2 структура на атмосферата. Слоевете на атмосферата в ред от повърхността на земята

Атмосферата е газовата обвивка на нашата планета, която се върти заедно със Земята. Газът в атмосферата се нарича въздух. Атмосферата е в контакт с хидросферата и частично покрива литосферата. Но горните граници са трудни за определяне. Традиционно се приема, че атмосферата се простира нагоре на около три хиляди километра. Там тя плавно се влива в безвъздушно пространство.

Химичен състав на земната атмосфера

Формирането на химическия състав на атмосферата започва преди около четири милиарда години. Първоначално атмосферата се е състояла само от леки газове - хелий и водород. Според учените първоначалните предпоставки за създаването на газова обвивка около Земята са били вулканични изригвания, които заедно с лавата са отделяли огромни количества газове. Впоследствие започва газообменът с водните пространства, с живите организми и с продуктите от тяхната дейност. Съставът на въздуха постепенно се промени и беше фиксиран в съвременния си вид преди няколко милиона години.

Основните компоненти на атмосферата са азот (около 79%) и кислород (20%). Останалият процент (1%) идва от следните газове: аргон, неон, хелий, метан, въглероден диоксид, водород, криптон, ксенон, озон, амоняк, серен и азотен диоксид, азотен оксид и въглероден оксид, които са включени в това един процент.

Освен това въздухът съдържа водна пара и прахови частици (полени, прах, солни кристали, аерозолни примеси).

Напоследък учените отбелязват не качествена, а количествена промяна в някои съставки на въздуха. И причината за това е човекът и неговите дейности. Само през последните 100 години нивата на въглероден диоксид са се увеличили значително! Това е изпълнено с много проблеми, най-глобалният от които е изменението на климата.

Образуване на времето и климата

Атмосферата играе решаваща роля при формирането на климата и времето на Земята. Много зависи от количеството слънчева светлина, естеството на подстилащата повърхност и атмосферната циркулация.

Нека да разгледаме факторите по ред.

1. Атмосферата пропуска топлината на слънчевите лъчи и поглъща вредните лъчения. Древните гърци са знаели, че слънчевите лъчи падат върху различни части на Земята под различен ъгъл. Самата дума "климат" в превод от старогръцки означава "наклон". Така че на екватора слънчевите лъчи падат почти вертикално, поради което тук е много горещо. Колкото по-близо до полюсите, толкова по-голям е ъгълът на наклон. И температурата пада.

2. Поради неравномерното нагряване на Земята в атмосферата се образуват въздушни течения. Те се класифицират според размерите си. Най-малките (десетки и стотици метри) са местните ветрове. Това е последвано от мусони и пасати, циклони и антициклони и планетарни фронтални зони.

Всички тези въздушни маси се движат непрекъснато. Някои от тях са доста статични. Например пасатите, които духат от субтропиците към екватора. Движението на другите зависи до голяма степен от атмосферно налягане.

3. Атмосферното налягане е друг фактор, влияещ върху формирането на климата. Това е налягането на въздуха на повърхността на земята. Както е известно, въздушните маси се движат от зона с високо атмосферно налягане към област, където това налягане е по-ниско.

Разпределени са общо 7 зони. Екваторът е зона с ниско налягане. Освен това от двете страни на екватора до тридесетте ширини има зона с високо налягане. От 30° до 60° - отново ниско налягане. А от 60° до полюсите е зона на високо налягане. Между тези зони циркулират въздушни маси. Тези, които идват от морето към сушата, носят дъжд и лошо време, а тези, които духат от континентите, носят ясно и сухо време. На местата, където се сблъскват въздушните течения, се образуват зони на атмосферния фронт, които се характеризират с валежи и лошо, ветровито време.

Учените са доказали, че дори благосъстоянието на човек зависи от атмосферното налягане. Според международните стандарти нормалното атмосферно налягане е 760 mm Hg. колона при температура 0°C. Този показател се изчислява за онези площи земя, които са почти на нивото на морското равнище. С надморската височина налягането намалява. Следователно, например, за Санкт Петербург 760 mm Hg. - това е норма. Но за Москва, която се намира по-високо, нормалното налягане е 748 mm Hg.

Налягането се променя не само вертикално, но и хоризонтално. Това се усеща особено при преминаването на циклоните.

Структурата на атмосферата

Атмосферата напомня пластова торта. И всеки слой има свои собствени характеристики.

. Тропосфера- най-близкият до Земята слой. „Дебелината“ на този слой се променя с разстоянието от екватора. Над екватора слоят се простира нагоре с 16-18 km, в умерените зони с 10-12 km, на полюсите с 8-10 km.

Тук се съдържат 80% от общата въздушна маса и 90% от водните пари. Тук се образуват облаци, възникват циклони и антициклони. Температурата на въздуха зависи от надморската височина на района. Средно тя намалява с 0,65°C на всеки 100 метра.

. Тропопауза- преходен слой на атмосферата. Височината му варира от няколкостотин метра до 1-2 км. Температурата на въздуха през лятото е по-висока от тази през зимата. Например над полюсите през зимата е -65° C. А над екватора е -70° C по всяко време на годината.

. Стратосфера- това е слой, чиято горна граница е на надморска височина 50-55 километра. Турбулентността тук е ниска, съдържанието на водни пари във въздуха е незначително. Но има много озон. Максималната му концентрация е на височина 20-25 км. В стратосферата температурата на въздуха започва да се покачва и достига +0,8° C. Това се дължи на факта, че озоновият слой взаимодейства с ултравиолетовото лъчение.

. Стратопауза- нисък междинен слой между стратосферата и мезосферата, която я следва.

. Мезосфера- горната граница на този слой е 80-85 километра. Тук протичат сложни фотохимични процеси с участието на свободни радикали. Те са тези, които осигуряват онова нежно синьо сияние на нашата планета, което се вижда от космоса.

Повечето комети и метеорити изгарят в мезосферата.

. Мезопауза- следващият междинен слой, температурата на въздуха в който е най-малко -90 °.

. Термосфера- долната граница започва на надморска височина 80 - 90 km, а горната граница на слоя минава приблизително на 800 km. Температурата на въздуха се повишава. Тя може да варира от +500° C до +1000° C. През деня температурни колебанияса стотици градуси! Но въздухът тук е толкова разреден, че разбирането на термина „температура“, както си го представяме, не е подходящо тук.

. йоносфера- съчетава мезосфера, мезопауза и термосфера. Въздухът тук се състои основно от кислородни и азотни молекули, както и от квазинеутрална плазма. Слънчевите лъчи, влизащи в йоносферата, силно йонизират молекулите на въздуха. В долния слой (до 90 km) степента на йонизация е ниска. Колкото по-високо, толкова по-голяма е йонизацията. И така, на височина 100-110 км се концентрират електрони. Това помага за отразяване на къси и средни радиовълни.

Най-важният слой на йоносферата е горният, който се намира на височина 150-400 км. Неговата особеност е, че отразява радиовълните, което улеснява предаването на радиосигнали на значителни разстояния.

Именно в йоносферата се случва такова явление като полярното сияние.

. Екзосфера- състои се от кислородни, хелиеви и водородни атоми. Газът в този слой е много разреден и водородните атоми често излизат в открития космос. Следователно този слой се нарича "зона на дисперсия".

Първият учен, който предполага, че нашата атмосфера има тегло, е италианецът Е. Торичели. Остап Бендер, например, в романа си „Златният телец“ се оплаква, че всеки човек е притиснат от стълб въздух с тегло 14 кг! Но великият интригант малко се обърка. Възрастен изпитва натиск от 13-15 тона! Но ние не усещаме тази тежест, защото атмосферното налягане се балансира от вътрешното налягане на човек. Теглото на нашата атмосфера е 5 300 000 000 000 000 тона. Цифрата е колосална, въпреки че е само една милионна от теглото на нашата планета.

На морско ниво 1013,25 hPa (около 760 mmHg). Средната глобална температура на въздуха на повърхността на Земята е 15°C, като температурите варират от приблизително 57°C в субтропичните пустини до -89°C в Антарктика. Плътността и налягането на въздуха намаляват с височината по закон, близък до експоненциалния.

Структурата на атмосферата. Вертикално атмосферата има слоеста структура, която се определя главно от характеристиките на вертикалното разпределение на температурата (фигура), което зависи от географското местоположение, сезона, времето на деня и т.н. Долният слой на атмосферата - тропосферата - се характеризира с понижаване на температурата с височина (с около 6°C на 1 km), височината му от 8-10 km в полярните ширини до 16-18 km в тропиците. Поради бързото намаляване на плътността на въздуха с височината около 80% от общата маса на атмосферата се намира в тропосферата. Над тропосферата е стратосферата, слой, който обикновено се характеризира с повишаване на температурата с височина. Преходният слой между тропосферата и стратосферата се нарича тропопауза. В долната стратосфера, до ниво от около 20 km, температурата се променя слабо с височината (т.нар. изотермична област) и често дори леко намалява. Над това температурата се повишава поради поглъщането на UV радиация от Слънцето от озона, първоначално бавно и по-бързо от ниво 34-36 km. Горната граница на стратосферата - стратопаузата - се намира на надморска височина 50-55 km, съответстваща на максималната температура (260-270 K). Слоят на атмосферата, разположен на височина 55-85 km, където температурата отново спада с височина, се нарича мезосфера; на горната му граница - мезопаузата - температурата достига 150-160 K през лятото, а 200-230 ° C. През зимата К. Над мезопаузата започва термосферата - слой, характеризиращ се с бързо повишаване на температурата, достигаща 800-1200 К на височина 250 км.В термосферата се абсорбира корпускулярно и рентгеново лъчение от Слънцето, метеорите се забавят и изгарят, така че действа като защитен слой на Земята. Още по-високо е екзосферата, откъдето атмосферните газове се разпръскват в космическото пространство поради разсейване и където се извършва постепенен преход от атмосферата към междупланетното пространство.

Атмосферен състав. До надморска височина около 100 km атмосферата е почти хомогенна по химичен състав и средната молекулна масавъздух (около 29) е постоянен в него. В близост до повърхността на Земята атмосферата се състои от азот (около 78,1% от обема) и кислород (около 20,9%), а също така съдържа малки количества аргон, въглероден диоксид (въглероден диоксид), неон и други постоянни и променливи компоненти (виж Въздух ).

Освен това атмосферата съдържа малки количества озон, азотни оксиди, амоняк, радон и др. Относителното съдържание на основните компоненти на въздуха е постоянно във времето и еднакво в различните географски области. Съдържанието на водни пари и озон е променливо в пространството и времето; Въпреки ниското им съдържание, тяхната роля в атмосферните процеси е много важна.

Над 100-110 км настъпва дисоциация на молекулите на кислорода, въглеродния диоксид и водните пари, така че молекулната маса на въздуха намалява. На височина около 1000 км започват да преобладават леките газове - хелий и водород, а още по-високо земната атмосфера постепенно се превръща в междупланетен газ.

Най-важният променлив компонент на атмосферата е водната пара, която навлиза в атмосферата чрез изпарение от повърхността на водата и влажната почва, както и чрез транспирация от растенията. Относителното съдържание на водни пари варира на земната повърхност от 2,6% в тропиците до 0,2% в полярните ширини. Тя пада бързо с височина, намалявайки наполовина вече на надморска височина от 1,5-2 км. Вертикалният стълб на атмосферата в умерените ширини съдържа около 1,7 cm „утаен воден слой“. При кондензацията на водните пари се образуват облаци, от които падат атмосферни валежи под формата на дъжд, градушка и сняг.

Важен компонент на атмосферния въздух е озонът, концентриран 90% в стратосферата (между 10 и 50 km), около 10% от него е в тропосферата. Озонът осигурява поглъщане на твърдата UV радиация (с дължина на вълната под 290 nm) и това е неговата защитна роля за биосферата. Стойностите на общото съдържание на озон варират в зависимост от географската ширина и сезона в диапазона от 0,22 до 0,45 cm (дебелината на озоновия слой при налягане p = 1 atm и температура T = 0 ° C). В озоновите дупки, наблюдавани през пролетта в Антарктика от началото на 80-те години на миналия век, съдържанието на озон може да спадне до 0,07 см. То се увеличава от екватора към полюсите и има годишен цикъл с максимум през пролетта и минимум през есента, а амплитудата на годишният цикъл е малък в тропиците и расте към високи географски ширини. Значителен променлив компонент на атмосферата е въглеродният диоксид, чието съдържание в атмосферата се е увеличило с 35% през последните 200 години, което се обяснява главно с антропогенния фактор. Наблюдава се неговата географска ширина и сезонна променливост, свързана с фотосинтезата на растенията и разтворимостта в морска вода(според закона на Хенри, разтворимостта на газ във вода намалява с повишаване на температурата).

Важна роля при формирането на климата на планетата играят атмосферните аерозоли - твърди и течни частици, суспендирани във въздуха, с размери от няколко nm до десетки микрона. Има аерозоли от естествен и антропогенен произход. Аерозолът се образува в процеса на газофазови реакции от продуктите на растителния живот и човешката стопанска дейност, вулканични изригвания, в резултат на издигането на прах от вятъра от повърхността на планетата, особено от нейните пустинни райони, и също така е образувани от космически прах, падащ в горните слоеве на атмосферата. По-голямата част от аерозола е концентриран в тропосферата; аерозолът от вулканични изригвания образува така наречения слой Юнге на надморска височина от около 20 km. Най-голямо количествоантропогенният аерозол навлиза в атмосферата в резултат на работата на превозни средства и топлоелектрически централи, химическо производство, изгаряне на горива и др. Следователно в някои райони съставът на атмосферата се различава значително от обикновен въздух, което наложи създаването на специална служба за мониторинг и мониторинг на нивото на замърсяване на въздуха.

Еволюция на атмосферата. Съвременната атмосфера очевидно има вторичен произход: тя се е образувала от газове, отделени от твърдата обвивка на Земята след завършването на формирането на планетата преди около 4,5 милиарда години. През геоложката история на Земята атмосферата е претърпяла значителни промени в състава си под въздействието на редица фактори: разсейване (изпаряване) на газове, предимно по-леки, в космическото пространство; отделяне на газове от литосферата в резултат на вулканична дейност; химични реакции между компонентите на атмосферата и скалите, изграждащи земната кора; фотохимични реакции в самата атмосфера под въздействието на слънчевата UV радиация; акреция (улавяне) на материя от междупланетната среда (например метеорна материя). Развитието на атмосферата е тясно свързано с геоложки и геохимични процеси, а през последните 3-4 милиарда години и с дейността на биосферата. Значителна част от газовете, които съставляват съвременната атмосфера (азот, въглероден диоксид, водна пара), са възникнали по време на вулканична дейност и проникване, което ги е пренесло от дълбините на Земята. Кислородът се е появил в значителни количества преди около 2 милиарда години в резултат на фотосинтезиращи организми, които първоначално са се появили в повърхностните води на океана.

Въз основа на данни за химичния състав на карбонатните отлагания са получени оценки за количеството въглероден диоксид и кислород в атмосферата от геоложкото минало. През целия фанерозой (последните 570 милиона години от историята на Земята) количеството въглероден диоксид в атмосферата варира в широки граници в зависимост от нивото на вулканична активност, температурата на океана и скоростта на фотосинтезата. През по-голямата част от това време концентрацията на въглероден диоксид в атмосферата е била значително по-висока от днешната (до 10 пъти). Количеството кислород във фанерозойската атмосфера се променя значително, като преобладава тенденцията към неговото увеличаване. В докамбрийската атмосфера масата на въглеродния диоксид като правило е по-голяма, а масата на кислорода е по-малка в сравнение с атмосферата на фанерозоя. Колебанията в количеството въглероден диоксид са имали значително влияние върху климата в миналото, увеличавайки парниковия ефект с нарастващите концентрации на въглероден диоксид, правейки климата много по-топъл през основната част на фанерозоя в сравнение с съвременната ера.

Атмосфера и живот. Без атмосфера Земята би била мъртва планета. Органичният живот възниква в тясно взаимодействие с атмосферата и свързаните с нея климат и време. Незначителна по маса в сравнение с планетата като цяло (около една милионна част), атмосферата е незаменимо условие за всички форми на живот. Най-важните от атмосферните газове за живота на организмите са кислород, азот, водна пара, въглероден диоксид и озон. Когато въглеродният диоксид се абсорбира от фотосинтезиращите растения, се създава органична материя, която се използва като източник на енергия от по-голямата част от живите същества, включително хората. Кислородът е необходим за съществуването на аеробни организми, за които потокът от енергия се осигурява от окислителните реакции на органичната материя. Азотът, усвоен от някои микроорганизми (азотфиксатори), е необходим за минералното хранене на растенията. Озонът, който абсорбира тежката UV радиация от Слънцето, значително отслабва тази вредна за живота част. слънчева радиация. Кондензацията на водни пари в атмосферата, образуването на облаци и последващите валежи доставят вода на сушата, без която не е възможна никаква форма на живот. Жизнената дейност на организмите в хидросферата до голяма степен се определя от количеството и химичния състав на атмосферните газове, разтворени във водата. Тъй като химичният състав на атмосферата значително зависи от дейността на организмите, биосферата и атмосферата могат да се разглеждат като част от единна система, поддържането и еволюцията на която (вижте Биогеохимичните цикли) е от голямо значение за промяната на състава на атмосфера през цялата история на Земята като планета.

Радиационен, топлинен и воден баланс на атмосферата. Слънчевата радиация е практически единственият източник на енергия за всички физически процеси в атмосферата. основна характеристикарадиационен режим на атмосферата - така нареченият парников ефект: атмосферата пропуска слънчевата радиация към земната повърхност доста добре, но активно абсорбира топлинна дълговълнова радиация от земната повърхност, част от която се връща на повърхността под формата на брояч радиация, компенсираща радиационните загуби на топлина от земната повърхност (вж. Атмосферна радиация). При липса на атмосфера средната температура на земната повърхност би била -18°C, но в действителност тя е 15°C. Входящата слънчева радиация се абсорбира частично (около 20%) в атмосферата (главно от водна пара, водни капчици, въглероден диоксид, озон и аерозоли), а също така се разпръсква (около 7%) от аерозолни частици и колебания на плътността (Rayleigh scattering). . Общата радиация, достигаща до земната повърхност, частично (около 23%) се отразява от нея. Коефициентът на отразяване се определя от отразяващата способност на подлежащата повърхност, така нареченото албедо. Средно албедото на Земята за интегралния поток от слънчева радиация е близо 30%. Тя варира от няколко процента (суха почва и чернозем) до 70-90% за прясно паднал сняг. Радиационният топлообмен между земната повърхност и атмосферата значително зависи от албедото и се определя от ефективното излъчване на земната повърхност и погълнатото от нея противоизлъчване на атмосферата. Алгебричната сума на радиационните потоци, влизащи в земната атмосфера от космоса и напускащи я обратно, се нарича радиационен баланс.

Трансформациите на слънчевата радиация след поглъщането й от атмосферата и земната повърхност определят топлинния баланс на Земята като планета. Основният източник на топлина за атмосферата е земната повърхност; топлината от него се пренася не само под формата на дълговълнова радиация, но и чрез конвекция, а също така се отделя при кондензация на водна пара. Дяловете на тези топлинни потоци са средно съответно 20%, 7% и 23%. Тук също се добавя около 20% топлина поради поглъщането на пряка слънчева радиация. Потокът от слънчева радиация за единица време през една област, перпендикулярна на слънчевите лъчи и разположена извън атмосферата на средно разстояние от Земята до Слънцето (т.нар. слънчева константа), е равна на 1367 W/m2, промените са 1-2 W/m2 в зависимост от цикъла на слънчева активност. С планетарно албедо от около 30%, средният за времето глобален приток на слънчева енергия към планетата е 239 W/m2. Тъй като Земята като планета излъчва средно еднакво количество енергия в космоса, тогава, съгласно закона на Стефан-Болцман, ефективната температура на изходящото топлинно дълговълново лъчение е 255 K (-18 ° C). В същото време средната температура на земната повърхност е 15°C. Разликата от 33°C се дължи на парниковия ефект.

Водният баланс на атмосферата като цяло съответства на равенството на количеството влага, изпарено от земната повърхност, и количеството на валежите, падащи на повърхността на Земята. Атмосферата над океаните получава повече влага от процесите на изпарение, отколкото над сушата, и губи 90% под формата на валежи. Излишната водна пара над океаните се транспортира до континентите въздушни течения. Количеството водна пара, пренесено в атмосферата от океаните към континентите, е равно на обема на реките, вливащи се в океаните.

Движение на въздуха. Земята е сферична, така че много по-малко слънчева радиация достига до високите географски ширини, отколкото до тропиците. В резултат на това възникват големи температурни контрасти между географските ширини. Разпределението на температурата също се влияе значително от взаимното разположение на океаните и континентите. Поради голямата маса на океанските води и високия топлинен капацитет на водата, сезонните колебания в температурата на повърхността на океана са много по-малки, отколкото на сушата. В тази връзка в средните и високите ширини температурата на въздуха над океаните през лятото е значително по-ниска, отколкото над континентите, и по-висока през зимата.

Неравномерното нагряване на атмосферата в различните региони на земното кълбо причинява пространствено нехомогенно разпределение на атмосферното налягане. На морското равнище разпределението на налягането се характеризира с относително ниски стойности в близост до екватора, нараства в субтропиците (пояси с високо налягане) и намалява в средните и високите ширини. В същото време над континентите на екстратропичните ширини налягането обикновено се повишава през зимата и намалява през лятото, което се свързва с разпределението на температурата. Под въздействието на градиента на налягането въздухът изпитва ускорение, насочено от области с високо налягане към области с ниско налягане, което води до движение на въздушните маси. Движещите се въздушни маси също се влияят от отклоняващата сила на въртенето на Земята (силата на Кориолис), силата на триене, която намалява с височината, и, за криви траектории, центробежната сила. Турбулентното смесване на въздуха е от голямо значение (виж Турбулентност в атмосферата).

Свързано с разпределението на планетарното налягане сложна системавъздушни течения (обща атмосферна циркулация). В меридионалната равнина могат да се проследят средно две или три меридионални циркулационни клетки. Близо до екватора нагрятият въздух се издига и пада в субтропиците, образувайки клетка на Хадли. Въздухът от обратната клетка на Ферел също се спуска там. На високи географски ширини често се вижда права полярна клетка. Скоростите на меридионалната циркулация са от порядъка на 1 m/s или по-малко. Благодарение на силата на Кориолис, в по-голямата част от атмосферата се наблюдават западни ветрове със скорост в средната тропосфера около 15 m/s. Има относително стабилни вятърни системи. Те включват търговски ветрове - ветрове, духащи от зони с високо налягане в субтропиците до екватора със забележим източен компонент (от изток на запад). Мусоните са доста стабилни - въздушни течения, които имат ясно изразен сезонен характер: духат от океана към сушата през лятото и в обратна посока през зимата. Мусоните в Индийския океан са особено редовни. В средните ширини движението на въздушните маси е предимно западно (от запад на изток). Това е зона на атмосферни фронтове, върху които възникват големи вихри - циклони и антициклони, обхващащи много стотици и дори хиляди километри. Циклони се срещат и в тропиците; тук те се отличават с по-малки размери, но много висока скорост на вятъра, достигаща ураганна сила (33 m/s или повече), т. нар. тропически циклони. В Атлантика и на изток Тихи океаннаричат ​​ги урагани, а в западната част на Тихия океан – тайфуни. В горната тропосфера и долната стратосфера, в областите, разделящи директната меридионална циркулационна клетка на Хадли и обратната клетка на Ферел, често се наблюдават сравнително тесни, широки стотици километри, струйни течения с рязко очертани граници, в които вятърът достига 100-150 и дори 200 м/с.

Климат и време. Разликата в количеството слънчева радиация, достигаща на различни географски ширини до земната повърхност, която е различна по своите физични свойства, определя разнообразието на климата на Земята. От екватора до тропическите ширини температурата на въздуха на земната повърхност е средно 25-30°C и варира слабо през годината. В екваториалния пояс обикновено има много валежи, което създава условия за излишна влага там. В тропическите зони валежите намаляват и в някои райони стават много малко. Тук са обширните пустини на Земята.

В субтропичните и средните ширини температурата на въздуха варира значително през цялата година, като разликата между летните и зимните температури е особено голяма в районите на континентите, далеч от океаните. Така в някои райони на Източен Сибир годишната температура на въздуха достига 65°C. Условията за овлажняване в тези географски ширини са много разнообразни, зависещи главно от режима общо кръвообращениеатмосфера и се променя значително от година на година.

В полярните ширини температурата остава ниска през цялата година, дори ако има забележими сезонни колебания. Това допринася за широкото разпространение на ледената покривка в океаните и сушата и вечната замръзналост, които заемат над 65% от площта й в Русия, главно в Сибир.

През последните десетилетия промените в глобалния климат стават все по-забележими. Температурите се повишават повече на високи географски ширини, отколкото на ниски ширини; повече през зиматаотколкото през лятото; повече през нощтаотколкото през деня. През 20-ти век средната годишна температура на въздуха на земната повърхност в Русия се е повишила с 1,5-2°C, а в някои райони на Сибир се наблюдава увеличение с няколко градуса. Това е свързано с увеличаване на парниковия ефект поради увеличаване на концентрацията на следи от газове.

Времето се определя от условията на атмосферната циркулация и географско местоположениетерен, той е най-стабилен в тропиците и най-променлив в средните и високите ширини. Времето се променя най-вече в зоните на промяна на въздушните маси, причинени от преминаването на атмосферни фронтове, циклони и антициклони, носещи валежи и усилен вятър. Данните за прогнозиране на времето се събират от наземни метеорологични станции, кораби и самолети и от метеорологични спътници. Вижте също Метеорология.

Оптични, акустични и електрически явления в атмосферата. Когато електромагнитното лъчение се разпространява в атмосферата, в резултат на пречупване, поглъщане и разсейване на светлината от въздуха и различни частици (аерозоли, ледени кристали, водни капки), възникват различни оптични явления: дъги, корони, ореол, мираж и др. разсейването на светлината определя видимата височина на небесния свод и синия цвят на небето. Диапазонът на видимост на обектите се определя от условията на разпространение на светлината в атмосферата (виж Атмосферна видимост). Прозрачността на атмосферата при различни дължини на вълните определя обхвата на комуникация и възможността за откриване на обекти с инструменти, включително възможността за астрономически наблюдения от повърхността на Земята. За изследване на оптичните нехомогенности на стратосферата и мезосферата феноменът на здрача играе важна роля. Например фотографирането на здрача от космически кораб прави възможно откриването на аерозолни слоеве. Характеристиките на разпространението на електромагнитното лъчение в атмосферата определят точността на методите за дистанционно наблюдение на нейните параметри. Всички тези въпроси, както и много други, се изучават от атмосферната оптика. Пречупването и разсейването на радиовълните определят възможностите за радиоприемане (вж. Разпространение на радиовълните).

Разпространението на звука в атмосферата зависи от пространственото разпределение на температурата и скоростта на вятъра (виж Атмосферна акустика). Представлява интерес за изследване на атмосферата чрез дистанционни методи. Експлозиите на заряди, изстреляни от ракети в горните слоеве на атмосферата, предоставиха богата информация за вятърните системи и температурните промени в стратосферата и мезосферата. В стабилно стратифицирана атмосфера, когато температурата намалява с височина по-бавно от адиабатния градиент (9,8 K/km), възникват така наречените вътрешни вълни. Тези вълни могат да се разпространяват нагоре в стратосферата и дори в мезосферата, където отслабват, допринасяйки за увеличаване на ветровете и турбуленцията.

Отрицателният заряд на Земята и произтичащото от това електрическо поле, атмосферата, заедно с електрически заредената йоносфера и магнитосфера, създават глобална електрическа верига. Образуването на облаци и електричество при гръмотевична буря играе важна роля в това. Опасността от мълниезащита наложи разработването на методи за мълниезащита на сгради, съоръжения, електропроводи и комуникации. Това явление представлява особена опасност за авиацията. Гръмотевичните разряди причиняват атмосферни радиосмущения, наречени атмосферни (вижте Свистящи атмосферни). При рязко увеличаване на напрегнатостта на електрическото поле се наблюдават светлинни разряди, които се появяват по върховете и острите ъгли на стърчащи над земната повърхност предмети, по отделни върхове в планините и др. (Elma lights). Атмосферата винаги съдържа силно вариращо количество леки и тежки йони, в зависимост от специфичните условия, които определят електрическата проводимост на атмосферата. Основните йонизатори на въздуха в близост до земната повърхност са радиацията от радиоактивни вещества, съдържащи се в земната кора и атмосферата, както и космическите лъчи. Вижте също Атмосферно електричество.

Влияние на човека върху атмосферата.През последните векове се наблюдава увеличаване на концентрацията на парникови газове в атмосферата поради икономическата дейност на човека. Процентът на въглероден диоксид се е увеличил от 2,8-10 2 преди двеста години до 3,8-10 2 през 2005 г., съдържанието на метан - от 0,7-10 1 преди приблизително 300-400 години до 1,8-10 -4 в началото на 21-ви век; около 20% от увеличението на парниковия ефект през миналия век идва от фреони, които практически липсват в атмосферата до средата на 20 век. Тези вещества са признати за разрушаващи стратосферния озон и тяхното производство е забранено от Монреалския протокол от 1987 г. Увеличаването на концентрацията на въглероден диоксид в атмосферата се дължи на изгарянето на все по-големи количества въглища, нефт, газ и други видове въглеродни горива, както и изсичането на гори, в резултат на което усвояването на въглеродният диоксид чрез фотосинтеза намалява. Концентрацията на метан се увеличава с увеличаване на производството на нефт и газ (поради загубите му), както и с разширяването на оризовите култури и увеличаването на броя на добитъка. Всичко това допринася за затоплянето на климата.

За промяна на времето са разработени методи за активно влияние върху атмосферните процеси. Използват се за защита на селскостопанските растения от градушка чрез разпръскване на специални реактиви в гръмотевични облаци. Има и методи за разпръскване на мъгла на летищата, защита на растенията от замръзване, повлияване на облаците за увеличаване на валежите в желаните зони или за разпръскване на облаци по време на обществени събития.

Изследване на атмосферата. Информация за физическите процеси в атмосферата се получава предимно от метеорологични наблюдения, които се осъществяват от глобална мрежа от постоянни метеорологични станциии постове, разположени на всички континенти и на много острови. Ежедневните наблюдения дават информация за температурата и влажността на въздуха, атмосферното налягане и валежите, облачността, вятъра и др. Наблюденията на слънчевата радиация и нейните трансформации се извършват в актинометрични станции. Голямо значение за изучаване на атмосферата имат мрежи от аерологични станции, в които се извършват метеорологични измервания до надморска височина 30-35 км с помощта на радиозонди. В редица станции се извършват наблюдения на атмосферния озон, електрическите явления в атмосферата и химичния състав на въздуха.

Данните от наземните станции се допълват от наблюдения върху океаните, където работят „метеорологични кораби“, постоянно разположени в определени райони на Световния океан, както и метеорологична информация, получена от изследователски и други кораби.

През последните десетилетия все повече информация за атмосферата се получава с помощта на метеорологични спътници, които носят инструменти за фотографиране на облаци и измерване на потоци от ултравиолетово, инфрачервено и микровълново лъчение от Слънцето. Сателитите позволяват да се получи информация за вертикалните профили на температурата, облачността и нейното водоснабдяване, елементите на радиационния баланс на атмосферата, температурата на повърхността на океана и др. Използвайки измервания на пречупването на радиосигнали от система от навигационни спътници, е възможно да се определят вертикални профили на плътност, налягане и температура, както и съдържание на влага в атмосферата. С помощта на сателити стана възможно да се изясни стойността на слънчевата константа и планетарното албедо на Земята, да се изградят карти на радиационния баланс на системата Земя-атмосфера, да се измери съдържанието и променливостта на малките атмосферни замърсители и да се решат много други проблеми на физиката на атмосферата и мониторинга на околната среда.

Лит.: Budyko M.I. Климатът в миналото и бъдещето. Л., 1980; Матвеев Л. Т. Курс по обща метеорология. Атмосферна физика. 2-ро изд. Л., 1984; Будико M.I., Ронов A.B., Яншин A.L. История на атмосферата. Л., 1985; Khrgian A. Kh Атмосферна физика. М., 1986; Атмосфера: Справочник. Л., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Метеорология и климатология. 5-то изд. М., 2001.

Г. С. Голицин, Н. А. Зайцева.

Атмосферата е това, което прави живота възможен на Земята. Получаваме първата информация и факти за атмосферата обратно начално училище. В гимназията се запознаваме по-добре с тази концепция в часовете по география.

Понятие за земната атмосфера

Не само Земята, но и други небесни тела имат атмосфера. Това е името, дадено на газовата обвивка около планетите. Съставът на този газов слой варира значително между планетите. Нека да разгледаме основната информация и факти за иначе наречения въздух.

Най-важният му компонент е кислородът. Някои хора погрешно смятат, че земната атмосфера се състои изцяло от кислород, но всъщност въздухът е смес от газове. Съдържа 78% азот и 21% кислород. Останалият един процент включва озон, аргон, въглероден диоксид и водна пара. Въпреки че процентът на тези газове е малък, те изпълняват важна функция - поглъщат значителна част от слънчевата лъчиста енергия, като по този начин не позволяват на светилото да превърне целия живот на нашата планета в пепел. Свойствата на атмосферата се променят в зависимост от надморската височина. Например на височина 65 км азотът е 86%, а кислородът е 19%.

Състав на земната атмосфера

• Въглероден двуокиснеобходими за храненето на растенията. Появява се в атмосферата в резултат на процеса на дишане на живи организми, гниене и изгаряне. Липсата му в атмосферата би направила невъзможно съществуването на каквито и да било растения.
• Кислород- жизненоважен компонент на атмосферата за хората. Наличието му е условие за съществуването на всички живи организми. Той съставлява около 20% от общия обем на атмосферните газове.
• Озоне естествен абсорбатор на слънчевата ултравиолетова радиация, която има пагубен ефект върху живите организми. По-голямата част от него образува отделен слой на атмосферата - озонов екран. Напоследък човешката дейност доведе до факта, че постепенно започва да се руши, но тъй като е от голямо значение, се извършва активна работа за запазването и възстановяването му.
• водна параопределя влажността на въздуха. Съдържанието му може да варира в зависимост от различни фактори: температура на въздуха, териториално разположение, сезон. При ниски температури във въздуха има много малко водни пари, може би по-малко от един процент, а при високи температури количеството им достига 4%.
• В допълнение към всичко по-горе, съставът на земната атмосфера винаги съдържа определен процент твърди и течни примеси. Това са сажди, пепел, морска сол, прах, водни капки, микроорганизми. Те могат да попаднат във въздуха както естествено, така и антропогенно.

Слоеве на атмосферата

Температурата, плътността и качественият състав на въздуха не са еднакви на различни височини. Поради това е обичайно да се разграничават различни слоеве на атмосферата. Всеки от тях има свои собствени характеристики. Нека да разберем какви слоеве на атмосферата се различават:

• Тропосфера - този слой на атмосферата е най-близо до повърхността на Земята. Височината му е 8-10 км над полюсите и 16-18 км в тропиците. 90% от всички водни пари в атмосферата се намират тук, така че се образува активно облак. Също така в този слой се наблюдават процеси като движение на въздуха (вятъра), турбулентност и конвекция. Температурите варират от +45 градуса по обяд през топлия сезон в тропиците до -65 градуса на полюсите.
• Стратосферата е вторият най-отдалечен слой на атмосферата. Намира се на надморска височина от 11 до 50 км. В долния слой на стратосферата температурата е около -55, при отдалечаване от Земята се повишава до +1˚С. Тази област се нарича инверсия и е границата на стратосферата и мезосферата.
• Мезосферата се намира на надморска височина от 50 до 90 km. Температурата на долната му граница е около 0, на горната достига -80...-90 ˚С. Метеоритите, навлизащи в земната атмосфера, напълно изгарят в мезосферата, причинявайки въздушно сияние тук.
• Дебелината на термосферата е около 700 km. Северното сияние се появява в този слой на атмосферата. Те се появяват поради влиянието на космическата радиация и радиацията, излъчвана от Слънцето.
• Екзосферата е зоната на разпространение на въздуха. Тук концентрацията на газове е малка и те постепенно излизат в междупланетното пространство.

Границата между земната атмосфера и космическото пространство се счита за 100 км. Тази линия се нарича линия на Карман.

Атмосферно налягане

Когато слушаме прогнозата за времето, често чуваме показания за барометрично налягане. Но какво означава атмосферното налягане и как може да ни повлияе?

Разбрахме, че въздухът се състои от газове и примеси. Всеки от тези компоненти има собствено тегло, което означава, че атмосферата не е в безтегловност, както се смяташе до 17 век. Атмосферното налягане е силата, с която всички слоеве на атмосферата притискат повърхността на Земята и всички обекти.

Учените извършиха сложни изчисления и доказаха, че атмосферата притиска със сила от 10 333 кг на квадратен метър площ. Това означава, че човешкото тяло е подложено на въздушно налягане, чието тегло е 12-15 тона. Защо не усещаме това? Спасява ни вътрешният натиск, който балансира външния. Можете да почувствате налягането на атмосферата, докато сте в самолет или високо в планината, тъй като атмосферното налягане на височина е много по-малко. В този случай са възможни физически дискомфорт, запушени уши и световъртеж.

Много може да се каже за околната атмосфера. Знаем много интересни факти за нея и някои от тях може да изглеждат изненадващи:

• Теглото на земната атмосфера е 5 300 000 000 000 000 тона.
• Той насърчава предаването на звук. На надморска височина над 100 км това свойство изчезва поради промени в състава на атмосферата.
• Движението на атмосферата се провокира от неравномерното нагряване на земната повърхност.
• За определяне на температурата на въздуха се използва термометър, а за определяне на атмосферното налягане - барометър.
• Наличието на атмосфера спасява нашата планета от 100 тона метеорити всеки ден.
• Съставът на въздуха беше фиксиран в продължение на няколкостотин милиона години, но започна да се променя с началото на бързата индустриална дейност.
• Смята се, че атмосферата се простира нагоре до височина от 3000 км.

Значението на атмосферата за човека

Физиологичната зона на атмосферата е 5 км. На надморска височина от 5000 м човек започва да изпитва кислороден глад, което се изразява в намаляване на работоспособността му и влошаване на благосъстоянието. Това показва, че човек не може да оцелее в пространство, където няма тази удивителна смес от газове.

Цялата информация и факти за атмосферата само потвърждават нейното значение за хората. Благодарение на неговото присъствие стана възможно развитието на живота на Земята. Още днес, след като оценихме мащаба на щетите, които човечеството е в състояние да причини с действията си на животворния въздух, трябва да помислим за по-нататъшни мерки за запазване и възстановяване на атмосферата.

атмосфера- това е въздушната обвивка, която обгражда Земята и е свързана с нея чрез гравитация. Атмосферата участва в ежедневното въртене и годишното движение на нашата планета. Атмосферният въздух е смес от газове, в които са суспендирани течност (водни капки) и твърди частици (дим, прах). Газовият състав на атмосферата е непроменен до височина 100-110 km, което се дължи на баланса в природата. Обемните фракции на газовете са: азот - 78%, кислород - 21%, инертни газове (аргон, ксенон, криптон) - 0,9%, въглерод - 0,03%. Освен това в атмосферата винаги има водни пари.

В допълнение към биологичните процеси, кислородът, азотът и въглеродът участват активно в химическото изветряне на скалите. Ролята на озона 03 е много важна, той абсорбира по-голямата част от ултравиолетовото лъчение на Слънцето и в големи дози е опасен за живите организми. Твърдите частици, които са особено изобилни над градовете, служат като кондензационни ядра (около тях се образуват водни капки и снежинки).

Височина, граници и структура на атмосферата

Горната граница на атмосферата е условно начертана на надморска височина от около 1000 км, въпреки че може да се проследи много по-високо - до 20 000 км, но там тя е много разредена.

През различен характерпромените в температурата на въздуха с височина и други физични свойства в атмосферата са разделени на няколко части, които са разделени една от друга с преходни слоеве.

Тропосферата е най-долният и най-плътен слой на атмосферата. Горната му граница е начертана на височина 18 км над екватора и 8-12 км над полюсите. Температурата в тропосферата намалява средно с 0,6 ° C на всеки 100 м. Характеризира се със значителни хоризонтални разлики в разпределението на температурата, налягането, скоростта на вятъра, както и образуването на облаци и валежи. В тропосферата има интензивно вертикално движение на въздуха – конвекция. Именно в този долен слой на атмосферата се формира основно времето. Тук е концентрирана почти цялата атмосферна водна пара.

Стратосферата се простира главно до надморска височина от 50 km. Концентрацията на озон на надморска височина от 20-25 км достига най-високи стойности, образувайки озонов щит. Температурата на въздуха в стратосферата, като правило, се повишава с надморска височина средно с 1-2 ° C на 1 km, достигайки 0 ° C и по-висока на горната граница. Това се дължи на поглъщането на слънчевата енергия от озона. В стратосферата почти няма водни пари и облаци, духат ураганни ветрове със скорост до 300-400 км/ч.

В мезосферата температурата на въздуха пада до -60...- 100 ° C, възникват интензивни вертикални и хоризонтални движения на въздуха.

В горните слоеве на термосферата, където въздухът е силно йонизиран, температурата отново се повишава до 2000 ° C. Тук се наблюдават полярни сияния и магнитни бури.

Атмосферата играе голяма роля в живота на Земята. Предотвратява прекомерното нагряване на земната повърхност през деня и охлаждането й през нощта, преразпределя влагата на Земята и предпазва повърхността й от падане на метеорити. Наличието на атмосфера е задължително условие за съществуването на органичен живот на нашата планета.

Слънчева радиация. Атмосферно отопление

Слънцето излъчва огромно количество енергия, само малка част от която Земята получава.

Излъчването на светлина и топлина от Слънцето се нарича слънчева радиация. Слънчевата радиация изминава дълъг път през атмосферата, преди да достигне земната повърхност. Преодолявайки го, той в голяма степен се абсорбира и разсейва от въздушната обвивка. Радиацията, която директно достига земната повърхност под формата на директни лъчи, се нарича пряка радиация. Част от радиацията, която се разпръсква в атмосферата, достига и до повърхността на Земята под формата на дифузна радиация.

Комбинацията от пряка и дифузна радиация, достигаща до хоризонтална повърхност, се нарича обща слънчева радиация. Атмосферата поглъща около 20% от слънчевата радиация, достигаща до горната й граница. Други 34% от радиацията се отразяват от повърхността и атмосферата на Земята (отразена радиация). 46% от слънчевата радиация се абсорбира от земната повърхност. Такова лъчение се нарича абсорбирано (абсорбирано).

Съотношението на интензитета на отразената слънчева радиация към интензитета на цялата лъчиста енергия на Слънцето, достигаща до горната граница на атмосферата, се нарича албедо на Земята и се изразява в проценти.

И така, албедото на нашата планета заедно с нейната атмосфера е средно 34%. Стойността на албедото на различни географски ширини има значителни разлики, свързани с цвета на повърхността, растителността, облачността и други подобни. Площта, покрита с пресен сняг, отразява 80-85% от радиацията, тревата и пясъкът - съответно 26% и 30%, а водата - само 5%.

Количеството слънчева енергия, получено от отделните райони на Земята, зависи преди всичко от ъгъла на падане на слънчевите лъчи. Колкото по-прави падат (т.е. колкото по-голяма е височината на Слънцето над хоризонта), толкова по-голямо количество слънчева енергия пада на единица площ.

Зависимостта на количеството обща радиация от ъгъла на падане на лъчите се дължи на две причини. Първо, колкото по-малък е ъгълът на падане на слънчевите лъчи, толкова по-голяма е площта, върху която се разпределя този светлинен поток и толкова по-малко енергия има на единица повърхност. Второ, колкото по-малък е ъгълът на падане, толкова по-дълъг е пътят на лъча в атмосферата.

Количеството слънчева радиация, което удря земната повърхност, също се влияе от прозрачността на атмосферата, особено от облачността. Зависимостта на слънчевата радиация от ъгъла на падане на слънчевите лъчи и прозрачността на атмосферата определя зоналния характер на нейното разпределение. Разликите в количеството на общата слънчева радиация на една географска ширина се дължат главно на облачността.

Количеството топлина, навлизащо в земната повърхност, се определя в калории на единица площ (1 cm) за единица време (1 година).

Погълнатата радиация се изразходва за нагряване на тънкия повърхностен слой на Земята и изпаряване на водата. Нагрятата земна повърхност предава топлина на околната среда чрез излъчване, проводимост, конвекция и кондензация на водни пари.

Промени в температурата на въздуха в зависимост от географската ширина на мястото и височината над морското равнище

Общата радиация намалява от екваториално-тропичните ширини към полюсите. Тя е максимална – около 850 J/m2 годишно (200 kcal/cm2 годишно) – в тропическите пустини, където пряката слънчева радиация през голямата надморска височина на Слънцето и безоблачното небе е интензивна. През лятната половина на годината разликите в потока на общата слънчева радиация между ниските и високите географски ширини се изглаждат. Това се дължи на по-голямата продължителност на слънчевото греене, особено в полярните райони, където полярният ден продължава дори шест месеца.

Въпреки че общата слънчева радиация, пристигаща на земната повърхност, се отразява частично от нея, по-голямата част от нея се абсорбира от земната повърхност и се превръща в топлина. Частта от общата радиация, която остава след изразходването й за отразяване и топлинно излъчване на земната повърхност, се нарича радиационен баланс (остатъчна радиация). Като цяло за годината той е положителен навсякъде по Земята, с изключение на високите ледени пустини на Антарктида и Гренландия. Радиационният баланс естествено намалява в посока от екватора към полюсите, където е близо до нулата.

Съответно температурата на въздуха се разпределя зонално, т.е. намалява в посока от екватора към полюсите. .Температурата на въздуха също зависи от надморската височина на района: колкото по-високо е мястото, толкова по-ниска е температурата.

Разпределението на земята и водата оказва значително влияние върху температурата на въздуха. Повърхността на сушата се нагрява бързо, но бързо се охлажда, а водната повърхност се нагрява по-бавно, но задържа топлината по-дълго и по-бавно я отдава във въздуха.

В резултат на различна интензивност на нагряване и охлаждане на земната повърхност през деня и нощта, през топлите и студените сезони, температурата на въздуха се променя през деня и годината.

Термометрите се използват за определяне на температурата на въздуха. измерва се 8 пъти на ден и се изчислява средната стойност за ден. Като се използват средните дневни температури, се изчисляват средните месечни стойности. Те обикновено се показват на климатичните карти като изотерми (линии, които свързват точки с еднаква температура за определен период от време). За характеризиране на температурите най-често се вземат средномесечни стойности през януари и юли, по-рядко годишни. ,

Атмосферата започва да се формира заедно с формирането на Земята. По време на еволюцията на планетата и приближаването на нейните параметри до съвременните стойности настъпват фундаментални качествени промени в нейния химичен състав и физични свойства. Според еволюционния модел на ранен етап Земята е била в разтопено състояние и преди около 4,5 милиарда години се е оформила като твърдо тяло. Този крайъгълен камък се приема за начало на геоложката хронология. От този момент нататък започва бавната еволюция на атмосферата. Някои геоложки процеси (например изливане на лава по време на вулканични изригвания) бяха придружени от отделяне на газове от недрата на Земята. Те включват азот, амоняк, метан, водна пара, CO оксид и въглероден диоксид CO 2. Под въздействието на слънчевата ултравиолетова радиация водните пари се разлагат на водород и кислород, но освободеният кислород реагира с въглероден оксид, за да образува въглероден диоксид. Амонякът се разлага на азот и водород. По време на процеса на дифузия водородът се издига нагоре и напуска атмосферата, а по-тежкият азот не може да се изпари и постепенно се натрупва, превръщайки се в основен компонент, въпреки че част от него е свързана в молекули в резултат на химични реакции ( см. ХИМИЯ НА АТМОСФЕРАТА). Под въздействието на ултравиолетовите лъчи и електрическите разряди, смес от газове, присъстващи в първоначалната атмосфера на Земята, влизат в химични реакции, което води до образуването на органични вещества, по-специално аминокиселини. С появата на примитивните растения започва процесът на фотосинтеза, придружен от освобождаване на кислород. Този газ, особено след дифузия в горните слоеве на атмосферата, започна да защитава долните й слоеве и повърхността на Земята от животозастрашаваща ултравиолетова и рентгенова радиация. Според теоретични оценки съдържанието на кислород, 25 000 пъти по-малко от сега, вече може да доведе до образуването на озонов слой само с половината от концентрацията, отколкото сега. Това обаче вече е достатъчно, за да осигури много значителна защита на организмите от разрушителните ефекти на ултравиолетовите лъчи.

Вероятно първичната атмосфера е съдържала много въглероден диоксид. Той е изразходван по време на фотосинтезата и концентрацията му трябва да е намаляла с развитието на растителния свят, а също и поради абсорбцията по време на определени геоложки процеси. Тъй като Парников ефектсвързани с наличието на въглероден диоксид в атмосферата, колебанията в неговата концентрация са една от важните причини за такива мащабни климатични промени в историята на Земята като ледникови периоди.

Хелият, присъстващ в съвременната атмосфера, е предимно продукт от радиоактивното разпадане на уран, торий и радий. Тези радиоактивни елементи излъчват частици, които са ядрата на атомите на хелия. Тъй като по време на радиоактивния разпад електрически заряд нито се образува, нито се унищожава, при образуването на всяка a-частица се появяват два електрона, които, рекомбинирайки се с a-частиците, образуват неутрални хелиеви атоми. Радиоактивните елементи се съдържат в минералите, разпръснати в скалите, така че значителна част от образувания в резултат на радиоактивния разпад хелий се задържа в тях, излизайки много бавно в атмосферата. Известно количество хелий се издига нагоре в екзосферата поради дифузия, но поради постоянния приток от земната повърхност обемът на този газ в атмосферата остава почти непроменен. Въз основа на спектралния анализ на звездната светлина и изследването на метеоритите е възможно да се оцени относителното изобилие на различни химични елементи във Вселената. Концентрацията на неон в космоса е приблизително десет милиарда пъти по-висока от тази на Земята, на криптон - десет милиона пъти, а на ксенон - милион пъти. От това следва, че концентрацията на тези инертни газове, очевидно първоначално присъстващи в земната атмосфера и не възстановени по време на химически реакции, е намаляла значително, вероятно дори на етапа на загуба на първичната атмосфера от Земята. Изключение прави инертният газ аргон, тъй като под формата на изотопа 40 Ar той все още се образува по време на радиоактивния разпад на изотопа на калия.

Разпределение на барометричното налягане.

Общото тегло на атмосферните газове е приблизително 4,5 10 15 тона.Така "теглото" на атмосферата на единица площ или атмосферното налягане на морското равнище е приблизително 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Налягане, равно на P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Изкуство. = 1 atm, взето като стандартно средно атмосферно налягане. За атмосферата в състояние на хидростатично равновесие имаме: d П= –rgd ч, това означава, че във височинния интервал от чпреди ч+ d чвъзниква равенство между промяната на атмосферното налягане d Пи теглото на съответния елемент от атмосферата с единица площ, плътност r и дебелина d ч.Като връзка между налягането Ри температура TИзползва се уравнението на състоянието на идеален газ с плътност r, което е напълно приложимо за земната атмосфера: П= r R T/m, където m е молекулното тегло, а R = 8,3 J/(K mol) е универсалната газова константа. След това d лог П= – (m g/RT)д ч= – bd ч= – d ч/H, където градиентът на налягането е в логаритмична скала. Неговата обратна стойност H се нарича скала на атмосферната височина.

При интегриране на това уравнение за изотермична атмосфера ( T= const) или от своя страна, когато такова приближение е допустимо, се получава барометричният закон за разпределение на налягането с височина: П = П 0 опит (– ч/з 0), където референтната височина чпроизведени от нивото на океана, където е стандартното средно налягане П 0 . Изразяване з 0 = R T/ mg, се нарича скала за надморска височина, която характеризира степента на атмосферата, при условие че температурата в нея е еднаква навсякъде (изотермична атмосфера). Ако атмосферата не е изотермична, тогава интегрирането трябва да вземе предвид промяната на температурата с височина и параметъра н– някои локални характеристики на атмосферните слоеве в зависимост от тяхната температура и свойствата на околната среда.

Стандартна атмосфера.

Модел (таблица със стойности на основните параметри), съответстващ на стандартното налягане в основата на атмосферата Р 0 и химически състав се нарича стандартна атмосфера. По-точно, това е условен модел на атмосферата, за който са посочени средните стойности на температурата, налягането, плътността, вискозитета и други характеристики на въздуха на височини от 2 км под морското равнище до външната граница на земната атмосфера за ширина 45° 32ў 33І. Параметрите на средната атмосфера на всички височини бяха изчислени с помощта на уравнението на състоянието на идеален газ и барометричния закон ако приемем, че на морското равнище налягането е 1013,25 hPa (760 mm Hg), а температурата е 288,15 K (15,0 ° C). Според характера на вертикалното разпределение на температурата средната атмосфера се състои от няколко слоя, във всеки от които температурата е приблизително линейна функциявисочина. В най-долния слой - тропосферата (h Ј 11 km) температурата се понижава с 6,5 °C с всеки километър повишаване. На голяма надморска височина стойността и знакът на вертикалния температурен градиент се променят от слой на слой. Над 790 km температурата е около 1000 K и практически не се променя с надморска височина.

Стандартната атмосфера е периодично актуализиран, легализиран стандарт, издаден под формата на таблици.

Тропосфера.

Най-долният и най-плътен слой на атмосферата, в който температурата бързо намалява с височината, се нарича тропосфера. Съдържа до 80% от общата маса на атмосферата и се простира в полярните и средните ширини до надморска височина от 8–10 km, а в тропиците до 16–18 km. Тук се развиват почти всички метеорологични процеси, обменът на топлина и влага между Земята и нейната атмосфера, образуват се облаци, възникват различни метеорологични явления, възникват мъгли и валежи. Тези слоеве на земната атмосфера са в конвективно равновесие и благодарение на активното смесване имат хомогенен химичен състав, състоящ се главно от молекулярен азот (78%) и кислород (21%). По-голямата част от естествените и създадените от човека аерозолни и газови замърсители на въздуха са концентрирани в тропосферата. Динамиката на долната част на тропосферата с дебелина до 2 km силно зависи от свойствата на подстилащата повърхност на Земята, която определя хоризонталните и вертикални движения на въздуха (ветровете), причинени от преноса на топлина от по-топлата земя чрез инфрачервеното лъчение на земната повърхност, което се абсорбира в тропосферата, главно от водни пари и въглероден диоксид (парников ефект). Разпределението на температурата по височина се установява в резултат на турбулентно и конвективно смесване. Средно това съответства на температурен спад с височина от приблизително 6,5 K/km.

Скоростта на вятъра в повърхностния граничен слой първоначално нараства бързо с височина, а над него продължава да се увеличава с 2–3 km/s на километър. Понякога се появяват тесни планетарни потоци (със скорост над 30 km/s) в тропосферата, на запад в средните ширини и на изток близо до екватора. Те се наричат ​​струйни течения.

Тропопауза.

На горната граница на тропосферата (тропопауза) температурата достига минималната си стойност за долната атмосфера. Това е преходният слой между тропосферата и стратосферата, разположен над нея. Дебелината на тропопаузата варира от стотици метри до 1,5–2 km, а температурата и надморската височина съответно варират от 190 до 220 K и от 8 до 18 km в зависимост от географската ширина и сезона. В умерените и високи географски ширини през зимата тя е с 1–2 km по-ниска, отколкото през лятото и с 8–15 K по-топла. В тропиците сезонните промени са много по-малко (надморска височина 16–18 km, температура 180–200 K). По-горе струйни течениявъзможни са прекъсвания в тропопаузата.

Вода в земната атмосфера.

Най-важната характеристика на земната атмосфера е наличието на значителни количества водна пара и вода под формата на капки, които най-лесно се наблюдават под формата на облаци и облачни структури. Степента на облачност на небето (в определен момент или средно за определен период от време), изразена по скала от 10 или като процент, се нарича облачност. Формата на облаците се определя според международната класификация. Средно облаците покриват около половината земно кълбо. Облачността е важен фактор, характеризиращ времето и климата. През зимата и през нощта облачността предотвратява понижаването на температурата на земната повърхност и приземния слой въздух; през лятото и през деня отслабва нагряването на земната повърхност от слънчевите лъчи, омекотявайки климата вътре в континентите .

Облаци.

Облаците са натрупвания от водни капчици, суспендирани в атмосферата (водни облаци), ледени кристали (ледени облаци) или и двете заедно (смесени облаци). Тъй като капчиците и кристалите стават по-големи, те падат от облаците под формата на валежи. Облаците се образуват главно в тропосферата. Те възникват в резултат на кондензация на водни пари, съдържащи се във въздуха. Диаметърът на облачните капки е от порядъка на няколко микрона. Съдържанието на течна вода в облаците варира от фракции до няколко грама на m3. Облаците се класифицират по височина: Според международната класификация има 10 вида облаци: перести, пересто-купести, пересто-слоести, висококупести, високослоести, слоесто-нимбо, слоесто-купести, купесто-дъждовни, купести.

В стратосферата също се наблюдават перлени облаци, а в мезосферата - нощни облаци.

Перестите облаци са прозрачни облаци под формата на тънки бели нишки или воали с копринен блясък, които не създават сенки. Перестите облаци са съставени от ледени кристали и се образуват в горната тропосфера при много ниски температури. Някои видове перести облаци служат като предвестници на промените във времето.

Перистокупестите облаци са хребети или слоеве от тънки бели облаци в горната тропосфера. Перистокупестите облаци са изградени от малки елементи, които приличат на люспи, вълнички, малки топчета без сенки и се състоят главно от ледени кристали.

Перистослоестите облаци са белезникав полупрозрачен воал в горната тропосфера, обикновено влакнест, понякога размазан, състоящ се от малки игловидни или колоновидни ледени кристали.

Висококупестите облаци са бели, сиви или бяло-сиви облаци в долните и средните слоеве на тропосферата. Висококупестите облаци имат вид на слоеве и хребети, сякаш изградени от плочи, заоблени маси, валове, люспи, разположени една върху друга. Висококупестите облаци се образуват по време на интензивна конвективна активност и обикновено се състоят от преохладени водни капчици.

Облаците Altostratus са сивкави или синкави облаци с влакнеста или еднородна структура. Облаците Altostratus се наблюдават в средната тропосфера, простирайки се на няколко километра височина и понякога хиляди километри в хоризонтална посока. Обикновено високослоестите облаци са част от фронталните облачни системи, свързани с възходящите движения на въздушните маси.

Облаците Nimbostratus са нисък (от 2 km и повече) аморфен слой от облаци, равномерно сивокоето води до продължителен дъжд или сняг. Облаците Nimbostratus са силно развити вертикално (до няколко km) и хоризонтално (няколко хиляди km), състоят се от преохладени водни капчици, смесени със снежинки, обикновено свързани с атмосферни фронтове.

Слоестите облаци са облаци от долния слой под формата на хомогенен слой без определени очертания, сив цвят. Височината на слоестите облаци над земната повърхност е 0,5–2 km. Понякога от слоестите облаци вали дъжд.

Купестите облаци са плътни, ярко бели облаци през деня със значително вертикално развитие (до 5 km или повече). Горните части на купестите облаци приличат на куполи или кули със заоблени очертания. Обикновено купестите облаци възникват като конвекционни облаци в студени въздушни маси.

Слоесто-купестите облаци са ниски (под 2 km) облаци под формата на сиви или бели невлакнести слоеве или гребени от кръгли големи блокове. Вертикалната дебелина на слоестокупестите облаци е малка. Понякога слоесто-купестите облаци произвеждат слаби валежи.

Купесто-дъждовните облаци са мощни и плътни облаци със силно вертикално развитие (до височина 14 km), предизвикващи обилни валежи с гръмотевични бури, градушки и шквалове. Купесто-дъждовните облаци се развиват от мощни купести облаци, различаващи се от тях в горната част, състояща се от ледени кристали.

Стратосфера.

През тропопаузата средно на височини от 12 до 50 km тропосферата преминава в стратосферата. В долната част, в продължение на около 10 км, т.е. до надморска височина около 20 km е изотермичен (температура около 220 K). След това се увеличава с надморска височина, достигайки максимум от около 270 K на височина 50–55 km. Тук е границата между стратосферата и надлежащата мезосфера, наречена стратопауза. .

В стратосферата има значително по-малко водни пари. Въпреки това понякога се наблюдават тънки полупрозрачни перлени облаци, които понякога се появяват в стратосферата на височина 20–30 км. Перлени облаци се виждат в тъмното небе след залез и преди изгрев. По форма седефените облаци приличат на перести и пересто-купести облаци.

Средна атмосфера (мезосфера).

На надморска височина от около 50 км мезосферата започва от върха на широкия температурен максимум . Причината за повишаването на температурата в района на този максимум е екзотермична (т.е. придружена от отделяне на топлина) фотохимична реакция на разлагане на озон: O 3 + в.в® O 2 + O. Озонът възниква в резултат на фотохимичното разлагане на молекулярния кислород O 2

O 2 + в.в® O + O и последващата реакция на троен сблъсък на кислороден атом и молекула с някаква трета молекула М.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Озонът ненаситно поглъща ултравиолетовата радиация в областта от 2000 до 3000 Å и тази радиация нагрява атмосферата. Озонът, който се намира в горните слоеве на атмосферата, служи като вид щит, който ни предпазва от въздействието на ултравиолетовото лъчение на Слънцето. Без този щит развитието на живота на Земята в съвременните му форми едва ли би било възможно.

Като цяло, в цялата мезосфера атмосферната температура намалява до минималната си стойност от около 180 K на горната граница на мезосферата (наречена мезопауза, надморска височина около 80 km). В близост до мезопаузата, на височини 70–90 km, може да се появи много тънък слой от ледени кристали и частици вулканичен и метеоритен прах, наблюдавани под формата на красив спектакъл от нощни облаци малко след залез слънце.

В мезосферата малките твърди метеоритни частици, които падат на Земята, причинявайки феномена на метеорите, изгарят предимно.

Метеори, метеорити и огнени топки.

Изригвания и други явления в горната атмосфера на Земята, причинени от проникването на твърди космически частици или тела в нея със скорост 11 km/s или по-висока, се наричат ​​метеороиди. Появява се видима ярка следа от метеор; се наричат ​​най-мощните явления, често придружени от падане на метеорити огнени топки; появата на метеорите се свързва с метеорните потоци.

Метеоритен дъжд:

1) феноменът на множество падания на метеори за няколко часа или дни от един радиант.

2) рояк метеороиди, движещи се по една и съща орбита около Слънцето.

Систематичното появяване на метеори в определена област на небето и в определени днигодина, причинена от пресичането на земната орбита с общата орбита на множество метеоритни тела, движещи се с приблизително еднакви и еднакво насочени скорости, поради което пътищата им в небето сякаш излизат от една обща точка (радиант). Те са кръстени на съзвездието, където се намира радиантът.

Метеорните дъждове правят дълбоко впечатление със своите светлинни ефекти, но отделни метеори рядко се виждат. Много по-многобройни са невидимите метеори, твърде малки, за да бъдат видими, когато бъдат погълнати от атмосферата. Някои от най-малките метеори вероятно изобщо не се нагряват, а само се улавят от атмосферата. Тези малки частици с размери от няколко милиметра до десет хилядни от милиметъра се наричат ​​микрометеорити. Количеството метеоритна материя, навлизаща в атмосферата дневно, варира от 100 до 10 000 тона, а повечето отТова вещество се намира в микрометеоритите.

Тъй като метеоритната материя частично изгаря в атмосферата, нейният газов състав се попълва със следи от различни химични елементи. Например, скалисти метеори въвеждат литий в атмосферата. Изгарянето на метални метеори води до образуването на малки сферични железни, желязо-никелови и други капчици, които преминават през атмосферата и се утаяват на земната повърхност. Те могат да бъдат намерени в Гренландия и Антарктика, където ледените покривки остават почти непроменени в продължение на години. Океанолозите ги намират в дънни океански седименти.

Повечето метеорни частици, влизащи в атмосферата, се утаяват в рамките на приблизително 30 дни. Някои учени смятат, че този космически прах играе важна роля при образуването на атмосферни явления като дъжд, тъй като служи като кондензационни ядра за водни пари. Следователно се приема, че валежите са статистически свързани с големите метеорни потоци. Някои експерти обаче смятат, че тъй като общото количество на метеоритен материал е много десетки пъти по-голямо от това дори на най-големия метеорен поток, промяната в общото количество на този материал в резултат на един такъв дъжд може да бъде пренебрегната.

Въпреки това, няма съмнение, че най-големите микрометеорити и видимите метеорити оставят дълги следи от йонизация във високите слоеве на атмосферата, главно в йоносферата. Такива следи могат да се използват за радиокомуникации на дълги разстояния, тъй като отразяват високочестотни радиовълни.

Енергията на метеорите, влизащи в атмосферата, се изразходва главно, а може би и изцяло, за нейното нагряване. Това е един от второстепенните компоненти на топлинния баланс на атмосферата.

Метеоритът е естествено срещащо се твърдо тяло, паднало на повърхността на Земята от космоса. Обикновено се прави разлика между каменни, каменно-железни и железни метеорити. Последните се състоят главно от желязо и никел. Сред намерените метеорити повечето тежат от няколко грама до няколко килограма. Най-големият от намерените, железният метеорит Goba тежи около 60 тона и все още се намира на същото място, където е открит, в Южна Африка. Повечето метеорити са фрагменти от астероиди, но някои метеорити може да са дошли на Земята от Луната и дори от Марс.

Болидът е много ярък метеор, понякога видим дори през деня, често оставящ след себе си димна следа и придружен от звукови явления; често завършва с падането на метеорити.

Термосфера.

Над температурния минимум на мезопаузата започва термосферата, при което температурата първо бавно, а след това бързо започва да се повишава отново. Причината е поглъщането на ултравиолетовото лъчение от Слънцето на височини от 150–300 km, дължащо се на йонизацията на атомарния кислород: O + в.в® O + + д.

В термосферата температурата непрекъснато се повишава до надморска височина около 400 km, където през деня в епохата на максимална слънчева активност достига 1800 K. През епохата на минимална слънчева активност тази гранична температура може да бъде под 1000 K. Над 400 km атмосферата се превръща в изотермична екзосфера. Критичното ниво (основата на екзосферата) е на надморска височина около 500 км.

Полярно сияние и множество орбити на изкуствени спътници, както и нощни облаци - всички тези явления се случват в мезосферата и термосферата.

Полярно сияние.

На високи географски ширини по време на смущения магнитно полесе наблюдават полярни сияния. Те могат да продължат няколко минути, но често са видими в продължение на няколко часа. Полярните сияния се различават значително по форма, цвят и интензитет, като всички те понякога се променят много бързо с течение на времето. Спектърът на полярните сияния се състои от емисионни линии и ивици. Някои от емисиите на нощното небе са засилени в спектъра на сиянието, предимно зелените и червените линии l 5577 Å и l 6300 Å кислород. Случва се една от тези линии да е многократно по-интензивна от другата и това определя видимия цвят на полярното сияние: зелен или червен. Смущенията на магнитното поле са придружени и от смущения в радиокомуникациите в полярните региони. Причината за смущенията са промени в йоносферата, което означава, че по време на магнитни бури има мощен източник на йонизация. Установено е, че силни магнитни бури възникват, когато близо до центъра на слънчевия диск има големи групи слънчеви петна. Наблюденията показват, че бурите не са свързани със самите слънчеви петна, а със слънчеви изригвания, които се появяват по време на развитието на група слънчеви петна.

Полярните сияния са диапазон от светлина с различна интензивност с бързи движения, наблюдавани в райони с висока географска ширина на Земята. Визуалното сияние съдържа зелени (5577Å) и червени (6300/6364Å) емисионни линии на атомен кислород и молекулни N2 ленти, които се възбуждат от енергийни частици от слънчев и магнитосферен произход. Тези емисии обикновено се появяват на надморска височина от около 100 km и повече. Терминът оптично сияние се използва за означаване на визуални сияния и техния емисионен спектър от инфрачервената до ултравиолетовата област. Енергията на излъчване в инфрачервената част на спектъра значително надвишава енергията във видимата област. Когато се появиха полярни сияния, се наблюдаваха емисии в диапазона ULF (

Действителните форми на полярните сияния са трудни за класифициране; Най-често използваните термини са:

1. Спокойни, еднакви дъги или ивици. Дъгата обикновено се простира на ~1000 км в посока на геомагнитния паралел (към Слънцето в полярните региони) и има ширина от един до няколко десетки километра. Ивицата е обобщение на концепцията за дъга, тя обикновено няма правилна дъгообразна форма, а се огъва под формата на буквата S или под формата на спирали. Дъги и ивици са разположени на надморска височина от 100–150 km.

2. Лъчи на полярното сияние . Този термин се отнася до аврорална структура, удължена по линиите на магнитното поле, с вертикален обхват от няколко десетки до няколкостотин километра. Хоризонталната дължина на лъчите е малка, от няколко десетки метра до няколко километра. Обикновено лъчите се наблюдават в дъги или като отделни структури.

3. Петна или повърхности . Това са изолирани области на светене, които нямат определена форма. Отделни петна могат да бъдат свързани помежду си.

4. Воал. Необичайна форма на полярно сияние, което е равномерно сияние, което покрива големи области от небето.

Според структурата си полярните сияния се делят на хомогенни, кухи и лъчисти. Използват се различни термини; пулсираща дъга, пулсираща повърхност, дифузна повърхност, лъчиста ивица, драперия и др. Съществува класификация на полярните сияния според техния цвят. Според тази класификация полярните сияния от типа А. Горната част или цялата част е червена (6300–6364 Å). Те обикновено се появяват на надморска височина от 300–400 km с висока геомагнитна активност.

Тип Аврора INоцветени в червено в долната част и свързани с блясъка на лентите на първата положителна система N 2 и първата отрицателна система O 2. Такива форми на сияние се появяват по време на най-активните фази на сиянието.

Зони полярно сияние – Това са зоните с максимална честота на полярните сияния през нощта, според наблюдатели във фиксирана точка на земната повърхност. Зоните са разположени на 67° северна и южна ширина, а ширината им е около 6°. Максималната поява на сияния, съответстваща на даден момент от геомагнитното местно време, се случва в овални пояси (овални сияния), които са разположени асиметрично около северния и южния геомагнитни полюси. Овалът на полярното сияние е фиксиран в координатите ширина – време, а зоната на полярното сияние е геометричното място на точките от полунощната област на овала в координатите ширина – дължина. Овалният пояс се намира приблизително на 23° от геомагнитния полюс в нощния сектор и на 15° в дневния сектор.

Овал на сияние и зони на сияние.Местоположението на овала на полярното сияние зависи от геомагнитната активност. Овалът става по-широк с висока геомагнитна активност. Авроралните зони или авроралните овални граници са по-добре представени от L 6.4, отколкото от диполни координати. Линиите на геомагнитното поле на границата на дневния сектор на овала на сиянието съвпадат с магнитопауза.Наблюдава се промяна в положението на овала на полярното сияние в зависимост от ъгъла между геомагнитната ос и посоката Земя-Слънце. Авроралният овал също се определя въз основа на данни за утаяване на частици (електрони и протони) с определени енергии. Неговата позиция може да се определи независимо от данните за Каспахот дневната страна и в опашката на магнитосферата.

Дневната вариация в честотата на поява на полярните сияния в зоната на полярните сияния има максимум в геомагнитната полунощ и минимум в геомагнитния пладне. От приекваториалната страна на овала честотата на поява на сияния рязко намалява, но формата на дневните вариации се запазва. От полярната страна на овала честотата на полярните сияния намалява постепенно и се характеризира със сложни дневни промени.

Интензивност на полярните сияния.

Интензивност на сиянието определя се чрез измерване на видимата повърхностна яркост. Светеща повърхност азполярно сияние в определена посока се определя от общото излъчване на 4p азфотон/(cm 2 s). Тъй като тази стойност не е истинската повърхностна яркост, а представлява излъчването от колоната, единицата фотон/(cm 2 колона s) обикновено се използва при изучаване на полярните сияния. Обичайната единица за измерване на общата емисия е Rayleigh (Rl), равна на 10 6 фотона/(cm 2 колона s). По-практичните единици на интензитета на сиянието се определят от излъчванията на отделна линия или лента. Например, интензитетът на полярните сияния се определя от международните коефициенти на яркост (IBRs) според интензитета на зелената линия (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (максимален интензитет на полярното сияние). Тази класификация не може да се използва за червени сияния. Едно от откритията на епохата (1957–1958) е установяването на пространствено-времевото разпределение на полярните сияния под формата на овал, изместен спрямо магнитния полюс. От прости идеи за кръговата форма на разпределението на полярните сияния спрямо магнитния полюс имаше Преходът към съвременната физика на магнитосферата е завършен. Честта на откритието принадлежи на О. Хорошева, а интензивното развитие на идеите за авроралния овал е извършено от Г. Старков, Ю. Фелдщайн, С. И. Акасофу и редица други изследователи. Авроралният овал е зоната на най-интензивно влияние на слънчевия вятър върху горната атмосфера на Земята. Интензитетът на полярното сияние е най-голям в овала, а динамиката му се следи непрекъснато с помощта на сателити.

Стабилни аврорални червени дъги.

Постоянна аврорална червена дъга, иначе наричана червена дъга на средна ширина или М-дъга, е субвизуална (под границата на чувствителност на окото) широка дъга, простираща се от изток на запад на хиляди километри и вероятно опасваща цялата Земя. Дължината на дъгата по ширина е 600 км. Излъчването на стабилната аврорална червена дъга е почти монохроматично в червените линии l 6300 Å и l 6364 Å. Наскоро бяха докладвани и слаби емисионни линии l 5577 Å (OI) и l 4278 Å (N+2). Продължителните червени дъги се класифицират като полярни сияния, но се появяват на много по-високи височини. Долната граница се намира на надморска височина от 300 км, горната граница е около 700 км. Интензитетът на тихата аврорална червена дъга в излъчването l 6300 Å варира от 1 до 10 kRl (типична стойност 6 kRl). Прагът на чувствителност на окото при тази дължина на вълната е около 10 kRl, така че дъгите рядко се наблюдават визуално. Въпреки това, наблюденията показват, че тяхната яркост е >50 kRL през 10% от нощите. Обичайната продължителност на живота на дъгите е около един ден и те рядко се появяват в следващите дни. Радиовълните от сателити или радиоизточници, пресичащи постоянни аврорални червени дъги, са обект на сцинтилация, което показва наличието на нехомогенност на електронната плътност. Теоретичното обяснение за червените дъги е, че нагретите електрони в региона ЕЙоносферата причинява увеличаване на кислородните атоми. Сателитните наблюдения показват повишаване на температурата на електроните по линиите на геомагнитното поле, които пресичат постоянни аврорални червени дъги. Интензитетът на тези дъги корелира положително с геомагнитната активност (бури), а честотата на появата на дъги е положително корелирана с активността на слънчевите петна.

Промяна на полярното сияние.

Някои форми на сияние изпитват квазипериодични и кохерентни времеви вариации в интензитета. Тези полярни сияния с приблизително стационарна геометрия и бързи периодични вариации, възникващи във фаза, се наричат ​​променящи се сияния. Те се класифицират като полярни сияния форми Рспоред Международния атлас на сиянията. По-подробно подразделение на променящите се сияния:

Р 1 (пулсираща аврора) е сияние с еднакви фазови вариации в яркостта в цялата форма на сияние. По дефиниция, в идеално пулсиращо сияние, пространствената и времевата част на пулсацията могат да бъдат разделени, т.е. яркост аз(r,t)= I s(r)· ТО(T). В типично полярно сияние Р 1 пулсации се появяват с честота от 0,01 до 10 Hz с ниска интензивност (1–2 kRl). Повечето полярни сияния Р 1 – това са петна или дъги, които пулсират с период от няколко секунди.

Р 2 (огнено сияние). Терминът обикновено се използва за обозначаване на движения като пламъци, изпълващи небето, а не за описание на отделна форма. Полярните сияния имат формата на дъги и обикновено се движат нагоре от височина 100 км. Тези полярни сияния са относително редки и се появяват по-често извън полярното сияние.

Р 3 (блещукащо сияние). Това са полярни сияния с бързи, неравномерни или правилни промени в яркостта, създаващи впечатление за трептящи пламъци в небето. Те се появяват малко преди полярното сияние да се разпадне. Обикновено наблюдавана честота на вариация Р 3 е равно на 10 ± 3 Hz.

Терминът поточно сияние, използван за друг клас пулсиращи сияния, се отнася до неправилни вариации в яркостта, движещи се бързо хоризонтално в аврорални дъги и ивици.

Променящото се сияние е едно от слънчево-земните явления, които придружават пулсациите на геомагнитното поле и авроралното рентгеново лъчение, причинени от утаяването на частици от слънчев и магнитосферен произход.

Светенето на полярната шапка се характеризира с висок интензитет на лентата на първата отрицателна система N + 2 (l 3914 Å). Обикновено тези N + 2 ленти са пет пъти по-интензивни от зелената линия OI l 5577 Å; абсолютният интензитет на сиянието на полярната шапка варира от 0,1 до 10 kRl (обикновено 1–3 kRl). По време на тези полярни сияния, които се появяват по време на периоди на PCA, равномерно сияние покрива цялата полярна шапка до геомагнитна ширина от 60° на височини от 30 до 80 km. Генерира се предимно от слънчеви протони и d-частици с енергия от 10–100 MeV, създавайки максимална йонизация на тези височини. Има друг тип сияние в зоните на полярното сияние, наречено мантийно сияние. За този тип аврорално сияние дневният максимален интензитет, възникващ в сутрешните часове, е 1–10 kRL, а минималният интензитет е пет пъти по-слаб. Наблюденията на мантийните полярни сияния са малко и рядко се срещат; техният интензитет зависи от геомагнитната и слънчевата активност.

Атмосферно сияниесе определя като радиация, произведена и излъчена от атмосферата на планетата. Това е нетермично излъчване на атмосферата, с изключение на излъчването на полярни сияния, гръмотевични разряди и излъчване на метеорни следи. Този термин се използва във връзка със земната атмосфера (нощно сияние, здрач и дневно сияние). Атмосферното сияние представлява само част от наличната светлина в атмосферата. Други източници включват звездна светлина, зодиакална светлина и дневна дифузна светлина от Слънцето. Понякога атмосферното сияние може да представлява до 40% от общото количество светлина. Атмосферното сияние възниква в атмосферни слоеве с различна височина и дебелина. Спектърът на атмосферното сияние обхваща дължини на вълните от 1000 Å до 22,5 микрона. Основната емисионна линия в атмосферното сияние е l 5577 Å, появяваща се на височина 90–100 km в слой с дебелина 30–40 km. Появата на луминесценция се дължи на механизма на Чапман, основан на рекомбинацията на кислородни атоми. Други емисионни линии са l 6300 Å, появяващи се в случай на дисоциативна рекомбинация на O + 2 и емисии NI l 5198/5201 Å и NI l 5890/5896 Å.

Интензитетът на светене на въздуха се измерва в Rayleigh. Яркостта (в Rayleigh) е равна на 4 rv, където b е ъгловата повърхностна яркост на излъчващия слой в единици от 10 6 фотона/(cm 2 ster·s). Интензивността на сиянието зависи от географската ширина (различна за различните емисии), а също така варира през целия ден с максимум близо до полунощ. Отбелязана е положителна корелация за въздушно сияние в емисия l 5577 Å с броя на слънчевите петна и потока на слънчевата радиация при дължина на вълната 10,7 см. Въздушно сияние се наблюдава по време на сателитни експерименти. От космоса изглежда като пръстен от светлина около Земята и има зеленикав цвят.

Озоносфера.

На надморска височина от 20–25 km се достига максимална концентрация на незначително количество озон O 3 (до 2 × 10 –7 от съдържанието на кислород!), което възниква под въздействието на слънчевата ултравиолетова радиация на надморска височина от приблизително 10 до 50 км, предпазвайки планетата от йонизираща слънчева радиация. Въпреки изключително малкия брой озонови молекули, те предпазват целия живот на Земята от вредното въздействие на късовълновата (ултравиолетова и рентгенова) радиация на Слънцето. Ако отложите всички молекули в основата на атмосферата, ще получите слой с дебелина не повече от 3–4 mm! На надморска височина над 100 km се увеличава делът на леките газове, а на много голяма надморска височина преобладават хелият и водородът; много молекули се разпадат на отделни атоми, които, йонизирани под въздействието на твърдата радиация от Слънцето, образуват йоносферата. Налягането и плътността на въздуха в земната атмосфера намаляват с надморската височина. В зависимост от разпределението на температурата земната атмосфера се разделя на тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера и екзосфера. .

На надморска височина 20–25 km има озонов слой. Озонът се образува в резултат на разграждането на кислородните молекули при поглъщане на ултравиолетовото лъчение от Слънцето с дължини на вълните по-къси от 0,1–0,2 микрона. Свободният кислород се свързва с молекулите на O 2 и образува озон O 3, който лакомо абсорбира цялото ултравиолетово лъчение, по-късо от 0,29 микрона. Молекулите на озон O3 лесно се разрушават от късовълнова радиация. Следователно, въпреки разреждането си, озоновият слой ефективно абсорбира ултравиолетовото лъчение от Слънцето, преминало през по-високи и по-прозрачни атмосферни слоеве. Благодарение на това живите организми на Земята са защитени от вредни въздействия ултравиолетова светлинаслънце

йоносфера.

Радиацията от слънцето йонизира атомите и молекулите на атмосферата. Степента на йонизация става значителна вече на надморска височина от 60 километра и непрекъснато нараства с отдалечаване от Земята. На различни височини в атмосферата протичат последователни процеси на дисоциация на различни молекули и последваща йонизация на различни атоми и йони. Това са главно молекули на кислород O 2, азот N 2 и техните атоми. В зависимост от интензивността на тези процеси, различните слоеве на атмосферата, разположени над 60 километра, се наричат ​​йоносферни слоеве , и тяхната съвкупност е йоносферата . Долният слой, чиято йонизация е незначителна, се нарича неутросфера.

Максималната концентрация на заредени частици в йоносферата се постига на височини 300–400 км.

История на изучаването на йоносферата.

Хипотезата за съществуването на проводящ слой в горните слоеве на атмосферата е изложена през 1878 г. от английския учен Стюарт, за да обясни особеностите на геомагнитното поле. След това през 1902 г., независимо един от друг, Кенеди в САЩ и Хевисайд в Англия посочиха, че за да се обясни разпространението на радиовълните на дълги разстояния е необходимо да се приеме съществуването на области с висока проводимост във високите слоеве на атмосферата. През 1923 г. академик М. В. Шулейкин, разглеждайки характеристиките на разпространението на радиовълни с различни честоти, стига до извода, че в йоносферата има поне два отразяващи слоя. След това през 1925 г. английските изследователи Appleton и Barnett, както и Breit и Tuve, първи експериментално доказаха съществуването на региони, които отразяват радиовълните, и поставиха основата за тяхното систематично изследване. Оттогава се провежда систематично изследване на свойствата на тези слоеве, най-общо наричани йоносфера, които играят важна роля в редица геофизични явления, определящи отразяването и поглъщането на радиовълните, което е много важно за практическата цели, по-специално за осигуряване на надеждни радиокомуникации.

През 30-те години на миналия век започват систематични наблюдения на състоянието на йоносферата. В нашата страна по инициатива на М. А. Бонч-Бруевич са създадени инсталации за нейното пулсово сондиране. Изследвани са много общи свойства на йоносферата, височините и концентрацията на електрони в нейните основни слоеве.

На височини 60–70 km се наблюдава слой D, на височини 100–120 km слой д, на височини, на височини от 180–300 km двоен слой Е 1 и Е 2. Основните параметри на тези слоеве са дадени в таблица 4.

Дадени са средни стойности, тъй като те варират на различни географски ширини, в зависимост от времето на деня и сезоните. Такива данни са необходими за осигуряване на радиокомуникации на дълги разстояния. Те се използват при избора на работни честоти за различни късовълнови радиовръзки. Познаване на техните изменения в зависимост от състоянието на йоносферата в различно времедни и през различните сезони е изключително важно за осигуряване на надеждността на радиокомуникациите. Йоносферата е съвкупност от йонизирани слоеве на земната атмосфера, започващи от надморска височина от около 60 km и достигащи до височини от десетки хиляди km. Основният източник на йонизация на земната атмосфера е ултравиолетовото и рентгеновото лъчение от Слънцето, което се среща главно в слънчевата хромосфера и корона. В допълнение, степента на йонизация на горната атмосфера се влияе от слънчеви корпускулярни потоци, които възникват по време на слънчеви изригвания, както и от космически лъчи и метеорни частици.

Йоносферни слоеве

- това са области в атмосферата, в които се достигат максимални концентрации на свободни електрони (т.е. техният брой в единица обем). Електрически заредените свободни електрони и (в по-малка степен по-малко подвижни йони), получени в резултат на йонизацията на атомите на атмосферните газове, взаимодействащи с радиовълни (т.е. електромагнитни трептения), могат да променят посоката си, отразявайки или пречупвайки ги и абсорбирайки тяхната енергия . В резултат на това при приемане на отдалечени радиостанции могат да възникнат различни ефекти, например затихване на радиокомуникациите, повишена чуваемост на отдалечени станции, затъмненияи така нататък. явления.

Изследователски методи.

Класическите методи за изследване на йоносферата от Земята се свеждат до импулсно сондиране - изпращане на радиоимпулси и наблюдение на техните отражения от различни слоеве на йоносферата, измерване на времето на забавяне и изследване на интензитета и формата на отразените сигнали. Чрез измерване на височините на отражение на радиоимпулси при различни честоти, определяне на критичните честоти на различни области (критичната честота е носещата честота на радиоимпулс, за която дадена област на йоносферата става прозрачна), е възможно да се определи стойността на концентрацията на електрони в слоевете и ефективните височини за дадени честоти и изберете оптималните честоти за дадени радиопътеки. С развитието на ракетната технология и настъпването на космическата ера на изкуствените спътници на Земята (AES) и други космически кораби стана възможно директното измерване на параметрите на близката до Земята космическа плазма, чиято долна част е йоносферата.

Измерванията на концентрацията на електрони, извършени на борда на специално изстреляни ракети и по траектории на сателитни полети, потвърдиха и изясниха данни, получени преди това с наземни методи за структурата на йоносферата, разпределението на концентрацията на електрони по височина над различни региони на Земята и направи възможно получаването на стойности на концентрацията на електрони над основния максимум - слоя Е. Преди това беше невъзможно да се направи с помощта на методи за сондиране, базирани на наблюдения на отразени късовълнови радиоимпулси. Установено е, че в някои райони на земното кълбо има доста стабилни зони с намалена концентрация на електрони, регулярни „йоносферни ветрове“, възникват особени вълнови процеси в йоносферата, които пренасят локални йоносферни смущения на хиляди километри от мястото на тяхното възбуждане, и още много. Създаването на особено високочувствителни приемни устройства направи възможно приемането на импулсни сигнали, частично отразени от най-ниските области на йоносферата (станции за частично отражение) в станции за сондиране на йоносферни импулси. Използването на мощни импулсни инсталации в метровия и дециметровия обхват на дължината на вълната с използването на антени, които позволяват висока концентрация на излъчвана енергия, направи възможно наблюдението на сигнали, разпръснати от йоносферата на различни височини. Изследването на характеристиките на спектрите на тези сигнали, некохерентно разпръснати от електрони и йони на йоносферната плазма (за това бяха използвани станции за некохерентно разсейване на радиовълни) даде възможност да се определи концентрацията на електрони и йони, техния еквивалент температура на различни височини до височини от няколко хиляди километра. Оказа се, че йоносферата е доста прозрачна за използваните честоти.

Концентрация електрически заряди(концентрацията на електрони е равна на концентрацията на йони) в земната йоносфера на надморска височина 300 km е около 10 6 cm –3 през деня. Плазмата с такава плътност отразява радиовълни с дължина над 20 m и предава по-къси.

Типично вертикално разпределение на концентрацията на електрони в йоносферата за дневни и нощни условия.

Разпространение на радиовълни в йоносферата.

Стабилното приемане на радиостанции на дълги разстояния зависи от използваните честоти, както и от времето на деня, сезона и в допълнение от слънчевата активност. Слънчевата активност значително влияе върху състоянието на йоносферата. Радиовълните, излъчвани от наземна станция, се разпространяват по права линия, както всички видове електромагнитни вълни. Трябва обаче да се има предвид, че както повърхността на Земята, така и йонизираните слоеве на нейната атмосфера служат като плочи на огромен кондензатор, действащ върху тях като ефекта на огледалата върху светлината. Отразявайки се от тях, радиовълните могат да пътуват на много хиляди километри, обикаляйки земното кълбо на огромни скокове от стотици и хиляди километри, отразявайки се последователно от слой йонизиран газ и от повърхността на Земята или водата.

През 20-те години на миналия век се смяташе, че радиовълните, по-къси от 200 m, като цяло не са подходящи за комуникация на дълги разстояния поради силно поглъщане. Първите експерименти за приемане на къси вълни на дълги разстояния през Атлантическия океан между Европа и Америка бяха извършени от английския физик Оливър Хевисайд и американския електроинженер Артър Кенели. Независимо един от друг, те предположиха, че някъде около Земята има йонизиран слой на атмосферата, способен да отразява радиовълни. Той беше наречен слой Хевисайд-Кенъли, а след това йоносфера.

Според съвременните концепции йоносферата се състои от отрицателно заредени свободни електрони и положително заредени йони, главно молекулярен кислород O + и азотен оксид NO +. Йоните и електроните се образуват в резултат на дисоциацията на молекулите и йонизацията на неутралните газови атоми от слънчевите рентгенови лъчи и ултравиолетовото лъчение. За да се йонизира атом, е необходимо да му се придаде йонизационна енергия, чийто основен източник за йоносферата е ултравиолетовото, рентгеновото и корпускулярното лъчение на Слънцето.

Докато газовата обвивка на Земята е осветена от Слънцето, в нея непрекъснато се образуват нови и нови електрони, но в същото време част от електроните, сблъсквайки се с йони, се рекомбинират, образувайки отново неутрални частици. След залез слънце образуването на нови електрони почти спира и броят на свободните електрони започва да намалява. Колкото повече свободни електрони има в йоносферата, толкова по-добре се отразяват високочестотните вълни от нея. С намаляване на концентрацията на електрони, преминаването на радиовълни е възможно само в нискочестотни диапазони. Ето защо през нощта, като правило, е възможно да се приемат далечни станции само в диапазоните от 75, 49, 41 и 31 м. Електроните са разпределени неравномерно в йоносферата. На височини от 50 до 400 km има няколко слоя или области с повишена концентрация на електрони. Тези области плавно преминават една в друга и оказват различен ефект върху разпространението на HF радиовълните. Горният слой на йоносферата се обозначава с буквата Е. Тук има най-висока степен на йонизация (частта на заредените частици е около 10 –4). Намира се на надморска височина над 150 км над земната повърхност и играе основна отразяваща роля при разпространението на високочестотни HF радиовълни на дълги разстояния. През летните месеци регион F се разделя на два слоя - Е 1 и Е 2. Слой F1 може да заема височини от 200 до 250 км, а слой Е 2 изглежда „плува“ в диапазона на надморска височина от 300–400 км. Обикновено слой Е 2 се йонизира много по-силно от слоя Е 1 . Нощен слой Е 1 изчезва и слоят Е 2 остава, като бавно губи до 60% от степента си на йонизация. Под слой F на височини от 90 до 150 km има слой дчиято йонизация става под въздействието на мекото рентгеново лъчение от Слънцето. Степента на йонизация на Е слоя е по-ниска от тази на Е, през деня приемането на станции в нискочестотните HF диапазони от 31 и 25 m става, когато сигналите се отразяват от слоя д. Обикновено това са станции, разположени на разстояние 1000–1500 km. През нощта в пласта дЙонизацията рязко намалява, но дори и по това време тя продължава да играе значителна роля в приемането на сигнали от станции на обхвати 41, 49 и 75 m.

Голям интерес за приемане на сигнали от високочестотни КВ диапазони от 16, 13 и 11 m представляват възникващите в района дслоеве (облаци) със силно повишена йонизация. Площта на тези облаци може да варира от няколко до стотици квадратни километра. Този слой с повишена йонизация се нарича спорадичен слой ди е обозначен Ес. Es облаците могат да се движат в йоносферата под въздействието на вятъра и да достигнат скорост до 250 km/h. През лятото в средните ширини през деняПроизходът на радиовълни, дължащ се на Es облаците, се появява 15–20 дни на месец. В близост до екватора го има почти винаги, а във високите географски ширини обикновено се появява през нощта. Понякога, в години на ниска слънчева активност, когато няма излъчване във високочестотните КВ ленти, внезапно се появяват далечни станции на 16, 13 и 11 m ленти с добър обем, сигналите на които се отразяват многократно от Es.

Най-ниската област на йоносферата е областта дразположени на надморска височина между 50 и 90 км. Тук има относително малко свободни електрони. От района дДългите и средните вълни се отразяват добре, а сигналите от нискочестотните HF станции се поглъщат силно. След залез слънце йонизацията изчезва много бързо и става възможно приемането на далечни станции в диапазона 41, 49 и 75 m, чиито сигнали се отразяват от слоевете Е 2 и д. Отделните слоеве на йоносферата играят важна роля в разпространението на HF радиосигнали. Ефектът върху радиовълните се дължи главно на наличието на свободни електрони в йоносферата, въпреки че механизмът на разпространение на радиовълните е свързан с наличието на големи йони. Последните представляват интерес и при изучаване на химичните свойства на атмосферата, тъй като са по-активни от неутралните атоми и молекули. Химичните реакции, протичащи в йоносферата, играят важна роля в нейния енергиен и електрически баланс.

Нормална йоносфера. Наблюденията, направени с помощта на геофизични ракети и сателити, предоставиха изобилие от нова информация, показваща, че йонизацията на атмосферата възниква под въздействието на широк диапазон от слънчева радиация. Основната му част (повече от 90%) е съсредоточена във видимата част на спектъра. Ултравиолетовото лъчение, което има по-къса дължина на вълната и по-висока енергия от виолетовите светлинни лъчи, се излъчва от водород във вътрешната атмосфера на Слънцето (хромосферата), а рентгеновите лъчи, които имат още по-висока енергия, се излъчват от газове във външната обвивка на Слънцето (короната).

Нормалното (средно) състояние на йоносферата се дължи на постоянна мощна радиация. В нормалната йоносфера настъпват редовни промени, дължащи се на дневното въртене на Земята и сезонните разлики в ъгъла на падане на слънчевите лъчи по обяд, но също така настъпват непредвидими и резки промени в състоянието на йоносферата.

Смущения в йоносферата.

Както е известно, на Слънцето възникват мощни циклично повтарящи се прояви на активност, които достигат максимум на всеки 11 години. Наблюденията по програмата на Международната геофизична година (IGY) съвпаднаха с периода на най-висока слънчева активност за целия период на систематични метеорологични наблюдения, т.е. от началото на 18 век. В периоди на висока активност яркостта на някои области на Слънцето се увеличава няколко пъти, а мощността на ултравиолетовото и рентгеновото лъчение се увеличава рязко. Такива явления се наричат ​​слънчеви изригвания. Продължават от няколко минути до един-два часа. По време на изригването се изригва слънчева плазма (предимно протони и електрони) и елементарни частици се втурват в открития космос. Електромагнитното и корпускулярно излъчване от Слънцето по време на такива изригвания оказва силно въздействие върху земната атмосфера.

Първоначалната реакция се наблюдава 8 минути след изригването, когато до Земята достигат интензивни ултравиолетови и рентгенови лъчи. В резултат на това рязко се увеличава йонизацията; Рентгеновите лъчи проникват в атмосферата до долната граница на йоносферата; броят на електроните в тези слоеве нараства толкова много, че радиосигналите се поглъщат почти напълно („изгасват“). Допълнителното поглъщане на радиация води до нагряване на газа, което допринася за развитието на ветрове. Йонизираният газ е електрически проводник и когато се движи в магнитното поле на Земята, възниква ефект на динамо и се създава електрически ток. Такива течения могат от своя страна да причинят забележими смущения в магнитното поле и да се проявят под формата на магнитни бури.

Структурата и динамиката на горните слоеве на атмосферата се определят значително от неравновесни процеси в термодинамичен смисъл, свързани с йонизация и дисоциация от слънчева радиация, химични процеси, възбуждане на молекули и атоми, тяхното дезактивиране, сблъсъци и други елементарни процеси. В този случай степента на неравновесие се увеличава с височината, тъй като плътността намалява. До надморска височина от 500–1000 км, а често и по-висока, степента на неравновесие за много характеристики на горната атмосфера е доста малка, което прави възможно използването на класическата и хидромагнитната хидродинамика, като се вземат предвид химичните реакции, за да се опише.

Екзосферата е външният слой на земната атмосфера, започващ от височини от няколкостотин километра, от който леките, бързо движещи се водородни атоми могат да излязат в открития космос.

Едуард Кононович

Литература:

Пудовкин M.I. Основи на слънчевата физика. Санкт Петербург, 2001
Ерис Чейсън, Стив Макмилън Астрономията днес. Prentice-Hall, Inc. Горна седлова река, 2002 г
Материали в интернет: http://ciencia.nasa.gov/