските истражувачи Еплтон и Барнет, како и Брејт и Тјув, најпрво експериментално го докажаа постоењето на региони кои рефлектираат радио бранови и ја поставија основата за нивното систематско проучување. Оттогаш, се спроведува систематско проучување на својствата на овие слоеви, општо наречени јоносфера, кои играат значајна улога во голем број геофизички феномени кои ја одредуваат рефлексијата и апсорпцијата на радио брановите, што е многу важно за практично цели, особено за обезбедување доверливи радио комуникации.

Во 1930-тите започнале систематски набљудувања на состојбата на јоносферата. Во нашата земја, на иницијатива на М.А. Проучени се многу општи својства на јоносферата, висините и концентрацијата на електроните на нејзините главни слоеви.

На надморска височина од 60–70 km се забележува слој D, на надморска височина од 100–120 km слој Е, на надморска височина, на надморска височина од 180–300 km двослоен Ф 1 и Ф 2. Главните параметри на овие слоеви се дадени во Табела 4.

Табела 4.

Табела 4.
Јоносферски регион	Максимална висина, km	Т и , К	Ден		Ноќ n e , cm -3	a', ρm 3 s – 1
			мин n e , cm -3	Макс n e , cm -3
Д	70	20	100	200	10	10 –6
Е	110	270	1,5 10 5	3·10 5	3000	10 –7
Ф 1	180	800–1500	3·10 5	5 10 5	–	3·10 –8
Ф 2 (зима)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2·10 –10
Ф 2 (лето)	250–320	1000–2000	2·10 5	8 10 5	~ 3·10 5	10 –10
n e– концентрација на електрони, е – електронски полнеж, Т и– јонска температура, a΄ – коефициент на рекомбинација (кој ја одредува вредноста n eи неговата промена со текот на времето)

Просечните вредности се дадени затоа што варираат на различни географски широчини, во зависност од времето од денот и годишните времиња. Таквите податоци се неопходни за да се обезбеди радио комуникација на долги растојанија. Тие се користат при избор на работни фреквенции за различни кратки бранови радио врски. Познавање на нивните промени во зависност од состојбата на јоносферата во различно времеденови и во различни сезони е исклучително важно да се обезбеди сигурност на радио комуникациите. Јоносферата е збир на јонизирани слоеви на земјината атмосфера, почнувајќи од надморска височина од околу 60 km и проширувајќи се до височини од десетици илјади km. Главниот извор на јонизација на атмосферата на Земјата е ултравиолетовото и рендгенското зрачење од Сонцето, кое главно се јавува во сончевата хромосфера и короната. Дополнително, на степенот на јонизација на горниот дел од атмосферата влијаат сончевите корпускуларни струи кои се јавуваат за време на сончевите блесоци, како и космичките зраци и честичките од метеорот.

Јоносферски слоеви

- ова се области во атмосферата во кои се постигнуваат максимални концентрации на слободни електрони (т.е. нивниот број по единица волумен). Електрично наелектризираните слободни електрони и (во помала мера, помалку мобилни јони) кои произлегуваат од јонизацијата на атомите на атмосферските гасови, во интеракција со радио бранови (т.е. електромагнетни осцилации), можат да ја променат нивната насока, рефлектирајќи ги или прекршувајќи ги и да ја апсорбираат нивната енергија . Како резултат на ова, при примање далечни радио станици, може да се појават различни ефекти, на пример, избледување на радио комуникациите, зголемена звучност на оддалечените станици, затемнувањатаи така натаму. феномени.

Истражувачки методи.

Класичните методи за проучување на јоносферата од Земјата се сведуваат на импулсно звучење - испраќање радио пулсирања и набљудување на нивните рефлексии од различни слоеви на јоносферата, мерење на времето на доцнење и проучување на интензитетот и обликот на рефлектираните сигнали. Со мерење на височините на рефлексија на радио пулсирањата на различни фреквенции, одредување на критичните фреквенции на различни области (критичната фреквенција е фреквенцијата на носителот на радио пулсот, за кој даден регион на јоносферата станува транспарентен), можно е да се одреди вредноста на концентрацијата на електроните во слоевите и ефективните висини за дадените фреквенции и изберете ги оптималните фреквенции за дадените радио патеки. Со развојот на ракетната технологија и доаѓањето на вселенската ера на вештачките Земјини сателити (AES) и други вселенски летала, стана возможно директно да се измерат параметрите на вселенската плазма блиску до Земјата, чиј долен дел е јоносферата.

Мерењата на концентрацијата на електрони, извршени на специјално лансирани ракети и долж патеките за летот на сателитот, ги потврдија и разјаснија податоците претходно добиени со методи на земја за структурата на јоносферата, распределбата на концентрацијата на електроните со висина над различни региони на Земјата и овозможи да се добијат вредности на концентрација на електрони над главниот максимум - слојот Ф. Претходно, ова беше невозможно да се направи со користење на методи за звучење засновани на набљудувања на рефлектираните радио пулсирања со краток бран. Откриено е дека во некои области на земјината топка има доста стабилни области со намалена концентрација на електрони, редовни „јоносферски ветрови“, во јоносферата се јавуваат чудни бранови процеси кои носат локални јоносферски нарушувања на илјадници километри од местото на нивното возбудување, и уште повеќе. Создавањето на особено високо чувствителни уреди за примање овозможи да се примаат импулсни сигнали делумно рефлектирани од најниските региони на јоносферата (станици за делумна рефлексија) на станиците за звучење на јоносферата. Употребата на моќни импулсни инсталации во опсегот на метар и дециметарска бранова должина со употреба на антени кои овозможуваат висока концентрација на емитирана енергија овозможи да се набљудуваат сигналите расфрлани од јоносферата на различни надморски височини. Проучувањето на карактеристиките на спектрите на овие сигнали, некохерентно расфрлани од електрони и јони на јоносферската плазма (за ова се користеа станици за некохерентно расејување на радио бранови) овозможија да се одреди концентрацијата на електроните и јоните, нивниот еквивалент температура на различни надморски височини до височини од неколку илјади километри. Се покажа дека јоносферата е прилично транспарентна за користените фреквенции.

Концентрација електрични полнежи(концентрацијата на електрони е еднаква на концентрацијата на јони) во земјината јоносфера на надморска височина од 300 km е околу 10 6 cm -3 во текот на денот. Плазмата со таква густина рефлектира радио бранови со должина поголема од 20 m, а пренесува пократки.

Типична вертикална дистрибуција на концентрацијата на електрони во јоносферата за дневни и ноќни услови.

Ширење на радио бранови во јоносферата.

Стабилниот прием на станиците за емитување на долги растојанија зависи од користените фреквенции, како и од времето на денот, сезоната и, дополнително, од сончевата активност. Сончевата активност значително влијае на состојбата на јоносферата. Радио брановите емитирани од земната станица се движат по права линија, како и сите видови електромагнетни бранови. Сепак, треба да се земе предвид дека и површината на Земјата и јонизираните слоеви на нејзината атмосфера служат како плочи на огромен кондензатор, дејствувајќи на нив како ефектот на огледалата на светлината. Рефлектирајќи се од нив, радио брановите можат да патуваат многу илјадници километри, кружејќи ја земјината топка во огромни скокови од стотици и илјадници километри, рефлектирајќи наизменично од слој јонизиран гас и од површината на Земјата или водата.

Во 20-тите години на минатиот век, се веруваше дека радио брановите пократки од 200 m генерално не се погодни за комуникација на долги растојанија поради силната апсорпција. Првите експерименти во прием на долг дострел кратки брановиАнглискиот физичар Оливер Хевисајд и американскиот електроинженер Артур Кенели го водеа патот преку Атлантикот меѓу Европа и Америка. Независно еден од друг, тие сугерираа дека некаде околу Земјата има јонизиран слој од атмосферата способен да рефлектира радио бранови. Се нарекувал слој Хевисајд-Кенели, а потоа и јоносфера.

Според современите концепти, јоносферата се состои од негативно наелектризирани слободни електрони и позитивно наелектризирани јони, главно молекуларен кислород O + и азотен оксид NO +. Јоните и електроните се формираат како резултат на дисоцијација на молекулите и јонизација на атоми на неутрален гас со сончеви рендгенски зраци и ултравиолетово зрачење. За да се јонизира атом, неопходно е да му се пренесе енергија на јонизација, чиј главен извор за јоносферата е ултравиолетовото, рендгенското и корпускуларното зрачење од Сонцето.

Додека гасовитата обвивка на Земјата е осветлена од Сонцето, во неа континуирано се формираат се повеќе електрони, но во исто време некои од електроните, судирајќи се со јони, се рекомбинираат, повторно формирајќи неутрални честички. По зајдисонце, формирањето на нови електрони речиси престанува, а бројот на слободни електрони почнува да се намалува. Колку повеќе слободни електрони има во јоносферата, толку подобри бранови со висока фреквенција се рефлектираат од неа. Со намалување на концентрацијата на електрони, преминувањето на радио брановите е можно само во ниски фреквентни опсези. Затоа ноќе, по правило, можно е да се примаат далечни станици само во опсег од 75, 49, 41 и 31 m. Електроните се нерамномерно распоредени во јоносферата. На надморска височина од 50 до 400 km има неколку слоеви или региони на зголемена концентрација на електрони. Овие области непречено преминуваат една во друга и имаат различни ефекти врз ширењето на радио брановите HF. Горниот слој на јоносферата е означен со буквата Ф. Еве ги најмногу висок степенјонизација (фракцијата на наелектризираните честички е околу 10 –4). Се наоѓа на надморска височина од повеќе од 150 km над површината на Земјата и ја игра главната рефлективна улога во ширењето на далечина на високофреквентните HF радио бранови. Во летните месеци, регионот F се дели на два слоја - Ф 1 и Ф 2. Слојот F1 може да зафаќа височини од 200 до 250 km, и слој Ф 2 се чини дека „плови“ во висинскиот опсег од 300–400 km. Обично слој Ф 2 е јонизиран многу посилно од слојот Ф 1 . Ноќен слој Ф 1 исчезнува и слојот Ф 2 останува, полека губи до 60% од својот степен на јонизација. Под слојот F на надморска височина од 90 до 150 km има слој Ечија јонизација се јавува под влијание на мекото рендгенско зрачење од Сонцето. Степенот на јонизација на слојот Е е помал од оној на Ф, во текот на денот, приемот на станиците во нискофреквентниот опсег на HF од 31 и 25 m се случува кога сигналите се рефлектираат од слојот Е. Обично тоа се станици лоцирани на растојание од 1000–1500 km. Ноќе во слојот ЕЈонизацијата нагло се намалува, но дури и во ова време продолжува да игра значајна улога во приемот на сигналите од станиците на опсегот 41, 49 и 75 m.

Од голем интерес за примање сигнали на високофреквентни опсези на HF од 16, 13 и 11 m се оние што произлегуваат во областа Еслоеви (облаци) на високо зголемена јонизација. Областа на овие облаци може да варира од неколку до стотици квадратни километри. Овој слој на зголемена јонизација се нарекува спорадичен слој Еи е назначен Ес. Ес облаците можат да се движат во јоносферата под влијание на ветерот и да достигнат брзина до 250 km/h. Во лето во средните географски широчини во текот на денот, потеклото на радио брановите поради облаците Es се јавува 15-20 дена месечно. Во близина на екваторот е скоро секогаш присутен, а на големи географски широчини обично се појавува ноќе. Понекогаш, за време на години на слаба сончева активност, кога нема пренос на високофреквентните опсези на HF, одеднаш се појавуваат далечни станици на појасите од 16, 13 и 11 m со добра јачина, чии сигнали се рефлектираат многу пати од Es.

Најнискиот регион на јоносферата е регионот Дсе наоѓа на надморска височина помеѓу 50 и 90 км. Тука има релативно малку слободни електрони. Од областа ДДолгите и средните бранови добро се рефлектираат, а сигналите од нискофреквентните HF станици силно се апсорбираат. По зајдисонце, јонизацијата исчезнува многу брзо и станува возможно да се примаат далечни станици во опсег од 41, 49 и 75 m, чии сигнали се рефлектираат од слоевите Ф 2 и Е. Одделните слоеви на јоносферата играат важна улога во ширењето на радио сигналите со HF. Ефектот врз радио брановите се јавува главно поради присуството на слободни електрони во јоносферата, иако механизмот на ширење на радио брановите е поврзан со присуството на големи јони. Вторите се исто така од интерес при студирањето хемиски својстваатмосферата, бидејќи тие се поактивни од неутралните атоми и молекули. Хемиските реакции што се случуваат во јоносферата играат важна улога во нејзината енергетска и електрична рамнотежа.

Нормална јоносфера. Набљудувањата извршени со помош на геофизички ракети и сателити обезбедија многу нови информации, што покажува дека јонизацијата на атмосферата се случува под влијание на сончевото зрачење со широк спектар. Нејзиниот главен дел (повеќе од 90%) е концентриран во видливиот дел од спектарот. Ултравиолетовото зрачење, кое има пократка бранова должина и поголема енергија од виолетовите светлосни зраци, се емитува од водород во внатрешната атмосфера на Сонцето (хромосферата), а Х-зраците, кои имаат уште поголема енергија, се емитуваат од гасовите во надворешната обвивка на Сонцето. (короната).

Нормалната (просечна) состојба на јоносферата се должи на постојаното моќно зрачење. Во нормалната јоносфера се случуваат редовни промени поради дневната ротација на Земјата и сезонските разлики во аголот на паѓање на сончевите зраци напладне, но се случуваат и непредвидливи и нагли промени во состојбата на јоносферата.

Нарушувања во јоносферата.

Како што е познато, на Сонцето се случуваат моќни циклично повторувачки манифестации на активност, кои достигнуваат максимум на секои 11 години. Набљудувањата во рамките на програмата Меѓународна геофизичка година (IGY) се совпаднаа со периодот на најголема сончева активност за целиот период на систематски метеоролошки набљудувања, т.е. од почетокот на 18 век. За време на периоди на висока активност, осветленоста на некои области на Сонцето се зголемува неколку пати, а моќта на ултравиолетовото и рендгенското зрачење нагло се зголемува. Ваквите појави се нарекуваат соларни изливи. Траат од неколку минути до еден до два часа. За време на одблесокот, сончевата плазма (најчесто протони и електрони) еруптира, и елементарни честичкибрзаат во вселената. Електромагнетното и корпускуларното зрачење од Сонцето за време на ваквите блесоци има силно влијание врз атмосферата на Земјата.

Првичната реакција е забележана 8 минути по одблесокот, кога интензивното ултравиолетово и рендгенско зрачење стигнува до Земјата. Како резултат на тоа, јонизацијата нагло се зголемува; Х-зраците продираат во атмосферата до долната граница на јоносферата; бројот на електрони во овие слоеви се зголемува толку многу што радио сигналите речиси целосно се апсорбираат („изгаснат“). Дополнителната апсорпција на зрачењето предизвикува загревање на гасот, што придонесува за развој на ветрови. Јонизираниот гас е електричен спроводник и кога се движи во магнетното поле на Земјата, се јавува динамо ефект и електрична енергија. Таквите струи, пак, можат да предизвикаат забележителни нарушувања во магнетното поле и да се манифестираат во форма на магнетни бури.

Структурата и динамиката на горниот дел од атмосферата значително се детерминирани со нерамнотежни процеси во термодинамичка смисла поврзани со јонизација и дисоцијација со сончево зрачење, хемиски процеси, возбудување на молекули и атоми, нивно деактивирање, судири и други елементарни процеси. Во овој случај, степенот на нерамнотежа се зголемува со висината како што се намалува густината. До височини од 500–1000 km, а често и повисоки, степенот на нерамнотежа за многу карактеристики на горната атмосфера е прилично мал, што овозможува да се користи класична и хидромагнетна хидродинамика, земајќи ги предвид хемиските реакции, за да се опише.

Егзосферата е надворешниот слој на Земјината атмосфера, почнувајќи од надморска височина од неколку стотици километри, од кој лесните атоми на водород кои брзо се движат можат да избегаат во вселената.

Едвард Кононович

Литература:

Пудовкин М.И. Основи на соларната физика. Санкт Петербург, 2001 година
Ерис Шејсон, Стив Мекмилан Астрономијата денес. Prentice-Hall, Inc. Горна река Седл, 2002 година
Материјали на Интернет: http://ciencia.nasa.gov/



Тропосфера

Неговата горна граница е на надморска височина од 8-10 km во поларните, 10-12 km во умерените и 16-18 km во тропските широчини; пониски во зима отколку во лето. Долниот, главен слој на атмосферата содржи повеќе од 80% од вкупната маса на атмосферскиот воздух и околу 90% од вкупната водена пареа присутна во атмосферата. Турбуленцијата и конвекцијата се многу развиени во тропосферата, се појавуваат облаци и се развиваат циклони и антициклони. Температурата се намалува со зголемување на надморската височина со просечен вертикален наклон од 0,65°/100 m

Тропопауза

Преодниот слој од тропосферата во стратосферата, слој од атмосферата во кој престанува намалувањето на температурата со висината.

Стратосфера

Слој од атмосферата кој се наоѓа на надморска височина од 11 до 50 km. Се карактеризира со мала промена на температурата во слојот од 11-25 km (долниот слој на стратосферата) и зголемување на температурата во слојот од 25-40 km од -56,5 до 0,8 ° C (горниот слој на стратосферата или регионот на инверзија) . Откако достигна вредност од околу 273 K (речиси 0 °C) на надморска височина од околу 40 km, температурата останува константна до надморска височина од околу 55 km. Овој регион со постојана температура се нарекува стратопауза и е граница помеѓу стратосферата и мезосферата.

Стратопауза

Граничниот слој на атмосферата помеѓу стратосферата и мезосферата. Во вертикалната дистрибуција на температурата има максимум (околу 0 °C).

Мезосфера

Мезосферата започнува на надморска височина од 50 km и се протега на 80-90 km. Температурата се намалува со висината со просечен вертикален наклон од (0,25-0,3)°/100 m. Главниот енергетски процес е пренос на топлина со зрачење. Сложените фотохемиски процеси кои вклучуваат слободни радикали, вибрациски возбудени молекули итн. предизвикуваат атмосферска луминисценција.

Мезопауза

Преоден слој помеѓу мезосферата и термосферата. Има минимум во вертикалната распределба на температурата (околу -90 °C).

Карман линија

Висината над морското ниво, која е конвенционално прифатена како граница помеѓу атмосферата на Земјата и вселената. Линијата Карман се наоѓа на надморска височина од 100 km надморска височина.

Границата на атмосферата на Земјата

Термосфера

Горната граница е околу 800 км. Температурата се искачува на надморска височина од 200-300 km, каде што достигнува вредности од редот од 1500 K, по што останува речиси константна на големи надморски височини. Под влијание на ултравиолетово и сончево зрачење со рендген и космичко зрачење, се јавува јонизација на воздухот („аурори“) - главните региони на јоносферата лежат во термосферата. На надморска височина над 300 km преовладува атомскиот кислород. Горната граница на термосферата во голема мера е одредена од моменталната активност на Сонцето. За време на периоди на мала активност, се јавува забележливо намалување на големината на овој слој.

Термопауза

Регионот на атмосферата во непосредна близина на термосферата. Во овој регион, апсорпцијата на сончевото зрачење е занемарлива и температурата всушност не се менува со надморската височина.

Егзосфера (сфера на расејување)

Атмосферски слоеви до надморска височина од 120 км

Егзосферата е дисперзивна зона, надворешниот дел на термосферата, лоцирана над 700 km. Гасот во егзосферата е многу редок, а оттука неговите честички истекуваат во меѓупланетарниот простор (дисипација).

До надморска височина од 100 km, атмосферата е хомогена, добро измешана мешавина на гасови. Во повисоките слоеви, распределбата на гасовите по висина зависи од нивната молекуларна тежина; концентрацијата на потешките гасови се намалува побрзо со оддалеченоста од површината на Земјата. Поради намалувањето на густината на гасот, температурата паѓа од 0 °C во стратосферата на -110 °C во мезосферата. Сепак, кинетичката енергија на поединечни честички на надморска височина од 200-250 km одговара на температура од ~150 °C. Над 200 km се забележуваат значителни флуктуации на температурата и густината на гасот во времето и просторот.

На надморска височина од околу 2000-3500 km, егзосферата постепено се претвора во таканаречениот близу вселенски вакуум, кој е исполнет со многу ретки честички на меѓупланетарен гас, главно водородни атоми. Но, овој гас претставува само дел од меѓупланетарната материја. Другиот дел се состои од честички прашина од кометарно и метеорско потекло. Покрај екстремно ретки честички прашина, во овој простор продира и електромагнетно и корпускуларно зрачење од сончево и галактичко потекло.

Тропосферата сочинува околу 80% од масата на атмосферата, стратосферата - околу 20%; масата на мезосферата не е поголема од 0,3%, термосферата е помала од 0,05% од вкупната маса на атмосферата. Врз основа на електричните својства во атмосферата, се разликуваат неутроносферата и јоносферата. Во моментов се верува дека атмосферата се протега на надморска височина од 2000-3000 km.

Во зависност од составот на гасот во атмосферата, се разликуваат хомосферата и хетеросферата. Хетеросферата е област каде гравитацијата влијае на одвојувањето на гасовите, бидејќи нивното мешање на таква висина е занемарливо. Ова подразбира променлив состав на хетеросферата. Под него се наоѓа добро измешан, хомоген дел од атмосферата наречен хомосфера. Границата меѓу овие слоеви се нарекува турбопауза, таа лежи на надморска височина од околу 120 km.