Як сформувалася киснева атмосфера землі. киснева катастрофа

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

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

зародження атмосфери

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

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

вулканічне походження

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

Відповідно до цієї теорії, на поверхні юної планети Земля активно вивергалися вулкани. Рання атмосфера, ймовірно, сформувалася тоді, коли гази, укладені в кремнієвої оболонці планети, вирвалися назовні через сопла вулканів.

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

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

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

Барометричний розподіл тиску.

Загальна вага газів атмосфери становить приблизно 4,5 х 10 15 т. Таким чином, «вага» атмосфери, припадає на одиницю площі, або атмосферний тиск, складає на рівні моря приблизно 11 т / м 2 \u003d 1,1 кг / см 2. Тиск, що дорівнює Р 0 \u003d 1033,23 г / см 2 \u003d 1013,250 мбар \u003d 760 мм рт. ст. \u003d 1 атм, приймається в якості стандартного середнього значення атмосферного тиску. Для атмосфери в стані гідростатичної рівноваги маємо: d P \u003d -rgd h, Це означає, що на інтервалі висот від h до h+ d hмає місце рівність між зміною атмосферного тиску d P і вагою відповідного елемента атмосфери з одиничною площею, щільністю r і товщиною d h.Як співвідношення між тиском Р і температурою Твикористовується досить уживане для земної атмосфери рівняння стану ідеального газу c щільністю r: P \u003d R R T/ M, де m - молекулярна маса, і R \u003d 8,3 Дж / (К моль) - універсальна газова постійна. Тоді d log P \u003d - (m g / RT) d h \u003d - bd h\u003d - d h/ H, де градієнт тиску в логарифмічною шкалою. Зворотну йому величину Н прийняти називати шкалою висоти атмосфери.

При інтегруванні цього рівняння для ізотермічен атмосфери ( Т \u003d Const) або для її частини, де таке наближення допустимо, виходить барометричний закон розподілу тиску з висотою: P = P 0 exp (- h/H 0), де відлік висот h виробляється від рівня океану, де стандартне середній тиск становить P 0. вираз H 0 \u003d R T / Mg, називається шкалою висоти, яка характеризує протяжність атмосфери, за умови, що температура в ній усюди однакова (изотермичности атмосфера). Якщо атмосфера не ізотермічна, то інтегрувати треба з урахуванням зміни температури з висотою, а параметр Н- деяка локальна характеристика шарів атмосфери, що залежить від їх температури і властивостей середовища.

Стандартна атмосфера.

Модель (таблиця значень основних параметрів), відповідна стандартним тиску біля основи атмосфери Р 0 і хімічним складом, називається стандартною атмосферою. Точніше, це умовна модель атмосфери, для якої задані середні для широти 45 ° 32ў 33І значення температури, тиску, щільності, в'язкості і ін. Характеристик повітря на висотах від 2 км нижче рівня моря до зовнішнього кордону земної атмосфери. Параметри середньої атмосфери на всіх висотах розраховані за рівнянням стану ідеального газу і барометричному закону в припущенні, що на рівні моря тиск дорівнює 1013,25 гПа (760 мм рт. ст.), а температура 288,15 К (15,0 ° С). За характером вертикального розподілу температури середня атмосфера складається з декількох шарів, в кожному з яких температура аппроксимирована лінійною функцією висоти. У самому нижньому із шарів - тропосфері (h Ј 11 км) температура падає на 6,5 ° C кожним кілометром підйому. На великих висотах значення і знак вертикального градієнта температури змінюються від шару до шару. Вище 790 км температура становить близько 1000 К і практично не змінюється з висотою.

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

Таблиця 1. Стандартна модель атмосфери землі

Таблиця 1. СТАНДАРТНА МОДЕЛЬ АТМОСФЕРИ ЗЕМЛІ. У таблиці наведено: h- висота від рівня моря, Р - тиск, Т - температура, r - щільність, N - число молекул або атомів в одиниці об'єму, H - шкала висоти, l - довжина вільного пробігу. Тиск і температура на висоті 80-250 км, отримані по ракетних даними, мають більш низькі значення. Значення для висот, більших ніж 250 км, отримані шляхом екстраполяції, не дуже точні.
h(Км)	P(Мбар)	T(° К)	r (Г / см 3)	N(Див -3)	H(Км)	l(См)
0	1013	288	1,22 · 10 -3	2,55 × 10 19	8,4	7,4 · 10 -6
1	899	281	1,11 · 10 -3	2,31 × 10 19		8,1 · 10 -6
2	795	275	1,01 · 10 -3	2,10 × 10 19		8,9 · 10 -6
3	701	268	9,1 · 10 -4	1,89 × 10 19		9,9 · 10 -6
4	616	262	8,2 · 10 -4	1,70 × 10 19		1,1 · 10 -5
5	540	255	7,4 · 10 -4	1,53 × 10 19	7,7	1,2 · 10 -5
6	472	249	6,6 · 10 -4	1,37 × 10 19		1,4 · 10 -5
8	356	236	5,2 · 10 -4	1,09 × 10 19		1,7 · 10 -5
10	264	223	4,1 · 10 -4	8,6 × 10 18	6,6	2,2 · 10 -5
15	121	214	1,93 · 10 -4	4,0 × 10 18		4,6 · 10 -5
20	56	214	8,9 · 10 -5	1,85 × 10 18	6,3	1,0 · 10 -4
30	12	225	1,9 · 10 -5	3,9 × 10 17	6,7	4,8 · 10 -4
40	2,9	268	3,9 · 10 -6	7,6 × 10 16	7,9	2,4 · 10 -3
50	0,97	276	1,15 · 10 -6	2,4 × 10 16	8,1	8,5 · 10 -3
60	0,28	260	3,9 · 10 -7	7,7 × 10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1,1 · 10 -7	2,5 × 10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7 · 10 -8	5,0 × 10 14	6,1	0,41
90	2,8 · 10 -3	210	5,0 · 10 -9	9 х 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 х 10 10	15	1,8 · 10 3
200	5 · 10 -7	700	1,6 · 10 -13	5 х 10 9	25	3 × 10 4
250	9 · 10 -8	800	3 · 10 -14	8 × 10 8	40	3 × 10 5
300	4 · 10 -8	900	8 · 10 -15	3 × 10 8	50
400	8 · 10 -9	1000	1 · 10 -15	5 · 10 7	60
500	2 · 10 -9	1000	2 · 10 -16	1 × 10 7	70
700	2 · 10 -10	1000	2 · 10 -17	1 · 10 6	80
1000	1 · 10 -11	1000	1 · 10 -18	1 × 10 5	80

Тропосфера.

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

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

Тропопауза.

У верхньої межі тропосфери (Тропопауза) температура досягає мінімального значення для нижньої атмосфери. Це перехідний шар між тропосферою і розташованої над нею стратосферой. Товщина тропопаузи від сотень метрів до 1,5-2 км, а температура і висота відповідно в межах від 190 до 220 К і від 8 до 18 км в залежності від географічної широти і сезону. У помірних і високих широтах взимку вона нижче, ніж влітку на 1-2 км і на 8-15 До тепліше. У тропіках сезонні зміни значно менше (висота 16-18 км, температура 180-200 К). над струминними течіями можливі розриви тропопаузи.

Вода в атмосфері Землі.

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

Хмари.

Хмари - скупчення зважених в атмосфері водяних крапель (водяні хмари), крижаних кристалів (крижані хмари) або - тих і інших разом (змішані хмари). При укрупненні крапель і кристалів вони випадають з хмар у вигляді опадів. Хмари утворюються, головним чином, в тропосфері. Вони виникають в результаті конденсації водяної пари, що міститься в повітрі. Діаметр хмарних крапель порядку декількох мкм. Зміст рідкої води в хмарах - від доль до декількох грамів на м 3. Хмари розрізняють по висоті: Згідно з міжнародною класифікацією існує 10 пологів хмар: перисті, перисто-купчасті, перисто-шаруваті, високо, високо-шаруваті, шарувато-дощові, шаруваті, шарувато-купчасті, купчасто-дощові, купчасті.

У стратосфері спостерігаються також перламутрові хмари, а в мезосфері - сріблясті хмари.

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

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

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

Високо-купчасті хмари - білі, сірі або біло-сірі хмари нижніх і середніх шарів тропосфери. Високо-купчасті хмари мають вигляд шарів і гряд, як би побудованих з лежачих друг над другом пластинок, округлих мас, валів, пластівців. Високо-купчасті хмари утворюються при інтенсивній конвективного діяльності і зазвичай складаються з переохолоджених крапельок води.

Високо хмари - сіруваті або синюваті хмари волокнистої або однорідної структури. Високо хмари спостерігаються в середній тропосфері, простягаються на кілька км у висоту і іноді на тисячі км в горизонтальному напрямку. Зазвичай високо-шаруваті хмари входять до складу фронтальних хмарних систем, пов'язаних з висхідними рухами повітряних мас.

Шарувато-дощові хмари - низький (від 2 і вище км) аморфний шар хмар одноманітно-сірого кольору, що дає початок облогових дощів або снігу. Шарувато-дощові хмари - сильно розвинені по вертикалі (до декількох км) і горизонталі (кілька тисяч км), складаються з переохолоджених крапель води в суміші зі сніжинками зазвичай пов'язані з атмосферними фронтами.

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

Купчасті хмари - щільні, вдень яскраво-білі хмари зі значним вертикальним розвитком (до 5 км і більше). Верхні частини купчастих хмар мають вигляд куполів або веж з округлими обрисами. Зазвичай купчасті хмари виникають як хмари конвекції в холодних повітряних масах.

Шарувато-купчасті хмари - низькі (нижче 2 км) хмари у вигляді сірих або білих НЕ волокнистих шарів або гряд із круглих великих брил. Вертикальна потужність шарувато-купчастих хмар невелика. Зрідка шарувато-купчастих хмари дають невеликі опади.

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

Стратосфера.

Через тропопаузу, в середньому на висотах від 12 до 50 км, тропосфера переходить в стратосферу. У нижній частині, на протязі близько 10 км, тобто до висот близько 20 км, вона ізотермічна (температура близько 220 К). Потім вона зростає з висотою, досягаючи максимуму близько 270 К на висоті 50-55 км. Тут знаходиться межа між стратосферой і вище лежить мезосферою, звана стратопаузой .

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

Середня атмосфера (мезосфера).

На висоті близько 50 км з піку широкого температурного максимуму починається мезосфера . Причиною збільшення температури в області цього максимуму є екзотермічна (тобто супроводжується виділенням тепла) фотохімічна реакція розкладання озону: О3 + hv ® О 2 + О. Озон виникає в результаті фотохімічного розкладання молекулярного кисню О2

О 2 + hv ® Про + Про і подальшої реакції потрійного зіткнення атома і молекули кисню з якою-небудь третьою молекулою М.

Про + Про 2 + М ® О 3 + М

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

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

У мезосфері здебільшого згоряють потрапляють на Землю дрібні тверді метеоритні, які призводять до явище метеорів.

Метеори, метеорити і боліди.

Спалахи та інші явища у верхній атмосфері Землі викликані вторгненням в неї зі швидкістю від 11 км / с і вище твердих космічних частинок або тіл, називаються метеороіди. Виникає спостережуваний яскравий метеорний слід; найбільш потужні явища, часто супроводжувані падінням метеоритів, називаються болідами; поява метеорів пов'язано з метеорними потоками.

метеорний потік:

1) явище множинного падіння метеорів протягом декількох годин або днів з одного радіанта.

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

Систематичне поява метеорів в певній галузі неба і в певні дні року, викликане перетином орбіти Землі із загальною орбітою безлічі метеоритних тіл, що рухаються з приблизно однаковими і однаково спрямованими швидкостями, через що їх шляху на небі здаються такими, що виходять з однієї загальної точки (радіанта) . Називаються по імені сузір'я, де знаходиться радіант.

Метеорні дощі виробляють глибоке враження своїми світловими ефектами, але окремі метеори видно досить рідко. Набагато більш численною невидимі метеори, занадто малі, щоб бути помітними в момент їх поглинання атмосферою. Деякі з найдрібніших метеорів, ймовірно, зовсім не нагріваються, а лише захоплюються атмосферою. Ці дрібні частинки з розмірами від декількох міліметрів до десятитисячних доль міліметра називаються мікрометеоритами. Кількість щодоби надходить в атмосферу метеорного речовини становить від 100 до 10 000 тонн, причому більша частина цієї речовини припадає на мікрометеорити.

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

Велика частина метеорних частинок, що надійшли в атмосферу, осідає приблизно протягом 30 діб. Деякі вчені вважають, що ця космічна пил відіграє важливу роль у формуванні таких атмосферних явищ, як дощ, оскільки служить ядрами конденсації водяної пари. Тому припускають, що випадання опадів статистично пов'язано з великими метеорними дощами. Однак деякі фахівці вважають, що, оскільки загальне надходження метеорної речовини в багато десятків разів перевищує його надходження навіть з найбільшим метеорних дощем, зміною в загальній кількості цієї речовини, що відбувається в результаті одного такого дощу, можна знехтувати.

Але немає сумніву, що найбільші мікрометеорити і видимі метеорити залишають довгі сліди іонізації в високих шарах атмосфери, головним чином в іоносфері. Такі сліди можна використовувати для дальнього радіозв'язку, так як вони відображають високочастотні радіохвилі.

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

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

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

Термосфера.

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

У термосфере температура безперервно зростає до висоти близько 400 км, де вона досягає вдень в епоху максимуму сонячної активності 1800 К. В епоху мінімуму ця гранична температура може бути менше 1000 К. Вище 400 км атмосфера переходить в изотермичности екзосферу. Критичний рівень (підстава екзосфери) знаходиться на висоті близько 500 км.

Полярні сяйва і безліч орбіт штучних супутників, а так само сріблясті хмари - всі ці явища відбуваються в мезосфері і термосфере.

Полярні сяйва.

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

Полярні сяйва - це світлова гама змінюється інтенсивності з швидкими рухами, що спостерігається в високоширотних районах Землі. Візуальне полярне сяйво містить зелену 5577Å) і червону (6300 / 6364Å) емісійні лінії атомарного кисню і молекулярні смуги N 2, які порушуються енергійними частинками сонячного і магнітосферного походження. Ці емісії зазвичай висвічуються на висоті близько 100 км і вище. Термін оптичне полярне сяйво використовується для позначення візуальних полярних сяйв і їх емісійного спектра від інфрачервоної до ультрафіолетової області. Енергія випромінювання в інфрачервоній частині спектра істотно перевершує енергію видимої області. При появі полярних сяйв спостерігалися емісії в діапазоні УНЧ (

Реальні форми полярних сяйв важко класифікувати; найбільш споживані наступні терміни:

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

2. Промені полярного сяйва . Цей термін відноситься до авроральной структурі, витягнутої уздовж магнітних силових ліній, з довжиною по вертикалі від декількох десятків до декількох сотень кілометрів. Протяжність променів по горизонталі невелика, від декількох десятків метрів до декількох кілометрів. Зазвичай промені спостерігаються в дугах або як окремі структури.

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

4. Вуаль. Незвичайна форма полярного сяйва, що представляє собою однорідного світіння, яке покриває великі ділянки небосхилу.

За структурою полярні сяйва підрозділяються на однорідні, половатие і променисті. Використовуються різні терміни; пульсуюча дуга, пульсуюча поверхню, дифузна поверхню, промениста смуга, драпрі і т.д. Існує класифікація полярних сяйв по їх кольором. Згідно з цією класифікацією полярні сяйва типу А. Верхньої частини або повністю мають червоний колір (6300-6364 Å). Вони зазвичай з'являються на висотах 300-400 км при високій геомагнітної активності.

Полярні сяйва типу В пофарбовані в нижній частині в червоний колір і пов'язані зі світінням смуг першої позитивної системи N 2 і першої негативної системи O 2. Такі форми сяйва з'являються під час найбільш активних фаз полярних сяйв.

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

Овал полярних сяйв і зони полярних сяйв. Розташування овалу полярних сяйв залежить від геомагнітної активності. Овал ширшає при високій геомагнітної активності. Зони полярних сяйв або кордону овалу полярних сяйв краще представляються значенням L 6,4, ніж дипольними координатами. Геомагнітні силові лінії на кордоні денного сектора овалу полярних сяйв збігаються з магнітопауза. Спостерігається зміна положення овалу полярних сяйв в залежності від кута між геомагнітної віссю і напрямком Земля - \u200b\u200bСонце. Овал полярних сяйв визначається також на основі даних про висипаннях частинок (електронів і протонів) певних енергій. Його положення може бути незалежно визначено за даними про каспійна денній стороні і в хвості магнітосфери.

Добова варіація частоти появи полярних сяйв в зоні полярних сяйв має максимум в геомагнітну опівночі і мінімум в геомагнітний опівдні. На приекваторіальній стороні овалу частота появи полярних сяйв різко зменшується, але форма добових варіацій зберігається. На пріполюсном стороні овалу частота появи полярних сяйв зменшується поступово і характеризується складними добовими змінами.

Інтенсивність полярних сяйв.

Інтенсивність полярних сяйв визначається виміром уявній поверхні яскравості. поверхня яскравості Iполярного сяйва в певному напрямку визначається сумарною емісією 4р Iфотон / (см 2 с). Так як ця величина не є істинною поверхневою яскравістю, а являє собою емісію з стовпа, зазвичай при дослідженні полярних сяйв використовують одиницю фотон / (см 2 · стовп · с). Звичайна одиниця для вимірювання сумарної емісії - Релей (РЛ) дорівнює 10 6 фотон / (см 2 · стовп. · С). Більш практичні одиниці інтенсивності полярних сяйв визначається щодо емісій окремої лінії або смуги. Наприклад, інтенсивність полярних сяйв визначається міжнародним коефіцієнтами яскравості (МКЯ) за даними про інтенсивність зеленої лінії (5577 Å); 1 КРЛ \u003d I МКЯ, 10 КРЛ \u003d II МКЯ, 100 КРЛ \u003d III МКЯ 1000 КРЛ \u003d IV МКЯ (максимальна інтенсивність полярного сяйва). Ця класифікація не може бути використана для сяйв червоного кольору. Одним з відкриттів епохи (1957-1958) стало встановлення просторово-часового розподілу полярних сяйв у вигляді овалу, зміщеного відносно магнітного полюса. Від простих уявлень про кругову формі розподілу полярних сяйв щодо магнітного полюса був здійснений перехід до сучасної фізики магнітосфери. Честь відкриття належить О.Хорошевой, а інтенсивну розробку ідей овалу полярних сяйв здійснили Г.Старков, Я.Фельдштейн, С-І.Акасофу і ряд інших дослідників. Овал полярних сяйв є область найбільш інтенсивного впливу сонячного вітру на верхню атмосферу Землі. Інтенсивність полярних сяйв найбільша саме в овалі, а за його динамікою ведуться безперервні спостереження за допомогою супутників.

Стійкі авроральной червоні дуги.

Стійка авроральной червона дуга, інакше звана среднеширотной червоною дугою або М-дугою, Являє собою субвізуальную (нижче межі чутливості очі) широку дугу, витягнуту зі сходу на захід на тисячі кілометрів і оперізує, можливо, всю Землю. Широтна протяжність дуги 600 км. Випромінювання стійкої авроральной червоною дуги практично монохроматично в червоних лініях l 6300 Å і l 6364 Å. Нещодавно повідомлялося також про слабкі емісійних лініях l 5577 Å (OI) і l 4278 Å (N + 2). Стійкі червоні дуги класифікуються як полярні сяйва, але вони проявляються на набагато більших висотах. Нижня межа розташовується на висоті 300 км, верхня межа близько 700 км. Інтенсивність спокійної авроральной червоною дуги в емісії l 6300 Å становить від 1 до 10 КРЛ (типова величина 6 КРЛ). Поріг чутливості очі на цій довжині хвилі близько 10 КРЛ, так що дуги рідко спостерігаються візуально. Однак, спостереження показали, що їх яскравість становить\u003e 50 КРЛ в 10% ночей. Звичайне час життя дуг близько однієї доби, і вони рідко з'являються в наступні дні. Радіохвилі від супутників або радіоджерел, які перетинають стійкі авроральной червоні дуги, схильні до мерехтінням, що вказує на існування неоднорідностей електронної щільності. Теоретичне пояснення червоних дуг полягає в тому, що нагріті електрони області Fіоносфери викликають збільшення атомів кисню. Супутникові спостереження показують збільшення електронної температури уздовж силових ліній геомагнітного поля, які перетинають стійкі авроральной червоні дуги. Інтенсивність цих дуг позитивно корелює з геомагнітної активністю (бурями), а частота появи дуг - з сонячної плямовиникною активністю.

Змінюється полярне сяйво.

Деякі форми полярних сяйв відчувають квазіперіодичні та когерентні тимчасові варіації інтенсивності. Ці полярні сяйва з приблизно стаціонарної геометрією і швидкими періодичними варіаціями, що відбуваються в фазі, називаються змінними полярними сяйвами. Вони класифікуються як полярні сяйва форми р за даними Міжнародного атласу полярних сяйв Більш детальне підрозділ змінюються полярних сяйв:

р 1 (Пульсуюче полярне сяйво) являє собою світіння з однорідними фазовими варіаціями яскравості по всій формі полярного сяйва. За визначенням, в ідеальному пульсуючому полярному сяйві просторова і тимчасова частини пульсації можуть бути розділені, тобто яскравість I(r, t) \u003d I s(r)· I T(t). У типовому полярному сяйві р 1 відбуваються пульсації з частотою від 0,01 до 10 Гц низької інтенсивності (1-2 КРЛ). Більшість полярних сяйв р 1 - це плями або дуги, пульсуючі з періодом в декілька секунд.

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

р 3 (Мерехтливе полярне сяйво). Це полярні сяйва з швидкими, іррегулярні або регулярними варіаціями яскравості, що створюють враження мерехтливого полум'я на небосхилі. Вони з'являються незадовго до розпаду полярного сяйва. Зазвичай спостерігається частота варіацій р 3 дорівнює 10 ± 3 Гц.

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

Змінюється полярне сяйво - це одне з сонячно-земних явищ, які супроводжують пульсації геомагнітного поля і аврорального рентгенівського випромінювання, викликані висипанням часток сонячного і магнітосферного походження.

Світіння полярної шапки характеризується великою інтенсивністю смуги першої негативної системи N + 2 (л 3914 Å). Зазвичай ці смуги N + 2 інтенсивніше зеленої лінії OI l 5577 Å в п'ять разів, абсолютна інтенсивність світіння полярної шапки складає від 0,1 до 10 КРЛ (зазвичай 1-3 КРЛ). При цих сияниях, що з'являються в періоди ППШ, однорідне світіння охоплює всю полярну шапку аж до геомагнітної широти 60 ° на висотах про 30 до 80 км. Воно генерується переважно сонячними протонами і d-частинками з енергіями 10-100 МеВ, що створюють максимум іонізації на цих висотах. Є й інший тип світіння в зонах полярних сяйв, званий мантійним полярним сяйвом. Для цього типу аврорального світіння добовий максимум інтенсивності, що припадає на ранкові години, становить 1-10 КРЛ, а мінімум інтенсивності в п'ять разів слабкіше. Спостереження мантійних полярних сяйв нечисленні, їх інтенсивність залежить від геомагнітної і сонячної активності.

світіння атмосфери визначається як випромінювання, утворене і випускається атмосферою планети. Це нетеплове випромінювання атмосфери, за винятком емісії полярних сяйв, блискавичних розрядів і випромінювання метеорних слідів. Цей термін використовується стосовно до земної атмосфери (нічний світіння, сутінковий світіння і денний світіння). Світіння атмосфери становить лише частина наявного в атмосфері світла. Іншими джерелами є світло зірок, зодіакальне світло і денний розсіяне світло Сонця. Часом світіння атмосфери може становити до 40% загальної кількості світла. Світіння атмосфери виникає в атмосферних шарах змінюється висоти і товщини. Спектр світіння атмосфери охоплює довжини хвиль від 1000 Å до 22,5 мкм. Основна лінія випромінювання в світінні атмосфери - l 5577 Å, що з'являється на висоті 90-100 км в шарі товщиною 30-40 км. Виникнення світіння обумовлене механізмом чемп, заснованим на рекомбінації атомів кисню. Інші емісійні лінії - це л 6300 Å, що з'являється в разі диссоциативной рекомбінації Про + 2 і емісії NI l 5198/5201 Å і NI l 5890/5896 Å.

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

Озоносфера.

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

На висоті 20-25 км розташовується озоновий шар. Озон утворюється за рахунок розпаду молекул кисню при поглинанні ультрафіолетового випромінювання Сонця з довжинами хвиль коротше 0,1-0,2 мкм. Вільний кисень з'єднуючись з молекулами О 2 і утворює озон О3, який жадібно поглинає весь ультрафіолет коротше 0,29 мкм. Молекули озону О 3 легко руйнуються під дією короткохвильового випромінювання. Тому, незважаючи на свою розрідженість, озоновий шар ефективно поглинає ультрафіолетове випромінювання Сонця, що минув крізь більш високі і прозорі атмосферні шари. Завдяки цьому живі організми на Землі захищені від згубного впливу ультрафіолетового світла Сонця.

Іоносфера.

Випромінювання Сонця іонізує атоми і молекули атмосфери. Ступінь іонізації стає істотною вже на висоті 60 кілометрів і неухильно зростає з віддаленням від Землі. На різних висотах в атмосфері відбуваються послідовно процеси дисоціації різних молекул і подальша іонізація різних атомів і іонів. В основному це молекули кисню О2, азоту N 2 і їх атоми. Залежно від інтенсивності цих процесів різні шари атмосфери, що лежать вище 60-ти кілометрів, називаються іоносферними шарами , а їх сукупність іоносферою . Нижній шар, іонізація якого несуттєва, називають нейтросферой.

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

Історія вивчення іоносфери.

Гіпотеза про існування провідного шару у верхній атмосфері була висловлена \u200b\u200bв 1878 англійським вченим Стюартом для пояснення особливостей геомагнітного поля. Потім в 1902, незалежно один від одного, Кеннеді в США і Хевісайд в Англії вказали, що для пояснення поширення радіохвиль на великі відстані необхідно припустити існування у високих шарах атмосфери областей з великою провідністю. У 1923 академік М.В.Шулейкін, розглядаючи особливості поширення радіохвиль різних частот, прийшов до висновку про наявність в іоносфері не менше двох відображають шарів. Потім в 1925 англійські дослідники Епплтон і Барнет, а також Брейт і Тьюв вперше експериментально довели існування областей, які відображають радіохвилі, і поклали початок їх систематичного вивчення. З того часу ведеться систематичне вивчення властивостей цих шарів, в цілому званих іоносферою, що грають істотну роль в ряді геофізичних явищ, що визначають відображення і поглинання радіохвиль, що дуже важливо для практичних цілей, зокрема для забезпечення надійного радіозв'язку.

У 1930-ті роки були розпочаті систематичні спостереження стану іоносфери. У нашій країні з ініціативи М.А.Бонч-Бруєвича були створені установки для імпульсного її зондування. Були досліджені багато загальні властивості іоносфери, висоти і електронна концентрацію основних її шарів.

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

Таблиця 4.

Таблиця 4.
область іоносфери	Висота максимуму, км	T i , K	день		ніч n e , см -3	a, ρм 3 з – 1
область іоносфери	Висота максимуму, км	T i , K	хв n e , см -3	макс n e , см -3	ніч n e , см -3	a, ρм 3 з – 1
D	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1,5 × 10 5	3 × 10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3 × 10 5	5 · 10 5	–	3 · 10 -8
F 2 (Зима)	220–280	1000–2000	6 х 10 5	25 х 10 5	~10 5	2 · 10 -10
F 2 (Літо)	250–320	1000–2000	2 × 10 5	8 × 10 5	~ 3 × 10 5	10 –10
n e - електронна концентрація, е - заряд електрона, T i- температура іонів, a - κоеффіціент рекомбінації (який визначає величину n eі її зміна в часі)

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

іоносферні шари

- це області в атмосфері, в яких досягаються максимальні значення концентрації вільних електронів (тобто їх числа в одиниці об'єму). Електрично заряджені вільні електрони і (в меншій мірі менш рухливі іони), що виникають в результаті іонізації атомів атмосферних газів, взаємодіючи з радіохвилями (тобто електромагнітними коливаннями), можуть змінювати їх напрямок, відображаючи або пропускаючи її, і поглинати їх енергію. В результаті цього при прийомі далеких радіостанцій можуть виникати різні ефекти, наприклад, завмирання радіозв'язку, посилення чутності віддалених станцій, блекаути і т.п. явища.

Методи дослідження.

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

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

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

Типове вертикальний розподіл електронної концентрації в іоносфері для денних і нічних умов.

Поширення радіохвиль в іоносфері.

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

У 20-х роках минулого століття вважалося, що радіохвилі коротше 200 м взагалі не придатні для телекомунікації через сильне поглинання. Перші експерименти по дальньому прийому коротких хвиль через Атлантику між Європою і Америкою провели англійський фізик Олівер Хевісайда і американський інженер-електрик Артур Кеннел. Незалежно один від одного вони припустили, що десь навколо Землі існує іонізований шар атмосфери, здатний відображати радіохвилі. Його назвали шаром Хевісайда - Кеннелі, а потім - іоносферою.

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

Поки газова оболонка Землі освітлена Сонцем, в ній безперервно утворюються всі нові і нові електрони, але одночасно частина електронів, стикаючись з іонами, рекомбинирует, знову утворюючи нейтральні частинки. Після заходу Сонця утворення нових електронів майже припиняється, і число вільних електронів починає спадати. Чим більше вільних електронів в іоносфері, тим краще від неї відображаються хвилі високої частоти. Зі зменшенням електронної концентрації проходження радіохвиль можливо тільки на низькочастотних діапазонах. Ось чому вночі, як правило, можливий прийом дальніх станцій лише в діапазонах 75, 49, 41 і 31 м. Електрони розподілені в іоносфері нерівномірно. На висоті від 50 до 400 км є декілька шарів або областей підвищеної концентрації електронів. Ці області плавно переходять одна в іншу і по-різному впливають на поширення радіохвиль КВ діапазону. Верхній шар іоносфери позначають буквою F. Тут найбільш високий ступінь іонізації (частка заряджених частинок близько 10 -4). Вона розташована на висоті більше 150 км над поверхнею Землі і грає основну відбивну роль при дальньому розповсюдженні радіохвиль високочастотних КВ діапазонів. У літні місяці область F розпадається на два шари - F 1 і F 2. Шар F1 може займати висоти від 200 до 250 км, а шар F 2 як би «плаває» в інтервалі висот 300-400 км. зазвичай шар F 2 іонізований значно сильніше за шар F 1. вночі шар F 1 зникає, а шар F 2 залишається, повільно втрачаючи до 60% ступеня своєї іонізації. Нижче шару F на висотах від 90 до 150 км розташований шар E, Іонізація якого відбувається під впливом м'якого рентгенівського випромінювання Сонця. Ступінь іонізації шару E нижче, ніж шару F, Вдень прийом станцій низькочастотних КВ діапазонів 31 і 25 м відбувається при віддзеркаленні сигналів від шару E. Зазвичай це станції, розташовані на відстані 1000-1500 км. Вночі в шарі E іонізація різко зменшується, але і в цей час вона продовжує відігравати помітну роль в прийомі сигналів станцій діапазонів 41, 49 і 75 м.

Великий інтерес для прийому сигналів високочастотних КВ діапазонів 16, 13 і 11 м представляють виникають в області E прошарку (хмари) сильно підвищеної іонізації. Площа цих хмар може змінюватися від одиниць до сотень квадратних кілометрів. Цей шар підвищеної іонізації отримав назву - спорадичний шар E і позначається Es. Хмари Es можуть переміщатися в іоносфері під впливом вітру і досягати швидкості до 250 км / год. Влітку в середніх широтах в денний час походження радіохвиль за рахунок хмар Es за місяць буває 15-20 днів. В районі екватора він присутній майже завжди, а у високих широтах зазвичай з'являється вночі. Іноді, в роки низької сонячної активності, коли немає проходження на високочастотний КВ діапазонах, на діапазонах 16, 13 і 11 м з хорошою гучністю раптом з'являються дальні станції, сигнали яких багато разів відобразилися від Es.

Сама нижня область іоносфери - область D розташована на висотах між 50 і 90 км. Тут порівняно мало вільних електронів. від області D добре відображаються довгі і середні хвилі, а сигнали станцій низькочастотний КВ діапазонів сильно поглинаються. Після заходу Сонця іонізація дуже швидко зникає і з'являється можливість приймати дальні станції в діапазонах 41, 49 і 75 м, сигнали яких відбиваються від шарів F 2 і E. Окремі шари іоносфери грають важливу роль в поширенні сигналів КВ радіостанцій. Вплив на радіохвилі відбувається головним чином через наявність в іоносфері вільних електронів, хоча механізм поширення радіохвиль пов'язаний з наявністю великих іонів. Останні також становлять інтерес при вивченні хімічних властивостей атмосфери, оскільки вони активніше нейтральних атомів і молекул. Хімічні реакції, що протікають в іоносфері, грають важливу роль в її енергетичному і електричному балансі.

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

Нормальне (середнє) стан іоносфери обумовлено постійним потужним випромінюванням. Регулярні зміни відбуваються в нормальній іоносфері під впливом добового обертання Землі і сезонних відмінностей кута падіння сонячних променів в полудень, але відбуваються також непередбачувані і різкі зміни стану іоносфери.

Обурення в іоносфері.

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

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

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

Екзосфера - зовнішній шар атмосфери Землі, що починається з висот в декілька сотень км, з якого легені, швидко рухаються атоми водню можуть вислизати в космічний простір.

Едвард Кононович

література:

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

Накопичення O 2 в атмосфері землі:
1 . (3,85-2,45 млрд років тому) - O 2 не проводився
2 . (2,45-1,85 млрд років тому) O 2 проводився, але поглинався океаном і породами морського дна
3 . (1,85-0,85 млрд років тому) O 2 виходить з океану, але витрачається при окисленні гірських порід на суші і при утворенні озонового шару
4 . (0,85-0,54 млрд років тому) всі гірські породи на суші окислені, починається накопичення O 2 в атмосфері
5 . (0,54 млрд років тому я - по теперішній час) сучасний період, зміст O 2 в атмосфері стабілізувався

киснева катастрофа (Киснева революція) - глобальна зміна складу атмосфери землі , Що відбулося на самому початку протерозою , Близько 2,4 млрд років тому (період сидерит). Результатом Кисневою катастрофи стала поява в складі атмосфери вільного кисню і зміна загального характеру атмосфери з відновного на окислювальний. Припущення про кисневу катастрофи було зроблено на основі вивчення різкої зміни характеру накопичення опадів.

Первинний склад атмосфери

Точний склад первинної атмосфери Землі на сьогоднішній день невідомий, проте вважається загальновизнаним, що вона сформувалася в результаті дегазації мантії і носила відновлювальний характер. Основу її становили вуглекислий газ , сірководень , аміак , метан . На користь цього свідчать:

неокислені відкладення, що утворилися явно на поверхні (наприклад, річкова галька з нестійкого до кисню піриту);
відсутність відомих значущих джерел кисню та інших окислювачів;
вивчення потенційних джерел первинної атмосфери (вулканічні гази, склад інших небесних тіл).

Причини кисневої катастрофи

Єдиним значущим джерелом молекулярного кисню є біосфера, точніше, фотосинтезирующие організми. З'явившись на самому початку існування біосфери, фотосинтезирующие архебактерии виробляли кисень, який практично відразу витрачався на окислення гірських порід, розчинених сполук і газів атмосфери. Висока концентрація створювалася лише локально, в межах бактеріальних матів (Т. Зв. «Кисневі кишені»). Після того, як поверхневі породи і гази атмосфери виявилися окисленими, кисень почав накопичуватися в атмосфері у вільному вигляді.

Одним з можливих факторів, що вплинули на зміну мікробних спільнот, була зміна хімічного складу океану, викликане згасанням вулканічної активності.

Наслідки кисневої катастрофи

біосфера

Оскільки переважна частина організмів того часу була анаеробної , Нездатною існувати при значущих концентраціях кисню, відбулася глобальна зміна спільнот: анаеробні спільноти змінилися аеробними , Обмеженими раніше лише «кисневими кишенями»; анаеробні ж спільноти, навпаки, виявилися витіснені в «анаеробні кишені» (образно кажучи, «біосфера вивернулася навиворіт»). Надалі наявність молекулярного кисню в атмосфері привело до формування озонового екрану , Значно розширив кордони біосфери і призвело до поширення більш енергетично вигідного (в порівнянні з анаеробним) кисневого дихання.

літосфера

В результаті кисневої катастрофи практично всі метаморфічні і осадові породи , Що становлять більшу частину земної кори, є окисленими.

Згідно з найбільш поширеною теорії, атмосфера
Землі в часі перебувала в трьох різних складах.
Спочатку вона складалася з легких газів (водню і
гелію), захоплених з міжпланетного простору. Це так
звана первинна атмосфера (близько чотирьох мільярдів
років назад).

На наступному етапі активна вулканічна діяльність
привела до насичення атмосфери і іншими газами, крім
водню (вуглекислим газом, аміаком, водяною парою). так
утворилася вторинна атмосфера (близько трьох мільярдів
років до наших днів). Ця атмосфера була відновної.
Далі процес утворення атмосфери визначався на-
такими факторами:
- витік легких газів (водню і гелію) в міжпланетний
простір;
- хімічні реакції, що відбуваються в атмосфері під влия-
ням ультрафіолетового випромінювання, грозових розрядів та
деяких інших чинників.
Поступово ці чинники привели до утворення третіч-
ної атмосфери, яка характеризується набагато меншим содер-
жанием водню і набагато більшим - азоту і вуглекислого
газу (утворені в результаті хімічних реакцій з аміаку
і вуглеводнів).
Склад атмосфери почав радикально змінюватися з появлені-
ем на Землі живих організмів, в результаті фотосинтезу, з-
супроводжуючих виділенням кисню і поглинанням уг-
лекіслого газу.
рвоначально кисень витрачався
на окислення відновлених з'єднань - аміаку, вугле-
відрядив, закисной форми заліза, що містилася в океанах
та ін. Після закінчення даного етапу вміст кисню
в атмосфері стало рости. Поступово утворилася современ-
ная атмосфера, що володіє окислювальними властивостями.
Оскільки це викликало серйозні і різкі зміни
багатьох процесів, що протікають в атмосфері, літосфері і
біосфері, це подія отримала назву Киснева ката-
строфа.
В даний час атмосфера Землі складається в основному з
газів і різних домішок (пил, краплі води, кристали
льоду, морські солі, продукти горіння). Концентрація газів,
складових атмосферу, практично постійна, за ви-
чением води (Н 2 О) і вуглекислого газу (СО 2).

Джерело: class.rambler.ru

Отже, формування сучасної (кисневої) атмосфери Землі немислимо без живих систем, т. Е. Наявність кисню є наслідком розвитку біосфери. Геніальне передбачення В. І. Вернадського про перетворюючої лик Землі ролі біосфери знаходить все більше і більше підтвердження. Однак до сих пір нам незрозумілі шляхи походження життя. В. І. Вернадський говорив: «Перед нами протягом тисяч поколінь варто загадка невирішена, але принципово здійсненне - загадка життя».

Біологи вважають, що спонтанне виникнення життя можливо тільки в відновної середовищі, однак, за поданнями одного з них - М. Руттен, - вміст кисню в суміші газів до 0,02% ще не заважає протіканню абіогенних синтезів. Таким чином, поняття про відновлювальної та окисної атмосфері у геохимиков і біологів різні. Назвемо атмосферу, яка містить сліди кисню, нейтральної, в якій могли б з'явитися перші протеїнові скупчення, які в принципі могли використовувати (засвоювати) для свого харчування абіогенні амінокислоти, можливо, з якихось причин тільки ізомери.

Однак питання не в тому, як харчувалися ці аміногетеротрофи (організми, які використовують в якості харчування амінокислоти), а як могла утворитися самоорганізована матерія, еволюція якої володіє негативною ентропією. Останнє, щоправда, не так вже рідко у Всесвіті. Хіба освіту Сонячної системи і нашої Землі, зокрема, не йде проти ходу ентропії? Ще Фалес з Міци в своєму трактаті писав: «Вода - першопричина всіх речей». І дійсно, спочатку мала утворитися гідросфера, щоб стати колискою життя. Про це багато говорив В. І. Вернадський та інші великі вчені сучасності.

В. І. Вернадського було не зовсім ясно, чому жива матерія представлена \u200b\u200bтільки лівими изомерами органічних молекул і чому в будь-якому неорганічний синтезі ми отримуємо приблизно рівну суміш лівих і правих ізомерів. А якщо і отримуємо збагачення (наприклад, в поляризованому світлі) тими чи іншими прийомами, то в чистому вигляді виділити їх не можемо.

Як же могли утворитися досить складні органічні сполуки типу білків, протеїнів, нуклеїнових кислот та інших комплексів організованих елементів, що складаються з одних лівих ізомерів?

Джерело: pochemuha.ru

Основні властивості атмосфери Землі

Атмосфера - це наш захисний купол від усілякого роду погроз з космосу. У ній згорає велика частина метеоритів, які падають на планету, а її озоновий шар служить фільтром проти ультрафіолетового випромінювання Сонця, енергія якого смертельна для живих істот. Крім того, саме атмосфера підтримує комфортну температуру біля поверхні Землі - якби не парниковий ефект, який досягається за рахунок багаторазового відбиття сонячних променів від хмар, Земля була б в середньому на 20-30 градусів холодніше. Кругообіг води в атмосфері і рух повітряних мас не тільки врівноважують температуру і вологість, а й створюють земне різноманітність ландшафтних форм і мінералів - такого багатства не зустріти ніде в Сонячній системі.

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

Склад атмосфери Землі. Історія розвитку

Хоча повітря і здається однорідним, він являє собою суміш різноманітних газів. Якщо брати тільки ті, які займають хоча б тисячну частку обсягу атмосфери, їх вже буде 12. Якщо ж дивитися на загальну картину, то в повітрі одночасно перебуває вся таблиця Менделєєва!

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

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

Але справжня революція в складі атмосфери Землі сталася разом з приходом кисню. Він з'являвся і природним шляхом - розпечена мантія молодої планети активно позбавлялася від газів, замкнених під земною корою. Крім того, водяні пари, які викидають вулканами, розщеплювалися під впливом сонячного ультрафіолету на водень і кисень.

Однак такий кисень не міг довго затримуватися в атмосфері. Він вступав у реакцію з чадним газом, вільним залізом, сірої та безліччю інших елементів на поверхні планети - а високі температури і сонячне випромінювання каталізувало хімічні процеси. Змінило цю ситуацію тільки поява живих організмів.

По-перше, вони почали виділяти стільки кисню, що він не тільки окислив все речовини на поверхні, але і почав накопичуватися - за пару мільярдів років його кількість зросла з нуля до 21% відсотка всієї маси атмосфери.
По-друге, живі організми активно використовували вуглець атмосфери для побудови власних скелетів. В результаті їх діяльності земна кора поповнилася цілими геологічними пластами органічних матеріалів і копалин, а вуглекислого газу стало куди менше

І, нарешті, надлишок кисню сформував озоновий шар, який став захищати живі організми від ультрафіолету. Життя стала еволюціонувати активніше і купувати нові, більш складні форми - серед бактерій і водоростей стали з'являтися високоорганізовані істоти. Сьогодні в озон займає всього 0,00001% всієї маси Землі.

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

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

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

структура атмосфери

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

тропосфера

Найнижчий і найбільш щільний шар атмосфери називається тропосферою. Читач статті зараз знаходиться саме в його «придонному» частини - якщо, звичайно, він не є одним з 500 тисяч чоловік, які летять прямо зараз в літаку. Верхня межа тропосфери залежить від широти (пам'ятаєте про відцентрової силі обертання Землі, через яку планета ширше на екваторі?) І коливається від 7 кілометрів на полюсах до 20 кілометрів на екваторі. Також розміри тропосфери залежить від сезону - чим тепліше повітря, тим вище піднімається верхня межа.

Назва «тропосфера» походить від давньогрецького слова «tropos», яке перекладається як «поворот, зміна». Це досить точно відображає властивості шару атмосфери - він найбільш динамічний і продуктивний. Саме в тропосфері збираються хмари і циркулює вода, створюються циклони і антициклони і генеруються вітру - відбуваються всі ті процеси, які ми називаємо «погода» і «клімат». Крім того, це найпотужніший і щільний шар - на нього припадає 80% маси атмосфери і майже весь зміст води в ній. Тут же мешкає велика частина живих організмів.

Всім відомо, що чим вище підніматися, тим холодніше стає. Це дійсно так - кожні 100 метрів вгору температура повітря падає на 0,5-0,7 градуса. Проте принцип працює тільки в тропосфері - далі температура з ростом висоти починає підвищуватися. Зона між тропосферою і стратосферой, де температура залишається незмінною, називається тропопаузою. А ще з висотою прискорюється протягом вітру - на 2-3 км / с на кілометр вгору. Тому пара- і дельтапланеристи воліють для польотів піднесені плато і гори - там завжди вдасться «зловити хвилю».

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

Цікавий факт - на водообмене з атмосферою зав'язаний важливий процес в життєдіяльності рослин - транспірація. З її допомогою флора планети активно впливає на клімат - так, великі зелені масиви пом'якшують погоду і перепади температури. Рослини в насичених водою місцях випаровують 99% води, взятої з грунту. Наприклад, гектар пшениці за літо викидає в атмосферу 2-3 тисячі тонн води - це значно більше, ніж могла б віддати млява грунт.

Нормальний тиск у поверхні Землі - близько 1000 миллибар. Еталоном вважається тиск 1013 мбар, яке становить одну «атмосферу» - з цією одиницею виміру ви вже напевно стикалися. З ростом висоти тиск стрімко падає: у кордонів тропосфери (на висоті 12 кілометрів) воно становить вже 200 мбар, а на висоті 45 кілометрів і зовсім падає до 1 мбар. Тому не дивно, що саме в насиченій тропосфері зібрано 80% все маси атмосфери Землі.

стратосфера

Шар атмосфери, розташований в діапазоні між 8 км висоти (на полюсі) і 50 км (на екваторі), називається стратосферой. Назва походить від ін. Грецького слова «stratos», яке означає «настил, шар». Це вкрай розріджена зона атмосфери Землі, в якій майже немає водяної пари. Тиск повітря в нижній частині стратосфери в 10 разів менше приповерхневого, а у верхній частині - в 100 разів.

У розмові про тропосферу ми вже дізналися, що температура в ній знижується в залежності від висоти. У стратосфері все відбувається з точністю до навпаки - з набором висоти температура зростає від -56 ° C до 0-1 ° С. Припиняється нагрів в стратопаузі, кордоні між страто- і мезосфері.

Життя і людина в стратосфері

Пасажирські лайнери і надзвукові літаки зазвичай літають в нижніх шарах стратосфери - це не тільки захищає їх від нестабільності повітряних потоків тропосфери, але і спрощує їх рух за рахунок малого аеродинамічного опору. А низькі температури і розрідженість повітря дозволяють оптимізувати споживання палива, що особливо важливо для далеких перельотів.

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

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

Але найбільшим істотою, котрі побували в стратосфері, залишається людина. Поточний рекорд по висоті був встановлений Аланом Юстасом - віце-президентом компанії Google. У день стрибка йому було 57 років! На спеціальному повітряній кулі він піднявся на висоту 41 кілометр над рівнем моря, а потім зістрибнув вниз з парашутом. Швидкість, яку він розвинув в піковий момент падіння, склала тисячі триста сорок дві км / год - більше швидкості звуку! Одночасно Юстас став першою людиною, самостійно подолав звуковий поріг швидкості (не рахуючи скафандра для підтримки життєдіяльності і парашутів для приземлення в цілому вигляді).

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

Озоновий шар

А ще на кордоні між стратосферой і мезоферой знаходиться знаменитий озоновий шар. Він захищає поверхню Землі від дії ультрафіолетових променів, а заодно служить верхньою межею поширення життя на планеті - вище нього температура, тиск і космічне випромінювання швидко покладуть край навіть найстійкішим бактеріям.

Звідки ж узявся цей щит? Відповідь неймовірний - він був створений живими організмами, точніше - киснем, які різноманітні бактерії, водорості і рослини виділяли з незапам'ятних часів. Піднімаючись високо по атмосфері, кисень контактує з ультрафіолетовим випромінюванням і вступає в фотохимическую реакцію. В результаті зі звичайного кисню, яким ми дихаємо, O 2, виходить озон - O 3.

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

мезосфера

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

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

Однак рекордний політ X-15 склав всього 15 хвилин. Це символізує загальну проблему рухомих в мезосфері апаратів - вони занадто швидкі, щоб провести будь-які ґрунтовні дослідження, і знаходяться на заданій висоті недовго, відлітаючи вище або падаючи вниз. Також мезосферу не можна досліджувати за допомогою супутників або суборбітальних зондів - нехай тиск в цьому шарі атмосфери і низька, воно гальмує (а часом і спалює) космічні апарати. Через ці складнощів вчені часто називають мезосферу «незнайкосферой» (від англ. «Ignorosphere», де «ignorance» - невігластво, незнання).

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

Втративши свою масу в мезосфері, залишки «прибульців» осідають на Землю у вигляді космічного пилу - кожен день на планету потрапляє від 100 до 10 тисяч тонн метеоритного речовини. Оскільки окремі порошинки дуже легкі, на шлях до поверхні Землі у них йде до одного місяця! Потрапляючи в хмари, вони обтяжують їх і навіть іноді викликають дощі - як викликає їх вулканічний попіл або частки від ядерних вибухів. Однак сила впливу космічного пилу на дождеобразованіе вважається невеликий - навіть 10 тисяч тонн замало, щоб серйозно змінити природну циркуляцію атмосфери Землі.

термосфера

Над мезосферою, на висоті 100 кілометрів над рівнем моря, проходить лінія Кармана - умовна межа між Землею і космосом. Хоча там і присутні гази, які обертаються разом із Землею і технічно входять в атмосферу, їх кількість вище лінії Кармана незримо мало. Тому будь-який політ, який виходить за висоту 100 кілометрів, вже вважається космічним.

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

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

На замітку. Коли мова йде про високі температури, завжди варто враховувати щільність розпеченій матерії - так, вчені на андронний коллайдер дійсно можуть нагріти речовину до температури Сонця. Але очевидно, що це будуть окремі молекули - одного грама речовини зірки вистачило б для наймогутнішого вибуху. Тому не варто вірити жовтій пресі, яка обіцяє нам швидкий кінець світу від «рук» Коллайдера, як і не варто боятися спека в термосфере.

Термосфера і космонавтика

Термосфера фактично є відкритим космосом - саме в її межах пролягала орбіта першого радянського «Супутника». Там же був апоцентр - найвища точка над Землею - польоту корабля «Восток-1» з Юрієм Гагаріним на борту. Багато штучні супутники для вивчення поверхні Землі, океану і атмосфери, на зразок супутників Google Maps, теж запускаються на цю висоту. Тому якщо мова йде про НГО (Низькою Опорною орбіті, поширений термін в космонавтиці), в 99% випадків вона знаходиться в термосфере.

Орбітальні польоти людей і тварин не просто так відбуваються в термосфере. Справа в тому, що в її верхній частині, на висоті від 500 кілометрів, простягаються радіаційні пояси Землі. Саме там заряджені частинки сонячного вітру ловляться і накопичуються магнітосферою. Тривале знаходження в радіаційних поясах приносить непоправної шкоди живим організмам і навіть електроніці - тому все високоорбітальних апарати володіють захистом від радіації.

полярні сяйва

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

Зараз сяйва є буденністю для жителів приполярних країн, таких як Канада або Норвегія, а також обов'язковим пунктом в програмі будь-якого туриста - проте раніше їм приписувалися надприродні властивості. У різнокольорових вогнях людям давнини бачилися врата в рай, міфічні істоти і багаття духів, а їх поведінка вважали проріканнями. І наших предків можна зрозуміти - навіть освіту і віра у власний розум часом не можуть стримати благоговіння перед силами природи.

екзосфера

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

Розміри екзосфери Землі неймовірно великі - вона переростає в корону Землі, геокороной, яка розтягнута до 100 тисяч кілометрів від планети. Вона дуже розріджена - концентрація частинок в мільйони разів менше щільності звичайного повітря. Але якщо Місяць затулить Землю для віддаленого космічного корабля, то корона нашої планети буде видно, як видно нам корона Сонця при його затемненні. Однак спостерігати це явище поки не вдавалося.

вивітрювання атмосфери

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

Нескладні розрахунки показують, що Земля щороку втрачає близько 110 тисяч тонн маси атмосфери. Чи небезпечно це? Насправді немає - потужності нашої планети по «виробництву» водню і гелію перевищують темпи втрат. Крім того, частину втраченого речовини з часом повертається назад в атмосферу. А важливі гази на кшталт кисню або вуглекислого газу просто занадто важкі, щоб масово покидати Землю - тому не варто боятися, що атмосфера нашої Землі випарується.

Цікавий факт - «пророки» кінця світу часто говорять, що якщо ядро \u200b\u200bЗемлі перестане обертатися, атмосфера швидко вивітриться під напором сонячного вітру. Однак наш читач знає, що утримують атмосферу біля Землі сили гравітації, які будуть діяти незалежно від обертання ядра. Яскравим доказом цього служить Венера, у якої нерухоме ядро \u200b\u200bі слабке магнітне поле, але зате атмосфера в 93 рази щільніше і важче земної. Однак це не означає, що припинення динаміки земного ядра безпечно - тоді зникне магнітне поле планети. Його роль важлива не стільки в стримуванні атмосфери, скільки в захисті від заряджених частинок сонячного вітру, які легко перетворять нашу планету в радіоактивну пустелю.

хмари

Вода на Землі існує не тільки в неосяжному океані і численних річках. Близько 5,2 × 10 15 кілограм води знаходиться в атмосфері. Вона присутня практично скрізь - частка пара в повітрі коливається від 0,1% до 2,5% обсягу в залежності від температури і місця розташування. Однак найбільше води зібрано в хмарах, де вона зберігається не тільки у вигляді газу, але і в маленьких крапельках і крижаних кристалах. Концентрація води в хмарах досягає 10г / м 3 - а так як хмари досягають обсягу в кілька кубічних кілометрів, маса води в них обчислюється десятками і сотнями тонн.

Хмари - це саме помітне утворення нашої Землі; їх видно навіть з Місяця, де обриси континентів розмиваються перед неозброєним оком. І це не дивно - адже хмарами постійно покрито більше 50% Землі!

У теплообміні Землі хмари грають неймовірно важливу роль. Взимку вони захоплюють сонячні промені, підвищуючи температуру під собою за рахунок парникового ефекту, а влітку екранують величезну енергію Сонця. Також хмари врівноважують перепади температури між днем \u200b\u200bі вночі. До слова, саме через їх відсутність пустелі так сильно остигають вночі - все накопичене піском і скелями тепло безперешкодно летить вгору, коли в інших регіонах його утримують хмари.

Переважна більшість хмар формуються у поверхні Землі, в тропосфері, проте в своєму подальшому розвитку вони приймають найрізноманітніші форми і властивості. Їх поділ вельми корисно - поява хмар різних видів може не тільки допомогти передбачати погоду, але і визначати наявність домішок в повітрі! Давайте розглянемо основні типи хмар докладніше.

Хмари нижнього ярусу

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

До хмарам, здатним дати сильні опади, відносяться шарувато-дощові хмари. Вони найбільші серед хмар нижнього ярусу: їх товщина сягає кількох кілометрів, а лінійні вимірювання перевищують тисячі кілометрів. Вони являють собою однорідну сіру масу - погляньте на небо під час тривалого дощу, і ви напевно побачите шарувато-дощові хмари.
Інший вид хмар нижнього ярусу - це шарувато-купчасті хмари, що піднімаються над землею на 600-1500 метрів. Вони являють собою групи з сотень сіро-білих хмар, розділених невеликими прорізами. Такі хмари ми зазвичай бачимо в дні мінливій хмарності. З них рідко йде дощ або сніг.
Останній вид нижніх хмар - це звичайні шаруваті хмари; саме вони застеляють небо в похмурі дні, коли з неба пускається дрібна мжичка. Вони дуже тонкі і низькі - висота шаруватих хмар в максимумі досягає 400-500 метрів. Їх структура дуже нагадує будову туману - опускаючись вночі до самої землі, вони часто створюють густу ранковий серпанок.

Хмари вертикального розвитку

У хмар нижнього ярусу є старші брати - хмари вертикального розвитку. Хоча їх нижня межа пролягає на невеликій висоті в 800-2000 кілометрів, хмари вертикального розвитку серйозно спрямовуються вгору - їх товщина може досягати 12-14 кілометрів, що підштовхує їх верхня межа до кордонів тропосфери. Ще такі хмари називають конвективними: через великі розмірів вода в них набуває різну температуру, що породжує конвекцію - процес переміщення гарячих мас наверх, і холодних - вниз. Тому в хмарах вертикального розвитку одночасно існують водяну пару, дрібні крапельки, сніжинки і навіть цілі кристали льоду.

Основним типом вертикальних хмар є купчасті хмари - величезні білі хмари, що нагадують рвані шматки вати або айсберги. Для їх існування необхідна висока температура повітря - тому в середній смузі Росії вони з'являються тільки влітку і тануть до ночі. Їх товщина досягає декількох кілометрів.

Однак коли купчасті хмари мають можливість зібратися разом, вони створюють куди більш грандіозну форму - купчасто-дощові хмари. Саме з них йдуть сильні зливи, град та грози влітку. Існують вони тільки кілька годин, але при цьому розростаються вгору до 15 кілометрів - верхня їх частина досягає температури -10 ° C і складається з кристаликів льда.На верхівках найбільших купчасто-дощових хмар формуються «ковадла» - плоскі області, що нагадують гриб або перевернутий праска. Це відбувається на тих ділянках, де хмара досягає межі стратосфери - фізика не дозволяє поширюватися далі, через що купчасто-дощова хмара розповзається уздовж межі висоти.

Цікавий факт - потужні купчасто-дощові хмари формуються в місцях вивержень вулканів, ударів метеоритів і ядерних вибухів. Ці хмари є найбільшими - їх межі досягають навіть стратосфери, вибираючись на висоту 16 кілометрів. Будучи насиченими испаренной водою і мікрочастинками, вони вивергають потужні грозові зливи - в більшості випадків цього достатньо, щоб загасити пов'язані з катаклізмом загоряння. Вот такой вот природний пожежний 🙂

Хмари середнього ярусу

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

Самі хмари середнього ярусу діляться на два основних типи - високо-шаруваті і високо.

Високо хмари - це одна зі складових складних атмосферних мас. Вони являють собою однорідну, сірувато-синю пелену, через яку видно Сонце і Місяць - хоча протяжність високо хмар становить тисячі кілометрів, їх товщина становить всього кілька кілометрів. Сіра щільна пелена, яку видно з ілюмінатора літака, що летить на великій висоті - це саме високо-шаруваті хмари. Часто з них йдуть тривалі дощі або сніг.

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

До слова про хмари біля гір - на фотографіях (а, може, і вживу) ви напевно не раз бачили круглі хмари, що нагадують ватяні диски, які зависають шарами над гірською вершиною. Справа в тому, що хмари середнього ярусу часто бувають лентікулярнимі або лінзоподібними - розділеними на кілька паралельних шарів. Їх створюють повітряні хвилі, які утворюються при обтіканні вітром крутих піків. Лінзовидні хмари також особливі тим, що висять на місці навіть при дуже сильному вітрі. Це робить можливим їх природа - оскільки такі хмари створюються в місцях контакту кількох повітряних потоків, вони знаходяться у відносно стабільній позиції.

Хмари верхнього ярусу

Останній рівень звичайних хмар, які піднімаються до нижніх меж стратосфери, називається верхнім ярусом. Висота таких хмар сягає 6-13 кілометрів - там дуже холодно, і тому хмари на верхньому ярусі складаються з дрібних крижинок. Через їх волокнистої розтягнутої форми, що нагадує пір'я, високі хмари також називаються пір'ястими - хоча примхи атмосфери часто надають їм форму кігтів, пластівців і навіть риб'ячих кістяків. Опади, які утворюються з них, ніколи не досягають землі - але сама присутність перистих хмар служить древнім способом передбачати погоду.

Чисто-перисті хмари є найбільш протяжними серед хмар верхнього ярусу - довжина окремого волокна може досягати десятка кілометрів. Так як кристали льоду в хмарах чималі, щоб відчувати на собі тяжіння Землі, перисті хмари «падають» цілими каскадами - відстань між верхньою і нижньою точкою окремо взятого хмари може досягати 3-4 кілометрів! По суті, перисті хмари - це величезні «льодопади». Саме відмінності в формі кристалів води створюють їх волокнисту, потокообразную форму.

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

сріблясті хмари

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

Сріблясті хмари представляють собою неймовірно красиве видовище - однак щоб побачити їх в Північній півкулі, потрібні особливі умови. А ще їх загадку було не так просто розгадати - вчені в безсиллі відмовлялися в них вірити, оголошуючи сріблясті хмари оптичною ілюзією. Подивитися на незвичайні хмари і дізнатися про їх секрети ви можете з нашої спеціальної статті.