2 struktura atmosfere. Slojevi atmosfere po redu od površine zemlje

Atmosfera je plinovita ljuska naše planete koja rotira zajedno sa Zemljom. Gas u atmosferi naziva se vazduh. Atmosfera je u kontaktu sa hidrosferom i delimično prekriva litosferu. Ali gornje granice je teško odrediti. Konvencionalno je prihvaćeno da se atmosfera proteže naviše za otprilike tri hiljade kilometara. Tamo glatko teče u bezvazdušni prostor.

Hemijski sastav Zemljine atmosfere

Formiranje hemijskog sastava atmosfere počelo je prije oko četiri milijarde godina. U početku se atmosfera sastojala samo od lakih gasova - helijuma i vodonika. Prema naučnicima, početni preduslovi za stvaranje gasne ljuske oko Zemlje bile su vulkanske erupcije, koje su, zajedno sa lavom, ispuštale ogromne količine gasova. Nakon toga je počela izmjena plinova s ​​vodenim prostorima, sa živim organizmima i s proizvodima njihovog djelovanja. Sastav zraka se postepeno mijenjao i fiksirao se u svom modernom obliku prije nekoliko miliona godina.

Glavne komponente atmosfere su azot (oko 79%) i kiseonik (20%). Preostali postotak (1%) čine sljedeći plinovi: argon, neon, helij, metan, ugljični dioksid, vodik, kripton, ksenon, ozon, amonijak, sumpor i dušikov dioksid, dušikov oksid i ugljični monoksid, koji su uključeni u ovih jedan posto.

Osim toga, zrak sadrži vodenu paru i čestice (pelud, prašina, kristale soli, nečistoće u aerosolu).

Nedavno su naučnici primijetili ne kvalitativnu, već kvantitativnu promjenu nekih sastojaka zraka. A razlog tome je čovjek i njegove aktivnosti. Samo u posljednjih 100 godina nivoi ugljičnog dioksida su se značajno povećali! Ovo je ispunjeno mnogim problemima, od kojih su najglobalniji klimatske promjene.

Formiranje vremena i klime

Atmosfera igra ključnu ulogu u oblikovanju klime i vremena na Zemlji. Mnogo toga zavisi od količine sunčeve svetlosti, prirode donje površine i atmosferske cirkulacije.

Pogledajmo faktore redom.

1. Atmosfera prenosi toplotu sunčevih zraka i upija štetno zračenje. Stari Grci su znali da sunčevi zraci padaju na različite dijelove Zemlje pod različitim uglovima. Sama riječ "klima" u prijevodu sa starogrčkog znači "kosina". Dakle, na ekvatoru sunčevi zraci padaju gotovo okomito, zbog čega je ovdje jako vruće. Što je bliže polovima, veći je ugao nagiba. I temperatura pada.

2. Zbog neravnomjernog zagrijavanja Zemlje u atmosferi nastaju vazdušne struje. Klasificirani su prema svojim veličinama. Najmanji (desetine i stotine metara) su lokalni vjetrovi. Zatim slijede monsuni i pasati, cikloni i anticikloni, te planetarne frontalne zone.

Sve ove vazdušne mase se stalno kreću. Neki od njih su prilično statični. Na primjer, pasati koji pušu iz subtropskih područja prema ekvatoru. Kretanje drugih uvelike zavisi od atmosferski pritisak.

3. Atmosferski pritisak je još jedan faktor koji utiče na formiranje klime. Ovo je pritisak vazduha na površini zemlje. Kao što je poznato, vazdušne mase se kreću iz oblasti sa visokim atmosferskim pritiskom ka oblasti gde je taj pritisak niži.

Dodijeljeno je ukupno 7 zona. Ekvator je zona niskog pritiska. Nadalje, s obje strane ekvatora do tridesetih geografskih širina postoji područje visokog pritiska. Od 30° do 60° - opet nizak pritisak. A od 60° do polova je zona visokog pritiska. Vazdušne mase kruže između ovih zona. Oni koji dolaze s mora na kopno donose kišu i loše vrijeme, a oni koji pušu s kontinenata donose vedro i suho vrijeme. Na mjestima gdje se zračne struje sudaraju formiraju se atmosferske frontalne zone koje karakteriziraju padavine i nepogodno, vjetrovito vrijeme.

Naučnici su dokazali da čak i dobrobit osobe zavisi od atmosferskog pritiska. Prema međunarodnim standardima, normalni atmosferski pritisak je 760 mm Hg. kolone na temperaturi od 0°C. Ovaj indikator se izračunava za one površine zemljišta koje su skoro u ravni sa nivoom mora. Sa visinom pritisak opada. Stoga, na primjer, za Sankt Peterburg 760 mm Hg. - ovo je norma. Ali za Moskvu, koja se nalazi više, normalan pritisak je 748 mm Hg.

Pritisak se mijenja ne samo okomito, već i horizontalno. To se posebno osjeća prilikom prolaska ciklona.

Struktura atmosfere

Atmosfera podsjeća slojevita torta. I svaki sloj ima svoje karakteristike.

. Troposfera- sloj najbliži Zemlji. "Debljina" ovog sloja se mijenja sa udaljenosti od ekvatora. Iznad ekvatora sloj se proteže prema gore za 16-18 km, u umjerenim zonama za 10-12 km, na polovima za 8-10 km.

Ovdje se nalazi 80% ukupne mase zraka i 90% vodene pare. Ovdje nastaju oblaci, nastaju cikloni i anticikloni. Temperatura zraka ovisi o nadmorskoj visini područja. U prosjeku se smanjuje za 0,65°C na svakih 100 metara.

. Tropopauza- prelazni sloj atmosfere. Njegova visina se kreće od nekoliko stotina metara do 1-2 km. Temperatura zraka ljeti je viša nego zimi. Na primjer, iznad polova zimi je -65° C. A iznad ekvatora je -70° C u bilo koje doba godine.

. Stratosfera- ovo je sloj čija gornja granica leži na nadmorskoj visini od 50-55 kilometara. Turbulencija je ovdje mala, sadržaj vodene pare u zraku je zanemarljiv. Ali ima puno ozona. Maksimalna koncentracija mu je na nadmorskoj visini od 20-25 km. U stratosferi temperatura zraka počinje rasti i dostiže +0,8° C. To je zbog činjenice da ozonski omotač stupa u interakciju s ultraljubičastim zračenjem.

. Stratopauza- niski međusloj između stratosfere i mezosfere koja ga prati.

. Mezosfera- gornja granica ovog sloja je 80-85 kilometara. Ovdje se odvijaju složeni fotohemijski procesi koji uključuju slobodne radikale. Oni su ti koji pružaju onaj blagi plavi sjaj naše planete, koji se vidi iz svemira.

Većina kometa i meteorita sagorijeva u mezosferi.

. Mesopauza- sljedeći međusloj, u kojem je temperatura zraka najmanje -90°.

. Termosfera- donja granica počinje na nadmorskoj visini od 80 - 90 km, a gornja granica sloja ide otprilike na 800 km. Temperatura vazduha raste. Može varirati od +500° C do +1000° C. Tokom dana temperaturne fluktuacije su stotine stepeni! Ali zrak je ovdje toliko razrijeđen da razumijevanje pojma “temperatura” kako ga zamišljamo nije prikladno ovdje.

. Ionosfera- kombinuje mezosferu, mezopauzu i termosferu. Vazduh se ovde sastoji uglavnom od molekula kiseonika i azota, kao i od kvazi-neutralne plazme. Sunčeve zrake koje ulaze u jonosferu snažno joniziraju molekule zraka. U donjem sloju (do 90 km) stepen jonizacije je nizak. Što je veća, veća je jonizacija. Dakle, na visini od 100-110 km, elektroni su koncentrisani. Ovo pomaže da se reflektuju kratki i srednji radio talasi.

Najvažniji sloj jonosfere je gornji, koji se nalazi na nadmorskoj visini od 150-400 km. Njegova posebnost je u tome što reflektira radio valove, a to olakšava prijenos radio signala na značajnim udaljenostima.

U jonosferi se javlja takav fenomen kao što je aurora.

. Egzosfera- sastoji se od atoma kiseonika, helijuma i vodonika. Gas u ovom sloju je vrlo razrijeđen i atomi vodonika često izlaze u svemir. Stoga se ovaj sloj naziva „zona disperzije“.

Prvi naučnik koji je sugerisao da naša atmosfera ima težinu bio je Italijan E. Torricelli. Ostap Bender je, na primjer, u svom romanu “Zlatno tele” žalio da je svaku osobu pritisnuo stub zraka težak 14 kg! Ali veliki spletkaroš je malo pogriješio. Odrasla osoba doživljava pritisak od 13-15 tona! Ali mi ne osjećamo tu težinu, jer je atmosferski pritisak uravnotežen unutrašnjim pritiskom osobe. Težina naše atmosfere je 5.300.000.000.000.000.000 tona. Brojka je kolosalna, iako je samo milioniti dio težine naše planete.

Na nivou mora 1013,25 hPa (oko 760 mmHg). Prosječna globalna temperatura zraka na površini Zemlje je 15°C, sa temperaturom koja varira od približno 57°C u suptropskim pustinjama do -89°C na Antarktiku. Gustoća zraka i tlak opadaju s visinom prema zakonu bliskom eksponencijalnom.

Struktura atmosfere. Vertikalno, atmosfera ima slojevitu strukturu, determiniranu uglavnom karakteristikama vertikalne raspodjele temperature (slika), koja ovisi o geografskom položaju, godišnjem dobu, dobu dana i tako dalje. Donji sloj atmosfere - troposfera - karakterizira pad temperature s visinom (za oko 6°C po 1 km), njegova visina od 8-10 km u polarnim geografskim širinama do 16-18 km u tropima. Zbog brzog smanjenja gustine vazduha sa visinom, oko 80% ukupne mase atmosfere nalazi se u troposferi. Iznad troposfere je stratosfera, sloj koji se općenito karakterizira povećanjem temperature s visinom. Prijelazni sloj između troposfere i stratosfere naziva se tropopauza. U nižoj stratosferi, do nivoa od oko 20 km, temperatura se malo mijenja s visinom (tzv. izotermna oblast), a često čak i lagano opada. Iznad toga, temperatura raste zbog apsorpcije UV zračenja sa Sunca ozonom, u početku polako, a brže sa nivoa od 34-36 km. Gornja granica stratosfere - stratopauza - nalazi se na nadmorskoj visini od 50-55 km, što odgovara maksimalnoj temperaturi (260-270 K). Sloj atmosfere koji se nalazi na nadmorskoj visini od 55-85 km, gde temperatura ponovo opada sa visinom, naziva se mezosfera; na njenoj gornjoj granici - mezopauzi - temperatura dostiže 150-160 K ljeti, a 200-230 K. K zimi. Iznad mezopauze počinje termosfera – sloj koji karakteriše nagli porast temperature, dostižući 800-1200 K na visini od 250 km. U termosferi se apsorbuje korpuskularno i rendgensko zračenje Sunca, meteori se usporavaju i sagorevaju, pa djeluje kao zaštitni sloj Zemlje. Još viša je egzosfera, odakle se atmosferski plinovi raspršuju u svemir zbog disipacije i gdje dolazi do postepenog prijelaza iz atmosfere u međuplanetarni prostor.

Sastav atmosfere. Do visine od oko 100 km atmosfera je gotovo homogena po hemijskom sastavu i prosječnoj molekularne mase vazduh (oko 29) je konstantan u njemu. U blizini Zemljine površine, atmosfera se sastoji od azota (oko 78,1% zapremine) i kiseonika (oko 20,9%), a sadrži i male količine argona, ugljen-dioksida (ugljen-dioksida), neona i drugih stalnih i promenljivih komponenti (vidi vazduh ).

Osim toga, atmosfera sadrži male količine ozona, dušikovih oksida, amonijaka, radona itd. Relativni sadržaj glavnih komponenti zraka je konstantan tokom vremena i ujednačen u različitim geografskim područjima. Sadržaj vodene pare i ozona je promjenjiv u prostoru i vremenu; Uprkos niskom sadržaju, njihova uloga u atmosferskim procesima je veoma značajna.

Iznad 100-110 km dolazi do disocijacije molekula kisika, ugljičnog dioksida i vodene pare, pa se molekulska masa zraka smanjuje. Na visini od oko 1000 km počinju da prevladavaju laki gasovi - helijum i vodonik, a još više Zemljina atmosfera se postepeno pretvara u međuplanetarni gas.

Najvažnija varijabilna komponenta atmosfere je vodena para, koja u atmosferu ulazi isparavanjem sa površine vode i vlažnog tla, kao i transpiracijom biljaka. Relativni sadržaj vodene pare varira na površini zemlje od 2,6% u tropima do 0,2% u polarnim geografskim širinama. Brzo pada s visinom, smanjujući se za polovicu već na visini od 1,5-2 km. Vertikalni stup atmosfere na umjerenim geografskim širinama sadrži oko 1,7 cm „sloja istaložene vode“. Kada se vodena para kondenzira, nastaju oblaci iz kojih padaju atmosferske padavine u obliku kiše, grada i snijega.

Važna komponenta atmosferskog vazduha je ozon, koncentrisan 90% u stratosferi (između 10 i 50 km), oko 10% je u troposferi. Ozon obezbeđuje apsorpciju tvrdog UV zračenja (talasne dužine manje od 290 nm), a to je njegova zaštitna uloga za biosferu. Vrijednosti ukupnog sadržaja ozona variraju ovisno o geografskoj širini i godišnjem dobu u rasponu od 0,22 do 0,45 cm (debljina ozonskog omotača pri pritisku p = 1 atm i temperaturi T = 0°C). U ozonskim rupama koje se na Antarktiku posmatraju u proleće od ranih 1980-ih, sadržaj ozona može pasti na 0,07 cm. Povećava se od ekvatora do polova i ima godišnji ciklus sa maksimumom u proleće i minimumom u jesen i amplitudom od godišnji ciklus je mali u tropima i raste prema visokim geografskim širinama. Značajna varijabilna komponenta atmosfere je ugljični dioksid, čiji se sadržaj u atmosferi povećao za 35% u posljednjih 200 godina, što se uglavnom objašnjava antropogenim faktorom. Uočena je njena geografska i sezonska varijabilnost, povezana sa fotosintezom biljaka i rastvorljivosti u morska voda(prema Henrijevom zakonu, rastvorljivost gasa u vodi opada sa porastom temperature).

Važnu ulogu u oblikovanju klime planete igra atmosferski aerosol - čvrste i tečne čestice suspendirane u zraku veličine od nekoliko nm do desetina mikrona. Postoje aerosoli prirodnog i antropogenog porijekla. Aerosol nastaje u procesu reakcija u gasnoj fazi iz proizvoda biljnog života i ljudske ekonomske aktivnosti, vulkanskih erupcija, kao rezultat prašine koja se diže vjetrom sa površine planete, posebno iz njenih pustinjskih krajeva, a također je i nastala od kosmičke prašine koja pada u gornje slojeve atmosfere. Većina aerosola koncentrirana je u troposferi; aerosol iz vulkanskih erupcija formira takozvani Jungeov sloj na visini od oko 20 km. Najveća količina antropogeni aerosol ulazi u atmosferu kao rezultat rada vozila i termoelektrana, hemijske proizvodnje, sagorevanja goriva itd. Stoga se u nekim područjima sastav atmosfere značajno razlikuje od običan vazduh, što je zahtijevalo stvaranje posebne službe za praćenje i praćenje nivoa zagađenosti zraka.

Evolucija atmosfere. Moderna atmosfera je očigledno sekundarnog porijekla: nastala je od plinova koje je ispustila čvrsta ljuska Zemlje nakon što je formiranje planete završeno prije oko 4,5 milijardi godina. Atmosfera je tokom geološke istorije Zemlje pretrpela značajne promene u svom sastavu pod uticajem niza faktora: disipacije (isparenja) gasova, uglavnom lakših, u svemir; oslobađanje plinova iz litosfere kao rezultat vulkanske aktivnosti; hemijske reakcije između komponenti atmosfere i stijena koje čine zemljinu koru; fotohemijske reakcije u samoj atmosferi pod uticajem sunčevog UV zračenja; akrecija (hvatanje) materije iz međuplanetarnog medija (na primjer, meteorska materija). Razvoj atmosfere usko je povezan sa geološkim i geohemijskim procesima, a tokom poslednjih 3-4 milijarde godina i sa aktivnošću biosfere. Značajan dio plinova koji čine modernu atmosferu (dušik, ugljični dioksid, vodena para) nastao je tokom vulkanske aktivnosti i upada, koji ih je nosio iz dubina Zemlje. Kiseonik se pojavio u značajnim količinama prije oko 2 milijarde godina kao rezultat fotosintetskih organizama koji su prvobitno nastali u površinskim vodama oceana.

Na osnovu podataka o hemijskom sastavu karbonatnih naslaga dobijene su procjene količine ugljičnog dioksida i kisika u atmosferi geološke prošlosti. Tokom fanerozoika (poslednjih 570 miliona godina Zemljine istorije), količina ugljičnog dioksida u atmosferi varirala je u velikoj mjeri u zavisnosti od nivoa vulkanske aktivnosti, temperature okeana i brzine fotosinteze. Veći dio ovog vremena koncentracija ugljičnog dioksida u atmosferi bila je znatno viša nego danas (do 10 puta). Količina kiseonika u atmosferi fanerozoika značajno se promenila, sa preovladavajućim trendom njenog povećanja. U pretkambrijskoj atmosferi masa ugljičnog dioksida je po pravilu bila veća, a masa kisika manja u odnosu na atmosferu fanerozoika. Fluktuacije u količini ugljičnog dioksida imale su značajan utjecaj na klimu u prošlosti, povećavajući efekat staklene bašte s povećanjem koncentracije ugljičnog dioksida, čineći klimu znatno toplijom kroz glavni dio fanerozoika u odnosu na modernu eru.

Atmosfera i život. Bez atmosfere, Zemlja bi bila mrtva planeta. Organski život se odvija u bliskoj interakciji sa atmosferom i povezanom klimom i vremenom. Beznačajna po masi u poređenju sa planetom u cjelini (otprilike milionski dio), atmosfera je neophodan uslov za sve oblike života. Najvažniji od atmosferskih plinova za život organizama su kisik, dušik, vodena para, ugljični dioksid i ozon. Kada fotosintetske biljke apsorbiraju ugljični dioksid, stvara se organska tvar koju koristi kao izvor energije velika većina živih bića, uključujući i ljude. Kiseonik je neophodan za postojanje aerobnih organizama, kojima se protok energije obezbeđuje reakcijama oksidacije organske materije. Azot, koji asimiliraju neki mikroorganizmi (fiksatori dušika), neophodan je za mineralnu ishranu biljaka. Ozon, koji apsorbuje tvrdo UV zračenje Sunca, značajno slabi ovaj deo štetni za život. sunčevo zračenje. Kondenzacija vodene pare u atmosferi, stvaranje oblaka i naknadne padavine dovode vodu do kopna, bez kojih nije moguć nijedan oblik života. Vitalna aktivnost organizama u hidrosferi je u velikoj mjeri određena količinom i hemijskim sastavom atmosferskih plinova otopljenih u vodi. Budući da hemijski sastav atmosfere značajno zavisi od aktivnosti organizama, biosfera i atmosfera se mogu smatrati dijelom jedinstvenog sistema čije je održavanje i evolucija (vidi Biogeohemijski ciklusi) od velike važnosti za promjenu sastava atmosferu kroz istoriju Zemlje kao planete.

Radijacijski, toplotni i vodni bilansi atmosfere. Sunčevo zračenje je praktično jedini izvor energije za sve fizičke procese u atmosferi. glavna karakteristika radijacijski režim atmosfere - tzv. efekat staklene bašte: atmosfera prilično dobro prenosi sunčevo zračenje na površinu zemlje, ali aktivno apsorbira toplotno dugovalno zračenje sa površine zemlje, čiji se dio vraća na površinu u obliku kontra zračenje, nadoknađivanje radijacionog gubitka toplote sa zemljine površine (vidi Atmosfersko zračenje). U nedostatku atmosfere, prosječna temperatura zemljine površine bila bi -18°C, au stvarnosti je 15°C. Dolazeće sunčevo zračenje se djelomično (oko 20%) apsorbira u atmosferu (uglavnom vodenom parom, kapljicama vode, ugljičnim dioksidom, ozonom i aerosolima), a također se raspršuje (oko 7%) česticama aerosola i fluktuacijama gustoće (Rayleighovo raspršivanje) . Ukupno zračenje koje dopire do Zemljine površine se djelimično (oko 23%) odbija od nje. Koeficijent refleksije određen je refleksivnošću donje površine, takozvanim albedom. U prosjeku, Zemljin albedo za integralni tok sunčevog zračenja je blizu 30%. Ona varira od nekoliko procenata (suvo tlo i crnica) do 70-90% za svježe pao snijeg. Radijacijska izmjena topline između zemljine površine i atmosfere značajno ovisi o albedu i određena je efektivnim zračenjem zemljine površine i protuzračenjem atmosfere koje apsorbira. Algebarski zbir tokova zračenja koji ulaze u Zemljinu atmosferu iz svemira i napuštaju je nazad naziva se radijacioni balans.

Transformacije sunčevog zračenja nakon njegovog apsorpcije atmosferom i zemljinom površinom određuju toplotni bilans Zemlje kao planete. Glavni izvor toplote za atmosferu je Zemljina površina; toplota se iz njega prenosi ne samo u obliku dugovalnog zračenja, već i konvekcijom, a oslobađa se i prilikom kondenzacije vodene pare. Učešće ovih priliva toplote je u proseku 20%, 7% i 23%, respektivno. Ovdje se također dodaje oko 20% topline zbog apsorpcije direktnog sunčevog zračenja. Tok sunčevog zračenja u jedinici vremena kroz jedno područje okomito na sunčeve zrake i smješteno izvan atmosfere na prosječnoj udaljenosti od Zemlje do Sunca (tzv. solarna konstanta) jednak je 1367 W/m2, promjene su 1-2 W/m2 u zavisnosti od ciklusa sunčeve aktivnosti. Sa planetarnim albedom od oko 30%, vremenski prosjek globalnog priliva sunčeve energije na planetu iznosi 239 W/m2. Pošto Zemlja kao planeta emituje u svemir u proseku istu količinu energije, onda je, prema Stefan-Boltzmannom zakonu, efektivna temperatura izlaznog toplotnog dugotalasnog zračenja 255 K (-18°C). Istovremeno, prosječna temperatura zemljine površine je 15°C. Razlika od 33°C je zbog efekta staklene bašte.

Vodeni bilans atmosfere općenito odgovara jednakosti količine vlage koja je isparila sa površine Zemlje i količine padavina koje padaju na površinu Zemlje. Atmosfera iznad okeana prima više vlage iz procesa isparavanja nego nad kopnom i gubi 90% u obliku padavina. Višak vodene pare preko okeana prenosi se na kontinente vazdušne struje. Količina vodene pare koja se prenosi u atmosferu iz okeana na kontinente jednaka je zapremini rijeka koje teku u okeane.

Kretanje zraka. Zemlja je sferna, pa mnogo manje sunčevog zračenja dopire do njenih visokih geografskih širina nego u tropskim krajevima. Kao rezultat, nastaju veliki temperaturni kontrasti između geografskih širina. Na raspodjelu temperature značajno utiču i relativni položaji okeana i kontinenata. Zbog velike mase okeanskih voda i velikog toplotnog kapaciteta vode, sezonske fluktuacije temperature površine oceana su mnogo manje nego na kopnu. S tim u vezi, u srednjim i visokim geografskim širinama, temperatura zraka iznad okeana ljeti je znatno niža nego nad kontinentima, a viša zimi.

Neravnomjerno zagrijavanje atmosfere u različitim dijelovima zemaljske kugle uzrokuje prostorno nehomogenu raspodjelu atmosferskog tlaka. Na razini mora, raspodjelu tlaka karakteriziraju relativno niske vrijednosti u blizini ekvatora, povećava se u suptropima (pojasevi visokog pritiska) i opada u srednjim i visokim geografskim širinama. Istovremeno, nad kontinentima vantropskih širina tlak je obično povećan zimi, a opada ljeti, što je povezano s raspodjelom temperature. Pod uticajem gradijenta pritiska, vazduh doživljava ubrzanje usmereno iz oblasti visokog pritiska u oblasti niskog pritiska, što dovodi do kretanja vazdušnih masa. Na pokretne zračne mase također utiču sila skretanja Zemljine rotacije (Coriolisova sila), sila trenja koja se smanjuje s visinom i, za zakrivljene putanje, centrifugalna sila. Turbulentno miješanje zraka je od velike važnosti (vidi Turbulencija u atmosferi).

Povezano sa planetarnom raspodelom pritiska složen sistem strujanja zraka (opća cirkulacija atmosfere). U meridijalnoj ravni se u prosjeku mogu pratiti dvije ili tri meridionalne cirkulacijske ćelije. U blizini ekvatora, zagrijani zrak se diže i spušta u suptropima, formirajući Hadleyjevu ćeliju. Vazduh obrnute Ferrell ćelije takođe se spušta tamo. Na visokim geografskim širinama često je vidljiva ravna polarna ćelija. Meridionalne brzine cirkulacije su reda veličine 1 m/s ili manje. Zbog Coriolisove sile, zapadni vjetrovi se primjećuju u većem dijelu atmosfere sa brzinama u srednjoj troposferi od oko 15 m/s. Postoje relativno stabilni sistemi vetra. Tu spadaju pasati - vjetrovi koji duvaju iz zona visokog pritiska u suptropima do ekvatora sa uočljivom istočnom komponentom (od istoka prema zapadu). Monsuni su prilično stabilni - zračne struje koje imaju jasno izražen sezonski karakter: ljeti duvaju od okeana prema kopnu, a zimi u suprotnom smjeru. Monsuni Indijskog okeana su posebno redovni. U srednjim geografskim širinama kretanje zračnih masa je uglavnom zapadno (od zapada prema istoku). Ovo je zona atmosferskih frontova na kojima nastaju veliki vrtlozi - cikloni i anticikloni, koji pokrivaju stotine, pa čak i hiljade kilometara. Cikloni se također javljaju u tropima; ovdje se odlikuju manjim veličinama, ali vrlo velikim brzinama vjetra, dostižući snagu uragana (33 m/s ili više), takozvani tropski cikloni. Na Atlantiku i na istoku pacifik nazivaju se uragani, a u zapadnom Tihom okeanu - tajfuni. U gornjoj troposferi i donjoj stratosferi, u područjima koja razdvajaju direktnu Hadley meridionalnu cirkulacionu ćeliju i reverznu Ferrell ćeliju, često se uočavaju relativno uski, stotinama kilometara široki, mlazne struje sa oštro definisanim granicama, unutar kojih vetar dostiže 100-150 stepeni. pa čak 200 m/ sa.

Klima i vrijeme. Razlika u količini sunčeve radijacije koja dolazi na različitim geografskim širinama na zemljinu površinu, koja je raznolika u svojim fizičkim svojstvima, određuje raznolikost klime na Zemlji. Od ekvatora do tropskih geografskih širina, temperatura zraka na površini zemlje u prosjeku iznosi 25-30°C i malo varira tokom cijele godine. U ekvatorijalnom pojasu obično ima mnogo padavina, što stvara uslove viška vlage. U tropskim zonama padavine se smanjuju, au nekim područjima postaju vrlo niske. Ovdje su ogromne pustinje Zemlje.

U suptropskim i srednjim geografskim širinama temperatura zraka značajno varira tokom cijele godine, a razlika između ljetnih i zimskih temperatura posebno je velika u područjima kontinenata udaljenih od okeana. Tako u nekim područjima istočnog Sibira godišnji raspon temperature zraka dostiže 65°C. Uslovi ovlaživanja na ovim geografskim širinama su veoma raznoliki, uglavnom u zavisnosti od režima opšta cirkulacija atmosfera i značajno se mijenjaju iz godine u godinu.

U polarnim geografskim širinama, temperatura ostaje niska tokom cijele godine, čak i ako postoje primjetne sezonske varijacije. Ovo doprinosi širokoj rasprostranjenosti ledenog pokrivača na okeanima i kopnu i permafrostu, koji zauzimaju preko 65% njene površine u Rusiji, uglavnom u Sibiru.

Tokom proteklih decenija, promjene u globalnoj klimi postale su sve primjetnije. Temperature rastu više na visokim nego na niskim geografskim širinama; više zimi nego ljeti; više noću nego tokom dana. Tokom 20. veka prosečna godišnja temperatura vazduha na zemljinoj površini u Rusiji porasla je za 1,5-2°C, a u nekim oblastima Sibira primećeno je povećanje od nekoliko stepeni. Ovo je povezano s povećanjem efekta staklene bašte zbog povećanja koncentracije plinova u tragovima.

Vrijeme je određeno uslovima atmosferske cirkulacije i geografska lokacija terena, najstabilniji je u tropima i najpromjenjiviji u srednjim i visokim geografskim širinama. Vrijeme se najviše mijenja u zonama promjene zračnih masa uzrokovanih prolaskom atmosferskih frontova, ciklona i anticiklona koji nose padavine i pojačan vjetar. Podaci za vremensku prognozu prikupljaju se na zemaljskim meteorološkim stanicama, brodovima i avionima, te sa meteoroloških satelita. Vidi također Meteorologija.

Optički, akustički i električni fenomeni u atmosferi. Kada se elektromagnetno zračenje širi u atmosferi, kao rezultat prelamanja, apsorpcije i raspršivanja svjetlosti zrakom i raznim česticama (aerosol, kristali leda, kapi vode), nastaju različite optičke pojave: duge, krune, oreole, fatamorgane itd. rasipanje svetlosti određuje prividnu visinu nebeskog svoda i plavu boju neba. Opseg vidljivosti objekata određen je uslovima širenja svjetlosti u atmosferi (vidi Vidljivost atmosfere). Transparentnost atmosfere na različitim talasnim dužinama određuje komunikacijski domet i sposobnost detekcije objekata instrumentima, uključujući mogućnost astronomskih posmatranja sa površine Zemlje. Za proučavanje optičkih nehomogenosti stratosfere i mezosfere, fenomen sumraka igra važnu ulogu. Na primjer, fotografiranje sumraka iz svemirskih letjelica omogućava otkrivanje slojeva aerosola. Osobine širenja elektromagnetnog zračenja u atmosferi određuju točnost metoda za daljinsko ispitivanje njegovih parametara. Sva ova pitanja, kao i mnoga druga, proučava atmosferska optika. Refrakcija i rasipanje radio talasa određuju mogućnosti radio prijema (pogledajte Širenje radio talasa).

Širenje zvuka u atmosferi zavisi od prostorne distribucije temperature i brzine vjetra (vidi Atmosferska akustika). Od interesa je za atmosfersko ispitivanje daljinskim metodama. Eksplozije naelektrisanja lansiranih raketama u gornju atmosferu pružile su bogate informacije o sistemima vetra i temperaturnim varijacijama u stratosferi i mezosferi. U stabilno stratifikovanoj atmosferi, kada temperatura opada sa visinom sporije od adijabatskog gradijenta (9,8 K/km), nastaju takozvani unutrašnji talasi. Ovi talasi se mogu širiti prema gore u stratosferu, pa čak i u mezosferu, gdje se smanjuju, doprinoseći pojačanim vjetrovima i turbulencijama.

Negativni naboj Zemlje i nastalo električno polje, atmosfera, zajedno sa električno nabijenom jonosferom i magnetosferom, stvaraju globalnu električni krug. Važnu ulogu u tome ima formiranje oblaka i elektriciteta grmljavine. Opasnost od pražnjenja groma zahtijevala je razvoj metoda gromobranske zaštite zgrada, objekata, dalekovoda i komunikacija. Ova pojava predstavlja posebnu opasnost za avijaciju. Pražnjenja groma uzrokuju atmosferske radio smetnje, koje se nazivaju atmosfere (pogledajte Atmosfere zvižduka). Prilikom naglog povećanja jačine električnog polja uočavaju se svjetleća pražnjenja koja se pojavljuju na vrhovima i oštrim uglovima objekata koji strše iznad površine zemlje, na pojedinačnim vrhovima u planinama itd. (Elma svjetla). Atmosfera uvijek sadrži vrlo različitu količinu lakih i teških jona, ovisno o specifičnim uvjetima, koji određuju električnu provodljivost atmosfere. Glavni jonizatori zraka u blizini zemljine površine su zračenje radioaktivnih tvari sadržanih u zemljinoj kori i atmosferi, kao i kosmičke zrake. Vidi također Atmosferski elektricitet.

Ljudski uticaj na atmosferu. Tokom proteklih stoljeća došlo je do povećanja koncentracije stakleničkih plinova u atmosferi zbog ljudskih ekonomskih aktivnosti. Procenat ugljičnog dioksida porastao je sa 2,8-10 2 prije dvije stotine godina na 3,8-10 2 2005. godine, sadržaj metana - sa 0,7-10 1 prije otprilike 300-400 godina na 1,8-10 -4 početkom 21. vijek; oko 20% povećanja efekta staklene bašte u prošlom veku došlo je od freona, kojih u atmosferi praktično nije bilo do sredine 20. veka. Ove supstance su prepoznate kao oštećivači stratosferskog ozona, a njihova proizvodnja je zabranjena Montrealskim protokolom iz 1987. godine. Povećanje koncentracije ugljičnog dioksida u atmosferi uzrokovano je sagorijevanjem sve većih količina uglja, nafte, plina i drugih vrsta ugljičnih goriva, kao i krčenjem šuma, uslijed čega dolazi do apsorpcije ugljični dioksid se fotosintezom smanjuje. Koncentracija metana raste sa povećanjem proizvodnje nafte i gasa (zbog njegovih gubitaka), kao i sa širenjem usjeva riže i povećanjem broja stoke. Sve to doprinosi zagrijavanju klime.

Za promjenu vremena razvijene su metode za aktivno djelovanje na atmosferske procese. Koriste se za zaštitu poljoprivrednih biljaka od grada raspršivanjem specijalnih reagensa u grmljavinskim oblacima. Postoje i metode za raspršivanje magle na aerodromima, zaštitu biljaka od mraza, uticaj na oblake da povećaju padavine u željenim područjima ili za raspršivanje oblaka tokom javnih događaja.

Proučavanje atmosfere. Informacije o fizičkim procesima u atmosferi dobijaju se prvenstveno od meteorološka posmatranja, koje provodi globalna mreža stalnih meteorološke stanice i postova na svim kontinentima i na mnogim ostrvima. Dnevna osmatranja daju informacije o temperaturi i vlažnosti zraka, atmosferskom pritisku i padavinama, oblačnosti, vjetru itd. Na aktinometrijskim stanicama vrše se opažanja sunčevog zračenja i njegovih transformacija. Od velikog značaja za proučavanje atmosfere su mreže aeroloških stanica, na kojima se vrše meteorološka mjerenja do visine od 30-35 km uz pomoć radiosonda. Na brojnim stanicama vrše se posmatranja atmosferskog ozona, električnih pojava u atmosferi i hemijskog sastava vazduha.

Podaci sa zemaljskih stanica dopunjeni su opservacijama na okeanima, gdje rade “brodovi za vremenske prilike”, koji se stalno nalaze u određenim područjima Svjetskog okeana, kao i meteorološkim informacijama dobijenim od istraživačkih i drugih brodova.

Poslednjih decenija sve se više informacija o atmosferi dobija pomoću meteoroloških satelita, koji nose instrumente za fotografisanje oblaka i merenje tokova ultraljubičastog, infracrvenog i mikrotalasnog zračenja Sunca. Sateliti omogućavaju dobijanje informacija o vertikalnim profilima temperature, oblačnosti i njenom vodosnabdijevanju, elementima radijacijske ravnoteže atmosfere, temperaturi površine okeana itd. Koristeći mjerenje refrakcije radio signala sa sistema navigacijskih satelita, on moguće je odrediti vertikalne profile gustine, pritiska i temperature, kao i sadržaja vlage u atmosferi. Uz pomoć satelita postalo je moguće razjasniti vrijednost solarne konstante i planetarnog albeda Zemlje, izgraditi karte radijacijske ravnoteže sistema Zemlja-atmosfera, izmjeriti sadržaj i varijabilnost malih atmosferskih zagađivača i riješiti mnogi drugi problemi atmosferske fizike i monitoringa životne sredine.

Lit.: Budyko M.I. Klima u prošlosti i budućnosti. L., 1980; Matveev L. T. Kurs opće meteorologije. Atmosferska fizika. 2nd ed. L., 1984; Budyko M.I., Ronov A.B., Yanshin A.L. Istorija atmosfere. L., 1985; Khrgian A. Kh Atmospheric Physics. M., 1986; Atmosfera: Imenik. L., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteorologija i klimatologija. 5th ed. M., 2001.

G. S. Golitsyn, N. A. Zaitseva.

Atmosfera je ono što omogućava život na Zemlji. Dobijamo prve informacije i činjenice o atmosferi osnovna škola. U srednjoj školi se upoznajemo sa ovim konceptom na časovima geografije.

Koncept Zemljine atmosfere

Ne samo Zemlja, već i druga nebeska tijela imaju atmosferu. Ovo je ime dato gasovitoj ljusci koja okružuje planete. Sastav ovog gasnog sloja značajno varira između planeta. Pogledajmo osnovne informacije i činjenice o inače zvanom zrak.

Njegova najvažnija komponenta je kiseonik. Neki ljudi pogrešno misle da se Zemljina atmosfera u potpunosti sastoji od kiseonika, ali u stvari, vazduh je mešavina gasova. Sadrži 78% azota i 21% kiseonika. Preostalih jedan posto uključuje ozon, argon, ugljični dioksid i vodenu paru. Iako je postotak ovih plinova mali, oni obavljaju važnu funkciju - apsorbiraju značajan dio sunčeve energije zračenja i na taj način sprječavaju svjetiljku da sav život na našoj planeti pretvori u pepeo. Svojstva atmosfere mijenjaju se ovisno o nadmorskoj visini. Na primjer, na visini od 65 km dušik je 86%, a kisik 19%.

Sastav Zemljine atmosfere

• Ugljen-dioksid neophodna za ishranu biljaka. Pojavljuje se u atmosferi kao rezultat procesa disanja živih organizama, truljenja i sagorijevanja. Njegovo odsustvo u atmosferi onemogućilo bi postojanje bilo koje biljke.
• Kiseonik- vitalna komponenta atmosfere za ljude. Njegovo prisustvo je uslov za postojanje svih živih organizama. On čini oko 20% ukupne zapremine atmosferskih gasova.
• Ozon je prirodni apsorber sunčevog ultraljubičastog zračenja, koje ima štetan uticaj na žive organizme. Većina formira poseban sloj atmosfere - ozonski ekran. U posljednje vrijeme ljudska aktivnost dovela je do toga da se postepeno počinje urušavati, ali kako je od velike važnosti, aktivno se radi na njenom očuvanju i restauraciji.
• vodena para određuje vlažnost vazduha. Njegov sadržaj može varirati ovisno o tome razni faktori: temperatura zraka, teritorijalni položaj, godišnje doba. Na niskim temperaturama u vazduhu ima vrlo malo vodene pare, možda i manje od jednog procenta, a na visokim temperaturama njena količina dostiže 4%.
• Pored svega navedenog, sastav zemljine atmosfere uvijek sadrži određeni postotak čvrste i tečne nečistoće. To su čađ, pepeo, morska so, prašina, kapi vode, mikroorganizmi. U zrak mogu dospjeti i prirodnim i antropogenim putem.

Slojevi atmosfere

Temperatura, gustina i kvalitetni sastav vazduha nisu isti na različitim visinama. Zbog toga je uobičajeno razlikovati različite slojeve atmosfere. Svaki od njih ima svoje karakteristike. Hajde da saznamo koji se slojevi atmosfere razlikuju:

• Troposfera - ovaj sloj atmosfere je najbliži površini Zemlje. Njegova visina je 8-10 km iznad polova i 16-18 km u tropima. Ovdje se nalazi 90% sve vodene pare u atmosferi, pa dolazi do aktivnog stvaranja oblaka. Takođe u ovom sloju se uočavaju procesi kao što su kretanje vazduha (vjetra), turbulencija i konvekcija. Temperature se kreću od +45 stepeni u podne u toploj sezoni u tropima do -65 stepeni na polovima.
• Stratosfera je drugi najudaljeniji sloj atmosfere. Nalazi se na nadmorskoj visini od 11 do 50 km. U donjem sloju stratosfere temperatura je približno -55, a udaljavajući se od Zemlje raste do +1˚S. Ovo područje se naziva inverzija i predstavlja granicu stratosfere i mezosfere.
• Mezosfera se nalazi na nadmorskoj visini od 50 do 90 km. Temperatura na njegovoj donjoj granici je oko 0, na gornjoj dostiže -80...-90 ˚S. Meteoriti koji ulaze u Zemljinu atmosferu potpuno sagorevaju u mezosferi, uzrokujući zračne sjaje ovdje.
• Debljina termosfere je oko 700 km. U ovom sloju atmosfere pojavljuje se sjeverno svjetlo. Pojavljuju se zbog uticaja kosmičkog zračenja i zračenja koje emituje sa Sunca.
• Egzosfera je zona disperzije vazduha. Ovdje je koncentracija plinova mala i oni postepeno izlaze u međuplanetarni prostor.

Smatra se da je granica između Zemljine atmosfere i svemira 100 km. Ova linija se zove Karmanova linija.

Atmosferski pritisak

Kada slušamo vremensku prognozu, često čujemo očitanja barometarskog tlaka. Ali šta znači atmosferski pritisak i kako može uticati na nas?

Shvatili smo da se vazduh sastoji od gasova i nečistoća. Svaka od ovih komponenti ima svoju težinu, što znači da atmosfera nije bestežinska, kako se vjerovalo do 17. stoljeća. Atmosferski pritisak je sila kojom svi slojevi atmosfere pritiskaju površinu Zemlje i sve objekte.

Naučnici su izvršili složene proračune i dokazali da atmosfera pritiska silom od 10.333 kg po kvadratnom metru površine. To znači da je ljudsko tijelo podložno vazdušnom pritisku čija je težina 12-15 tona. Zašto ovo ne osetimo? Spašava nas naš unutrašnji pritisak, koji uravnotežuje spoljašnji. Pritisak atmosfere možete osjetiti dok ste u avionu ili visoko u planinama, jer je atmosferski pritisak na visini mnogo manji. U tom slučaju moguća je fizička nelagoda, zapušene uši i vrtoglavica.

Mnogo toga se može reći o ambijentu koji ga okružuje. Znamo mnogo zanimljivih činjenica o njoj, a neke od njih mogu izgledati iznenađujuće:

• Težina Zemljine atmosfere je 5.300.000.000.000.000 tona.
• Promoviše prenos zvuka. Na visini većoj od 100 km ovo svojstvo nestaje zbog promjena u sastavu atmosfere.
• Kretanje atmosfere je izazvano neravnomjernim zagrijavanjem Zemljine površine.
• Termometar se koristi za određivanje temperature zraka, a barometar se koristi za određivanje tlaka u atmosferi.
• Prisustvo atmosfere spašava našu planetu od 100 tona meteorita svakog dana.
• Sastav vazduha bio je fiksiran nekoliko stotina miliona godina, ali je počeo da se menja sa početkom brze industrijske aktivnosti.
• Vjeruje se da se atmosfera proteže do visine od 3000 km.

Važnost atmosfere za ljude

Fiziološka zona atmosfere je 5 km. Na nadmorskoj visini od 5000 m, osoba počinje iskusiti gladovanje kisikom, što se izražava u smanjenju njegovih performansi i pogoršanju dobrobiti. To pokazuje da čovek ne može da preživi u prostoru gde nema ove neverovatne mešavine gasova.

Sve informacije i činjenice o atmosferi samo potvrđuju njenu važnost za ljude. Zahvaljujući njegovom prisustvu, postalo je moguće razviti život na Zemlji. Već danas, nakon procjene razmjera štete koju je čovječanstvo sposobno nanijeti svojim djelovanjem životvornom zraku, treba razmišljati o daljim mjerama za očuvanje i obnovu atmosfere.

Atmosfera- ovo je vazdušna ljuska koja okružuje Zemlju i povezana je sa njom gravitacijom. Atmosfera je uključena u dnevnu rotaciju i godišnje kretanje naše planete. Atmosferski zrak je mješavina plinova u kojoj su suspendirane tekućine (kapljice vode) i čvrste čestice (dim, prašina). Gasni sastav atmosfere je nepromijenjen do visine od 100-110 km, što je posljedica ravnoteže u prirodi. Zapreminski udjeli gasova su: azot - 78%, kiseonik - 21%, inertni gasovi (argon, ksenon, kripton) - 0,9%, ugljenik - 0,03%. Osim toga, u atmosferi uvijek postoji vodena para.

Osim bioloških procesa, kisik, dušik i ugljik aktivno su uključeni u kemijsko trošenje stijena. Uloga ozona 03 je veoma važna, on apsorbuje većinu ultraljubičastog zračenja Sunca i u velikim dozama je opasan za žive organizme. Čvrste čestice, kojih ima posebno u gradovima, služe kao jezgra kondenzacije (oko njih se formiraju kapljice vode i pahulje).

Visina, granice i struktura atmosfere

Gornja granica atmosfere konvencionalno je povučena na visini od oko 1000 km, iako se može pratiti mnogo više - do 20 000 km, ali tamo je vrlo rijetka.

Kroz drugačiji karakter promjene temperature zraka sa visinom i drugim fizičkim svojstvima u atmosferi podijeljene su na nekoliko dijelova, koji su međusobno odvojeni prijelaznim slojevima.

Troposfera je najniži i najgušći sloj atmosfere. Njegova gornja granica povučena je na nadmorskoj visini od 18 km iznad ekvatora i 8-12 km iznad polova. Temperatura u troposferi opada u prosjeku za 0,6 °C na svakih 100 m. Karakteriziraju je značajne horizontalne razlike u distribuciji temperature, pritiska, brzine vjetra, kao i formiranje oblaka i padavina. U troposferi postoji intenzivno vertikalno kretanje vazduha – konvekcija. U ovom donjem sloju atmosfere uglavnom se formira vrijeme. Ovdje je koncentrisana gotovo sva atmosferska vodena para.

Stratosfera se prostire uglavnom do visine od 50 km. Koncentracija ozona doseže na nadmorskoj visini od 20-25 km najviše vrijednosti, formirajući ozonski štit. Temperatura zraka u stratosferi, u pravilu, raste s visinom u prosjeku za 1-2 ° C po 1 km, dostižući 0 ° C i više na gornjoj granici. To se događa zbog apsorpcije sunčeve energije ozonom. U stratosferi gotovo da nema vodene pare i oblaka, a orkanski vjetrovi duvaju brzinom do 300-400 km/h.

U mezosferi temperatura vazduha pada na -60...- 100°C, a javljaju se intenzivna vertikalna i horizontalna kretanja vazduha.

U gornjim slojevima termosfere, gde je vazduh jako jonizovan, temperatura ponovo raste do 2000°C. Ovde se primećuju aurore i magnetne oluje.

Atmosfera igra veliku ulogu u životu Zemlje. Sprječava prekomjerno zagrijavanje zemljine površine danju i njeno hlađenje noću, redistribuira vlagu na Zemlji i štiti njenu površinu od pada meteorita. Prisustvo atmosfere je neophodan uslov za postojanje organskog života na našoj planeti.

Sunčevo zračenje. Atmosfersko grijanje

Sunce emituje ogromnu količinu energije, samo mali dio koje Zemlja prima.

Emisija svjetlosti i topline sa Sunca naziva se sunčevo zračenje. Sunčevo zračenje putuje dug put kroz atmosferu prije nego što stigne do površine Zemlje. Savladavajući ga, u velikoj mjeri se apsorbira i raspršuje zračnim omotačem. Zračenje koje direktno dopire do površine Zemlje u obliku direktnih zraka naziva se direktno zračenje. Dio zračenja koje se raspršuje u atmosferi također dospijeva na površinu Zemlje u obliku difuznog zračenja.

Kombinacija direktnog i difuznog zračenja koja dolazi na horizontalnu površinu naziva se ukupno sunčevo zračenje. Atmosfera apsorbuje oko 20% sunčevog zračenja koje stiže na svoju gornju granicu. Još 34% zračenja se odbija od Zemljine površine i atmosfere (reflektovano zračenje). Zemljina površina apsorbuje 46% sunčevog zračenja. Takvo zračenje se naziva apsorbovano (apsorbovano).

Odnos intenziteta reflektovanog sunčevog zračenja i intenziteta sve energije zračenja Sunca koja stiže na gornju granicu atmosfere naziva se Zemljin albedo i izražava se u procentima.

Dakle, albedo naše planete zajedno sa njenom atmosferom je u prosjeku 34%. Vrijednost albeda na različitim geografskim širinama ima značajne razlike povezane s bojom površine, vegetacijom, oblačnošću i sl. Površina prekrivena svježim snijegom reflektuje 80-85% radijacije, trava i pijesak - 26% odnosno 30%, a voda - samo 5%.

Količina sunčeve energije koju primaju pojedina područja Zemlje prvenstveno zavisi od ugla upada sunčevih zraka. Što ravnije padaju (tj. što je veća visina Sunca iznad horizonta), veća je količina sunčeve energije koja pada po jedinici površine.

Zavisnost količine ukupnog zračenja od upadnog ugla zraka je iz dva razloga. Prvo, što je manji ugao upada sunčevih zraka, to je veća površina na koju je raspoređen ovaj svjetlosni tok i manje energije ima po jedinici površine. Drugo, što je manji upadni ugao, to je duži put zraka zraka u atmosferi.

Providnost atmosfere, posebno oblačnost, utiče i na količinu sunčeve radijacije koja pogađa površinu zemlje. Ovisnost sunčevog zračenja o kutu upada sunčevih zraka i transparentnosti atmosfere određuje zonalnu prirodu njegove distribucije. Razlike u količini ukupnog sunčevog zračenja na jednoj geografskoj širini uzrokovane su uglavnom oblačnošću.

Količina topline koja ulazi na površinu zemlje određena je u kalorijama po jedinici površine (1 cm) po jedinici vremena (1 godina).

Apsorbovano zračenje troši se na zagrijavanje tankog površinskog sloja Zemlje i isparavanje vode. Zagrijana zemljina površina prenosi toplinu u okolinu putem zračenja, provodljivosti, konvekcije i kondenzacije vodene pare.

Promjene temperature zraka u zavisnosti od geografske širine mjesta i nadmorske visine

Ukupna radijacija opada od ekvatorijalno-tropskih širina do polova. Maksimalna je - oko 850 J/m2 godišnje (200 kcal/cm2 godišnje) - u tropskim pustinjama, gde je direktno sunčevo zračenje kroz veliku nadmorsku visinu Sunca i nebo bez oblaka intenzivno. U ljetnoj polovini godine izglađuju se razlike u protoku ukupnog sunčevog zračenja između niskih i visokih geografskih širina. To se događa zbog dužeg trajanja sunčevog osvjetljenja, posebno u polarnim područjima, gdje polarni dan traje i šest mjeseci.

Iako se ukupno sunčevo zračenje koje dolazi na površinu zemlje djelimično odbija od njega, najveći dio apsorbira Zemljina površina i pretvara se u toplinu. Dio ukupnog zračenja koji ostaje nakon što se potroši na refleksiju i toplinsko zračenje zemljine površine naziva se radijacijski bilans (rezidualno zračenje). Sveukupno za godinu, pozitivan je svuda na Zemlji, sa izuzetkom pustinja visokog leda na Antarktiku i Grenlandu. Ravnoteža zračenja prirodno se smanjuje u smjeru od ekvatora prema polovima, gdje je blizu nule.

Shodno tome, temperatura zraka se raspoređuje zonski, odnosno opada u smjeru od ekvatora prema polovima. .Temperatura zraka zavisi i od nadmorske visine područja: što je područje veće, temperatura je niža.

Raspored zemljišta i vode ima značajan uticaj na temperaturu vazduha. Površina kopna se brzo zagrijava, ali se brzo hladi, a površina vode se zagrijava sporije, ali duže zadržava toplinu i sporije je ispušta u zrak.

Kao rezultat različitih intenziteta zagrijavanja i hlađenja Zemljine površine danju i noću, u toplim i hladnim godišnjim dobima, temperatura zraka se mijenja tokom dana i godine.

Termometri se koriste za određivanje temperature zraka. mjeri se 8 puta dnevno i izračunava se prosjek po danu. Koristeći prosječne dnevne temperature, izračunavaju se mjesečni prosjeci. Obično su prikazane na klimatskim kartama kao izoterme (linije koje povezuju tačke sa istom temperaturom u određenom vremenskom periodu). Za karakterizaciju temperatura najčešće se uzimaju mjesečni prosjeci u januaru i julu, rjeđe godišnji. ,

Atmosfera je počela da se formira zajedno sa formiranjem Zemlje. Tokom evolucije planete i kako su se njeni parametri približavali savremenim vrednostima, došlo je do suštinskih kvalitativnih promena u njegovom hemijskom sastavu i fizičkim svojstvima. Prema evolucijskom modelu, Zemlja je u ranoj fazi bila u rastopljenom stanju i prije oko 4,5 milijardi godina formirana kao čvrsto tijelo. Ova prekretnica se uzima kao početak geološke hronologije. Od tog vremena počela je spora evolucija atmosfere. Neki geološki procesi (na primjer, izlijevanje lave tokom vulkanskih erupcija) bili su praćeni oslobađanjem plinova iz utrobe Zemlje. Oni su uključivali dušik, amonijak, metan, vodenu paru, CO oksid i ugljični dioksid CO 2. Pod utjecajem sunčevog ultraljubičastog zračenja, vodena para se raspada na vodik i kisik, ali oslobođeni kisik reagira s ugljičnim monoksidom i nastaje ugljični dioksid. Amonijak se razlaže na azot i vodonik. Tokom procesa difuzije, vodik se dizao prema gore i napustio atmosferu, a teži dušik nije mogao ispariti i postepeno se akumulirao, postajući glavna komponenta, iako je dio bio vezan u molekule kao rezultat kemijskih reakcija ( cm. HEMIJA ATMOSFERE). Pod utjecajem ultraljubičastih zraka i električnih pražnjenja, mješavina plinova prisutnih u izvornoj atmosferi Zemlje ušla je u kemijske reakcije koje su rezultirale stvaranjem organskih tvari, posebno aminokiselina. Pojavom primitivnih biljaka započeo je proces fotosinteze, praćen oslobađanjem kisika. Ovaj plin, posebno nakon difuzije u gornje slojeve atmosfere, počeo je štititi njene donje slojeve i površinu Zemlje od po život opasnog ultraljubičastog i rendgenskog zračenja. Prema teorijskim procjenama, sadržaj kisika, 25.000 puta manji nego sada, već bi mogao dovesti do stvaranja ozonskog omotača sa samo upola manjom koncentracijom nego sada. Međutim, to je već dovoljno da pruži vrlo značajnu zaštitu organizama od razornog djelovanja ultraljubičastih zraka.

Vjerovatno je da je primarna atmosfera sadržavala mnogo ugljičnog dioksida. Potrošio se tokom fotosinteze, a njegova koncentracija se morala smanjivati ​​kako se biljni svijet razvijao, ali i zbog apsorpcije tokom određenih geoloških procesa. Zbog Efekat staklenika povezane s prisustvom ugljičnog dioksida u atmosferi, fluktuacije njegove koncentracije su jedan od važnih razloga za tako velike klimatske promjene u povijesti Zemlje kao što je ledena doba.

Helij prisutan u modernoj atmosferi uglavnom je proizvod radioaktivnog raspada uranijuma, torija i radijuma. Ovi radioaktivni elementi emituju čestice, koje su jezgra atoma helija. Kako se tokom radioaktivnog raspada ne stvara niti uništava električni naboj, formiranjem svake a-čestice pojavljuju se dva elektrona, koji rekombinujući se sa a-česticama formiraju neutralne atome helijuma. Radioaktivni elementi sadržani su u mineralima raspršenim u stijenama, pa se u njima zadržava značajan dio helijuma koji nastaje kao rezultat radioaktivnog raspada, koji vrlo sporo bježi u atmosferu. Određena količina helijuma diže se prema gore u egzosferu zbog difuzije, ali zbog stalnog priliva sa zemljine površine, volumen ovog plina u atmosferi ostaje gotovo nepromijenjen. Na osnovu spektralne analize svjetlosti zvijezda i proučavanja meteorita, moguće je procijeniti relativnu zastupljenost različitih hemijskih elemenata u svemiru. Koncentracija neona u svemiru je otprilike deset milijardi puta veća nego na Zemlji, kriptona - deset miliona puta, a ksenona - milion puta. Iz toga slijedi da se koncentracija ovih inertnih plinova, koji su očito prvobitno bili prisutni u Zemljinoj atmosferi, a ne nadopunjeni tokom kemijskih reakcija, jako smanjila, vjerovatno čak i u fazi kada je Zemlja izgubila svoju primarnu atmosferu. Izuzetak je inertni plin argon, budući da u obliku izotopa 40 Ar još uvijek nastaje tijekom radioaktivnog raspada izotopa kalija.

Raspodjela barometrijskog pritiska.

Ukupna težina atmosferskih gasova je približno 4,5 10 15 tona. Dakle, „težina“ atmosfere po jedinici površine, odnosno atmosferskog pritiska, na nivou mora iznosi približno 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Pritisak jednak P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Art. = 1 atm, uzet kao standardni srednji atmosferski pritisak. Za atmosferu u stanju hidrostatičke ravnoteže imamo: d P= –rgd h, to znači da u intervalu visine od h prije h+ d h javlja jednakost između promjene atmosferskog tlaka d P i težinu odgovarajućeg elementa atmosfere sa jediničnom površinom, gustinom r i debljinom d h. Kao odnos između pritiska R i temperaturu T Koristi se jednadžba stanja idealnog plina gustoće r, koja je prilično primjenjiva na Zemljinu atmosferu: P= r R T/m, gdje je m molekulska težina, a R = 8,3 J/(K mol) je univerzalna plinska konstanta. Zatim d log P= – (m g/RT)d h= – bd h= – d h/H, gde je gradijent pritiska na logaritamskoj skali. Njegova inverzna vrijednost H naziva se skala atmosferske visine.

Prilikom integracije ove jednadžbe za izotermnu atmosferu ( T= const) ili za dio gdje je takva aproksimacija dopuštena, dobija se barometarski zakon raspodjele pritiska po visini: P = P 0 exp(– h/H 0), gdje je referenca visine h proizvedeno sa nivoa okeana, gde je standardni srednji pritisak P 0 . Izraz H 0 = R T/ mg, naziva se visinska skala, koja karakteriše obim atmosfere, pod uslovom da je temperatura u njoj svuda ista (izotermna atmosfera). Ako atmosfera nije izotermna, tada integracija mora uzeti u obzir promjenu temperature s visinom i parametar N– neke lokalne karakteristike atmosferskih slojeva, ovisno o njihovoj temperaturi i svojstvima okoliša.

Standardna atmosfera.

Model (tabela vrijednosti glavnih parametara) koji odgovara standardnom pritisku u podnožju atmosfere R 0 i hemijski sastav se naziva standardna atmosfera. Preciznije, ovo je uslovni model atmosfere, za koji su navedene prosječne vrijednosti temperature, pritiska, gustine, viskoziteta i drugih karakteristika zraka na visinama od 2 km ispod razine mora do vanjske granice zemljine atmosfere. za geografsku širinu 45° 32ŭ 33Í. Parametri srednje atmosfere na svim visinama izračunati su pomoću jednadžbe stanja idealnog gasa i barometrijskog zakona pod pretpostavkom da je na nivou mora pritisak 1013,25 hPa (760 mm Hg), a temperatura 288,15 K (15,0 °C). Prema prirodi vertikalne raspodjele temperature, prosječna atmosfera se sastoji od nekoliko slojeva, u svakom od kojih je temperatura aproksimirana linearna funkcija visina. U najnižem sloju - troposferi (h J 11 km) temperatura opada za 6,5 ​​°C sa svakim kilometrom porasta. Na velikim visinama, vrijednost i predznak vertikalnog temperaturnog gradijenta mijenja se od sloja do sloja. Iznad 790 km temperatura je oko 1000 K i praktično se ne mijenja sa visinom.

Standardna atmosfera je periodično ažuriran, legalizovan standard, izdat u obliku tabela.

Troposfera.

Najniži i najgušći sloj atmosfere, u kojem temperatura brzo opada s visinom, naziva se troposfera. Sadrži do 80% ukupne mase atmosfere i prostire se u polarnim i srednjim geografskim širinama do visina od 8-10 km, au tropima do 16-18 km. Ovdje se razvijaju gotovo svi vremenski procesi, dolazi do razmjene topline i vlage između Zemlje i njene atmosfere, formiraju se oblaci, javljaju se razne meteorološke pojave, javljaju se magla i padavine. Ovi slojevi zemljine atmosfere su u konvektivnoj ravnoteži i zahvaljujući aktivnom mešanju imaju homogen hemijski sastav, koji se uglavnom sastoji od molekularnog azota (78%) i kiseonika (21%). Velika većina prirodnih i umjetnih aerosola i plinova zagađivača zraka koncentrirana je u troposferi. Dinamika donjeg dijela troposfere, debljine do 2 km, uvelike ovisi o svojstvima donje površine Zemlje, koja određuje horizontalna i vertikalna kretanja zraka (vjetrova) uzrokovana prijenosom topline sa toplijeg kopna. kroz infracrveno zračenje zemljine površine, koje se apsorbuje u troposferi, uglavnom parama vode i ugljen-dioksida (efekat staklene bašte). Raspodjela temperature po visini se uspostavlja kao rezultat turbulentnog i konvektivnog miješanja. U prosjeku, odgovara padu temperature sa visinom od približno 6,5 K/km.

Brzina vjetra u površinskom graničnom sloju u početku brzo raste s visinom, a iznad nje nastavlja rasti za 2-3 km/s po kilometru. Ponekad se uski planetarni tokovi (brzinom većom od 30 km/s) pojavljuju u troposferi, zapadni u srednjim geografskim širinama i istočni blizu ekvatora. Zovu se mlazne struje.

Tropopauza.

Na gornjoj granici troposfere (tropopauza) temperatura dostiže svoju minimalnu vrijednost za donju atmosferu. Ovo je prelazni sloj između troposfere i stratosfere koja se nalazi iznad njega. Debljina tropopauze kreće se od stotina metara do 1,5-2 km, a temperatura i nadmorska visina se kreću od 190 do 220 K i od 8 do 18 km, ovisno o geografskoj širini i godišnjem dobu. U umjerenim i visokim geografskim širinama zimi je 1–2 km niža nego ljeti i 8–15 K toplija. U tropima su sezonske promjene znatno manje (visina 16-18 km, temperatura 180-200 K). Iznad mlazne struje mogući su prekidi tropopauze.

Voda u Zemljinoj atmosferi.

Najvažnija karakteristika Zemljine atmosfere je prisustvo značajnih količina vodene pare i vode u obliku kapljica, što se najlakše uočava u obliku oblaka i oblačnih struktura. Stepen pokrivenosti neba oblakom (u određenom trenutku ili u prosjeku u određenom vremenskom periodu), izražen na skali od 10 ili u postocima, naziva se oblačnost. Oblik oblaka je određen prema međunarodnoj klasifikaciji. U proseku, oblaci pokrivaju oko polovinu zemaljske kugle. Oblačnost je važan faktor koji karakteriše vreme i klimu. Zimi i noću naoblačenje sprječava smanjenje temperature zemljine površine i prizemnog sloja zraka, ljeti i danju slabi zagrijavanje zemljine površine sunčevim zracima, ublažavajući klimu unutar kontinenata. .

Oblaci.

Oblaci su nakupine kapljica vode suspendovanih u atmosferi (vodeni oblaci), kristala leda (ledeni oblaci) ili oboje zajedno (mešoviti oblaci). Kako kapljice i kristali postaju sve veći, oni padaju iz oblaka u obliku padavina. Oblaci se uglavnom formiraju u troposferi. Nastaju kao rezultat kondenzacije vodene pare sadržane u zraku. Prečnik kapi oblaka je reda veličine nekoliko mikrona. Sadržaj tekuće vode u oblacima kreće se od frakcija do nekoliko grama po m3. Oblaci se razlikuju po visini: Prema međunarodnoj klasifikaciji, postoji 10 vrsta oblaka: cirus, cirocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

Sedefasti oblaci se takođe primećuju u stratosferi, a noćni oblaci u mezosferi.

Oblaci cirusi su prozirni oblaci u obliku tankih bijelih niti ili velova sa svilenkastim sjajem koji ne daju sjenke. Cirusni oblaci se sastoje od kristala leda i formiraju se u gornjoj troposferi na veoma niskim temperaturama. Neke vrste cirusnih oblaka služe kao vjesnici vremenskih promjena.

Cirokumulusni oblaci su grebeni ili slojevi tankih bijelih oblaka u gornjoj troposferi. Cirokumulusni oblaci su građeni od malih elemenata koji izgledaju kao pahuljice, talasi, male kuglice bez senki i sastoje se uglavnom od kristala leda.

Cirrostratusni oblaci su bjelkasti prozirni veo u gornjoj troposferi, obično vlaknast, ponekad zamagljen, koji se sastoji od malih igličastih ili stubastih kristala leda.

Altokumulusni oblaci su bijeli, sivi ili bijelo-sivi oblaci u donjim i srednjim slojevima troposfere. Altokumulusni oblaci imaju izgled slojeva i grebena, kao da su izgrađeni od ploča, zaobljenih masa, osovina, pahuljica koje leže jedna na drugu. Altokumulusni oblaci nastaju tokom intenzivne konvektivne aktivnosti i obično se sastoje od prehlađenih kapljica vode.

Altostratusni oblaci su sivkasti ili plavkasti oblaci vlaknaste ili jednolike strukture. Altostratusni oblaci se uočavaju u srednjoj troposferi, koji se protežu nekoliko kilometara u visinu, a ponekad i hiljadama kilometara u horizontalnom pravcu. Tipično, altostratusni oblaci su dio frontalnih oblačnih sistema povezanih sa uzlaznim kretanjima zračnih masa.

Nimbostratusni oblaci su niski (od 2 km i više) amorfni sloj oblaka, jednoliko sivašto dovodi do kontinuirane kiše ili snijega. Nimbostratusni oblaci su visoko razvijeni okomito (do nekoliko km) i horizontalno (nekoliko hiljada km), sastoje se od superohlađenih kapljica vode pomiješanih sa pahuljama, koje se obično povezuju s atmosferskim frontovima.

Stratusni oblaci su oblaci donjeg sloja u obliku homogenog sloja bez određenih obrisa, sive boje. Visina slojevitih oblaka iznad površine zemlje je 0,5–2 km. Povremeno sa slojevitih oblaka pada kiša.

Kumulusni oblaci su gusti, svijetlo bijeli oblaci tokom dana sa značajnim vertikalnim razvojem (do 5 km ili više). Gornji dijelovi kumulusa izgledaju kao kupole ili kule sa zaobljenim obrisima. Tipično, kumulusni oblaci nastaju kao konvekcijski oblaci u hladnim vazdušnim masama.

Stratokumulusni oblaci su niski (ispod 2 km) oblaci u obliku sivih ili bijelih nevlaknastih slojeva ili grebena okruglih velikih blokova. Vertikalna debljina stratokumulusnih oblaka je mala. Povremeno stratokumulusni oblaci proizvode slabe padavine.

Kumulonimbusi su snažni i gusti oblaci sa snažnim vertikalnim razvojem (do visine od 14 km), koji stvaraju obilne padavine sa grmljavinom, gradom i olujama. Kumulonimbusi se razvijaju iz snažnih kumulusnih oblaka, koji se od njih razlikuju po gornjem dijelu koji se sastoji od kristala leda.

Stratosfera.

Kroz tropopauzu, u prosjeku na visinama od 12 do 50 km, troposfera prelazi u stratosferu. U donjem dijelu, oko 10 km, tj. do visina od oko 20 km, izotermna je (temperatura oko 220 K). Zatim se povećava sa visinom, dostižući maksimum od oko 270 K na nadmorskoj visini od 50-55 km. Ovdje je granica između stratosfere i mezosfere koja leži iznad, koja se naziva stratopauza. .

U stratosferi ima znatno manje vodene pare. Ipak, ponekad se uočavaju tanki prozirni biserni oblaci koji se povremeno pojavljuju u stratosferi na visini od 20-30 km. Sedefasti oblaci vidljivi su na tamnom nebu nakon zalaska sunca i prije izlaska sunca. Po obliku, sedefasti oblaci nalikuju cirusima i cirokumulusima.

Srednja atmosfera (mezosfera).

Na visini od oko 50 km, mezosfera počinje od vrha širokog temperaturnog maksimuma . Razlog za povećanje temperature u području ovog maksimuma je egzotermna (tj. praćena oslobađanjem toplote) fotohemijska reakcija razgradnje ozona: O 3 + hv® O 2 + O. Ozon nastaje kao rezultat fotohemijske razgradnje molekularnog kiseonika O 2

O 2 + hv® O + O i naknadna reakcija trostrukog sudara atoma kisika i molekule s nekim trećim molekulom M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Ozon halapljivo apsorbuje ultraljubičasto zračenje u području od 2000 do 3000 Å, a ovo zračenje zagrijava atmosferu. Ozon, koji se nalazi u gornjim slojevima atmosfere, služi kao svojevrsni štit koji nas štiti od djelovanja ultraljubičastog zračenja Sunca. Bez ovog štita razvoj života na Zemlji u njegovim modernim oblicima teško da bi bio moguć.

Općenito, u cijeloj mezosferi, atmosferska temperatura opada na svoju minimalnu vrijednost od oko 180 K na gornjoj granici mezosfere (nazvana mezopauza, visina oko 80 km). U blizini mezopauze, na visinama od 70-90 km, može se pojaviti vrlo tanak sloj ledenih kristala i čestica vulkanske i meteoritske prašine, posmatrano u obliku prekrasnog prizora noćnih oblaka ubrzo nakon zalaska sunca.

U mezosferi, male čvrste čestice meteorita koje padaju na Zemlju, uzrokujući fenomen meteora, uglavnom sagorevaju.

Meteori, meteoriti i vatrene kugle.

Baklje i druge pojave u gornjim slojevima Zemljine atmosfere uzrokovane upadom čvrstih kosmičkih čestica ili tijela u nju brzinom od 11 km/s ili više nazivaju se meteoroidi. Pojavljuje se vidljiv svijetli trag meteora; nazivaju se najmoćniji fenomeni, često praćeni padom meteorita vatrene kugle; pojava meteora je povezana sa kišama meteora.

Kiša meteora:

1) fenomen višestrukih pada meteora tokom nekoliko sati ili dana sa jednog radijanta.

2) roj meteoroida koji se kreće po istoj orbiti oko Sunca.

Sistematska pojava meteora na određenom području neba i u određenim danima godine, uzrokovano ukrštanjem Zemljine orbite sa zajedničkom putanjom mnogih meteoritskih tijela koja se kreću približno istim i identično usmjerenim brzinama, zbog čega se čini da njihove putanje na nebu izlaze iz jedne zajedničke tačke (radijanta). Ime su dobili po sazviježđu u kojem se nalazi radijant.

Kiše meteora ostavljaju dubok utisak svojim svjetlosnim efektima, ali su pojedinačni meteori rijetko vidljivi. Mnogo brojniji su nevidljivi meteori, premali da bi bili vidljivi kada se apsorbuju u atmosferu. Neki od najmanjih meteora vjerovatno se uopće ne zagrijavaju, već ih samo atmosfera hvata. Ove male čestice veličine od nekoliko milimetara do desethiljaditih dijelova milimetra nazivaju se mikrometeoriti. Količina meteorske materije koja dnevno ulazi u atmosferu kreće se od 100 do 10.000 tona, a večina Ova supstanca se nalazi u mikrometeoritima.

Budući da meteorska tvar djelomično sagorijeva u atmosferi, njen plinoviti sastav je napunjen tragovima raznih kemijskih elemenata. Na primjer, kameni meteori unose litijum u atmosferu. Sagorijevanje metalnih meteora dovodi do stvaranja sićušnih sferičnih željeza, željeza i nikla i drugih kapljica koje prolaze kroz atmosferu i talože se na površini zemlje. Mogu se naći na Grenlandu i Antarktiku, gdje ledeni pokrivači ostaju gotovo nepromijenjeni godinama. Oceanolozi ih nalaze u sedimentima dna oceana.

Većina čestica meteora koje uđu u atmosferu taloži se u roku od otprilike 30 dana. Neki naučnici vjeruju da ova kosmička prašina igra važnu ulogu u formiranju atmosferskih pojava kao što je kiša jer služi kao jezgra kondenzacije za vodenu paru. Stoga se pretpostavlja da su padavine statistički povezane sa velikim kišama meteora. Međutim, neki stručnjaci smatraju da, budući da je ukupna zaliha meteorskog materijala više desetina puta veća od one čak i najveće meteorske kiše, promjena ukupne količine ovog materijala koja je rezultat jedne takve kiše može se zanemariti.

Međutim, nema sumnje da najveći mikrometeoriti i vidljivi meteoriti ostavljaju duge tragove jonizacije u visokim slojevima atmosfere, uglavnom u jonosferi. Takvi tragovi se mogu koristiti za daljinske radio komunikacije, jer odražavaju visokofrekventne radio valove.

Energija meteora koji ulaze u atmosferu troši se uglavnom, a možda i u potpunosti, na njeno zagrijavanje. Ovo je jedna od manjih komponenti toplotne ravnoteže atmosfere.

Meteorit je prirodno čvrsto tijelo koje je palo na površinu Zemlje iz svemira. Obično se pravi razlika između kamenih, kameno-gvozdenih i gvozdenih meteorita. Potonji se uglavnom sastoje od željeza i nikla. Među pronađenim meteoritima većina teži od nekoliko grama do nekoliko kilograma. Najveći od pronađenih, željezni meteorit Goba, težak je oko 60 tona i još uvijek leži na istom mjestu gdje je otkriven, u Južnoj Africi. Većina meteorita su fragmenti asteroida, ali neki meteoriti su možda došli na Zemlju sa Mjeseca, pa čak i Marsa.

Bolid je veoma svetao meteor, ponekad vidljiv čak i tokom dana, često ostavljajući zadimljeni trag i praćen zvučnim fenomenima; često završava padom meteorita.

Termosfera.

Iznad temperaturnog minimuma mezopauze počinje termosfera, u kojoj temperatura prvo polako, a zatim brzo ponovo počinje rasti. Razlog je apsorpcija ultraljubičastog zračenja sa Sunca na visinama od 150-300 km, zbog jonizacije atomskog kiseonika: O + hv® O + + e.

U termosferi temperatura kontinuirano raste do visine od oko 400 km, gde tokom dana dostiže 1800 K tokom epohe maksimalne Sunčeve aktivnosti.U epohi minimalne Sunčeve aktivnosti ova granična temperatura može biti manja od 1000 K. Iznad 400 km, atmosfera se pretvara u izotermnu egzosferu. Kritični nivo (osnova egzosfere) je na visini od oko 500 km.

Polarna svjetla i mnoge orbite umjetnih satelita, kao i noćni oblaci - sve ove pojave se javljaju u mezosferi i termosferi.

Polarna svjetla.

Na visokim geografskim širinama tokom poremećaja magnetsko polje primećuju se aurore. Mogu trajati nekoliko minuta, ali su često vidljive i po nekoliko sati. Aurore se jako razlikuju po obliku, boji i intenzitetu, a sve se to ponekad vrlo brzo mijenja tokom vremena. Spektar aurore se sastoji od emisionih linija i traka. Neke od emisija noćnog neba su pojačane u spektru aurore, prvenstveno zelene i crvene linije l 5577 Å i l 6300 Å kiseonika. Dešava se da je jedna od ovih linija višestruko intenzivnija od druge, i to određuje vidljivu boju aurore: zelenu ili crvenu. Poremećaji magnetnog polja su takođe praćeni smetnjama u radio komunikacijama u polarnim oblastima. Uzrok poremećaja su promjene u jonosferi, što znači da za vrijeme magnetnih oluja postoji snažan izvor jonizacije. Utvrđeno je da se jake magnetne oluje javljaju kada se u blizini centra solarnog diska nalaze velike grupe sunčevih pjega. Zapažanja su pokazala da oluje nisu povezane sa samim sunčevim pjegama, već sa sunčevim bakljama koje se pojavljuju tokom razvoja grupe sunčevih pjega.

Aurore su raspon svjetlosti različitog intenziteta sa brzim kretanjima uočenim u područjima na visokim geografskim širinama Zemlje. Vizuelna aurora sadrži zelene (5577Å) i crvene (6300/6364Å) linije atomske emisije kiseonika i molekularne N2 trake, koje pobuđuju energetske čestice solarnog i magnetosferskog porekla. Ove emisije se obično pojavljuju na visinama od oko 100 km i više. Termin optička aurora se koristi za označavanje vizuelnih aurora i njihovog emisionog spektra od infracrvenog do ultraljubičastog područja. Energija zračenja u infracrvenom dijelu spektra značajno premašuje energiju u vidljivom području. Kada su se pojavile aurore, uočene su emisije u ULF opsegu (

Stvarne oblike aurore je teško klasifikovati; Najčešće korišteni termini su:

1. Mirni, ujednačeni lukovi ili pruge. Luk se obično proteže oko 1000 km u smjeru geomagnetne paralele (prema Suncu u polarnim područjima) i ima širinu od jednog do nekoliko desetina kilometara. Traka je generalizacija koncepta luka; obično nema pravilan oblik u obliku luka, već se savija u obliku slova S ili u obliku spirala. Lukovi i pruge nalaze se na nadmorskoj visini od 100-150 km.

2. Zraci aurore . Ovaj termin se odnosi na auroralnu strukturu izduženu duž linija magnetnog polja, sa vertikalnim opsegom od nekoliko desetina do nekoliko stotina kilometara. Horizontalni opseg zraka je mali, od nekoliko desetina metara do nekoliko kilometara. Zrake se obično posmatraju u lukovima ili kao zasebne strukture.

3. Mrlje ili površine . To su izolirana područja sjaja koja nemaju određeni oblik. Pojedinačne tačke mogu biti povezane jedna s drugom.

4. Veo. Neobičan oblik aurore, koji je ujednačen sjaj koji pokriva velika područja neba.

Prema svojoj strukturi, aurore se dijele na homogene, šuplje i blistave. Koriste se različiti termini; pulsirajući luk, pulsirajuća površina, difuzna površina, blistave pruge, draperije, itd. Postoji klasifikacija aurora prema njihovoj boji. Prema ovoj klasifikaciji, aurore tipa A. Gornji dio ili cijeli dio je crvene boje (6300–6364 Å). Obično se pojavljuju na visinama od 300-400 km sa visokom geomagnetskom aktivnošću.

Aurora tip IN obojena crvenom bojom u donjem dijelu i povezana sa sjajem traka prvog pozitivnog sistema N 2 i prvog negativnog sistema O 2. Takvi oblici aurore pojavljuju se tokom najaktivnijih faza aurore.

Zone polarna svjetla – Ovo su zone maksimalne frekvencije aurore noću, prema posmatračima na fiksnoj tački na površini Zemlje. Zone se nalaze na 67° sjeverne i južne geografske širine, a njihova širina je oko 6°. Maksimalna pojava aurore, koja odgovara datom trenutku geomagnetnog lokalnog vremena, javlja se u ovalnim pojasevima (ovalne aurore), koji se nalaze asimetrično oko sjevernog i južnog geomagnetnog pola. Oval polarne svjetlosti je fiksiran u koordinatama geografske širine i vremena, a zona polarne svjetlosti je geometrijski lokus tačaka ponoćne regije ovala u koordinatama širina – dužina. Ovalni pojas se nalazi približno 23° od geomagnetnog pola u noćnom sektoru i 15° u dnevnom sektoru.

Aurora ovalna i aurora zone. Lokacija ovala aurore ovisi o geomagnetskoj aktivnosti. Oval postaje širi uz visoku geomagnetnu aktivnost. Auroralne zone ili auroralne ovalne granice bolje su predstavljene L 6.4 nego dipolnim koordinatama. Linije geomagnetskog polja na granici dnevnog sektora ovala aurore poklapaju se sa magnetopauza. Uočava se promjena položaja ovala aurore u zavisnosti od ugla između geomagnetske ose i pravca Zemlja-Sunce. Auroralni oval se takođe određuje na osnovu podataka o taloženju čestica (elektrona i protona) određenih energija. Njegov položaj može se nezavisno odrediti iz podataka o Kaspakh na dnevnoj strani iu repu magnetosfere.

Dnevna varijacija u učestalosti pojavljivanja aurora u zoni aurore ima maksimum u geomagnetnoj ponoći i minimum u geomagnetnom podnevu. Na skoro ekvatorijalnoj strani ovala učestalost pojavljivanja aurora naglo opada, ali se oblik dnevnih varijacija zadržava. Na polarnoj strani ovala, učestalost aurora se postepeno smanjuje i karakteriziraju složene dnevne promjene.

Intenzitet aurore.

Intenzitet Aurore određuje se mjerenjem prividne površinske svjetline. Svjetlosna površina I aurora u određenom smjeru određena je ukupnom emisijom od 4p I foton/(cm 2 s). Pošto ova vrijednost nije pravi površinski sjaj, već predstavlja emisiju iz kolone, jedinični foton/(cm 2 kolona s) se obično koristi kada se proučavaju aurore. Uobičajena jedinica za mjerenje ukupne emisije je Rayleigh (Rl) jednak 10 6 fotona/(cm 2 kolone s). Praktičnije jedinice intenziteta aurora određuju se emisijama pojedinačne linije ili pojasa. Na primjer, intenzitet aurore određen je međunarodnim koeficijentima svjetline (IBRs) prema intenzitetu zelene linije (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (maksimalni intenzitet aurore). Ova klasifikacija se ne može koristiti za crvene aurore. Jedno od otkrića tog doba (1957–1958) bilo je uspostavljanje prostorno-vremenske distribucije aurora u obliku ovala, pomaknutog u odnosu na magnetni pol. Od jednostavnih ideja o kružnom obliku distribucije aurore u odnosu na magnetni pol postojao je Prelazak na modernu fiziku magnetosfere je završen. Čast otkrića pripada O. Khoroshevoj, a intenzivan razvoj ideja za auroralni oval izvršili su G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu i niz drugih istraživača. Auroralni oval je područje najintenzivnijeg utjecaja Sunčevog vjetra na gornji dio Zemljine atmosfere. Intenzitet aurore je najveći u ovalu, a njena dinamika se kontinuirano prati pomoću satelita.

Stabilni auroralni crveni lukovi.

Stalni auroralni crveni luk, inače se naziva crveni luk srednje širine ili M-arc, je subvizualni (ispod granice osjetljivosti oka) široki luk, koji se proteže od istoka prema zapadu hiljadama kilometara i možda okružuje cijelu Zemlju. Širina luka je 600 km. Emisija stabilnog auroralnog crvenog luka je skoro monohromatska u crvenim linijama l 6300 Å i l 6364 Å. Nedavno su također prijavljene slabe emisione linije l 5577 Å (OI) i l 4278 Å (N+2). Trajni crveni lukovi se klasifikuju kao aurore, ali se pojavljuju na mnogo većim visinama. Donja granica se nalazi na nadmorskoj visini od 300 km, gornja granica je oko 700 km. Intenzitet tihog auroralnog crvenog luka u emisiji l 6300 Å kreće se od 1 do 10 kRl (tipična vrijednost 6 kRl). Prag osetljivosti oka na ovoj talasnoj dužini je oko 10 kRl, tako da se lukovi retko uočavaju vizuelno. Međutim, zapažanja su pokazala da je njihov sjaj >50 kRL u 10% noći. Uobičajeni vijek trajanja lukova je oko jedan dan, a rijetko se pojavljuju u narednim danima. Radio talasi sa satelita ili radio izvora koji prelaze uporne auroralne crvene lukove podložni su scintilaciji, što ukazuje na postojanje nehomogenosti elektronske gustine. Teorijsko objašnjenje za crvene lukove je da su zagrejani elektroni regiona F Jonosfera uzrokuje povećanje atoma kisika. Satelitska opažanja pokazuju povećanje temperature elektrona duž linija geomagnetnog polja koje sijeku uporne auroralne crvene lukove. Intenzitet ovih lukova je u pozitivnoj korelaciji sa geomagnetskom aktivnošću (oluja), a učestalost pojavljivanja lukova u pozitivnoj je korelaciji sa aktivnošću sunčevih pjega.

Promjena aurore.

Neki oblici aurore doživljavaju kvaziperiodične i koherentne vremenske varijacije u intenzitetu. Ove aurore sa približno stacionarnom geometrijom i brzim periodičnim varijacijama koje se javljaju u fazi nazivaju se promenljive aurore. Klasifikovane su kao aurore forme R prema Međunarodnom atlasu aurora Detaljnija podjela promjenjivih aurora:

R 1 (pulsirajuća aurora) je sjaj sa ujednačenim faznim varijacijama u svjetlini kroz oblik aurore. Po definiciji, u idealnoj pulsirajućoj aurori, prostorni i vremenski dijelovi pulsiranja se mogu razdvojiti, tj. osvetljenost I(r,t)= I s(r)· I T(t). U tipičnoj aurori R 1 se javljaju pulsacije sa frekvencijom od 0,01 do 10 Hz niskog intenziteta (1-2 kRl). Većina aurora R 1 – to su tačke ili lukovi koji pulsiraju u periodu od nekoliko sekundi.

R 2 (vatrena aurora). Termin se obično koristi za označavanje pokreta poput plamena koji ispunjava nebo, a ne da opiše poseban oblik. Aurore imaju oblik luka i obično se kreću prema gore sa visine od 100 km. Ove aurore su relativno rijetke i češće se javljaju izvan aurore.

R 3 (svjetlucava aurora). To su aurore sa brzim, nepravilnim ili pravilnim varijacijama u svjetlini, koje ostavljaju utisak treperavog plamena na nebu. Pojavljuju se neposredno prije nego što se aurora raspadne. Tipično uočena učestalost varijacija R 3 je jednako 10 ± 3 Hz.

Termin strujna aurora, koji se koristi za drugu klasu pulsirajućih aurora, odnosi se na nepravilne varijacije svjetline koje se brzo kreću horizontalno u auroralnim lukovima i prugama.

Promjenjiva aurora je jedan od solarno-terestričkih fenomena koji prate pulsacije geomagnetnog polja i auroralnog rendgenskog zračenja uzrokovane taloženjem čestica solarnog i magnetosferskog porijekla.

Sjaj polarne kape karakteriše visok intenzitet trake prvog negativnog sistema N + 2 (l 3914 Å). Tipično, ove N + 2 trake su pet puta intenzivnije od zelene linije OI l 5577 Å; apsolutni intenzitet sjaja polarne kape kreće se od 0,1 do 10 kRl (obično 1-3 kRl). Tokom ovih aurora, koje se pojavljuju tokom perioda PCA, ujednačen sjaj pokriva čitavu polarnu kapu do geomagnetske širine od 60° na visinama od 30 do 80 km. Generišu ga pretežno solarni protoni i d-čestice sa energijama od 10-100 MeV, stvarajući maksimalnu jonizaciju na ovim visinama. Postoji još jedna vrsta sjaja u zonama aurore, koja se zove mantle aurora. Za ovu vrstu auroralnog sjaja, dnevni maksimalni intenzitet, koji se javlja u jutarnjim satima, iznosi 1-10 kRL, a minimalni je pet puta slabiji. Zapažanja aurora plašta su rijetka i daleko između; njihov intenzitet ovisi o geomagnetskoj i solarnoj aktivnosti.

Atmosferski sjaj definira se kao zračenje koje proizvodi i emituje atmosfera planete. Ovo je netermalno zračenje atmosfere, sa izuzetkom emisije aurore, pražnjenja groma i emisije meteorskih tragova. Ovaj izraz se koristi u odnosu na Zemljinu atmosferu (noćni sjaj, sumrak i dnevni sjaj). Atmosferski sjaj čini samo dio svjetla dostupnog u atmosferi. Drugi izvori uključuju zvjezdano svjetlo, zodijačko svjetlo i dnevnu difuznu svjetlost sa Sunca. Atmosferski sjaj ponekad može činiti i do 40% ukupne količine svjetlosti. Atmosferski sjaj se javlja u atmosferskim slojevima različite visine i debljine. Atmosferski sjajni spektar pokriva talasne dužine od 1000 Å do 22,5 mikrona. Glavna emisiona linija u atmosferskom sjaju je l 5577 Å i pojavljuje se na nadmorskoj visini od 90-100 km u sloju debljine 30-40 km. Pojava luminescencije je posljedica Chapmanovog mehanizma, zasnovanog na rekombinaciji atoma kisika. Ostale emisione linije su l 6300 Å, koje se pojavljuju u slučaju disocijativne rekombinacije O + 2 i emisije NI l 5198/5201 Å i NI l 5890/5896 Å.

Intenzitet sjaja zraka mjeri se u Rayleighu. Svjetlina (u Rayleighu) je jednaka 4 rv, gdje je b ugaona površinska svjetlina emitivnog sloja u jedinicama od 10 6 fotona/(cm 2 ster·s). Intenzitet sjaja zavisi od geografske širine (različito za različite emisije), a takođe varira tokom dana sa maksimumom blizu ponoći. Uočena je pozitivna korelacija za sjaj zraka u emisiji l 5577 Å sa brojem sunčevih pjega i fluksom sunčevog zračenja na talasnoj dužini od 10,7 cm.Sjaj zraka je uočen tokom satelitskih eksperimenata. Iz svemira se pojavljuje kao svjetlosni prsten oko Zemlje i ima zelenkastu boju.

Ozonosfera.

Na visinama od 20–25 km postiže se maksimalna koncentracija neznatne količine ozona O 3 (do 2×10 –7 sadržaja kiseonika!), koji nastaje pod uticajem sunčevog ultraljubičastog zračenja na visinama od oko 10 do 50 km, štiteći planetu od jonizujućeg sunčevog zračenja. Uprkos izuzetno malom broju molekula ozona, oni štite sav život na Zemlji od štetnog dejstva kratkotalasnog (ultraljubičastog i rendgenskog) zračenja Sunca. Ako sve molekule deponujete u podnožje atmosfere, dobićete sloj debljine ne više od 3-4 mm! Na visinama iznad 100 km povećava se udio lakih plinova, a na vrlo velikim visinama dominiraju helijum i vodonik; mnogi molekuli disociraju na pojedinačne atome, koji, jonizovani pod uticajem tvrdog zračenja Sunca, formiraju jonosferu. Pritisak i gustina vazduha u Zemljinoj atmosferi opadaju sa visinom. U zavisnosti od raspodele temperature, Zemljina atmosfera se deli na troposferu, stratosferu, mezosferu, termosferu i egzosferu. .

Na nadmorskoj visini od 20–25 km nalazi se ozonski sloj. Ozon nastaje usled razgradnje molekula kiseonika pri apsorbovanju ultraljubičastog zračenja Sunca sa talasnim dužinama kraćim od 0,1-0,2 mikrona. Slobodni kiseonik se kombinuje sa molekulima O2 i formira ozon O3, koji pohlepno apsorbuje sve ultraljubičasto zračenje kraće od 0,29 mikrona. O3 molekule ozona lako se uništavaju kratkotalasnim zračenjem. Stoga, uprkos svom razrjeđivanju, ozonski omotač efikasno apsorbira ultraljubičasto zračenje Sunca koje je prošlo kroz više i transparentnije atmosferske slojeve. Zahvaljujući tome, živi organizmi na Zemlji su zaštićeni od štetnih efekata ultraljubičasto svjetlo Ned.

Ionosfera.

Sunčevo zračenje ionizira atome i molekule atmosfere. Stepen jonizacije postaje značajan već na visini od 60 kilometara i stalno raste sa udaljenosti od Zemlje. Na različitim visinama u atmosferi dešavaju se uzastopni procesi disocijacije različitih molekula i naknadna ionizacija različitih atoma i jona. To su uglavnom molekuli kisika O 2, dušika N 2 i njihovi atomi. U zavisnosti od intenziteta ovih procesa, različiti slojevi atmosfere koji se nalaze iznad 60 kilometara nazivaju se jonosferski slojevi. , a njihova ukupnost je jonosfera . Donji sloj, čija je jonizacija neznatna, naziva se neutrosfera.

Maksimalna koncentracija nabijenih čestica u jonosferi postiže se na visinama od 300-400 km.

Istorija proučavanja jonosfere.

Hipotezu o postojanju provodnog sloja u gornjim slojevima atmosfere izneo je 1878. engleski naučnik Stjuart da bi objasnio karakteristike geomagnetnog polja. Zatim su 1902. godine, nezavisno jedan od drugog, Kenedi u SAD i Hevisajd u Engleskoj istakli da je za objašnjenje širenja radio talasa na velike udaljenosti neophodno pretpostaviti postojanje oblasti visoke provodljivosti u visokim slojevima atmosfere. Godine 1923. akademik M.V. Shuleikin, razmatrajući karakteristike širenja radio-talasa različitih frekvencija, došao je do zaključka da u jonosferi postoje najmanje dva reflektirajuća sloja. Zatim su 1925. engleski istraživači Appleton i Barnett, kao i Breit i Tuve, prvi eksperimentalno dokazali postojanje područja koja reflektiraju radio valove i postavili temelje za njihovo sistematsko proučavanje. Od tada se provodi sistematsko proučavanje svojstava ovih slojeva, općenito nazvanih ionosfera, koji igraju značajnu ulogu u nizu geofizičkih fenomena koji određuju refleksiju i apsorpciju radio-talasa, što je veoma važno za praktične svrhe, posebno za osiguranje pouzdanih radio komunikacija.

Tridesetih godina prošlog veka počela su sistematska posmatranja stanja jonosfere. U našoj zemlji, na inicijativu M. A. Bonch-Bruevicha, stvorene su instalacije za njeno sondiranje pulsa. Proučavana su mnoga opšta svojstva jonosfere, visine i koncentracija elektrona u njenim glavnim slojevima.

Na visinama od 60-70 km uočava se sloj D, na visinama od 100-120 km sloj E, na visinama, na visinama od 180–300 km dvoslojni F 1 i F 2. Glavni parametri ovih slojeva dati su u tabeli 4.

Prosječne vrijednosti su date jer se razlikuju na različitim geografskim širinama, ovisno o dobu dana i godišnjim dobima. Takvi podaci su neophodni da bi se osigurala radio komunikacija na daljinu. Koriste se za odabir radnih frekvencija za različite kratkotalasne radio veze. Poznavanje njihovih promjena u zavisnosti od stanja jonosfere u drugačije vrijeme dana iu različitim godišnjim dobima izuzetno je važno da se osigura pouzdanost radio komunikacija. Jonosfera je skup jonizovanih slojeva zemljine atmosfere, počevši od visina od oko 60 km i proteže se do visina od desetina hiljada km. Glavni izvor jonizacije Zemljine atmosfere je ultraljubičasto i rendgensko zračenje Sunca, koje se javlja uglavnom u solarnoj hromosferi i koroni. Osim toga, na stepen jonizacije gornjeg sloja atmosfere utiču solarni korpuskularni tokovi koji se javljaju tokom sunčevih baklji, kao i kosmičke zrake i meteorske čestice.

Jonosferski slojevi

- to su područja u atmosferi u kojima se postižu maksimalne koncentracije slobodnih elektrona (tj. njihov broj po jedinici zapremine). Električno nabijeni slobodni elektroni i (u manjoj mjeri, manje mobilni ioni) koji nastaju ionizacijom atoma atmosferskih plinova, u interakciji s radio valovima (tj. elektromagnetnim oscilacijama), mogu promijeniti svoj smjer, reflektirajući ih ili prelamajući ih i apsorbirati njihovu energiju. . Kao rezultat toga, prilikom prijema udaljenih radio stanica mogu se javiti različiti efekti, na primjer, slabljenje radio komunikacija, povećana čujnost udaljenih stanica, zamračenja i tako dalje. fenomeni.

Metode istraživanja.

Klasične metode proučavanja jonosfere sa Zemlje svode se na pulsno sondiranje - slanje radio impulsa i posmatranje njihovih refleksija od različitih slojeva jonosfere, mjerenje vremena kašnjenja i proučavanje intenziteta i oblika reflektiranih signala. Mjerenjem visina refleksije radio impulsa na različitim frekvencijama, određivanjem kritičnih frekvencija različitih područja (kritična frekvencija je noseća frekvencija radio impulsa, za koju dati dio jonosfere postaje transparentan), moguće je odrediti vrijednost koncentracije elektrona u slojevima i efektivne visine za date frekvencije, te odabrati optimalne frekvencije za date radio putanje. Razvojem raketne tehnologije i dolaskom svemirskog doba umjetnih Zemljinih satelita (AES) i drugih svemirskih letjelica, postalo je moguće direktno mjerenje parametara svemirske plazme blizu Zemlje, čiji je donji dio jonosfera.

Mjerenja koncentracije elektrona, obavljena na specijalno lansiranim raketama i duž satelitskih puteva, potvrdila su i razjasnila podatke koji su prethodno dobijeni zemaljskim metodama o strukturi jonosfere, raspodjeli koncentracije elektrona po visini iznad različitih područja Zemlje i omogućio je dobivanje vrijednosti koncentracije elektrona iznad glavnog maksimuma - sloja F. Ranije je to bilo nemoguće učiniti pomoću metoda sondiranja zasnovanih na posmatranju reflektovanih kratkotalasnih radio impulsa. Utvrđeno je da u nekim dijelovima zemaljske kugle postoje prilično stabilna područja sa smanjenom koncentracijom elektrona, pravilni „jonosferski vjetrovi“, u jonosferi nastaju neobični valni procesi koji prenose lokalne poremećaje ionosfere hiljadama kilometara od mjesta njihovog pobuđivanja, i mnogo više. Stvaranje posebno visokoosjetljivih prijemnih uređaja omogućilo je primanje impulsnih signala djelomično reflektiranih iz najnižih područja jonosfere (stanice djelomične refleksije) na stanicama za sondiranje impulsa jonosfere. Upotreba moćnih impulsnih instalacija u metarskom i decimetarskom opsegu talasnih dužina uz upotrebu antena koje omogućavaju visoku koncentraciju emitovane energije omogućila je posmatranje signala rasutih jonosferom na različitim visinama. Proučavanje karakteristika spektra ovih signala, nekoherentno raspršenih elektronima i ionima jonosferske plazme (za to su korištene stanice nekoherentnog raspršenja radio valova) omogućilo je određivanje koncentracije elektrona i iona, njihovog ekvivalenta. temperature na raznim visinama do visina od nekoliko hiljada kilometara. Ispostavilo se da je jonosfera prilično transparentna za frekvencije koje se koriste.

Koncentracija električnih naboja(koncentracija elektrona je jednaka koncentraciji jona) u zemljinoj jonosferi na visini od 300 km iznosi oko 10 6 cm –3 tokom dana. Plazma takve gustine odbija radio talase dužine veće od 20 m, a emituje i kraće.

Tipična vertikalna distribucija koncentracije elektrona u jonosferi za dnevne i noćne uslove.

Širenje radio talasa u jonosferi.

Stabilan prijem stanica za daljinsko emitovanje zavisi od frekvencija koje se koriste, kao i od doba dana, sezone i, pored toga, od solarne aktivnosti. Sunčeva aktivnost značajno utiče na stanje jonosfere. Radio talasi koje emituje zemaljska stanica putuju pravolinijski, kao i sve vrste elektromagnetnih talasa. Međutim, treba uzeti u obzir da i površina Zemlje i ionizirani slojevi njene atmosfere služe kao ploče ogromnog kondenzatora, djelujući na njih poput efekta ogledala na svjetlost. Odbijajući se od njih, radio talasi mogu da putuju hiljade kilometara, kružeći oko globusa u ogromnim skokovima od stotina i hiljada kilometara, reflektujući se naizmenično od sloja jonizovanog gasa i od površine Zemlje ili vode.

Dvadesetih godina prošlog vijeka vjerovalo se da radio valovi kraći od 200 m uglavnom nisu pogodni za komunikaciju na daljinu zbog jake apsorpcije. Prve eksperimente o prijemu kratkih talasa na daljinu preko Atlantika između Evrope i Amerike izveli su engleski fizičar Oliver Hevisajd i američki elektroinženjer Artur Keneli. Nezavisno jedni od drugih, sugerirali su da negdje oko Zemlje postoji jonizirani sloj atmosfere sposoban reflektirati radio valove. Nazvan je Hevisajd-Kenelijev sloj, a zatim ionosfera.

Prema modernim konceptima, jonosfera se sastoji od negativno nabijenih slobodnih elektrona i pozitivno nabijenih iona, uglavnom molekulskog kisika O+ i dušikovog oksida NO+. Joni i elektroni nastaju kao rezultat disocijacije molekula i ionizacije atoma neutralnog plina sunčevim rendgenskim zrakama i ultraljubičastim zračenjem. Da bi se atom ionizirao, potrebno mu je prenijeti energiju ionizacije, čiji je glavni izvor za jonosferu ultraljubičasto, rendgensko i korpuskularno zračenje Sunca.

Dok je plinovita ljuska Zemlje obasjana Suncem, u njoj se kontinuirano formira sve više elektrona, ali se u isto vrijeme neki od elektrona, sudarajući se s ionima, rekombiniraju, stvarajući opet neutralne čestice. Nakon zalaska sunca, formiranje novih elektrona gotovo prestaje, a broj slobodnih elektrona počinje da se smanjuje. Što je više slobodnih elektrona u jonosferi, to se valovi visoke frekvencije bolje odbijaju od nje. Sa smanjenjem koncentracije elektrona, prolaz radio talasa je moguć samo u niskim frekvencijskim opsezima. Zato je noću, po pravilu, moguće primati udaljene stanice samo u rasponima od 75, 49, 41 i 31 m. Elektroni su neravnomjerno raspoređeni u jonosferi. Na visinama od 50 do 400 km postoji nekoliko slojeva ili područja povećane koncentracije elektrona. Ove oblasti glatko prelaze jedna u drugu i imaju različite efekte na širenje VF radio talasa. Gornji sloj jonosfere označen je slovom F. Ovdje je najveći stepen jonizacije (udio nabijenih čestica je oko 10 –4). Nalazi se na nadmorskoj visini većoj od 150 km iznad površine Zemlje i igra glavnu reflektirajuću ulogu u širenju visokofrekventnih HF radio talasa na velike udaljenosti. U letnjim mesecima, region F se deli na dva sloja - F 1 i F 2. Sloj F1 može zauzimati visine od 200 do 250 km, i sloj FČini se da 2 "pluta" u rasponu visina od 300-400 km. Obično slojevito F 2 je jonizovan mnogo jače od sloja F 1 . Noćni sloj F 1 nestaje i sloj F 2 ostaje, polako gubi do 60% svog stepena jonizacije. Ispod sloja F na visinama od 90 do 150 km nalazi se sloj Ečija se jonizacija dešava pod uticajem mekog rendgenskog zračenja Sunca. Stepen jonizacije sloja E je niži od stepena ionizacije sloja E F, tokom dana dolazi do prijema stanica u niskofrekventnom VF opsegu od 31 i 25 m kada se signali reflektuju od sloja E. Obično su to stanice koje se nalaze na udaljenosti od 1000-1500 km. Noću u sloju E Ionizacija se naglo smanjuje, ali čak iu ovom trenutku nastavlja igrati značajnu ulogu u prijemu signala sa stanica na rasponima od 41, 49 i 75 m.

Od velikog interesa za prijem signala visokofrekventnih VF opsega od 16, 13 i 11 m su oni koji nastaju u tom području. E slojevi (oblaci) visoko povećane jonizacije. Područje ovih oblaka može varirati od nekoliko do stotina kvadratnih kilometara. Ovaj sloj povećane jonizacije naziva se sporadični sloj E i određen je Es. Es oblaci mogu se kretati u jonosferi pod uticajem vjetra i dostizati brzinu do 250 km/h. Ljeti u srednjim geografskim širinama danju Poreklo radio talasa usled Es oblaka javlja se 15-20 dana u mesecu. U blizini ekvatora je gotovo uvijek prisutan, a na visokim geografskim širinama obično se pojavljuje noću. Ponekad, tokom godina niske solarne aktivnosti, kada nema prenosa na visokofrekventnim HF opsezima, na 16, 13 i 11 m opsegu iznenada se pojave udaljene stanice sa dobrom jačinom, čiji se signali višestruko reflektuju od Es.

Najniži region jonosfere je region D nalazi se na nadmorskoj visini između 50 i 90 km. Ovdje ima relativno malo slobodnih elektrona. Iz okoline D Dugi i srednji talasi se dobro reflektuju, a signali sa niskofrekventnih VF stanica se snažno apsorbuju. Nakon zalaska sunca, jonizacija vrlo brzo nestaje i postaje moguće primati udaljene stanice u rasponima od 41, 49 i 75 m, čiji se signali odbijaju od slojeva. F 2 i E. Pojedinačni slojevi jonosfere igraju važnu ulogu u širenju VF radio signala. Efekat na radio talase nastaje uglavnom zbog prisustva slobodnih elektrona u jonosferi, iako je mehanizam širenja radio talasa povezan sa prisustvom velikih jona. Potonji su također od interesa za proučavanje kemijskih svojstava atmosfere, jer su aktivniji od neutralnih atoma i molekula. Hemijske reakcije koje se odvijaju u jonosferi igraju važnu ulogu u njenoj energetskoj i električnoj ravnoteži.

Normalna jonosfera. Zapažanja napravljena pomoću geofizičkih raketa i satelita dala su mnoštvo novih informacija koje ukazuju da se jonizacija atmosfere događa pod uticajem širokog spektra sunčevog zračenja. Njegov glavni dio (više od 90%) koncentrisan je u vidljivom dijelu spektra. Ultraljubičasto zračenje, koje ima kraću talasnu dužinu i veću energiju od ljubičastih svetlosnih zraka, emituje vodonik u unutrašnjoj atmosferi Sunca (hromosfera), a rendgenske zrake, koje imaju još veću energiju, emituju gasovi u spoljašnjoj ljusci Sunca. (korona).

Normalno (prosječno) stanje jonosfere je posljedica stalnog snažnog zračenja. U normalnoj ionosferi se dešavaju redovite promjene zbog dnevne rotacije Zemlje i sezonskih razlika u kutu upada sunčevih zraka u podne, ali se javljaju i nepredvidive i nagle promjene stanja jonosfere.

Poremećaji u jonosferi.

Kao što je poznato, na Suncu se javljaju snažne ciklično ponavljajuće manifestacije aktivnosti koje dostižu maksimum svakih 11 godina. Posmatranja u okviru programa Međunarodne geofizičke godine (IGY) poklopila su se sa periodom najveće solarne aktivnosti za čitav period sistematskih meteoroloških osmatranja, tj. s početka 18. vijeka. Tokom perioda velike aktivnosti, sjaj nekih područja na Suncu se povećava nekoliko puta, a snaga ultraljubičastog i rendgenskog zračenja naglo raste. Takve pojave se nazivaju solarne baklje. Traju od nekoliko minuta do jednog do dva sata. Tokom baklje, solarna plazma (uglavnom protoni i elektroni) eruptira, a elementarne čestice jure u svemir. Elektromagnetno i korpuskularno zračenje Sunca tokom takvih baklji ima snažan uticaj na Zemljinu atmosferu.

Početna reakcija se zapaža 8 minuta nakon baklje, kada intenzivno ultraljubičasto i rendgensko zračenje stigne do Zemlje. Kao rezultat, ionizacija se naglo povećava; X-zraci prodiru u atmosferu do donje granice ionosfere; broj elektrona u ovim slojevima raste toliko da se radio signali skoro potpuno apsorbuju („ugase“). Dodatna apsorpcija zračenja uzrokuje zagrijavanje plina, što doprinosi razvoju vjetrova. Jonizirani plin je električni provodnik, a kada se kreće u magnetskom polju Zemlje, javlja se dinamo efekat i stvara se električna struja. Takve struje mogu, zauzvrat, uzrokovati primjetne poremećaje u magnetskom polju i manifestirati se u obliku magnetnih oluja.

Strukturu i dinamiku gornjeg sloja atmosfere značajno određuju neravnotežni procesi u termodinamičkom smislu povezani sa jonizacijom i disocijacijom sunčevim zračenjem, hemijskim procesima, ekscitacijom molekula i atoma, njihovom deaktivacijom, sudarima i drugim elementarnim procesima. U ovom slučaju, stepen neravnoteže raste sa visinom kako se gustina smanjuje. Do visina od 500–1000 km, a često i više, stupanj neravnoteže za mnoge karakteristike gornje atmosfere je prilično mali, što omogućava korištenje klasične i hidromagnetske hidrodinamike, uzimajući u obzir kemijske reakcije, za njeno opisivanje.

Egzosfera je vanjski sloj Zemljine atmosfere, koji počinje na visinama od nekoliko stotina kilometara, iz kojeg lagani atomi vodonika koji se brzo kreću mogu pobjeći u svemir.

Edward Kononovich

književnost:

Pudovkin M.I. Osnove solarne fizike. Sankt Peterburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomija danas. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Materijali na Internetu: http://ciencia.nasa.gov/