Katastrofa tlenowa. Jak powstała atmosfera tlenowa Ziemi Historia badań jonosfery

Akumulacja O 2 w atmosferze ziemskiej:
1 . (3,85-2,45 miliarda lat temu) - O 2 nie został wyprodukowany
2 . (2,45-1,85 miliarda lat temu) O 2 został wyprodukowany, ale został wchłonięty przez ocean i skały dna morskiego
3 . (1,85-0,85 miliarda lat temu) O 2 opuszcza ocean, ale jest zużywany podczas utleniania skał na lądzie i podczas tworzenia warstwy ozonowej
4 . (0,85-0,54 miliarda lat temu) wszystkie skały na lądzie ulegają utlenieniu, rozpoczyna się akumulacja O 2 w atmosferze
5 . (0,54 miliarda lat temu - obecnie) w okresie nowożytnym zawartość O 2 w atmosferze ustabilizowała się

Katastrofa tlenowa(rewolucja tlenowa) – globalna zmiana składu atmosfery ziemskiej, która nastąpiła na samym początku proterozoiku, około 2,4 miliarda lat temu (okres syderyjski). Skutkiem Katastrofy Tlenowej było pojawienie się w atmosferze wolnego tlenu i zmiana ogólnego charakteru atmosfery z redukcyjnej na utleniającą. Założenie katastrofy tlenowej przyjęto na podstawie badań gwałtownej zmiany charakteru sedymentacji.

Podstawowy skład atmosfery

Dokładny skład pierwotnej atmosfery Ziemi nie jest obecnie znany, jednak powszechnie przyjmuje się, że powstała ona w wyniku odgazowania płaszcza i miała charakter redukujący. Opierał się na dwutlenku węgla, siarkowodorze, amoniaku i metanie. Jest to obsługiwane przez:

na powierzchni wyraźnie tworzą się nieutlenione osady (np. kamyki rzeczne z pirytu tlenoopornego);
brak znanych znaczących źródeł tlenu i innych środków utleniających;
badanie potencjalnych źródeł atmosfery pierwotnej (gazy wulkaniczne, skład innych ciał niebieskich).

Przyczyny katastrofy tlenowej

Jedynym znaczącym źródłem tlenu cząsteczkowego jest biosfera, a dokładniej organizmy fotosyntetyzujące. Pojawiające się na samym początku istnienia biosfery fotosyntetyczne archaebakterie wytwarzały tlen, który niemal natychmiast był zużywany na utlenianie skał, rozpuszczonych związków i gazów atmosferycznych. Wysokie stężenie powstało jedynie lokalnie, w obrębie mat bakteryjnych (tzw. „kieszenie tlenowe”). Po utlenieniu powierzchni skał i gazów atmosfery, tlen zaczął gromadzić się w atmosferze w postaci wolnej.

Jednym z prawdopodobnych czynników wpływających na zmianę zbiorowisk drobnoustrojów była zmiana składu chemicznego oceanu spowodowana wygaśnięciem aktywności wulkanicznej.

Konsekwencje katastrofy tlenowej

Biosfera

Ponieważ przeważająca większość organizmów tamtych czasów była organizmami beztlenowymi, niezdolnymi do istnienia przy znacznych stężeniach tlenu, nastąpiła globalna zmiana w zbiorowiskach: zbiorowiska beztlenowe zastąpiono zbiorowiskami tlenowymi, wcześniej ograniczonymi jedynie do „kieszeni tlenowych”; Wręcz przeciwnie, społeczności beztlenowe zostały wepchnięte do „kieszeni beztlenowych” (w przenośni „biosfera wywrócona na lewą stronę”). Następnie obecność tlenu cząsteczkowego w atmosferze doprowadziła do powstania ekranu ozonowego, co w konsekwencji znacznie rozszerzyło granice biosfery i doprowadziło do rozpowszechnienia się bardziej korzystnego energetycznie (w porównaniu do beztlenowego) oddychania tlenowego.

Litosfera

W wyniku katastrofy tlenowej utlenieniu ulegają praktycznie wszystkie skały metamorficzne i osadowe, z których składa się większość skorupy ziemskiej.

Tworzenie atmosfery. Obecnie atmosfera ziemska jest mieszaniną gazów – 78% azotu, 21% tlenu i niewielkich ilości innych gazów, np. dwutlenku węgla. Ale kiedy planeta pojawiła się po raz pierwszy, w atmosferze nie było tlenu – składała się z gazów, które pierwotnie istniały Układ Słoneczny.

Ziemia powstała, gdy małe skaliste ciała utworzone z pyłu i gazu z mgławicy słonecznej, zwane planetoidami, zderzyły się ze sobą i stopniowo przybrały kształt planety. W miarę wzrostu gazy zawarte w planetoidach wybuchły i otoczyły kulę ziemską. Po pewnym czasie pierwsze rośliny zaczęły wydzielać tlen, a pierwotna atmosfera rozwinęła się w obecną gęstą otoczkę powietrzną.

Pochodzenie atmosfery

Deszcz małych planetoid spadł na rodzącą się Ziemię 4,6 miliarda lat temu. Gazy z mgławicy słonecznej uwięzione wewnątrz planety wybuchły podczas zderzenia i utworzyły prymitywną atmosferę ziemską, składającą się z azotu, dwutlenku węgla i pary wodnej.
Ciepło uwolnione podczas formowania się planety jest zatrzymywane przez warstwę gęstych chmur w pierwotnej atmosferze. „Gazy cieplarniane”, takie jak dwutlenek węgla i para wodna, zatrzymują promieniowanie ciepła w przestrzeń kosmiczną. Powierzchnia Ziemi zalana jest wrzącym morzem stopionej magmy.
Kiedy zderzenia planetoid stały się rzadsze, Ziemia zaczęła się ochładzać i pojawiły się oceany. Z gęstych chmur skrapla się para wodna, a trwające kilka eonów deszcze stopniowo zalewają niziny. W ten sposób pojawiają się pierwsze morza.
Powietrze jest oczyszczane w wyniku kondensacji pary wodnej, tworząc oceany. Z biegiem czasu rozpuszcza się w nich dwutlenek węgla, a w atmosferze dominuje obecnie azot. Ze względu na brak tlenu działa ochronnie warstwa ozonowa, a promienie ultrafioletowe słońca docierają bez przeszkód do powierzchni ziemi.
Życie pojawia się w starożytnych oceanach w ciągu pierwszego miliarda lat. Najprostsze niebiesko-zielone algi są chronione przed promieniowaniem ultrafioletowym przez wodę morską. Do produkcji energii wykorzystują światło słoneczne i dwutlenek węgla, uwalniając jako produkt uboczny tlen, który stopniowo zaczyna gromadzić się w atmosferze.
Miliardy lat później tworzy się atmosfera bogata w tlen. Reakcje fotochemiczne w górnych warstwach atmosfery tworzą cienką warstwę ozonu, która rozprasza szkodliwe światło ultrafioletowe. Życie może teraz wydostać się z oceanów na ląd, gdzie ewolucja doprowadziła do powstania wielu złożonych organizmów.

Miliardy lat temu gruba warstwa prymitywnych glonów zaczęła uwalniać tlen do atmosfery. Przeżyli do Dzisiaj w postaci skamieniałości zwanych stromatolitami.

Pochodzenie wulkaniczne

1. Starożytna, pozbawiona powietrza Ziemia. 2. Erupcja gazów.

Według tej teorii na powierzchni młodej planety Ziemia aktywnie wybuchały wulkany. Wczesna atmosfera prawdopodobnie powstała, gdy gazy uwięzione w krzemowej powłoce planety wydostały się przez wulkany.

Według najczęstszej teorii atmosfera
Z biegiem czasu Ziemia miała trzy różne składy.
Początkowo składał się z gazów lekkich (wodór i
hel) pobrany z przestrzeni międzyplanetarnej. To prawda
zwaną atmosferą pierwotną (około czterech miliardów
Lata temu).

W kolejnym etapie aktywna aktywność wulkaniczna
doprowadziło do nasycenia atmosfery innymi gazami, z wyjątkiem
wodór (dwutlenek węgla, amoniak, para wodna). Więc
utworzyła się atmosfera wtórna (około trzech miliardów
lat do chwili obecnej). Ta atmosfera działała regenerująco.
Następnie określono proces powstawania atmosfery w następujący sposób:
czynniki:
- wyciek gazów lekkich (wodór i hel) do przestrzeni międzyplanetarnej
przestrzeń;
- reakcje chemiczne zachodzące w atmosferze pod wpływem
łagodzenie promieniowania ultrafioletowego, wyładowań atmosferycznych i
kilka innych czynników.
Stopniowo czynniki te doprowadziły do powstania trzeciorzędu
atmosferę, charakteryzującą się znacznie niższą zawartością
ciśnienie wodoru i znacznie większe - azotu i dwutlenku węgla
gaz (powstający w wyniku reakcji chemicznych z amoniaku
i węglowodory).
Skład atmosfery zaczął się radykalnie zmieniać wraz z pojawieniem się
Organizmy żywe na Ziemi zjadamy w wyniku fotosyntezy,
towarzyszy uwalnianie tlenu i absorpcja węgla
gaz chlorkowy.
początkowo zużywano tlen
do utleniania związków zredukowanych - amoniaku, węgla
wodór, żelazowa forma żelaza występująca w oceanach
itp. Na końcu tego etapu zawartość tlenu
zaczął rosnąć w atmosferze. Stopniowo nowoczesność
zimna atmosfera o właściwościach utleniających.
Ponieważ spowodował duże i drastyczne zmiany
wiele procesów zachodzących w atmosferze, litosferze i
biosferze zdarzenie to nazwano katalizatorem tlenowym
zwrotka.
Obecnie atmosfera ziemska składa się głównie z
gazy i różne zanieczyszczenia (kurz, krople wody, kryształy
lód, sole morskie, produkty spalania). Stężenie gazu,
składniki atmosfery są praktycznie stałe, z wyjątkiem
stężenie wody (H 2 O) i dwutlenku węgla (CO 2).

Źródło: class.rambler.ru

W związku z tym powstanie współczesnej (tlenowej) atmosfery Ziemi jest nie do pomyślenia bez systemów żywych, tj. obecność tlenu jest konsekwencją rozwoju biosfery. Coraz częściej potwierdza się genialna wizja V.I. Wernadskiego na temat roli biosfery zmieniającej oblicze Ziemi. Jednak droga powstania życia jest dla nas nadal niejasna. W. Wernadski powiedział: „Od tysięcy pokoleń stajemy przed nierozwiązaną, ale zasadniczo możliwą do rozwiązania zagadką – zagadką życia”.

Biolodzy uważają, że spontaniczne pojawienie się życia jest możliwe tylko w środowisku redukującym, jednak zgodnie z pomysłami jednego z nich, M. Ruttena, zawartość tlenu w mieszaninie gazowej do 0,02% nie przeszkadza jeszcze w występowaniu syntez abiogennych. Zatem geochemicy i biolodzy mają różne koncepcje dotyczące atmosfer redukujących i utleniających. Nazwijmy atmosferę zawierającą śladowe ilości tlenu obojętną, w której mogłyby pojawić się pierwsze nagromadzenia białek, które w zasadzie mogłyby wykorzystać (przyswoić) do swojego odżywiania aminokwasy abiogenne, być może z jakiegoś powodu tylko izomery.

Jednak pytanie nie dotyczy tego, w jaki sposób te aminoheterotrofy (organizmy wykorzystujące aminokwasy jako pokarm) odżywiają się, ale w jaki sposób może powstać samoorganizująca się materia, której ewolucja ma ujemną entropię. To drugie nie jest jednak tak rzadkie we Wszechświecie. Czy powstanie Układu Słonecznego, a w szczególności naszej Ziemi, nie jest sprzeczne z przepływem entropii? Tales z Mitzy napisał w swoim traktacie: „Woda jest pierwotną przyczyną wszystkiego”. Rzeczywiście, najpierw musiała powstać hydrosfera, aby stać się kolebką życia. V.I. Vernadsky i inni wielcy naukowcy naszych czasów dużo o tym mówili.

Dla V.I. Wernadskiego nie było do końca jasne, dlaczego materia żywa jest reprezentowana tylko przez lewoskrętne izomery cząsteczek organicznych i dlaczego w dowolnej syntezie nieorganicznej otrzymujemy w przybliżeniu równą mieszaninę izomerów lewoskrętnych i prawoskrętnych. I nawet jeśli uzyskamy wzbogacenie (na przykład w świetle spolaryzowanym) za pomocą pewnych technik, nie możemy wyizolować ich w czystej postaci.

Jak to możliwe, że jest to dość skomplikowane związki organiczne rodzaj białek, białka, kwasy nukleinowe i inne kompleksy zorganizowanych pierwiastków składające się wyłącznie z izomerów lewoskrętnych?

Źródło: pochemuha.ru

Podstawowe właściwości atmosfery ziemskiej

Atmosfera jest naszą kopułą ochronną przed wszelkiego rodzaju zagrożeniami z kosmosu. Spala większość meteorytów spadających na planetę, a jego warstwa ozonowa służy jako filtr przed promieniowaniem ultrafioletowym Słońca, którego energia jest śmiertelna dla żywych istot. Ponadto to atmosfera utrzymuje komfortową temperaturę na powierzchni Ziemi – gdyby nie efekt cieplarniany, uzyskiwany poprzez wielokrotne odbijanie promieni słonecznych od chmur, Ziemia byłaby średnio o 20-30 stopni zimniejsza. Cyrkulacja wody w atmosferze i ruch mas powietrza nie tylko równoważą temperaturę i wilgotność, ale także tworzą na Ziemi różnorodność form krajobrazowych i minerałów - takiego bogactwa nie można znaleźć nigdzie indziej w Układzie Słonecznym.

Masa atmosfery wynosi 5,2×10 18 kilogramów. Chociaż powłoki gazowe rozciągają się na wiele tysięcy kilometrów od Ziemi, za atmosferę uważa się tylko te, które obracają się wokół osi z prędkością równą prędkości obrotu planety. Zatem wysokość atmosfery ziemskiej wynosi około 1000 kilometrów, płynnie przechodząc w przestrzeń kosmiczną w górnej warstwie, egzosferę (z greckiej „sfery zewnętrznej”).

Skład atmosfery ziemskiej. Historia rozwoju

Chociaż powietrze wydaje się jednorodne, jest mieszaniną różnych gazów. Jeśli weźmiemy tylko te, które zajmują co najmniej jedną tysięczną objętości atmosfery, będzie ich już 12. Jeśli spojrzymy na ogólny obraz, to cały układ okresowy jest jednocześnie w powietrzu!

Jednak Ziemi nie udało się od razu osiągnąć takiej różnorodności. Tylko dzięki wyjątkowym zbiegom okoliczności pierwiastki chemiczne i obecność życia, atmosfera ziemska stała się niezwykle złożona. Na naszej planecie zachowały się ślady geologiczne tych procesów, dzięki czemu możemy spojrzeć wstecz na miliardy lat:

Pierwszymi gazami, które pokryły młodą Ziemię 4,3 miliarda lat temu, był wodór i hel, podstawowe składniki atmosfery gazowych gigantów, takich jak Jowisz.
o najbardziej elementarnych substancjach - składały się z pozostałości mgławicy, która dała początek Słońcu i otaczającym ją planetom, i obficie osiadały wokół centrów grawitacyjnych-planet. Ich stężenie nie było bardzo wysokie, ale niskie masa atomowa pozwoliło im uciec w kosmos, co robią do dziś. Obecnie ich całkowity ciężar właściwy wynosi 0,00052% całkowitej masy atmosfery ziemskiej (0,00002% wodoru i 0,0005% helu), co jest bardzo małą wartością.
Jednak wewnątrz samej Ziemi znajdowało się wiele substancji, które próbowały uciec z gorących wnętrzności. Z wulkanów uwolniły się ogromne ilości gazów – przede wszystkim amoniaku, metanu i dwutlenku węgla, a także siarki. Amoniak i metan następnie rozłożyły się na azot, który obecnie zajmuje lwią część masy atmosfery ziemskiej - 78%.

Ale prawdziwa rewolucja w składzie atmosfery ziemskiej nastąpiła wraz z pojawieniem się tlenu. Pojawiło się to również naturalnie - gorący płaszcz młodej planety aktywnie pozbywał się gazów uwięzionych pod skorupą ziemską. Ponadto para wodna emitowana przez wulkany pod wpływem słonecznego promieniowania ultrafioletowego rozkładała się na wodór i tlen.

Jednak taki tlen nie mógł długo pozostawać w atmosferze. Reagował z tlenkiem węgla, wolnym żelazem, siarką i wieloma innymi pierwiastkami na powierzchni planety, a wysokie temperatury i promieniowanie słoneczne katalizowały procesy chemiczne. Sytuację tę zmieniło dopiero pojawienie się organizmów żywych.

Po pierwsze, zaczęły uwalniać tak dużo tlenu, że nie tylko utlenił wszystkie substancje na powierzchni, ale także zaczął się gromadzić - w ciągu kilku miliardów lat jego ilość wzrosła od zera do 21% całkowitej masy atmosfery.
Po drugie, organizmy żywe aktywnie wykorzystywały węgiel atmosferyczny do budowy własnych szkieletów. W wyniku ich działalności skorupa ziemska została uzupełniona całymi warstwami geologicznymi materiałów organicznych i skamieniałości, a dwutlenek węgla stał się znacznie mniejszy

I wreszcie nadmiar tlenu utworzył warstwę ozonową, która zaczęła chronić organizmy żywe przed promieniowaniem ultrafioletowym. Życie zaczęło ewoluować aktywniej i zdobywać nowe, więcej złożone kształty- wśród bakterii i glonów zaczęły pojawiać się wysoce zorganizowane stworzenia. Obecnie ozon stanowi zaledwie 0,00001% całkowitej masy Ziemi.

Zapewne już wiesz, że błękit nieba na Ziemi tworzy także tlen – z całego tęczowego widma Słońca, to on najlepiej rozprasza krótkie fale światła odpowiedzialne za kolor niebieski. Ten sam efekt działa w przestrzeni kosmicznej - z daleka Ziemia wydaje się spowita niebieską mgłą, a z daleka całkowicie zamienia się w niebieską kropkę.

Ponadto w atmosferze występują w znacznych ilościach gazy szlachetne. Wśród nich najwięcej jest argonu, którego udział w atmosferze wynosi 0,9–1%. Jej źródłem są procesy jądrowe zachodzące w głębi Ziemi, a na powierzchnię dociera poprzez mikropęknięcia w płytach litosfery oraz erupcje wulkanów (tak hel pojawia się w atmosferze). Gazy szlachetne ze względu na swoje właściwości fizyczne przedostają się do górnych warstw atmosfery, skąd przedostają się w przestrzeń kosmiczną.

Jak widzimy skład atmosfery ziemskiej zmieniał się niejeden raz i to bardzo mocno – ale trwało to miliony lat. Z drugiej strony zjawiska życiowe są bardzo stabilne - warstwa ozonowa będzie istnieć i funkcjonować nawet wtedy, gdy na Ziemi będzie 100 razy mniej tlenu. Na tle ogólnej historii planety działalność człowieka nie pozostawiła poważnych śladów. Jednak w skali lokalnej cywilizacja jest zdolna do tworzenia problemów – przynajmniej dla siebie. Zanieczyszczenia powietrza sprawiły już, że życie mieszkańców Pekinu w Chinach stało się niebezpieczne – a ogromne chmury brudnej mgły nad dużymi miastami są widoczne nawet z kosmosu.

Struktura atmosfery

Jednak egzosfera nie jest jedyną specjalną warstwą naszej atmosfery. Jest ich wiele i każdy ma swój własny unikalne cechy. Przyjrzyjmy się kilku podstawowym:

Troposfera

Najniższa i najgęstsza warstwa atmosfery nazywana jest troposferą. Czytelnik artykułu znajduje się teraz właśnie w jego „dolnej” części – chyba że jest jedną z 500 tysięcy osób, które właśnie lecą samolotem. Górna granica troposfery zależy od szerokości geograficznej (pamiętaj siła odśrodkowa obrót Ziemi, dzięki czemu planeta jest szersza na równiku?) i waha się od 7 kilometrów na biegunach do 20 kilometrów na równiku. Wielkość troposfery zależy również od pory roku – im cieplejsze powietrze, tym wyższa górna granica.

Nazwa „troposfera” pochodzi od starożytnego greckiego słowa „tropos”, które tłumaczy się jako „zwrot, zmiana”. To dość dokładnie odzwierciedla właściwości warstwy atmosferycznej - jest ona najbardziej dynamiczna i produktywna. To właśnie w troposferze gromadzą się chmury, krąży woda, powstają cyklony i antycyklony oraz powstają wiatry - zachodzą wszystkie te procesy, które nazywamy „pogodą” i „klimatem”. Ponadto jest to najbardziej masywna i gęsta warstwa - stanowi 80% masy atmosfery i prawie całą zawartość wody. Żyje tu większość organizmów żywych.

Każdy wie, że im wyżej wspinamy się, tym robi się zimniej. To prawda – co 100 metrów w górę temperatura powietrza spada o 0,5-0,7 stopnia. Zasada ta działa jednak tylko w troposferze – wtedy temperatura zaczyna rosnąć wraz ze wzrostem wysokości. Strefa pomiędzy troposferą a stratosferą, w której temperatura pozostaje stała, nazywana jest tropopauzą. A wraz z wysokością wiatr przyspiesza – o 2–3 km/s na kilometr w górę. Dlatego paralotnie i lotnie preferują do lotów podwyższone płaskowyże i góry - tam zawsze będą w stanie „złapać falę”.

Wspomniane już dno powietrza, w którym atmosfera styka się z litosferą, nazywane jest powierzchniową warstwą przyścienną. Jego rola w cyrkulacji atmosferycznej jest niezwykle duża - przenoszenie ciepła i promieniowania z powierzchni powoduje powstawanie wiatrów i różnic ciśnień, a góry i inne nierówności terenu kierują nimi i oddzielają. Wymiana wody następuje natychmiast – w ciągu 8–12 dni cała woda pobrana z oceanów i powierzchni powraca z powrotem, zamieniając troposferę w swego rodzaju filtr wody.

Ciekawostką jest fakt, że ważny proces w życiu roślin, jakim jest transpiracja, polega na wymianie wody z atmosferą. Z jego pomocą flora planety aktywnie wpływa na klimat - na przykład duże obszary zielone łagodzą zmiany pogody i temperatury. Rośliny na terenach nasyconych wodą odparowują 99% wody pobranej z gleby. Przykładowo hektar pszenicy wypuszcza latem do atmosfery 2-3 tys. ton wody – to znacznie więcej, niż może uwolnić martwa gleba.

Normalne ciśnienie na powierzchni Ziemi wynosi około 1000 milibarów. Za normę uważa się ciśnienie 1013 mbar, czyli jedną „atmosferę” – zapewne spotkałeś się już z tą jednostką miary. Wraz ze wzrostem wysokości ciśnienie gwałtownie spada: na granicach troposfery (na wysokości 12 kilometrów) wynosi już 200 mBar, a na wysokości 45 kilometrów całkowicie spada do 1 mBar. Nic więc dziwnego, że w nasyconej troposferze gromadzi się 80% całej masy ziemskiej atmosfery.

Stratosfera

Warstwa atmosfery położona pomiędzy wysokością od 8 km (na biegunie) a 50 km (na równiku) nazywana jest stratosferą. Nazwa pochodzi od innego greckiego słowa „stratos”, co oznacza „podłoga, warstwa”. Jest to niezwykle rzadka strefa atmosfery ziemskiej, w której prawie nie ma pary wodnej. Ciśnienie powietrza w dolnej części stratosfery jest 10 razy mniejsze niż ciśnienie powierzchniowe, a w górnej 100 razy mniejsze.

W naszej rozmowie o troposferze dowiedzieliśmy się już, że temperatura w niej spada w zależności od wysokości. W stratosferze wszystko dzieje się dokładnie odwrotnie – wraz ze wzrostem wysokości temperatura wzrasta z –56°C do 0–1°C. Ogrzewanie zatrzymuje się w stratopauzie, na granicy stratosfery i mezosfery.

Życie i człowiek w stratosferze

Samoloty pasażerskie i samoloty naddźwiękowe zwykle latają w dolnych warstwach stratosfery - to nie tylko chroni je przed niestabilnością przepływów powietrza w troposferze, ale także ułatwia ich poruszanie się ze względu na niski opór aerodynamiczny. A niskie temperatury i rozrzedzone powietrze pozwalają zoptymalizować zużycie paliwa, co jest szczególnie ważne w przypadku lotów długodystansowych.

Istnieje jednak techniczna granica wysokości lotu statku powietrznego – przepływ powietrza, który w stratosferze jest tak mały, jest niezbędny do pracy silników odrzutowych. W związku z tym, aby osiągnąć wymagane ciśnienie powietrza w turbinie, samolot musi poruszać się szybciej niż prędkość dźwięku. Dlatego wysoko w stratosferze (na wysokości 18–30 kilometrów) mogą poruszać się wyłącznie wozy bojowe i samoloty naddźwiękowe typu Concordes. Zatem głównymi „mieszkańcami” stratosfery są sondy pogodowe przymocowane do balonów - mogą tam pozostać przez długi czas, zbierając informacje o dynamice leżącej pod spodem troposfery.

Czytelnik zapewne już wie, że mikroorganizmy – tzw. aeroplankton – występują w atmosferze aż do warstwy ozonowej. Jednak nie tylko bakterie są w stanie przetrwać w stratosferze. Tak więc pewnego dnia sęp afrykański, specjalny rodzaj sępa, wsiadł do silnika samolotu na wysokości 11,5 tysiąca metrów. A niektóre kaczki spokojnie przelatują nad Everestem podczas swoich migracji.

Jednak największym stworzeniem, jakie kiedykolwiek żyło w stratosferze, pozostaje człowiek. Aktualny rekord wzrostu ustanowił Alan Eustace, wiceprezes Google. W dniu skoku miał 57 lat! W specjalnym balonie wzniósł się na wysokość 41 kilometrów nad poziomem morza, a następnie zeskoczył ze spadochronem. Prędkość, jaką osiągnął w szczytowym momencie upadku, wyniosła 1342 km/h – więcej niż prędkość dźwięku! Jednocześnie Eustachy stał się pierwszą osobą, która samodzielnie przekroczyła próg prędkości dźwięku (nie licząc w całości skafandra kosmicznego do podtrzymywania życia i spadochronów do lądowania).

Ciekawostką jest to, że aby odłączyć się od balonu, Eustachy potrzebował urządzenia wybuchowego – takiego, jakiego używają rakiety kosmiczne podczas odłączania stopni.

Warstwa ozonowa

A na granicy stratosfery i mezosfery znajduje się słynna warstwa ozonowa. Chroni powierzchnię Ziemi przed działaniem promieni ultrafioletowych, a jednocześnie służy jako górna granica rozprzestrzeniania się życia na planecie – nad nią temperatura, ciśnienie i promieniowanie kosmiczne szybko położą kres nawet najbardziej uporczywym bakteria.

Skąd wzięła się ta tarcza? Odpowiedź jest niesamowita – został stworzony przez organizmy żywe, a dokładniej przez tlen, który od niepamiętnych czasów wydzielają różne bakterie, glony i rośliny. Unoszący się wysoko w atmosferze tlen wchodzi w kontakt z promieniowaniem ultrafioletowym i wchodzi w reakcję fotochemiczną. W rezultacie zwykły tlen, którym oddychamy, O 2, wytwarza ozon – O 3.

Paradoksalnie, ozon powstający w wyniku promieniowania Słońca chroni nas przed tym samym promieniowaniem! Ozon również nie odbija, lecz pochłania promieniowanie ultrafioletowe – ogrzewając w ten sposób otaczającą go atmosferę.

Mezosfera

Wspomnieliśmy już, że nad stratosferą, a dokładniej nad stratopauzą, warstwą graniczną o stabilnej temperaturze, znajduje się mezosfera. Ta stosunkowo niewielka warstwa znajduje się na wysokości od 40–45 do 90 kilometrów nad poziomem morza i jest najzimniejszym miejscem na naszej planecie – w mezopauzie, górnej warstwie mezosfery, powietrze ochładza się do –143°C.

Mezosfera jest najmniej zbadaną częścią atmosfery ziemskiej. Ekstremalnie niskie ciśnienie gazu, które jest od tysiąca do dziesięciu tysięcy razy niższe niż ciśnienie powierzchniowe, ogranicza ruch balony- ich siła nośna sięga zera, a po prostu wiszą w miejscu. To samo dzieje się z samolotami odrzutowymi - aerodynamika skrzydła i korpusu samolotu traci znaczenie. Dlatego w mezosferze mogą latać rakiety lub samoloty z silnikami rakietowymi - samoloty rakietowe. Należą do nich samolot rakietowy X-15, który zajmuje pozycję najszybszego samolotu na świecie: wzniósł się na wysokość 108 kilometrów i osiągnął prędkość 7200 km/h – 6,72 razy większą niż prędkość dźwięku.

Jednak rekordowy lot X-15 trwał tylko 15 minut. Symbolizuje to ogólny problem pojazdów poruszających się w mezosferze - są one zbyt szybkie, aby przeprowadzić jakiekolwiek dokładne badania i nie pozostają długo na danej wysokości, ani nie latają wyżej, ani nie spadają. Również mezosfery nie można badać za pomocą satelitów ani sond suborbitalnych - choć ciśnienie w tej warstwie atmosfery jest niskie, spowalnia to (a czasami spala) statek kosmiczny. Z powodu tych trudności naukowcy często nazywają mezosferę „ignorosferą” (od angielskiego „ignorosfery”, gdzie „ignorancja” to ignorancja, brak wiedzy).

To właśnie w mezosferze spala się większość meteorów spadających na Ziemię – to tam wybucha rój meteorów Perseidów, zwany „sierpniowym rojem meteorów”. Efekt świetlny pojawia się, gdy ciało kosmiczne wchodzi w atmosferę ziemską kąt ostry przy prędkości powyżej 11 km/h – meteoryt zapala się pod wpływem siły tarcia.

Utraciwszy masę w mezosferze, pozostałości „obcych” osiadają na Ziemi w postaci kosmicznego pyłu - codziennie na planetę spada od 100 do 10 tysięcy ton materii meteorytowej. Ponieważ pojedyncze ziarna pyłu są bardzo lekkie, dotarcie na powierzchnię Ziemi zajmuje im nawet miesiąc! Dostając się do chmur, czynią je cięższymi, a nawet czasami powodują deszcz - podobnie jak popiół wulkaniczny lub cząsteczki z niego powstałe eksplozje nuklearne. Jednak wpływ pyłu kosmicznego na powstawanie opadów uważa się za niewielki - nawet 10 tysięcy ton to za mało, aby poważnie zmienić naturalną cyrkulację atmosfery ziemskiej.

Termosfera

Nad mezosferą, na wysokości 100 kilometrów nad poziomem morza, przebiega linia Karmana – umowna granica między Ziemią a kosmosem. Chociaż są tam gazy, które krążą wraz z Ziemią i technicznie dostają się do atmosfery, ich ilość powyżej linii Karmana jest niezauważalnie mała. Dlatego każdy lot przekraczający wysokość 100 kilometrów jest już uważany za kosmiczny.

Dolna granica najdłuższej warstwy atmosfery, termosfery, pokrywa się z linią Karmana. Wznosi się na wysokość 800 kilometrów i charakteryzuje się wyjątkowo wysokimi temperaturami – na wysokości 400 kilometrów osiąga maksymalnie 1800°C!

Jest gorąco, prawda? W temperaturze 1538°C żelazo zaczyna się topić – w jaki sposób zatem statek kosmiczny może pozostać nienaruszony w termosferze? Chodzi o wyjątkowo niskie stężenie gazów w górnych warstwach atmosfery – ciśnienie w środku termosfery jest 1 000 000 razy mniejsze niż stężenie powietrza na powierzchni Ziemi! Energia poszczególnych cząstek jest wysoka, ale odległość między nimi jest ogromna, a statki kosmiczne zasadniczo znajdują się w próżni. Nie pomaga im to jednak pozbyć się ciepła emitowanego przez mechanizmy – w celu odprowadzenia ciepła wszystkie statki kosmiczne wyposażane są w grzejniki emitujące nadmiar energii.

Na notatce. Jeśli chodzi o wysokie temperatury, zawsze warto wziąć pod uwagę gęstość gorącej materii – na przykład naukowcy ze Zderzacza Hadronów potrafią faktycznie podgrzać materię do temperatury Słońca. Wiadomo jednak, że będą to pojedyncze cząsteczki – do potężnej eksplozji wystarczyłby jeden gram materii gwiezdnej. Dlatego nie powinniśmy wierzyć żółtej prasie, która obiecuje nam rychły koniec świata z „ręk” Zderzacza, tak jak nie powinniśmy bać się upału w termosferze.

Termosfera i astronautyka

Właściwie to termosfera przestrzeń kosmiczna- w jego granicach znajdowała się orbita pierwszego radzieckiego Sputnika. Było też apocentrum – najwyższy punkt nad Ziemią – lotu statku kosmicznego Wostok-1 z Jurijem Gagarinem na pokładzie. Na tej wysokości wystrzeliwanych jest również wiele sztucznych satelitów do badania powierzchni Ziemi, oceanów i atmosfery, takich jak satelity Google Maps. Dlatego jeśli mówimy o LEO (Low Reference Orbit, powszechne określenie w astronautyce), to w 99% przypadków ma on miejsce w termosferze.

Loty orbitalne ludzi i zwierząt nie odbywają się tylko w termosferze. Faktem jest, że w jego górnej części, na wysokości 500 kilometrów, rozciągają się pasy radiacyjne Ziemi. To tam znajdują się naładowane cząstki wiatr słoneczny są wychwytywane i gromadzone przez magnetosferę. Długotrwałe przebywanie w pasach radiacyjnych powoduje nieodwracalne szkody dla organizmów żywych, a nawet elektroniki - dlatego wszystkie pojazdy wysokoorbitalne są chronione przed promieniowaniem.

Zorze

Na polarnych szerokościach geograficznych często pojawia się spektakularny i wspaniały spektakl - zorze polarne. Wyglądają jak długie świecące łuki o różnych kolorach i kształtach, które mienią się na niebie. Ziemia swój wygląd zawdzięcza swojej magnetosferze - a dokładniej dziurom w pobliżu biegunów. Naładowane cząsteczki wiatru słonecznego przedostają się przez nią, powodując świecenie atmosfery. Tutaj możesz podziwiać najbardziej spektakularne światła i dowiedzieć się więcej o ich pochodzeniu.

Obecnie zorze polarne są codziennością mieszkańców krajów okołobiegunowych, takich jak Kanada czy Norwegia, a także obowiązkowym punktem programu każdego turysty – wcześniej jednak przypisywano im nadprzyrodzone właściwości. Ludzie starożytni postrzegali kolorowe światła jako bramy do nieba, mityczne stworzenia i ogniska duchów, a ich zachowanie uważano za proroctwa. I można zrozumieć naszych przodków - nawet edukacja i wiara we własne umysły czasami nie są w stanie powstrzymać ich szacunku dla sił natury.

Egzosfera

Ostatnią warstwą atmosfery ziemskiej, której dolna granica przebiega na wysokości 700 kilometrów, jest egzosfera (od drugiej greckiej odry „exo” - na zewnątrz, na zewnątrz). Jest niesamowicie rozproszony i składa się głównie z atomów najlżejszego pierwiastka - wodoru; Istnieją również pojedyncze atomy tlenu i azotu, które są silnie zjonizowane przez wszechprzenikające promieniowanie słoneczne.

Wymiary egzosfery Ziemi są niewiarygodnie duże - wyrasta ona w koronę ziemską, geokoronę, która rozciąga się do 100 tysięcy kilometrów od planety. Jest bardzo rzadka - stężenie cząstek jest miliony razy mniejsze niż gęstość zwykłego powietrza. Ale jeśli Księżyc zasłoni Ziemię odległemu statkowi kosmicznemu, wówczas korona naszej planety będzie widoczna, tak jak korona Słońca jest dla nas widoczna podczas zaćmienia. Zjawiska tego jednak dotychczas nie zaobserwowano.

Wietrzenie atmosfery

To także w egzosferze dochodzi do wietrzenia ziemskiej atmosfery – ze względu na dużą odległość od środka grawitacyjnego planety cząstki łatwo odrywają się od całkowitej masy gazu i wchodzą na własne orbity. Zjawisko to nazywane jest rozpraszaniem atmosferycznym. Nasza planeta co sekundę traci z atmosfery 3 kilogramy wodoru i 50 gramów helu. Tylko te cząstki są wystarczająco lekkie, aby uciec z ogólnej masy gazu.

Proste obliczenia pokazują, że Ziemia traci rocznie około 110 tysięcy ton masy atmosferycznej. Czy to jest niebezpieczne? W rzeczywistości nie - zdolność naszej planety do „produkcji” wodoru i helu przekracza tempo strat. Ponadto część utraconej materii z czasem powraca do atmosfery. A ważne gazy, takie jak tlen i dwutlenek węgla, są po prostu zbyt ciężkie, aby masowo opuścić Ziemię, więc nie ma potrzeby martwić się o ucieczkę ziemskiej atmosfery.

Ciekawostką jest to, że „prorocy” końca świata często mówią, że jeśli jądro Ziemi przestanie się obracać, atmosfera szybko ulegnie erozji pod naporem wiatru słonecznego. Jednak nasz czytelnik wie, że atmosfera w pobliżu Ziemi utrzymywana jest w całości przez siły grawitacyjne, które będą działać niezależnie od rotacji jądra. Wyraźnym dowodem na to jest Wenus, która ma nieruchome jądro i słabe pole magnetyczne, ale jej atmosfera jest 93 razy gęstsza i cięższa od ziemskiej. Nie oznacza to jednak, że zatrzymanie dynamiki jądra Ziemi jest bezpieczne – wówczas pole magnetyczne planety zaniknie. Jego rola polega nie tyle na powstrzymywaniu atmosfery, ile na ochronie przed naładowanymi cząsteczkami pochodzącymi z wiatru słonecznego, które z łatwością mogłyby zamienić naszą planetę w radioaktywną pustynię.

Chmury

Woda na Ziemi występuje nie tylko w rozległym oceanie i licznych rzekach. W atmosferze znajduje się około 5,2 x 10 15 kilogramów wody. Występuje niemal wszędzie – udział pary w powietrzu waha się od 0,1% do 2,5% objętości w zależności od temperatury i lokalizacji. Jednak większość wody gromadzi się w chmurach, gdzie jest magazynowana nie tylko w postaci gazu, ale także w postaci małych kropelek i kryształków lodu. Stężenie wody w chmurach sięga 10 g/m 3 - a ponieważ chmury osiągają objętość kilku kilometrów sześciennych, masa wody w nich sięga dziesiątek i setek ton.

Chmury są najbardziej widoczną formacją na Ziemi; widać je nawet z Księżyca, gdzie gołym okiem rozmywają się zarysy kontynentów. I nie jest to dziwne - w końcu ponad 50% Ziemi jest stale pokryte chmurami!

Chmury odgrywają niezwykle ważną rolę w wymianie ciepła na Ziemi. Zimą wychwytują promienie słoneczne, podwyższając temperaturę pod sobą na skutek efektu cieplarnianego, a latem osłaniają ogromną energię Słońca. Chmury równoważą także różnice temperatur pomiędzy dniem i nocą. Nawiasem mówiąc, to właśnie z powodu ich braku pustynie tak bardzo ochładzają się w nocy - całe ciepło zgromadzone przez piasek i skały swobodnie leci w górę, podczas gdy w innych regionach powstrzymują je chmury.

Zdecydowana większość chmur powstaje w pobliżu powierzchni Ziemi, w troposferze, ale w dalszym rozwoju przyjmują najróżniejsze kształty i właściwości. Ich separacja jest bardzo przydatna – pojawienie się różnego rodzaju chmur może nie tylko pomóc przewidzieć pogodę, ale także określić obecność zanieczyszczeń w powietrzu! Przyjrzyjmy się bliżej głównym rodzajom chmur.

Niskie chmury

Chmury, które znajdują się najniżej nad ziemią, nazywane są chmurami niższego poziomu. Charakteryzują się dużą jednorodnością i małą masą – gdy opadną na ziemię, meteorolodzy nie odróżniają ich od zwykłej mgły. Jest jednak między nimi różnica – niektóre po prostu zasłaniają niebo, inne zaś mogą wybuchnąć w wyniku ulewnego deszczu i śniegu.

Chmury, które mogą powodować obfite opady, obejmują chmury nimbostratus. Są największe wśród chmur niższych warstw: ich grubość sięga kilku kilometrów, a wymiary liniowe przekraczają tysiące kilometrów. Stanowią jednorodną szarą masę – spójrz w niebo podczas długiego deszczu, a prawdopodobnie zobaczysz chmury nimbostratus.
Innym rodzajem chmur niskopoziomowych jest stratocumulus, który wznosi się 600–1500 metrów nad ziemią. Są to grupy setek szarobiałych chmur oddzielonych małymi przerwami. Takie chmury zwykle widzimy w dni częściowo pochmurne. Rzadko pada deszcz lub śnieg.
Ostatnim typem chmury dolnej jest chmura stratus zwyczajna; To one zakrywają niebo w pochmurne dni, kiedy z nieba spada lekka mżawka. Są bardzo cienkie i niskie – wysokość chmur stratusowych sięga maksymalnie 400–500 metrów. Ich budowa jest bardzo podobna do mgły - schodząc nocą na samą ziemię, często tworzą gęstą poranną mgłę.

Chmury rozwoju pionowego

Chmury niższego poziomu mają starszych braci - chmury rozwoju pionowego. Chociaż ich dolna granica leży pod nr wysoki pułap na 800–2000 kilometrów chmury rozwoju pionowego poważnie pędzą w górę - ich grubość może osiągnąć 12–14 kilometrów, co przesuwa ich górną granicę do granic troposfery. Takie chmury nazywane są również konwekcyjnymi: ze względu na ich duże rozmiary woda w nich osiąga różną temperaturę, co powoduje konwekcję - proces przemieszczania gorących mas w górę i zimnych mas w dół. Dlatego w chmurach rozwoju pionowego występuje jednocześnie para wodna, małe kropelki, płatki śniegu, a nawet całe kryształki lodu.

Głównym rodzajem chmur pionowych są chmury cumulus – ogromne białe chmury przypominające podarte kawałki waty lub góry lodowe. Ich istnienie wymaga wysokich temperatur powietrza - dlatego w środkowej Rosji pojawiają się tylko latem i topią się w nocy. Ich miąższość sięga kilku kilometrów.

Kiedy jednak chmury cumulus mają okazję się zebrać, tworzą znacznie bardziej imponującą formę - chmury cumulonimbus. To od nich latem przychodzą ulewne deszcze, grad i burze. Istnieją zaledwie kilka godzin, ale jednocześnie dorastają do 15 kilometrów – ich górna część osiąga temperaturę –10°C i składa się z kryształków lodu.Na szczytach największych chmur Cumulonimbus znajdują się „kowadła” uformowane - płaskie obszary przypominające grzyb lub odwrócone żelazo. Dzieje się tak w tych obszarach, gdzie chmura osiąga granicę stratosfery - fizyka nie pozwala jej na dalsze rozprzestrzenianie się, dlatego chmura cumulonimbus rozprzestrzenia się wzdłuż granicy wysokości.

Ciekawostką jest to, że potężne chmury cumulonimbus powstają w miejscach erupcji wulkanów, uderzeń meteorytów i wybuchów nuklearnych. Chmury te są największe - ich granice sięgają nawet stratosfery, osiągając wysokość 16 kilometrów. Nasycone odparowaną wodą i mikrocząsteczkami emitują potężne burze - w większości przypadków wystarczy to do ugaszenia pożarów związanych z kataklizmem. To taki urodzony strażak :)

Chmury średniego poziomu

W środkowej części troposfery (na wysokości 2–7 km na średnich szerokościach geograficznych) występują chmury średniego poziomu. Charakteryzują się dużymi obszarami – są mniej narażone na działanie prądów wstępujących z powierzchni ziemi i nierównym krajobrazem – oraz małą, kilkusetmetrową miąższością. Są to chmury, które „winą się” wokół ostrych szczytów górskich i unoszą się w ich pobliżu.

Same chmury średniego poziomu dzielą się na dwa główne typy - altostratus i altocumulus.

Chmury Altostratus są jednym ze składników złożonych mas atmosferycznych. Przedstawiają jednolitą, szaro-niebieską zasłonę, przez którą widoczne jest Słońce i Księżyc – choć chmury altostratus mają tysiące kilometrów długości, to mają zaledwie kilka kilometrów grubości. Szara, gęsta zasłona widoczna z okna samolotu lecącego na dużej wysokości to właśnie chmury altostratus. Często pada deszcz lub śnieg przez długi czas.

Chmury Altocumulus, przypominające małe kawałki podartej waty lub cienkie równoległe paski, występują w ciepłym sezonie - powstają, gdy ciepłe masy powietrza wznoszą się na wysokość 2–6 kilometrów. Chmury Altocumulus służą jako pewny wskaźnik nadchodzącej zmiany pogody i zbliżania się deszczu - mogą powstać nie tylko w wyniku naturalnej konwekcji atmosfery, ale także nadejścia mas zimnego powietrza. Rzadko kiedy pada deszcz - jednakże chmury mogą się zbiegać i tworzyć jedną dużą chmurę deszczową.

A skoro mowa o chmurach w pobliżu gór, na zdjęciach (a może nawet w prawdziwym życiu) zapewne widziałeś okrągłe chmury przypominające waciki, które wielokrotnie wisiały warstwami nad szczytem góry. Faktem jest, że chmury średniego poziomu często mają kształt soczewkowaty lub soczewkowaty – podzielone na kilka równoległych warstw. Tworzą je fale powietrza powstające, gdy wiatr opływa strome szczyty. Chmury soczewkowe wyróżniają się także tym, że wiszą na miejscu nawet przy najsilniejszym wietrze. Umożliwia to ich natura – ponieważ takie chmury powstają w miejscach styku kilku prądów powietrza, znajdują się one w stosunkowo stabilnym położeniu.

Górne chmury

Ostatni poziom zwykłych chmur, które wznoszą się do dolnych warstw stratosfery, nazywany jest górnym poziomem. Wysokość takich chmur sięga 6–13 kilometrów - jest tam bardzo zimno, dlatego chmury na górnej warstwie składają się z małych kry lodowych. Ze względu na ich włóknisty, rozciągnięty, przypominający pióro kształt, wysokie chmury nazywane są również cirrusami, chociaż kaprysy atmosfery często nadają im kształt pazurów, płatków, a nawet szkieletów ryb. Wytwarzane przez nie opady nigdy nie docierają do ziemi, ale sama obecność chmur cirrus jest starożytnym sposobem przewidywania pogody.

Chmury czyste cirrus są najdłuższe wśród chmur górnych warstw - długość pojedynczego włókna może sięgać kilkudziesięciu kilometrów. Ponieważ kryształki lodu w chmurach są wystarczająco duże, aby wyczuć grawitację Ziemi, chmury cirrus „opadają” całymi kaskadami - odległość między górnym i dolnym punktem pojedynczej chmury może sięgać 3-4 kilometrów! W rzeczywistości chmury cirrus są ogromnymi „lodami”. To właśnie różnice w kształcie kryształków wody tworzą ich włóknisty, strumieniowy kształt.

W tej klasie znajdują się także chmury praktycznie niewidoczne – chmury cirrostratus. Tworzą się, gdy duże masy powietrza przypowierzchniowego unoszą się w górę – na dużych wysokościach ich wilgotność jest wystarczająca, aby utworzyć chmurę. Gdy prześwieca przez nie Słońce lub Księżyc, pojawia się aureola – świecący tęczowy dysk rozproszonych promieni.

nocne chmury

Chmury nocne – najwyższe chmury na Ziemi – należy umieścić w osobnej klasie. Wspinają się na wysokość 80 kilometrów, czyli nawet wyżej niż stratosfera! Ponadto mają nietypowy skład – w odróżnieniu od innych chmur składają się z pyłu meteorytowego i metanu, a nie z wody. Chmury te widoczne są dopiero po zachodzie słońca lub przed świtem – promienie słoneczne przenikające zza horyzontu oświetlają nocne chmury, które w ciągu dnia pozostają niewidoczne na wysokościach.

Nocne chmury to niesamowicie piękny widok - ale żeby je zobaczyć na półkuli północnej, trzeba specjalne warunki. A ich zagadka nie była tak łatwa do rozwiązania - bezsilni naukowcy nie chcieli w nie wierzyć, deklarując srebrne chmury złudzenie optyczne. Z naszego specjalnego artykułu możesz przyjrzeć się niezwykłym chmurom i poznać ich tajemnice.

Atmosfera zaczęła się formować wraz z powstaniem Ziemi. Podczas ewolucji planety i w miarę zbliżania się jej parametrów współczesne znaczenia zasadniczo nastąpiły zmiany jakościowe w jego składzie chemicznym i właściwości fizyczne. Według modelu ewolucyjnego na wczesna faza Ziemia była w stanie stopionym i powstała około 4,5 miliarda lat temu solidny. Ten kamień milowy uważany jest za początek chronologii geologicznej. Od tego momentu rozpoczęła się powolna ewolucja atmosfery. Niektórym procesom geologicznym (na przykład wylewom lawy podczas erupcji wulkanów) towarzyszyło uwalnianie gazów z wnętrzności Ziemi. Obejmowały one azot, amoniak, metan, parę wodną, tlenek CO i dwutlenek węgla CO2. Pod wpływem słonecznego promieniowania ultrafioletowego para wodna rozkłada się na wodór i tlen, ale uwolniony tlen reaguje z tlenkiem węgla, tworząc dwutlenek węgla. Amoniak rozkłada się na azot i wodór. W procesie dyfuzji wodór uniósł się w górę i opuścił atmosferę, a cięższy azot nie mógł odparować i stopniowo gromadził się, stając się głównym składnikiem, chociaż część z niego została związana w cząsteczki w wyniku reakcji chemicznych ( cm. CHEMIA ATMOSFERY). Pod wpływem promieni ultrafioletowych i wyładowań elektrycznych mieszanina gazów występująca w pierwotnej atmosferze Ziemi weszła w reakcje chemiczne, w wyniku których powstały substancje organiczne, w szczególności aminokwasy. Wraz z pojawieniem się prymitywnych roślin rozpoczął się proces fotosyntezy, któremu towarzyszyło uwolnienie tlenu. Gaz ten, zwłaszcza po dyfuzji do górnych warstw atmosfery, zaczął chronić swoje dolne warstwy i powierzchnię Ziemi przed zagrażającym życiu promieniowaniem ultrafioletowym i rentgenowskim. Według szacunków teoretycznych, 25 000 razy mniejsza niż obecnie zawartość tlenu mogła już doprowadzić do powstania warstwy ozonowej o stężeniu zaledwie o połowę mniejszym niż obecnie. Jednak to już wystarczy, aby zapewnić bardzo znaczącą ochronę organizmów przed niszczycielskim działaniem promieni ultrafioletowych.

Jest prawdopodobne, że atmosfera pierwotna zawierała dużo dwutlenku węgla. Został on zużyty podczas fotosyntezy, a jego stężenie musiało się zmniejszyć wraz z ewolucją świata roślinnego, a także w wyniku absorpcji podczas pewnych procesów geologicznych. Ponieważ Efekt cieplarniany związane z obecnością dwutlenku węgla w atmosferze, jednymi z nich są wahania jego stężenia ważne powody tak dużych zmian klimatycznych w historii Ziemi, jak epoka lodowcowa.

Hel obecny we współczesnej atmosferze jest głównie produktem rozpadu radioaktywnego uranu, toru i radu. Te pierwiastki radioaktywne emitują cząstki, które są jądrami atomów helu. Ponieważ podczas rozpadu promieniotwórczego ładunek elektryczny nie powstaje ani nie ulega zniszczeniu, przy tworzeniu się każdej cząstki a pojawiają się dwa elektrony, które rekombinując z cząstkami a tworzą obojętne atomy helu. Pierwiastki promieniotwórcze zawarte są w minerałach rozproszonych w skałach, dlatego znaczna część helu powstałego w wyniku rozpadu promieniotwórczego zostaje w nich zatrzymana i bardzo powoli ucieka do atmosfery. Pewna ilość helu unosi się w górę do egzosfery w wyniku dyfuzji, ale ze względu na stały napływ z powierzchni ziemi objętość tego gazu w atmosferze pozostaje prawie niezmieniona. Na podstawie analizy widmowej światła gwiazd i badań meteorytów można oszacować względną liczebność różnych pierwiastków chemicznych we Wszechświecie. Stężenie neonu w kosmosie jest około dziesięć miliardów razy większe niż na Ziemi, kryptonu – dziesięć milionów razy, a ksenonu – milion razy. Wynika z tego, że stężenie tych gazów obojętnych, najwyraźniej obecnych początkowo w atmosferze ziemskiej i nieuzupełnianych w wyniku reakcji chemicznych, znacznie spadło, prawdopodobnie nawet na etapie utraty przez Ziemię swojej pierwotnej atmosfery. Wyjątkiem jest argon w postaci gazu obojętnego, ponieważ w postaci izotopu 40 Ar nadal powstaje podczas radioaktywnego rozpadu izotopu potasu.

Rozkład ciśnienia barometrycznego.

Całkowita masa gazów atmosferycznych wynosi około 4,5 · 10 · 15 ton, zatem „ciężar” atmosfery na jednostkę powierzchni, czyli ciśnienie atmosferyczne, na poziomie morza wynosi około 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Ciśnienie równe P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Sztuka. = 1 atm, przyjęte jako standardowe średnie ciśnienie atmosferyczne. Dla atmosfery w stanie równowagi hydrostatycznej mamy: d P= –rgd H, oznacza to, że w przedziale wysokości od H zanim H+d H występuje równość zmian ciśnienia atmosferycznego d P oraz ciężar odpowiedniego elementu atmosfery o jednostkowej powierzchni, gęstości r i grubości d H. Jako związek między ciśnieniem R i temperatura T Stosuje się równanie stanu gazu doskonałego o gęstości r, które ma szerokie zastosowanie do atmosfery ziemskiej: P= r R T/m, gdzie m to masa cząsteczkowa, a R = 8,3 J/(K mol) to uniwersalna stała gazowa. Następnie dloguj P= – (m.in g/RT)D H= – bd H= – re H/H, gdzie gradient ciśnienia jest w skali logarytmicznej. Jej odwrotna wartość H nazywana jest skalą wysokości atmosferycznej.

Całkując to równanie dla atmosfery izotermicznej ( T= const) lub ze swojej strony, gdy takie przybliżenie jest dopuszczalne, otrzymuje się barometryczne prawo rozkładu ciśnienia wraz z wysokością: P = P 0 exp(– H/H 0), gdzie odniesienie do wysokości H produkowane z poziomu oceanu, gdzie panuje średnie ciśnienie standardowe P 0. Wyrażenie H 0 = R T/ mg, nazywa się skalą wysokości, która charakteryzuje zasięg atmosfery, pod warunkiem, że temperatura w niej jest wszędzie taka sama (atmosfera izotermiczna). Jeśli atmosfera nie jest izotermiczna, całkowanie musi uwzględniać zmianę temperatury wraz z wysokością i parametr N– pewne lokalne cechy warstw atmosfery, zależne od ich temperatury i właściwości środowiska.

Standardowa atmosfera.

Model (tabela wartości głównych parametrów) odpowiadający ciśnieniu standardowemu u podstawy atmosfery R 0, a skład chemiczny nazywany jest atmosferą standardową. Dokładniej, jest to warunkowy model atmosfery, dla którego określone są średnie wartości temperatury, ciśnienia, gęstości, lepkości i innych cech powietrza na wysokościach od 2 km poniżej poziomu morza do zewnętrznej granicy atmosfery ziemskiej dla szerokości geograficznej 45° 32ў 33І. Parametry atmosfery środkowej na wszystkich wysokościach obliczono korzystając z równania stanu gazu doskonałego i prawa barometrycznego zakładając, że na poziomie morza ciśnienie wynosi 1013,25 hPa (760 mm Hg), a temperatura 288,15 K (15,0°C). Zgodnie z naturą pionowego rozkładu temperatury, przeciętna atmosfera składa się z kilku warstw, w każdej z których temperatura jest aproksymowana liniową funkcją wysokości. W najniższej warstwie - troposferze (h 11 km) temperatura spada o 6,5 ° C z każdym kilometrem wzniesienia. Na dużych wysokościach wartość i znak pionowego gradientu temperatury zmieniają się z warstwy na warstwę. Powyżej 790 km temperatura wynosi około 1000 K i praktycznie nie zmienia się wraz z wysokością.

Atmosfera normatywna to okresowo aktualizowana, zalegalizowana norma, wydawana w formie tabel.

Tabela 1. Model standardowy atmosfery ziemskiej

Tabela 1. STANDARDOWY MODEL ATMOSFERY ZIEMSKIEJ. Tabela pokazuje: H– wysokość od poziomu morza, R- ciśnienie, T– temperatura, r – gęstość, N– liczba cząsteczek lub atomów na jednostkę objętości, H– skala wysokości, l– długość ścieżki swobodnej. Ciśnienie i temperatura na wysokości 80–250 km, uzyskane z danych rakietowych, mają niższe wartości. Wartości dla wysokości większych niż 250 km uzyskane w drodze ekstrapolacji nie są zbyt dokładne.
H(km)	P(mbar)	T(°C)	R (g/cm3)	N(cm –3)	H(km)	l(cm)
0	1013	288	1,22 10 –3	2,55 10 19	8,4	7,4·10 –6
1	899	281	1.11·10 –3	2,31 10 19		8.1·10 –6
2	795	275	1.01·10 –3	2.10 10 19		8,9·10 –6
3	701	268	9.1·10 –4	1,89 10 19		9,9·10 –6
4	616	262	8,2·10 –4	1,70 10 19		1,1·10 –5
5	540	255	7,4·10 –4	1,53 10 19	7,7	1,2·10 –5
6	472	249	6,6·10 –4	1,37 10 19		1,4·10 –5
8	356	236	5.2·10 -4	1.09 10 19		1,7·10 –5
10	264	223	4.1·10 –4	8,6 10 18	6,6	2,2·10 –5
15	121	214	1,93·10 –4	4,0 10 18		4,6·10 –5
20	56	214	8,9·10 –5	1,85 10 18	6,3	1,0·10 –4
30	12	225	1,9·10 –5	3,9 10 17	6,7	4,8·10 –4
40	2,9	268	3,9·10 –6	7,6 10 16	7,9	2,4·10 –3
50	0,97	276	1,15·10 –6	2,4 10 16	8,1	8,5·10 –3
60	0,28	260	3,9·10 –7	7,7 10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1,1·10 –7	2,5 10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7·10 –8	5,0 10 14	6,1	0,41
90	2,8·10 –3	210	5,0·10 –9	9·10 13	6,5	2,1
100	5,8·10 –4	230	8,8·10 –10	1,8 10 13	7,4	9
110	1,7·10 –4	260	2.1·10 –10	5,4 10 12	8,5	40
120	6.10 –5	300	5,6·10 –11	1,8 10 12	10,0	130
150	5.10 –6	450	3.2·10 –12	9 10 10	15	1,8 10 3
200	5.10 –7	700	1,6·10 –13	5 10 9	25	3 10 4
250	9.10 –8	800	3.10 –14	8 10 8	40	3·10 5
300	4.10 –8	900	8.10 –15	3 10 8	50
400	8.10 –9	1000	1.10 –15	5 10 7	60
500	2.10 –9	1000	2.10 –16	1·10 7	70
700	2.10 –10	1000	2.10 –17	1 10 6	80
1000	1.10 –11	1000	1.10 –18	1·10 5	80

Troposfera.

Najniższa i najgęstsza warstwa atmosfery, w której temperatura gwałtownie spada wraz z wysokością, nazywana jest troposferą. Zawiera do 80% całkowitej masy atmosfery i rozciąga się na polarnych i średnich szerokościach geograficznych do wysokości 8–10 km, a w tropikach do 16–18 km. Rozwijają się tu niemal wszystkie procesy pogodowe, następuje wymiana ciepła i wilgoci pomiędzy Ziemią a jej atmosferą, tworzą się chmury, zachodzą różne zjawiska meteorologiczne, występują mgły i opady. Te warstwy atmosfery ziemskiej znajdują się w równowadze konwekcyjnej i dzięki aktywnemu mieszaniu mają jednorodność skład chemiczny, głównie z azotu cząsteczkowego (78%) i tlenu (21%). Zdecydowana większość naturalnych i wytworzonych przez człowieka substancji zanieczyszczających powietrze w postaci aerozoli i gazów koncentruje się w troposferze. Dynamika dolnej części troposfery, o grubości do 2 km, silnie zależy od właściwości leżącej pod spodem powierzchni Ziemi, która determinuje poziome i pionowe ruchy powietrza (wiatrów) spowodowane przenoszeniem ciepła z cieplejszych lądów poprzez promieniowanie podczerwone powierzchni Ziemi, które jest pochłaniane w troposferze, głównie przez pary wody i dwutlenek węgla (efekt cieplarniany). Rozkład temperatury wraz z wysokością ustala się w wyniku mieszania turbulentnego i konwekcyjnego. Odpowiada to średnio spadkowi temperatury przy wysokości około 6,5 K/km.

Prędkość wiatru w powierzchniowej warstwie przyściennej początkowo szybko rośnie wraz z wysokością, a powyżej niej nadal rośnie o 2–3 km/s na kilometr. Czasami w troposferze pojawiają się wąskie przepływy planetarne (o prędkości przekraczającej 30 km/s), zachodnie na średnich szerokościach geograficznych i wschodnie w pobliżu równika. Nazywa się je strumieniami strumieniowymi.

Tropopauza.

Na górnej granicy troposfery (tropopauzy) temperatura osiąga wartość minimalną dla dolnej atmosfery. Jest to warstwa przejściowa między troposferą a znajdującą się nad nią stratosferą. Miąższość tropopauzy waha się od kilkuset metrów do 1,5–2 km, a temperatura i wysokość odpowiednio od 190 do 220 K i od 8 do 18 km, w zależności od szerokość geograficzna i sezon. W umiarkowanych i wysokich szerokościach geograficznych zimą jest ona o 1–2 km niższa niż latem i o 8–15 K cieplejsza. W tropikach zmiany sezonowe są znacznie mniejsze (wysokość 16–18 km, temperatura 180–200 K). Powyżej strumienie strumieniowe możliwe są przerwy w tropopauzie.

Woda w atmosferze ziemskiej.

Najważniejszą cechą atmosfery ziemskiej jest obecność znacznych ilości pary wodnej oraz wody w postaci kropelek, którą najłatwiej zaobserwować w postaci chmur i struktur chmurowych. Stopień zachmurzenia nieba (w danym momencie lub średnio w określonym przedziale czasu), wyrażony w skali 10 lub procentowej, nazywany jest zachmurzeniem. Kształt chmur określa się według międzynarodowej klasyfikacji. Chmury pokrywają średnio połowę globu. Zachmurzenie jest ważnym czynnikiem charakteryzującym pogodę i klimat. Zimą i nocą zachmurzenie zapobiega obniżeniu temperatury powierzchni ziemi i przyziemnej warstwy powietrza, latem i w dzień osłabia nagrzewanie się powierzchni ziemi przez promienie słoneczne, łagodząc klimat wewnątrz kontynentów .

Chmury.

Chmury to nagromadzenie kropelek wody zawieszonych w atmosferze (chmury wodne), kryształków lodu (chmury lodowe) lub obu razem (chmury mieszane). W miarę jak kropelki i kryształy stają się większe, wypadają z chmur w postaci opadów. Chmury powstają głównie w troposferze. Powstają w wyniku kondensacji pary wodnej zawartej w powietrzu. Średnica kropel chmur jest rzędu kilku mikronów. Zawartość wody ciekłej w chmurach waha się od ułamków do kilku gramów na m3. Chmury klasyfikuje się według wysokości: Według międzynarodowej klasyfikacji wyróżnia się 10 rodzajów chmur: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

Chmury perłowe obserwuje się także w stratosferze, a chmury noctilucentowe w mezosferze.

Chmury Cirrus to przezroczyste chmury w postaci cienkich białych nitek lub welonów o jedwabistym połysku, które nie dają cieni. Chmury Cirrus składają się z kryształków lodu i tworzą się w górnych warstwach troposfery w bardzo wysokich temperaturach. niskie temperatury. Niektóre rodzaje chmur cirrus służą jako zwiastuny zmian pogodowych.

Chmury Cirrocumulus to grzbiety lub warstwy cienkich białych chmur w górnej troposferze. Chmury Cirrocumulus zbudowane są z małych elementów, które wyglądają jak płatki, zmarszczki, małe kulki bez cieni i składają się głównie z kryształków lodu.

Chmury Cirrostratus to biaława, półprzezroczysta zasłona w górnej troposferze, zwykle włóknista, czasem rozmyta, składająca się z małych igiełkowatych lub kolumnowych kryształków lodu.

Chmury Altocumulus to białe, szare lub biało-szare chmury w dolnej i środkowej warstwie troposfery. Chmury Altocumulus mają wygląd warstw i grzbietów, jakby zbudowane z płyt, zaokrąglonych mas, wałów, płatków leżących jeden na drugim. Chmury Altocumulus powstają podczas intensywnej aktywności konwekcyjnej i zwykle składają się z przechłodzonych kropelek wody.

Chmury Altostratus to szarawe lub niebieskawe chmury o włóknistej lub jednolitej strukturze. Chmury Altostratus obserwuje się w środkowej troposferze, rozciągając się na kilka kilometrów wysokości, a czasami tysiące kilometrów w kierunku poziomym. Zazwyczaj chmury altostratus są częścią systemów chmur czołowych związanych z ruchami mas powietrza w górę.

Chmury Nimbostratus to niska (od 2 km wzwyż) amorficzna warstwa chmur o jednolitej szarej barwie, powodująca ciągłe opady deszczu lub śniegu. Chmury Nimbostratus są silnie rozwinięte w pionie (do kilku km) i w poziomie (kilka tysięcy km), składają się z przechłodzonych kropelek wody zmieszanych z płatkami śniegu, zwykle kojarzonych z frontami atmosferycznymi.

Chmury Stratus to chmury niższego poziomu w postaci jednorodnej warstwy bez wyraźnych konturów, w kolorze szarym. Wysokość chmur stratus nad powierzchnią ziemi wynosi 0,5–2 km. Czasami z chmur stratusowych spada mżawka.

Chmury Cumulus to gęste, jasne, białe chmury w ciągu dnia o znacznym rozwoju pionowym (do 5 km i więcej). Górne części chmur cumulusowych wyglądają jak kopuły lub wieże o zaokrąglonych konturach. Zazwyczaj chmury cumulusowe powstają jako chmury konwekcyjne w masach zimnego powietrza.

Chmury Stratocumulus to chmury niskie (poniżej 2 km) w postaci szarych lub białych, niewłóknistych warstw lub grzbietów okrągłych dużych bloków. Pionowa grubość chmur stratocumulus jest niewielka. Czasami chmury stratocumulus wytwarzają lekkie opady.

Chmury Cumulonimbus to potężne i gęste chmury o silnym rozwoju pionowym (do wysokości 14 km), powodujące ulewne opady deszczu połączone z burzami, gradem i szkwałami. Chmury Cumulonimbus powstają z potężnych chmur cumulusów, różniących się od nich górną częścią złożoną z kryształków lodu.

Stratosfera.

Przez tropopauzę, średnio na wysokościach od 12 do 50 km, troposfera przechodzi do stratosfery. W dolnej części przez około 10 km, tj. do wysokości około 20 km jest izotermiczny (temperatura około 220 K). Następnie wzrasta wraz z wysokością, osiągając maksymalnie około 270 K na wysokości 50–55 km. Oto granica między stratosferą a leżącą nad nią mezosferą, zwana stratopauzą. .

W stratosferze jest znacznie mniej pary wodnej. Mimo to czasami obserwuje się cienkie, półprzezroczyste perłowe chmury, czasami pojawiające się w stratosferze na wysokości 20–30 km. Perłowe chmury są widoczne na ciemnym niebie po zachodzie i przed wschodem słońca. Kształtem perłowe chmury przypominają chmury cirrus i cirrocumulus.

Atmosfera środkowa (mezosfera).

Na wysokości około 50 km mezosfera zaczyna się od szczytu szerokiego maksimum temperatury . Powód wzrostu temperatury w obszarze tego maksimum jest egzotermiczną (tj. której towarzyszy wydzielenie ciepła) fotochemiczną reakcją rozkładu ozonu: O 3 + hv® O 2 + O. Ozon powstaje w wyniku fotochemicznego rozkładu tlenu cząsteczkowego O 2

O2+ hv® O + O i następująca po niej reakcja potrójnego zderzenia atomu i cząsteczki tlenu z jakąś trzecią cząsteczką M.

O + O 2 + M® O 3 + M

Ozon żarłocznie pochłania promieniowanie ultrafioletowe w obszarze od 2000 do 3000 Å, a promieniowanie to podgrzewa atmosferę. Ozon znajdujący się w górnych warstwach atmosfery stanowi swego rodzaju tarczę chroniącą nas przed działaniem promieniowania ultrafioletowego pochodzącego ze Słońca. Bez tej tarczy rozwój życia na Ziemi nie będzie możliwy nowoczesne formy raczej nie byłoby możliwe.

Ogólnie rzecz biorąc, w całej mezosferze temperatura atmosferyczna spada do minimalnej wartości około 180 K na górnej granicy mezosfery (zwanej mezopauzą, wysokość około 80 km). W okolicach mezopauzy, na wysokościach 70–90 km, może pojawić się bardzo cienka warstwa kryształków lodu oraz cząstek pyłu wulkanicznego i meteorytowego, obserwowana w postaci pięknego spektaklu noctilucentowych chmur wkrótce po zachodzie słońca.

W mezosferze małe, stałe cząstki meteorytów, które spadają na Ziemię, powodując zjawisko meteorytów, w większości ulegają spaleniu.

Meteory, meteoryty i kule ognia.

Rozbłyski i inne zjawiska w górnych warstwach atmosfery Ziemi spowodowane wtargnięciem do niej stałych cząstek lub ciał kosmicznych z prędkością 11 km/s lub większą nazywane są meteoroidami. Pojawia się zauważalny jasny ślad meteorytu; najpotężniejsze zjawiska, którym często towarzyszy upadek meteorytów, nazywane są kule ognia; pojawienie się meteorów wiąże się z rojem meteorów.

Deszcz meteorytów:

1) zjawisko wielokrotnych spadków meteorów w ciągu kilku godzin lub dni z jednego radianta.

2) rój meteoroidów poruszający się po tej samej orbicie wokół Słońca.

Systematyczne pojawianie się meteorów w określonym obszarze nieba i w określone dni w roku, spowodowane przecięciem orbity Ziemi ze wspólną orbitą wielu ciał meteorytów poruszających się z w przybliżeniu takimi samymi i identycznie skierowanymi prędkościami, spowodowane których ścieżki na niebie wydają się wyłaniać ze wspólnego punktu (promiennego). Ich nazwy pochodzą od konstelacji, w której znajduje się radiant.

Roje meteorów robią ogromne wrażenie swoimi efektami świetlnymi, ale pojedyncze meteory są rzadko widoczne. Znacznie liczniejsze są meteory niewidzialne, zbyt małe, aby były widoczne, gdy zostaną wchłonięte przez atmosferę. Niektóre z najmniejszych meteorów prawdopodobnie w ogóle się nie nagrzewają, a jedynie są wychwytywane przez atmosferę. Te małe cząstki o rozmiarach od kilku milimetrów do dziesięciu tysięcznych milimetra nazywane są mikrometeorytami. Ilość materii meteorycznej przedostającej się codziennie do atmosfery waha się od 100 do 10 000 ton, przy czym większość tego materiału pochodzi z mikrometeorytów.

Ponieważ materia meteorytowa częściowo spala się w atmosferze, jej skład gazowy jest uzupełniany śladami różnych pierwiastków chemicznych. Na przykład skaliste meteoryty wprowadzają lit do atmosfery. Spalanie metalowych meteorów prowadzi do powstawania maleńkich, kulistych kropelek żelaza, żelaza, niklu i innych, które przechodzą przez atmosferę i osadzają się na powierzchni ziemi. Można je spotkać na Grenlandii i Antarktydzie, gdzie pokrywa lodowa pozostaje niemal niezmieniona od lat. Oceanolodzy znajdują je w osadach dennych oceanów.

Większość cząstek meteorytów wchodzących do atmosfery osiada w ciągu około 30 dni. Niektórzy naukowcy uważają, że ten kosmiczny pył odgrywa ważną rolę w powstawaniu zjawisk atmosferycznych, takich jak deszcz, ponieważ służy jako jądra kondensacji pary wodnej. Zakłada się zatem, że opady są statystycznie powiązane z dużymi rojami meteorytów. Niektórzy eksperci uważają jednak, że skoro całkowita podaż materiału meteorycznego jest kilkadziesiąt razy większa niż nawet największego roju meteorów, to zmianę całkowitej ilości tego materiału powstałą w wyniku jednego takiego deszczu można pominąć.

Nie ulega jednak wątpliwości, że największe mikrometeoryty i widoczne meteoryty pozostawiają długie ślady jonizacji w wysokich warstwach atmosfery, głównie w jonosferze. Takie ślady można wykorzystać w komunikacji radiowej na duże odległości, ponieważ odbijają fale radiowe o wysokiej częstotliwości.

Energia meteorów wchodzących do atmosfery jest zużywana głównie, a być może w całości, na jej ogrzewanie. Jest to jeden z mniejszych składników bilansu cieplnego atmosfery.

Meteoryt to naturalnie występujące ciało stałe, które spadło na powierzchnię Ziemi z kosmosu. Zwykle rozróżnia się meteoryty kamienne, kamienno-żelazne i żelazne. Te ostatnie składają się głównie z żelaza i niklu. Spośród znalezionych meteorytów większość waży od kilku gramów do kilku kilogramów. Największy ze znalezionych, meteoryt żelazny Goba, waży około 60 ton i nadal leży w tym samym miejscu, w którym został odkryty, czyli w Republice Południowej Afryki. Większość meteorytów to fragmenty asteroid, ale niektóre meteoryty mogły przybyć na Ziemię z Księżyca, a nawet Marsa.

Bolid to bardzo jasny meteor, czasami widoczny nawet w dzień, często pozostawiający za sobą dymiący ślad, któremu towarzyszą zjawiska dźwiękowe; często kończy się upadkiem meteorytów.

Termosfera.

Powyżej minimalnej temperatury mezopauzy rozpoczyna się termosfera, w którym temperatura najpierw powoli, a potem szybko zaczyna ponownie rosnąć. Powodem jest absorpcja promieniowania ultrafioletowego ze Słońca na wysokościach 150–300 km w wyniku jonizacji tlenu atomowego: O + hv® O + + mi.

W termosferze temperatura stale wzrasta do wysokości około 400 km, gdzie w epoce maksymalnej aktywności słonecznej w ciągu dnia osiąga 1800 K. W epoce minimalnej aktywności słonecznej ta temperatura graniczna może być niższa niż 1000 K. Powyżej 400 km atmosfera zamienia się w egzosferę izotermiczną. Poziom krytyczny (podstawa egzosfery) znajduje się na wysokości około 500 km.

Zorza polarna i wiele orbit sztuczne satelity, a także chmury noctilucent - wszystkie te zjawiska zachodzą w mezosferze i termosferze.

Zorze polarne.

Na dużych szerokościach geograficznych zorze polarne obserwuje się podczas zakłóceń pola magnetycznego. Mogą trwać kilka minut, ale często są widoczne przez kilka godzin. Zorze różnią się znacznie pod względem kształtu, koloru i intensywności, a wszystkie one czasami zmieniają się bardzo szybko z biegiem czasu. Widmo zórz polarnych składa się z linii i pasm emisyjnych. Niektóre emisje nocnego nieba są wzmocnione w widmie zorzy polarnej, przede wszystkim zielone i czerwone linie l 5577 Å i l 6300 Å tlenu. Zdarza się, że jedna z tych linii jest wielokrotnie intensywniejsza od drugiej i to determinuje widoczny kolor zorza polarna: zielona lub czerwona. Zakłóceniom pola magnetycznego towarzyszą także zakłócenia w komunikacji radiowej w obszarach polarnych. Przyczyną zakłócenia są zmiany w jonosferze, co powoduje, że podczas burz magnetycznych istnieje potężne źródło jonizacji. Ustalono, że jest silny burze magnetyczne występuje, gdy w pobliżu środka dysku słonecznego znajdują się duże grupy plam słonecznych. Obserwacje wykazały, że burze nie są kojarzone z samymi plamami słonecznymi, ale z rozbłyskami, które pojawiają się podczas rozwoju grupy plam słonecznych.

Zorze to pasmo światła o różnej intensywności i charakteryzujące się szybkimi ruchami, obserwowane w regionach Ziemi na dużych szerokościach geograficznych. Wizualna zorza zawiera zielone (5577 Å) i czerwone (6300/6364 Å) linie emisji tlenu atomowego oraz pasma molekularnego N2, które są wzbudzane przez energetyczne cząstki pochodzenia słonecznego i magnetosferycznego. Emisje te zwykle pojawiają się na wysokościach około 100 km i większych. Termin zorza optyczna jest używany w odniesieniu do zórz wizualnych i ich widma emisyjnego od zakresu podczerwieni do ultrafioletu. Energia promieniowania w podczerwonej części widma znacznie przewyższa energię w obszarze widzialnym. Kiedy pojawiły się zorze, zaobserwowano emisję w zakresie ULF (

Rzeczywiste formy zórz polarnych są trudne do sklasyfikowania; Najczęściej używane terminy to:

1. Spokojne, jednolite łuki lub paski. Łuk zwykle rozciąga się na ~1000 km w kierunku równoleżnika geomagnetycznego (w kierunku Słońca w obszarach polarnych) i ma szerokość od jednego do kilkudziesięciu kilometrów. Pasek jest uogólnieniem koncepcji łuku, zwykle nie ma on regularnego kształtu łuku, ale wygina się w kształcie litery S lub w formie spirali. Łuki i paski znajdują się na wysokościach 100–150 km.

2. Promienie zorzy polarnej . Termin ten odnosi się do struktury zorzy polarnej wydłużonej wzdłuż linii pola magnetycznego, o zasięgu pionowym od kilkudziesięciu do kilkuset kilometrów. Poziomy zasięg promieni jest niewielki, od kilkudziesięciu metrów do kilku kilometrów. Promienie są zwykle obserwowane w postaci łuków lub jako oddzielne struktury.

3. Plamy lub powierzchnie . Są to izolowane obszary blasku, które nie mają określonego kształtu. Poszczególne punkty można ze sobą łączyć.

4. Welon. Niezwykła forma zorzy polarnej, która jest jednolitą poświatą pokrywającą duże obszary nieba.

Ze względu na swoją strukturę zorze dzielą się na jednorodne, puste i promienne. Używane są różne terminy; łuk pulsujący, powierzchnia pulsująca, powierzchnia rozproszona, pas promieniujący, draperia itp. Istnieje klasyfikacja zórz polarnych ze względu na ich kolor. Według tej klasyfikacji zorze tego typu A. Górna część lub cała część jest czerwona (6300–6364 Å). Zwykle pojawiają się na wysokościach 300–400 km przy dużej aktywności geomagnetycznej.

Typ Aurory W w dolnej części zabarwiony na czerwono i kojarzony z blaskiem pasków pierwszego systemie pozytywnym N 2 i pierwszy układ ujemny O 2. Takie formy zorzy pojawiają się podczas najbardziej aktywnych faz zorzy.

Strefy zorze polarne – Według obserwatorów w stałym punkcie powierzchni Ziemi są to strefy największej częstotliwości występowania zorzy w nocy. Strefy położone są na 67° szerokości geograficznej północnej i południowej, a ich szerokość wynosi około 6°. Maksymalne występowanie zorzy odpowiada w tym momencie Lokalny czas geomagnetyczny występuje w owalnych pasach (owalne zorze polarne), które są rozmieszczone asymetrycznie wokół północnego i południowego bieguna geomagnetycznego. Owal zorzy polarnej jest ustalony we współrzędnych szerokości i czasu, a strefa zorzy polarnej jest geometrycznym miejscem punktów północnego obszaru owalu we współrzędnych szerokości i długości geograficznej. Pas owalny znajduje się około 23° od bieguna geomagnetycznego w sektorze nocnym i 15° w sektorze dziennym.

Owal zorzy polarnej i strefy zorzy polarnej. Położenie owalu zorzy polarnej zależy od aktywności geomagnetycznej. Owal staje się szerszy przy wysokiej aktywności geomagnetycznej. Strefy zorzowe lub owalne granice zorzy są lepiej reprezentowane przez współrzędne L 6.4 niż przez współrzędne dipolowe. Linie pola geomagnetycznego na granicy dziennego sektora owalu zorzy polarnej pokrywają się magnetopauza. Obserwuje się zmianę położenia owalu zorzy polarnej w zależności od kąta pomiędzy osią geomagnetyczną a kierunkiem Ziemia-Słońce. Owal zorzy wyznaczany jest także na podstawie danych dotyczących wytrącania się cząstek (elektronów i protonów) o określonych energiach. Jego położenie można niezależnie określić na podstawie danych Kaspak po stronie dziennej i w ogonie magnetosfery.

Dzienna zmienność częstotliwości występowania zórz w strefie zorzy polarnej osiąga maksimum o północy geomagnetycznej i minimum w południe geomagnetycznym. Po prawie równikowej stronie owalu częstotliwość występowania zórz polarnych gwałtownie maleje, ale kształt dziennych zmian zostaje zachowany. Po polarnej stronie owalu częstotliwość zorzy stopniowo maleje i charakteryzuje się złożonymi zmianami dobowymi.

Intensywność zorzy.

Intensywność zorzy określa się poprzez pomiar pozornej jasności powierzchni. Powierzchnia świetlistości I zorza polarna w określonym kierunku jest określona przez całkowitą emisję 4p I foton/(cm 2 s). Ponieważ wartość ta nie jest rzeczywistą jasnością powierzchniową, ale reprezentuje emisję z kolumny, do badania zorzy zwykle używa się jednostki foton/(cm 2 kolumna s). Zwykłą jednostką pomiaru całkowitej emisji jest Rayleigh (Rl) równy 10 6 fotonów/(cm 2 kolumna s). Bardziej praktyczne jednostki intensywności zorzy są określane na podstawie emisji pojedynczej linii lub pasma. Na przykład intensywność zorzy jest określana na podstawie międzynarodowych współczynników jasności (IBR) według intensywności zielonej linii (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (maksymalna intensywność zorzy polarnej). Klasyfikacji tej nie można zastosować do zorzy czerwonej. Jednym z odkryć epoki (1957–1958) było ustalenie czasoprzestrzennego rozkładu zorzy w postaci owalu, przesuniętego względem bieguna magnetycznego. Od prostych pomysłów na temat kołowego kształtu rozmieszczenia zorzy polarnej względem bieguna magnetycznego Przejście do współczesnej fizyki magnetosfery zostało zakończone. Zaszczyt odkrycia należy do O. Khoroshevy, a intensywny rozwój pomysłów na owalny zorzowy zajmowali się G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu i wielu innych badaczy. Owal zorzowy to obszar o najintensywniejszym wpływie wiatru słonecznego na górne warstwy atmosfery Ziemi. Intensywność zorzy jest największa w owalu, a jej dynamika jest stale monitorowana za pomocą satelitów.

Stabilne czerwone łuki zorzowe.

Stały czerwony łuk zorzowy, inaczej nazywany czerwonym łukiem na średnich szerokościach geograficznych Lub M-łuk, to podwzrokowy (poniżej granicy wrażliwości oka) szeroki łuk, rozciągający się ze wschodu na zachód przez tysiące kilometrów i prawdopodobnie otaczający całą Ziemię. Długość równoleżnikowa łuku wynosi 600 km. Emisja stabilnego czerwonego łuku zorzy polarnej jest prawie monochromatyczna na czerwonych liniach l 6300 Å i l 6364 Å. Ostatnio odnotowano także słabe linie emisyjne l 5577 Å (OI) i l 4278 Å (N+2). Długotrwałe czerwone łuki są klasyfikowane jako zorze polarne, ale pojawiają się na znacznie większych wysokościach. Dolna granica znajduje się na wysokości 300 km, górna granica wynosi około 700 km. Intensywność cichego czerwonego łuku zorzy polarnej w emisji l 6300 Å waha się od 1 do 10 kRl (typowa wartość 6 kRl). Próg czułości oka przy tej długości fali wynosi około 10 kRl, dlatego łuki są rzadko obserwowane wizualnie. Jednakże obserwacje wykazały, że ich jasność wynosi >50 kRL przez 10% nocy. Zwykła żywotność łuków wynosi około jednego dnia i rzadko pojawiają się w kolejnych dniach. Fale radiowe z satelitów lub źródeł radiowych przecinające trwałe czerwone łuki zorzowe podlegają scyntylacji, co wskazuje na istnienie niejednorodności gęstości elektronów. Teoretyczne wyjaśnienie czerwonych łuków jest takie, że ogrzane elektrony w regionie F Jonosfera powoduje wzrost liczby atomów tlenu. Obserwacje satelitarne pokazują wzrost temperatury elektronów wzdłuż linii pola geomagnetycznego, które przecinają trwałe czerwone łuki zorzowe. Intensywność tych łuków jest dodatnio skorelowana z aktywnością geomagnetyczną (burze), a częstotliwość występowania łuków jest dodatnio skorelowana z aktywnością plam słonecznych.

Zmieniająca się zorza.

Niektóre formy zórz polarnych charakteryzują się quasi-okresowymi i spójnymi czasowymi zmianami intensywności. Te zorze o w przybliżeniu stacjonarnej geometrii i szybkich okresowych zmianach fazy nazywane są zorzami zmiennymi. Są klasyfikowane jako zorze polarne formy R według Międzynarodowego Atlasu Zorzy Bardziej szczegółowy podział zmieniających się zórz polarnych:

R 1 (pulsująca zorza polarna) to poświata o jednolitych fazowych zmianach jasności w całym kształcie zorzy. Z definicji w idealnej pulsującej zorzy można oddzielić przestrzenną i czasową część pulsacji, tj. jasność I(r, t)= ja(R)· TO(T). W typowej zorzy R 1 pulsacje występują z częstotliwością od 0,01 do 10 Hz o małej intensywności (1–2 kRl). Większość zorzy R 1 – są to plamy lub łuki, które pulsują z okresem kilku sekund.

R 2 (ognista zorza). Termin ten jest zwykle używany w odniesieniu do ruchów, takich jak płomienie wypełniające niebo, a nie do opisania odrębnej formy. Zorze mają kształt łuków i zwykle przemieszczają się w górę z wysokości 100 km. Zorze te są stosunkowo rzadkie i częściej występują poza zorzą polarną.

R 3 (błyszcząca zorza). Są to zorze polarne o szybkich, nieregularnych lub regularnych zmianach jasności, sprawiające wrażenie migoczących płomieni na niebie. Pojawiają się na krótko przed rozpadem zorzy polarnej. Typowo obserwowana częstotliwość zmienności R 3 jest równe 10 ± 3 Hz.

Termin zorza płynąca, używany do określenia innej klasy zórz pulsujących, odnosi się do nieregularnych zmian jasności, szybko przemieszczających się poziomo w łukach i smugach zorzowych.

Zmieniająca się zorza polarna jest jednym ze zjawisk słoneczno-ziemskich towarzyszących pulsacjom pola geomagnetycznego i zorzowemu promieniowaniu rentgenowskiemu, spowodowanemu wytrącaniem się cząstek pochodzenia słonecznego i magnetosferycznego.

Świecenie czapy polarnej charakteryzuje się dużą intensywnością pasma pierwszego układu ujemnego N + 2 (l 3914 Å). Zazwyczaj te pasma N + 2 są pięciokrotnie intensywniejsze niż zielona linia OI l 5577 Å, a bezwzględna intensywność świecenia czapy polarnej waha się od 0,1 do 10 kRl (zwykle 1–3 kRl). Podczas tych zorzy, które pojawiają się w okresach PCA, jednolita poświata pokrywa całą czapę polarną aż do szerokości geomagnetycznej 60° na wysokościach od 30 do 80 km. Jest wytwarzany głównie przez protony słoneczne i cząstki d o energiach 10–100 MeV, co powoduje maksymalną jonizację na tych wysokościach. Istnieje inny rodzaj blasku w strefach zorzy, zwany zorzą płaszczową. Dla tego typu blasku zorzy maksymalne dzienne natężenie, występujące w godzinach porannych, wynosi 1–10 kRL, a minimalne natężenie jest pięciokrotnie słabsze. Obserwacje zorzy w płaszczu są nieliczne, a ich intensywność zależy od aktywności geomagnetycznej i słonecznej.

Atmosferyczny blask definiuje się jako promieniowanie wytwarzane i emitowane przez atmosferę planety. Jest to nietermiczne promieniowanie atmosfery, z wyjątkiem emisji zórz polarnych, wyładowań atmosferycznych i emisji śladów meteorów. Termin ten używany jest w odniesieniu do atmosfery ziemskiej (poświata nocna, poświata zmierzchowa i poświata dzienna). Blask atmosferyczny stanowi tylko część światła dostępnego w atmosferze. Inne źródła obejmują światło gwiazd, światło zodiakalne i rozproszone światło słoneczne w ciągu dnia. Czasami poświata atmosferyczna może stanowić aż do 40% całkowitej ilości światła. Blask atmosferyczny występuje w warstwach atmosferycznych o różnej wysokości i grubości. Widmo blasku atmosferycznego obejmuje długości fal od 1000 Å do 22,5 mikrona. Główną linią emisyjną blasku atmosferycznego jest l 5577 Å, pojawiająca się na wysokości 90–100 km w warstwie o grubości 30–40 km. Pojawienie się luminescencji wynika z mechanizmu Chapmana, opartego na rekombinacji atomów tlenu. Inne linie emisyjne to l 6300 Å, pojawiające się w przypadku rekombinacji dysocjacyjnej O + 2 i emisji NI l 5198/5201 Å i NI l 5890/5896 Å.

Intensywność poświaty mierzy się w skali Rayleigha. Jasność (w Rayleighu) jest równa 4 rv, gdzie b jest kątową jasnością powierzchniową warstwy emitującej w jednostkach 10 6 fotonów/(cm 2 ster·s). Intensywność blasku zależy od szerokości geograficznej (różna dla różnych emisji), a także zmienia się w ciągu dnia z maksimum w okolicach północy. Dodatnią korelację zaobserwowano dla poświaty w emisji l 5577 Å z liczbą plam słonecznych i strumieniem promieniowania słonecznego przy długości fali 10,7 cm. Poświatę obserwuje się podczas eksperymentów satelitarnych. Z przestrzeni kosmicznej wygląda jak pierścień światła wokół Ziemi i ma zielonkawy kolor.

Ozonosfera.

Na wysokościach 20–25 km osiągane jest maksymalne stężenie znikomej ilości ozonu O 3 (do 2×10 –7 zawartości tlenu!), który powstaje pod wpływem słonecznego promieniowania ultrafioletowego na wysokościach około 10 m n.p.m. do 50 km, chroniąc planetę przed jonizującym promieniowaniem słonecznym. Pomimo niezwykle małej liczby cząsteczek ozonu, chronią one całe życie na Ziemi przed szkodliwym działaniem promieniowania krótkofalowego (ultrafioletowego i rentgenowskiego) pochodzącego ze Słońca. Jeśli ołożysz wszystkie cząsteczki na dnie atmosfery, otrzymasz warstwę o grubości nie większej niż 3–4 mm! Na wysokościach powyżej 100 km wzrasta udział gazów lekkich, a na bardzo dużych wysokościach przeważają hel i wodór; wiele cząsteczek dysocjuje na pojedyncze atomy, które zjonizowane pod wpływem twardego promieniowania Słońca tworzą jonosferę. Ciśnienie i gęstość powietrza w atmosferze ziemskiej zmniejszają się wraz z wysokością. W zależności od rozkładu temperatur atmosfera ziemska dzieli się na troposferę, stratosferę, mezosferę, termosferę i egzosferę. .

Na wysokości 20–25 km znajduje się warstwa ozonowa. Ozon powstaje w wyniku rozkładu cząsteczek tlenu podczas pochłaniania promieniowania ultrafioletowego ze Słońca o długości fali krótszej niż 0,1–0,2 mikrona. Wolny tlen łączy się z cząsteczkami O 2 i tworzy ozon O 3, który łapczywie pochłania całe promieniowanie ultrafioletowe o długości mniejszej niż 0,29 mikrona. Cząsteczki ozonu O3 łatwo ulegają zniszczeniu pod wpływem promieniowania krótkofalowego. Dlatego pomimo swojego rozrzedzenia warstwa ozonowa skutecznie pochłania promieniowanie ultrafioletowe pochodzące ze Słońca, które przeszło przez wyższe i bardziej przezroczyste warstwy atmosfery. Dzięki temu organizmy żywe na Ziemi są chronione przed szkodliwym działaniem światła ultrafioletowego pochodzącego ze Słońca.

Jonosfera.

Promieniowanie słoneczne jonizuje atomy i cząsteczki atmosfery. Stopień jonizacji staje się znaczący już na wysokości 60 kilometrów i stale rośnie wraz z odległością od Ziemi. Na różnych wysokościach atmosfery zachodzą sekwencyjne procesy dysocjacji różnych cząsteczek i późniejsza jonizacja różnych atomów i jonów. Są to głównie cząsteczki tlenu O 2, azotu N 2 i ich atomy. W zależności od intensywności tych procesów różne warstwy atmosfery leżące powyżej 60 kilometrów nazywane są warstwami jonosfery , a ich całość to jonosfera . Dolna warstwa, której jonizacja jest niewielka, nazywana jest neutrosferą.

Maksymalne stężenie naładowanych cząstek w jonosferze osiąga się na wysokościach 300–400 km.

Historia badań jonosfery.

Hipotezę o istnieniu warstwy przewodzącej w górnych warstwach atmosfery wysunął w 1878 roku angielski naukowiec Stuart w celu wyjaśnienia cech pola geomagnetycznego. Następnie w 1902 roku niezależnie od siebie Kennedy w USA i Heaviside w Anglii wskazali, że aby wyjaśnić propagację fal radiowych na duże odległości, należy założyć istnienie obszarów o wysokiej przewodności w wyższych warstwach atmosfery. W 1923 r. Akademik M.V. Shuleikin, biorąc pod uwagę cechy propagacji fal radiowych o różnych częstotliwościach, doszedł do wniosku, że w jonosferze istnieją co najmniej dwie warstwy odblaskowe. Następnie w 1925 roku angielscy badacze Appleton i Barnett, a także Breit i Tuve po raz pierwszy udowodnili eksperymentalnie istnienie obszarów odbijających fale radiowe i położyli podwaliny pod ich systematyczne badania. Od tego czasu prowadzone są systematyczne badania właściwości tych warstw, ogólnie zwanych jonosferą, które odgrywają istotną rolę w szeregu zjawisk geofizycznych determinujących odbicie i absorpcję fal radiowych, co jest bardzo ważne z praktycznego punktu widzenia. celów, w szczególności zapewnienia niezawodnej łączności radiowej.

W latach trzydziestych XX wieku rozpoczęto systematyczne obserwacje stanu jonosfery. W naszym kraju z inicjatywy M.A. Boncha-Bruevicha powstały instalacje do jego badania pulsu. Wiele z nich zostało przebadanych właściwości ogólne jonosfera, wysokość i stężenie elektronów w jej głównych warstwach.

Na wysokościach 60–70 km obserwuje się warstwę D, na wysokościach 100–120 km warstwę mi, na wysokościach, na wysokościach 180–300 km podwójna warstwa F 1 i F 2. Główne parametry tych warstw podano w tabeli 4.

Tabela 4.

Tabela 4.
Region jonosferyczny	Maksymalna wysokość, km	T ja , K	Dzień		Noc nie , cm –3	a΄, ρm 3 s – 1
Region jonosferyczny	Maksymalna wysokość, km	T ja , K	min nie , cm –3	Maks nie , cm –3	Noc nie , cm –3	a΄, ρm 3 s – 1
D	70	20	100	200	10	10 –6
mi	110	270	1,5 10 5	3·10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3·10 5	5 10 5	–	3.10 –8
F 2 (zima)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2.10 –10
F 2 (lato)	250–320	1000–2000	2·10 5	8 10 5	~3·10 5	10 –10
nie– koncentracja elektronów, e – ładunek elektronów, T ja– temperatura jonów, a΄ – współczynnik rekombinacji (od którego zależy wartość nie i jego zmiany w czasie)

Podano wartości średnie, ponieważ różnią się one na różnych szerokościach geograficznych, w zależności od pory dnia i pór roku. Dane te są niezbędne do zapewnienia łączności radiowej na duże odległości. Służą do doboru częstotliwości roboczych dla różnych krótkofalowych łączy radiowych. Znajomość ich zmian w zależności od stanu jonosfery w różnych porach dnia i różnych porach roku jest niezwykle istotna dla zapewnienia niezawodności łączności radiowej. Jonosfera to zbiór zjonizowanych warstw atmosfery ziemskiej, zaczynający się od wysokości około 60 km i sięgający do wysokości dziesiątek tysięcy km. Głównym źródłem jonizacji atmosfery ziemskiej jest promieniowanie ultrafioletowe i rentgenowskie Słońca, które występuje głównie w chromosferze i koronie słonecznej. Ponadto na stopień jonizacji górnych warstw atmosfery wpływają słoneczne strumienie korpuskularne powstające podczas rozbłysków słonecznych, a także promienie kosmiczne i cząstki meteorytów.

Warstwy jonosferyczne

- są to obszary w atmosferze, w których osiągane jest maksymalne stężenie wolnych elektronów (czyli ich liczba na jednostkę objętości). Naładowane elektrycznie wolne elektrony oraz (w mniejszym stopniu mniej ruchliwe jony) powstałe w wyniku jonizacji atomów gazów atmosferycznych, oddziałując z falami radiowymi (tj. oscylacjami elektromagnetycznymi), mogą zmieniać swój kierunek, odbijając je lub załamując, a także pochłaniać ich energię . W rezultacie podczas odbioru odległych stacji radiowych mogą wystąpić różne efekty, na przykład zanik komunikacji radiowej, zwiększona słyszalność odległych stacji, zaciemnienia i tak dalej. zjawiska.

Metody badawcze.

Klasyczne metody badania jonosfery z Ziemi sprowadzają się do sondowania pulsacyjnego – wysyłania impulsów radiowych i obserwacji ich odbić od różnych warstw jonosfery, pomiaru czasu opóźnienia oraz badania intensywności i kształtu odbitych sygnałów. Mierząc wysokości odbicia impulsów radiowych na różnych częstotliwościach, wyznaczając częstotliwości krytyczne różnych obszarów (częstotliwość krytyczna to częstotliwość nośna impulsu radiowego, dla którego dany obszar jonosfery staje się przezroczysty), można określić wartość koncentracji elektronów w warstwach i wysokości efektywne dla danych częstotliwości oraz dobrać częstotliwości optymalne dla danych dróg radiowych. Wraz z rozwojem technologii rakietowej i nadejściem ery kosmicznej sztucznych satelitów Ziemi (AES) i innych statków kosmicznych stało się możliwe bezpośrednie mierzenie parametrów kosmicznej plazmy bliskiej Ziemi, której dolną częścią jest jonosfera.

Pomiary koncentracji elektronów, prowadzone na pokładach specjalnie wystrzeliwanych rakiet oraz na torach lotu satelitów, potwierdziły i wyjaśniły dane uzyskane wcześniej metodami naziemnymi na temat struktury jonosfery, rozkładu koncentracji elektronów w zależności od wysokości nad różnymi rejonami Ziemi oraz umożliwiło uzyskanie wartości koncentracji elektronów powyżej głównego maksimum - warstwy F. Wcześniej nie było to możliwe przy użyciu metod sondujących opartych na obserwacjach odbitych krótkofalowych impulsów radiowych. Odkryto, że w niektórych obszarach globu występują dość stabilne obszary o obniżonej koncentracji elektronów, regularne „wiatry jonosferyczne”, w jonosferze powstają specyficzne procesy falowe, które niosą lokalne zaburzenia jonosferyczne tysiące kilometrów od miejsca ich wzbudzenia, i wiele więcej. Stworzenie szczególnie czułych urządzeń odbiorczych umożliwiło odbiór sygnałów impulsowych częściowo odbitych od najniższych obszarów jonosfery (stacje częściowego odbicia) na stacjach impulsowych jonosfery. Zastosowanie potężnych instalacji impulsowych w zakresie długości fal metrowych i decymetrowych z wykorzystaniem anten pozwalających na dużą koncentrację emitowanej energii umożliwiło obserwację sygnałów rozproszonych przez jonosferę na różnych wysokościach. Badanie cech widm tych sygnałów, niespójnie rozproszonych przez elektrony i jony plazmy jonosferycznej (w tym celu wykorzystano stacje niespójnego rozpraszania fal radiowych) umożliwiło określenie stężenia elektronów i jonów, ich odpowiedników temperatury na różnych wysokościach, aż do wysokości kilku tysięcy kilometrów. Okazało się, że jonosfera jest dość przezroczysta dla wykorzystywanych częstotliwości.

Stężenie ładunków elektrycznych (stężenie elektronów jest równe stężeniu jonów) w jonosferze Ziemi na wysokości 300 km wynosi w ciągu dnia około 10 6 cm –3. Plazma o takiej gęstości odbija fale radiowe o długości ponad 20 m i przepuszcza krótsze.

Typowy pionowy rozkład koncentracji elektronów w jonosferze dla warunków dziennych i nocnych.

Propagacja fal radiowych w jonosferze.

Stabilny odbiór stacji nadawczych dalekobieżnych zależy od wykorzystywanych częstotliwości, a także od pory dnia, pory roku, a ponadto od aktywności słonecznej. Aktywność słoneczna znacząco wpływa na stan jonosfery. Fale radiowe emitowane przez stację naziemną rozchodzą się po linii prostej, podobnie jak wszystkie rodzaje fal elektromagnetycznych. Należy jednak wziąć pod uwagę, że zarówno powierzchnia Ziemi, jak i zjonizowane warstwy jej atmosfery pełnią rolę płytek ogromnego kondensatora, działając na nie jak działanie luster na światło. Odbijając się od nich, fale radiowe mogą pokonywać wiele tysięcy kilometrów, okrążając kulę ziemską w ogromnych skokach setek i tysięcy kilometrów, odbijając się na przemian od warstwy zjonizowanego gazu oraz od powierzchni Ziemi lub wody.

W latach 20. ubiegłego wieku uważano, że fale radiowe krótsze niż 200 m w zasadzie nie nadają się do komunikacji na duże odległości ze względu na silną absorpcję. Pierwsze eksperymenty z odbiorem dalekiego zasięgu krótkie fale To angielski fizyk Oliver Heaviside i amerykański inżynier elektryk Arthur Kennelly przewodzili przez Atlantyk między Europą a Ameryką. Niezależnie od siebie sugerowali, że gdzieś wokół Ziemi znajduje się zjonizowana warstwa atmosfery zdolna do odbijania fal radiowych. Nazwano ją warstwą Heaviside’a-Kennelly’ego, a następnie jonosferą.

Według współczesnych koncepcji jonosfera składa się z ujemnie naładowanych wolnych elektronów i dodatnio naładowanych jonów, głównie tlenu cząsteczkowego O + i tlenku azotu NO +. Jony i elektrony powstają w wyniku dysocjacji cząsteczek i jonizacji atomów gazu obojętnego przez słoneczne promieniowanie rentgenowskie i promieniowanie ultrafioletowe. Aby zjonizować atom, konieczne jest przekazanie mu energii jonizacji, której głównym źródłem dla jonosfery jest promieniowanie ultrafioletowe, rentgenowskie i korpuskularne pochodzące od Słońca.

Podczas gdy gazowa powłoka Ziemi jest oświetlana przez Słońce, stale tworzy się w niej coraz więcej elektronów, ale jednocześnie część elektronów zderzając się z jonami, łączy się ponownie, tworząc ponownie cząstki neutralne. Po zachodzie słońca tworzenie nowych elektronów prawie zatrzymuje się, a liczba wolnych elektronów zaczyna spadać. Im więcej wolnych elektronów jest w jonosferze, tym lepiej odbijają się od niej fale o wysokiej częstotliwości. Wraz ze spadkiem koncentracji elektronów przejście fal radiowych jest możliwe tylko w niskich zakresach częstotliwości. Dlatego w nocy z reguły można odbierać odległe stacje tylko w zakresie 75, 49, 41 i 31 m. Elektrony są rozmieszczone nierównomiernie w jonosferze. Na wysokościach od 50 do 400 km istnieje kilka warstw lub obszarów o zwiększonej koncentracji elektronów. Obszary te płynnie przechodzą jeden w drugi i mają różny wpływ na propagację fal radiowych HF. Górna warstwa jonosfery jest oznaczona literą F. Oto ich najwięcej wysoki stopień jonizacja (frakcja cząstek naładowanych wynosi około 10 –4). Znajduje się na wysokości ponad 150 km nad powierzchnią Ziemi i odgrywa główną rolę odblaskową w propagacji fal radiowych o wysokiej częstotliwości na duże odległości. W miesiącach letnich region F dzieli się na dwie warstwy - F 1 i F 2. Warstwa F1 może zajmować wysokości od 200 do 250 km, a warstwa F 2 wydaje się „unosić” na wysokościach 300–400 km. Zwykle warstwa F 2 jest zjonizowany znacznie silniej niż warstwa F 1. Warstwa nocna F 1 znika i warstwa F 2 pozostaje, powoli tracąc do 60% stopnia jonizacji. Poniżej warstwy F na wysokościach od 90 do 150 km znajduje się warstwa mi jonizacja, która zachodzi pod wpływem miękkiego promieniowania rentgenowskiego Słońca. Stopień jonizacji warstwy E jest niższy niż warstwy F w ciągu dnia odbiór stacji w zakresie niskich częstotliwości HF 31 i 25 m następuje w przypadku odbicia sygnałów od warstwy mi. Zazwyczaj są to stacje położone w odległości 1000–1500 km. W nocy w warstwie mi Jonizacja gwałtownie maleje, ale nawet w tym czasie nadal odgrywa znaczącą rolę w odbiorze sygnałów ze stacji na zakresach 41, 49 i 75 m.

Bardzo interesujące dla odbioru sygnałów o wysokich częstotliwościach HF w zakresie 16, 13 i 11 m są te, które powstają w obszarze mi warstwy (chmury) silnie zwiększonej jonizacji. Powierzchnia tych chmur może wahać się od kilku do setek kilometrów kwadratowych. Ta warstwa o zwiększonej jonizacji nazywana jest warstwą sporadyczną mi i jest wyznaczony Ez. Chmury Es mogą poruszać się w jonosferze pod wpływem wiatru i osiągać prędkość do 250 km/h. Latem na średnich szerokościach geograficznych w ciągu dnia powstawanie fal radiowych z chmur Es następuje przez 15–20 dni w miesiącu. W pobliżu równika występuje prawie zawsze, a na dużych szerokościach geograficznych pojawia się zwykle w nocy. Czasami w latach małej aktywności słonecznej, gdy nie ma transmisji na pasmach wysokiej częstotliwości HF, nagle pojawiają się odległe stacje na pasmach 16, 13 i 11 m z dobrą głośnością, których sygnały odbijają się wielokrotnie od Es.

Najniższy region jonosfery to region D położone na wysokościach od 50 do 90 km. Jest tu stosunkowo niewiele wolnych elektronów. Z okolicy D Fale długie i średnie są dobrze odbijane, a sygnały ze stacji HF o niskiej częstotliwości są silnie absorbowane. Po zachodzie słońca jonizacja bardzo szybko zanika i możliwy staje się odbiór odległych stacji w zasięgu 41, 49 i 75 m, których sygnały odbijają się od warstw F 2 i mi. Poszczególne warstwy jonosfery odgrywają ważną rolę w propagacji sygnałów radiowych HF. Oddziaływanie na fale radiowe następuje głównie na skutek obecności wolnych elektronów w jonosferze, chociaż mechanizm propagacji fal radiowych jest związany z obecnością dużych jonów. Te ostatnie są również interesujące podczas studiów właściwości chemiczne atmosferze, ponieważ są one bardziej aktywne niż obojętne atomy i cząsteczki. Reakcje chemiczne przepływające w jonosferze odgrywają ważną rolę w jej równowadze energetycznej i elektrycznej.

Normalna jonosfera. Obserwacje prowadzone przy użyciu rakiet i satelitów geofizycznych dostarczyły wielu ciekawych informacji Nowa informacja, co wskazuje, że jonizacja atmosfery zachodzi pod wpływem szerokiego spektrum promieniowania słonecznego. Jego główna część (ponad 90%) koncentruje się w widzialnej części widma. Promieniowanie ultrafioletowe, które ma krótszą długość fali i wyższą energię niż promienie światła fioletowego, jest emitowane przez wodór znajdujący się w wewnętrznej atmosferze Słońca (chromosferze), a promienie rentgenowskie, które mają jeszcze wyższą energię, są emitowane przez gazy w zewnętrznej powłoce Słońca (korona).

Normalny (przeciętny) stan jonosfery wynika z ciągłego silnego promieniowania. W normalnej jonosferze zachodzą regularne zmiany w wyniku codziennego obrotu Ziemi i sezonowych różnic w kącie padania promieni słonecznych w południe, ale zdarzają się również nieprzewidywalne i nagłe zmiany stanu jonosfery.

Zakłócenia w jonosferze.

Jak wiadomo, na Słońcu występują potężne, cyklicznie powtarzające się przejawy aktywności, które osiągają maksimum co 11 lat. Obserwacje w ramach programu Międzynarodowego Roku Geofizycznego (IGY) zbiegły się z okresem największej aktywności Słońca w całym okresie systematycznych obserwacji meteorologicznych, tj. z początku XVIII wieku. W okresach dużej aktywności jasność niektórych obszarów Słońca wzrasta kilkakrotnie, a moc promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego gwałtownie wzrasta. Takie zjawiska nazywane są rozbłyskami słonecznymi. Trwają od kilku minut do jednej do dwóch godzin. Podczas rozbłysku dochodzi do erupcji plazmy słonecznej (głównie protonów i elektronów). cząstki elementarne spieszyć się w przestrzeń kosmiczną. Promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne Słońca podczas takich rozbłysków ma silny wpływ na atmosferę ziemską.

Początkową reakcję obserwuje się 8 minut po rozbłysku, kiedy do Ziemi dociera intensywne promieniowanie ultrafioletowe i rentgenowskie. W rezultacie jonizacja gwałtownie wzrasta; Promienie rentgenowskie przenikają przez atmosferę do dolnej granicy jonosfery; liczba elektronów w tych warstwach wzrasta tak bardzo, że sygnały radiowe są prawie całkowicie pochłaniane („gaszą”). Dodatkowa absorpcja promieniowania powoduje nagrzewanie się gazu, co sprzyja rozwojowi wiatrów. Zjonizowany gaz jest przewodnikiem prądu elektrycznego i poruszając się w polu magnetycznym Ziemi, zachodzi efekt dynama i Elektryczność. Prądy takie mogą z kolei powodować zauważalne zaburzenia pola magnetycznego i objawiać się w postaci burz magnetycznych.

Strukturę i dynamikę górnych warstw atmosfery w istotny sposób determinują procesy nierównowagowe w sensie termodynamicznym związane z jonizacją i dysocjacją pod wpływem promieniowania słonecznego, procesami chemicznymi, wzbudzeniem cząsteczek i atomów, ich dezaktywacją, zderzeniami i innymi procesami elementarnymi. W tym przypadku stopień nierównowagi wzrasta wraz z wysokością wraz ze spadkiem gęstości. Do wysokości 500–1000 km, a często i wyższych, stopień nierównowagi dla wielu cech górnych warstw atmosfery jest dość mały, co pozwala na wykorzystanie do jej opisu hydrodynamiki klasycznej i hydromagnetycznej z uwzględnieniem reakcji chemicznych.

Egzosfera to zewnętrzna warstwa atmosfery ziemskiej, zaczynająca się na wysokościach kilkuset kilometrów, z której lekkie, szybko poruszające się atomy wodoru mogą uciekać w przestrzeń kosmiczną.

Edwarda Kononowicza

Literatura:

Pudowkin M.I. Podstawy fizyki Słońca. Petersburg, 2001
Eris Chaisson i Steve McMillan Astronomia dzisiaj. Prentice Hall, Inc. Górne Przełęcz, 2002
Materiały w Internecie: http://ciencia.nasa.gov/

Wydaje się, że wyraźny wzrost zawartości wolnego tlenu w atmosferze ziemskiej 2,4 miliarda lat temu był wynikiem bardzo szybkiego przejścia z jednego stanu równowagi do drugiego. Pierwszy poziom odpowiadał wyjątkowo niskiemu stężeniu O 2 - około 100 000 razy niższemu niż obecnie obserwowane. Drugi poziom równowagi można było osiągnąć przy wyższym stężeniu, nie mniejszym niż 0,005 współczesnego. Zawartość tlenu pomiędzy tymi dwoma poziomami charakteryzuje się skrajną niestabilnością. Obecność takiej „bistabilności” pozwala zrozumieć, dlaczego w ziemskiej atmosferze było tak mało wolnego tlenu przez co najmniej 300 milionów lat od chwili, gdy zaczęły go wytwarzać sinice (niebiesko-zielone „algi”).

Obecnie atmosfera ziemska składa się w 20% z wolnego tlenu, który jest niczym innym jak produktem ubocznym fotosyntezy przez sinice, glony i rośliny wyższe. Dużo tlenu wydzielają lasy tropikalne, które w popularnych publikacjach nazywane są często płucami planety. Jednocześnie jednak milczy, że lasy tropikalne w ciągu roku zużywają niemal tyle samo tlenu, ile produkują. Wydawany jest na oddychanie organizmów rozkładających gotową materię organiczną – przede wszystkim bakterii i grzybów. Za to, Aby tlen zaczął gromadzić się w atmosferze, przynajmniej część substancji powstałej podczas fotosyntezy musi zostać usunięta z cyklu- np. przedostają się do osadów dennych i stają się niedostępne dla bakterii rozkładających je tlenowo, czyli przy zużyciu tlenu.

Całkowitą reakcję fotosyntezy tlenowej (czyli „oddania tlenu”) można zapisać jako:
CO 2 + H 2 O + hν→ (CH 2O) + O 2,
Gdzie hν to energia światła słonecznego, a (CH 2 O) to ogólny wzór materii organicznej. Oddychanie jest procesem odwrotnym, co można zapisać jako:
(CH 2 O) + O 2 → CO 2 + H 2 O.
Jednocześnie zostanie uwolniona energia niezbędna organizmom. Jednak oddychanie tlenowe jest możliwe tylko przy stężeniu O 2 nie mniejszym niż 0,01 współczesnego poziomu (tzw. Punkt Pasteura). W warunkach beztlenowych materia organiczna rozkłada się w wyniku fermentacji, a na końcowych etapach tego procesu często powstaje metan. Na przykład uogólnione równanie metanogenezy poprzez tworzenie octanu wygląda następująco:
2(CH 2 O) → CH 3 COOH → CH 4 + CO 2.
Jeśli połączymy proces fotosyntezy z późniejszym rozkładem materii organicznej w warunkach beztlenowych, wówczas ogólne równanie będzie wyglądało następująco:
CO 2 + H 2 O + hν→ 1/2 CH 4 + 1/2 CO 2 + O 2.
To właśnie ta ścieżka rozkładu materii organicznej najwyraźniej była główną ścieżką w starożytnej biosferze.

Wiele ważnych szczegółów dotyczących ustalenia współczesnej równowagi między dostarczaniem tlenu a jego usuwaniem z atmosfery pozostaje niejasnych. Przecież zauważalny wzrost zawartości tlenu, tzw. „wielkie utlenianie atmosfery”, nastąpił zaledwie 2,4 miliarda lat temu, chociaż wiadomo na pewno, że sinice przeprowadzające fotosyntezę tlenową były już dość liczne i aktywne 2,7 miliarda lat temu, a powstały jeszcze wcześniej – być może 3 miliardy lat temu. Zatem wewnątrz przez co najmniej 300 milionów lat działalność sinic nie powodowała wzrostu zawartości tlenu w atmosferze.

Założenie, że z jakiegoś powodu nastąpił nagle radykalny wzrost pierwotnej produkcji netto (czyli wzrostu materii organicznej powstałej podczas fotosyntezy sinic) nie wytrzymało krytyki. Faktem jest, że podczas fotosyntezy zużywany jest głównie lekki izotop węgla 12 C środowisko wzrasta względna zawartość cięższego izotopu 13 C. W związku z tym osady denne zawierające materię organiczną muszą zostać zubożone w izotop 13 C, który gromadzi się w wodzie i przechodzi do tworzenia węglanów. Jednak stosunek 12 C i 13 C w węglanach i w materia organiczna osad pozostaje niezmieniony pomimo radykalnych zmian stężenia tlenu w atmosferze. Oznacza to, że cały punkt nie leży w źródle O 2, ale w jego, jak to ujęli geochemicy, „ujściu” (usuwaniu z atmosfery), które nagle znacznie się zmniejszyło, co doprowadziło do znacznego wzrostu ilości tlenu w atmosferze.

Zwykle uważa się, że bezpośrednio przed „wielkim utlenianiem atmosfery” cały powstający wówczas tlen został zużyty na utlenianie zredukowanych związków żelaza (a następnie siarki), których było dość dużo na powierzchni Ziemi. W szczególności powstały wówczas tzw. „rudy pasmowe”. Jednak niedawno Colin Goldblatt, absolwent Szkoły Nauk o Środowisku na Uniwersytecie Anglii Wschodniej (Norwich, Wielka Brytania), wraz z dwoma kolegami z tego samego uniwersytetu doszedł do wniosku, że zawartość tlenu w atmosferze ziemskiej może być jeden z dwóch stanów równowagi: może być albo bardzo mały - około 100 tysięcy razy mniej niż obecnie, albo już całkiem sporo (choć z pozycji współczesnego obserwatora jest niewielki) - nie mniej niż 0,005 poziomu współczesnego.

W zaproponowanym modelu uwzględniono wprowadzanie do atmosfery zarówno tlenu, jak i związków zredukowanych, ze szczególnym uwzględnieniem stosunku wolnego tlenu do metanu. Zauważyli, że jeśli stężenie tlenu przekroczy 0,0002 obecnego poziomu, wówczas część metanu może już zostać utleniona przez bakterie metanotrofowe zgodnie z reakcją:
CH 4 + 2O 2 → CO 2 + 2H 2 O.
Ale reszta metanu (a jest go całkiem sporo, zwłaszcza przy niskich stężeniach tlenu) przedostaje się do atmosfery.

Cały układ znajduje się w stanie nierównowagowym z punktu widzenia termodynamiki. Głównym mechanizmem przywracania zakłóconej równowagi jest utlenianie metanu w górnych warstwach atmosfery przez rodnik hydroksylowy (patrz: Fluktuacje metanu w atmosferze: człowiek czy natura – kto wygra, „Żywioły”, 10.06.2006). Wiadomo, że rodnik hydroksylowy powstaje w atmosferze pod wpływem promieniowania ultrafioletowego. Ale jeśli w atmosferze jest dużo tlenu (co najmniej 0,005 obecnego poziomu), wówczas w jego górnych warstwach tworzy się ekran ozonowy, który dobrze chroni Ziemię przed twardymi promieniami ultrafioletowymi, a jednocześnie zakłóca właściwości fizykochemiczne utlenianie metanu.

Autorzy dochodzą do nieco paradoksalnego wniosku, że samo istnienie fotosyntezy tlenowej nie jest warunkiem wystarczającym ani do powstania atmosfery bogatej w tlen, ani do powstania ekranu ozonowego. Okoliczność tę należy wziąć pod uwagę w przypadkach, gdy staramy się znaleźć oznaki istnienia życia na innych planetach w oparciu o wyniki badania ich atmosfery.