2 struktur atmosfer. Lapisan atmosfer berurutan dari permukaan bumi

Atmosfer adalah cangkang gas planet kita, yang berputar bersama Bumi. Gas yang ada di atmosfer disebut udara. Atmosfer bersentuhan dengan hidrosfer dan sebagian menutupi litosfer. Namun batas atasnya sulit ditentukan. Secara konvensional diterima bahwa atmosfer meluas ke atas sejauh kurang lebih tiga ribu kilometer. Di sana ia mengalir dengan lancar ke ruang tanpa udara.

Komposisi kimia atmosfer bumi

Pembentukan komposisi kimiawi atmosfer dimulai sekitar empat miliar tahun yang lalu. Awalnya, atmosfer hanya terdiri dari gas ringan - helium dan hidrogen. Menurut para ilmuwan, prasyarat awal terciptanya cangkang gas di sekitar bumi adalah letusan gunung berapi, yang bersama dengan lava, mengeluarkan gas dalam jumlah besar. Selanjutnya, pertukaran gas dimulai dengan ruang air, dengan organisme hidup, dan dengan produk aktivitasnya. Komposisi udara berangsur-angsur berubah dan ditetapkan dalam bentuk modernnya beberapa juta tahun yang lalu.

Komponen utama atmosfer adalah nitrogen (sekitar 79%) dan oksigen (20%). Persentase sisanya (1%) terdiri dari gas-gas berikut: argon, neon, helium, metana, karbon dioksida, hidrogen, kripton, xenon, ozon, amonia, sulfur dan nitrogen dioksida, dinitrogen oksida dan karbon monoksida, yang termasuk di dalamnya dalam satu persen ini.

Selain itu, udara mengandung uap air dan partikel (serbuk sari, debu, kristal garam, pengotor aerosol).

Baru-baru ini, para ilmuwan tidak mencatat perubahan kualitatif, tetapi perubahan kuantitatif pada beberapa bahan udara. Dan alasannya adalah manusia dan aktivitasnya. Dalam 100 tahun terakhir saja, kadar karbon dioksida telah meningkat secara signifikan! Hal ini penuh dengan banyak masalah, yang paling global adalah perubahan iklim.

Pembentukan cuaca dan iklim

Atmosfer memainkan peran penting dalam membentuk iklim dan cuaca di Bumi. Banyak hal bergantung pada jumlah sinar matahari, sifat permukaan di bawahnya, dan sirkulasi atmosfer.

Mari kita lihat faktor-faktornya secara berurutan.

1. Atmosfer mentransmisikan panas sinar matahari dan menyerap radiasi berbahaya. Orang Yunani kuno mengetahui bahwa sinar matahari jatuh di berbagai belahan bumi pada sudut yang berbeda. Kata “iklim” sendiri yang diterjemahkan dari bahasa Yunani kuno berarti “lereng”. Jadi, di garis khatulistiwa, sinar matahari jatuh hampir secara vertikal, itulah sebabnya di sini sangat panas. Semakin dekat ke kutub, semakin besar sudut kemiringannya. Dan suhunya turun.

2. Akibat pemanasan bumi yang tidak merata, terbentuklah arus udara di atmosfer. Mereka diklasifikasikan menurut ukurannya. Yang terkecil (puluhan dan ratusan meter) adalah angin lokal. Ini diikuti oleh musim hujan dan angin pasat, siklon dan antisiklon, serta zona frontal planet.

Semua massa udara ini terus bergerak. Beberapa di antaranya cukup statis. Misalnya saja angin pasat yang bertiup dari daerah subtropis menuju garis khatulistiwa. Pergerakan orang lain sangat bergantung pada tekanan atmosfir.

3. Tekanan atmosfer merupakan faktor lain yang mempengaruhi pembentukan iklim. Inilah tekanan udara di permukaan bumi. Seperti diketahui, massa udara bergerak dari daerah yang bertekanan atmosfer tinggi menuju daerah yang tekanannya lebih rendah.

Sebanyak 7 zona dialokasikan. Khatulistiwa adalah zona bertekanan rendah. Selanjutnya di kedua sisi garis khatulistiwa sampai dengan garis lintang tiga puluhan terdapat daerah yang bertekanan tinggi. Dari 30° hingga 60° - tekanan rendah lagi. Dan dari 60° ke kutub terdapat zona bertekanan tinggi. Massa udara bersirkulasi di antara zona-zona ini. Angin yang berhembus dari laut ke darat membawa hujan dan cuaca buruk, sedangkan angin yang bertiup dari benua membawa cuaca cerah dan kering. Di tempat-tempat di mana arus udara bertabrakan, zona depan atmosfer terbentuk, yang ditandai dengan curah hujan dan cuaca berangin yang buruk.

Para ilmuwan telah membuktikan bahwa kesejahteraan seseorang bergantung pada tekanan atmosfer. Menurut standar internasional, tekanan atmosfer normal adalah 760 mm Hg. kolom pada suhu 0°C. Indikator ini dihitung untuk wilayah daratan yang hampir rata dengan permukaan laut. Dengan ketinggian, tekanannya berkurang. Oleh karena itu, misalnya, untuk St. Petersburg 760 mm Hg. - ini adalah norma. Namun untuk Moskow yang letaknya lebih tinggi, tekanan normalnya adalah 748 mm Hg.

Perubahan tekanan tidak hanya secara vertikal, tetapi juga secara horizontal. Hal ini terutama dirasakan pada saat terjadinya angin topan.

Struktur atmosfer

Suasananya mengingatkan kue berlapis. Dan setiap lapisan memiliki ciri khasnya masing-masing.

. Troposfer- lapisan yang paling dekat dengan bumi. "Ketebalan" lapisan ini berubah seiring dengan jarak dari ekuator. Di atas garis khatulistiwa, lapisan ini memanjang ke atas sejauh 16-18 km, di daerah beriklim sedang sejauh 10-12 km, dan di daerah kutub sejauh 8-10 km.

Di sinilah terkandung 80% total massa udara dan 90% uap air. Awan terbentuk di sini, siklon dan antisiklon muncul. Suhu udara tergantung pada ketinggian daerah tersebut. Rata-rata suhu berkurang 0,65°C untuk setiap 100 meter.

. Tropopause- lapisan transisi atmosfer. Ketinggiannya berkisar antara beberapa ratus meter hingga 1-2 km. Suhu udara di musim panas lebih tinggi dibandingkan di musim dingin. Misalnya, di atas kutub pada musim dingin suhunya -65° C. Dan di atas khatulistiwa suhunya -70° C setiap saat sepanjang tahun.

. Stratosfir- Merupakan lapisan yang batas atasnya terletak pada ketinggian 50-55 kilometer. Turbulensi di sini rendah, kandungan uap air di udara dapat diabaikan. Tapi ada banyak ozon. Konsentrasi maksimumnya berada pada ketinggian 20-25 km. Di stratosfer, suhu udara mulai meningkat hingga mencapai +0,8° C. Hal ini disebabkan lapisan ozon berinteraksi dengan radiasi ultraviolet.

. Stratopause- lapisan perantara rendah antara stratosfer dan mesosfer yang mengikutinya.

. Mesosfer- batas atas lapisan ini adalah 80-85 kilometer. Proses fotokimia kompleks yang melibatkan radikal bebas terjadi di sini. Merekalah yang memberikan cahaya biru lembut pada planet kita, yang terlihat dari luar angkasa.

Kebanyakan komet dan meteorit terbakar di mesosfer.

. Mesopause- lapisan perantara berikutnya, suhu udara setidaknya -90°.

. Termosfer- batas bawah dimulai pada ketinggian 80 - 90 km, dan batas atas lapisan membentang kira-kira pada ketinggian 800 km. Suhu udara meningkat. Suhunya dapat bervariasi dari +500° C hingga +1000° C. Pada siang hari fluktuasi suhu ratusan derajat! Namun udara di sini sangat tipis sehingga memahami istilah “suhu” seperti yang kita bayangkan tidaklah tepat di sini.

. Ionosfir- menggabungkan mesosfer, mesopause dan termosfer. Udara di sini sebagian besar terdiri dari molekul oksigen dan nitrogen, serta plasma kuasi-netral. Sinar matahari yang memasuki ionosfer mengionisasi molekul udara dengan kuat. Di lapisan bawah (sampai 90 km) derajat ionisasinya rendah. Semakin tinggi, semakin besar ionisasinya. Jadi, pada ketinggian 100-110 km, elektron terkonsentrasi. Ini membantu memantulkan gelombang radio pendek dan menengah.

Lapisan ionosfer yang paling penting adalah lapisan atas, yang terletak pada ketinggian 150-400 km. Keunikannya adalah memantulkan gelombang radio, dan ini memfasilitasi transmisi sinyal radio dalam jarak yang cukup jauh.

Di ionosfer itulah fenomena aurora terjadi.

. Eksosfer- terdiri dari atom oksigen, helium dan hidrogen. Gas di lapisan ini sangat langka dan atom hidrogen sering kali lepas ke luar angkasa. Oleh karena itu, lapisan ini disebut “zona dispersi”.

Ilmuwan pertama yang menyatakan bahwa atmosfer kita memiliki bobot adalah E. Torricelli dari Italia. Ostap Bender, misalnya, dalam novelnya “The Golden Calf” menyayangkan bahwa setiap orang ditekan oleh kolom udara seberat 14 kg! Tapi perencana hebat itu sedikit salah. Orang dewasa mengalami tekanan 13-15 ton! Namun beban ini tidak kita rasakan, karena tekanan atmosfer diimbangi dengan tekanan internal seseorang. Berat atmosfer kita adalah 5.300.000.000.000.000 ton. Angka tersebut sangat besar, meski hanya sepersejuta dari berat planet kita.

Di permukaan laut 1013,25 hPa (sekitar 760 mmHg). Suhu udara rata-rata global di permukaan bumi adalah 15°C, dengan suhu bervariasi dari sekitar 57°C di gurun subtropis hingga -89°C di Antartika. Kepadatan dan tekanan udara berkurang seiring dengan ketinggian menurut hukum yang mendekati eksponensial.

Struktur atmosfer. Secara vertikal, atmosfer mempunyai struktur berlapis, terutama ditentukan oleh ciri-ciri distribusi suhu vertikal (gambar), yang bergantung pada letak geografis, musim, waktu, dan sebagainya. Lapisan bawah atmosfer - troposfer - dicirikan oleh penurunan suhu seiring dengan ketinggian (sekitar 6°C per 1 km), ketinggiannya dari 8-10 km di garis lintang kutub menjadi 16-18 km di daerah tropis. Karena penurunan kepadatan udara yang cepat seiring dengan ketinggian, sekitar 80% dari total massa atmosfer terletak di troposfer. Di atas troposfer terdapat stratosfer, suatu lapisan yang umumnya ditandai dengan peningkatan suhu seiring dengan ketinggian. Lapisan peralihan antara troposfer dan stratosfer disebut tropopause. Di stratosfer bagian bawah, hingga ketinggian sekitar 20 km, suhu sedikit berubah seiring ketinggian (yang disebut wilayah isotermal) dan bahkan seringkali sedikit menurun. Di atas itu, suhu meningkat akibat penyerapan radiasi UV Matahari oleh ozon, awalnya lambat, dan lebih cepat dari ketinggian 34-36 km. Batas atas stratosfer - stratopause - terletak pada ketinggian 50-55 km, sesuai dengan suhu maksimum (260-270 K). Lapisan atmosfer yang terletak pada ketinggian 55-85 km, yang suhunya kembali turun seiring dengan ketinggian, disebut mesosfer; pada batas atasnya - mesopause - suhu mencapai 150-160 K di musim panas, dan 200-230 K. K di musim dingin. Di atas mesopause, termosfer dimulai - lapisan yang ditandai dengan peningkatan suhu yang cepat, mencapai 800-1200 K pada ketinggian 250 km. Di termosfer, radiasi sel dan sinar-X dari Matahari diserap, meteor diperlambat dan terbakar, sehingga bertindak sebagai lapisan pelindung bumi. Yang lebih tinggi lagi adalah eksosfer, tempat gas-gas atmosfer tersebar ke luar angkasa karena disipasi dan tempat terjadinya transisi bertahap dari atmosfer ke ruang antarplanet.

Komposisi atmosfer. Hingga ketinggian sekitar 100 km, atmosfer hampir homogen komposisi kimianya dan rata-rata massa molekul udara (sekitar 29) konstan di dalamnya. Di dekat permukaan bumi, atmosfer terdiri dari nitrogen (sekitar 78,1% volume) dan oksigen (sekitar 20,9%), dan juga mengandung sejumlah kecil argon, karbon dioksida (karbon dioksida), neon, dan komponen permanen dan variabel lainnya (lihat Udara ).

Selain itu, atmosfer mengandung sejumlah kecil ozon, nitrogen oksida, amonia, radon, dll. Kandungan relatif komponen utama udara adalah konstan dari waktu ke waktu dan seragam di berbagai wilayah geografis. Kandungan uap air dan ozon bervariasi dalam ruang dan waktu; Meskipun kandungannya rendah, perannya dalam proses atmosfer sangat signifikan.

Di atas 100-110 km terjadi disosiasi molekul oksigen, karbon dioksida, dan uap air, sehingga massa molekul udara berkurang. Pada ketinggian sekitar 1000 km, gas ringan - helium dan hidrogen - mulai mendominasi, dan bahkan lebih tinggi lagi, atmosfer bumi secara bertahap berubah menjadi gas antarplanet.

Komponen variabel terpenting atmosfer adalah uap air, yang masuk ke atmosfer melalui penguapan dari permukaan air dan tanah lembab, serta melalui transpirasi oleh tumbuhan. Kandungan relatif uap air di permukaan bumi bervariasi dari 2,6% di daerah tropis hingga 0,2% di garis lintang kutub. Jatuh dengan cepat seiring ketinggian, berkurang setengahnya pada ketinggian 1,5-2 km. Kolom vertikal atmosfer di garis lintang sedang mengandung sekitar 1,7 cm “lapisan air yang diendapkan”. Ketika uap air mengembun, awan terbentuk, yang menghasilkan presipitasi atmosfer dalam bentuk hujan, hujan es, dan salju.

Komponen penting dari udara atmosfer adalah ozon, terkonsentrasi 90% di stratosfer (antara 10 dan 50 km), sekitar 10% berada di troposfer. Ozon memberikan penyerapan radiasi UV keras (dengan panjang gelombang kurang dari 290 nm), dan inilah peran pelindungnya bagi biosfer. Nilai kandungan ozon total bervariasi tergantung garis lintang dan musim berkisar antara 0,22 hingga 0,45 cm (ketebalan lapisan ozon pada tekanan p = 1 atm dan suhu T = 0°C). Pada lubang ozon yang diamati pada musim semi di Antartika sejak awal tahun 1980-an, kandungan ozon dapat turun hingga 0,07 cm. Meningkat dari garis khatulistiwa hingga kutub dan memiliki siklus tahunan dengan maksimum pada musim semi dan minimum pada musim gugur, serta amplitudo sebesar siklus tahunannya kecil di daerah tropis dan tumbuh ke arah lintang tinggi. Komponen variabel atmosfer yang signifikan adalah karbon dioksida, yang kandungannya di atmosfer telah meningkat sebesar 35% selama 200 tahun terakhir, yang terutama disebabkan oleh faktor antropogenik. Variabilitas garis lintang dan musimannya diamati, terkait dengan fotosintesis tanaman dan kelarutan dalam air laut(menurut hukum Henry, kelarutan suatu gas dalam air berkurang seiring dengan meningkatnya suhu).

Peran penting dalam membentuk iklim planet ini dimainkan oleh aerosol atmosfer - partikel padat dan cair yang tersuspensi di udara dengan ukuran mulai dari beberapa nm hingga puluhan mikron. Ada aerosol yang berasal dari alam dan antropogenik. Aerosol terbentuk dalam proses reaksi fasa gas dari produk kehidupan tumbuhan dan aktivitas ekonomi manusia, letusan gunung berapi, akibat debu yang terbawa angin dari permukaan planet, terutama dari daerah gurunnya, dan juga terbentuk dari debu kosmik yang jatuh ke lapisan atas atmosfer. Sebagian besar aerosol terkonsentrasi di troposfer; aerosol dari letusan gunung berapi membentuk lapisan Junge pada ketinggian sekitar 20 km. Kuantitas terbesar aerosol antropogenik memasuki atmosfer sebagai akibat dari pengoperasian kendaraan dan pembangkit listrik tenaga panas, produksi bahan kimia, pembakaran bahan bakar, dll. Oleh karena itu, di beberapa daerah, komposisi atmosfer sangat berbeda dari udara biasa, yang memerlukan pembentukan layanan khusus untuk memantau dan memantau tingkat pencemaran udara.

Evolusi atmosfer. Atmosfer modern tampaknya berasal dari sekunder: atmosfer terbentuk dari gas yang dilepaskan oleh cangkang padat bumi setelah selesainya pembentukan planet sekitar 4,5 miliar tahun yang lalu. Selama sejarah geologi Bumi, atmosfer telah mengalami perubahan komposisi yang signifikan di bawah pengaruh sejumlah faktor: disipasi (penguapan) gas, terutama gas yang lebih ringan, ke luar angkasa; pelepasan gas dari litosfer akibat aktivitas gunung berapi; reaksi kimia antara komponen atmosfer dan batuan penyusun kerak bumi; reaksi fotokimia di atmosfer itu sendiri di bawah pengaruh radiasi UV matahari; pertambahan (penangkapan) materi dari media antarplanet (misalnya materi meteorik). Perkembangan atmosfer berkaitan erat dengan proses geologi dan geokimia, dan selama 3-4 miliar tahun terakhir juga dengan aktivitas biosfer. Sebagian besar gas yang membentuk atmosfer modern (nitrogen, karbon dioksida, uap air) muncul selama aktivitas gunung berapi dan intrusi yang membawanya dari kedalaman bumi. Oksigen muncul dalam jumlah yang cukup besar sekitar 2 miliar tahun yang lalu sebagai hasil dari organisme fotosintetik yang awalnya muncul di permukaan air laut.

Berdasarkan data komposisi kimia endapan karbonat, diperoleh perkiraan jumlah karbon dioksida dan oksigen di atmosfer geologi masa lalu. Sepanjang Fanerozoikum (570 juta tahun terakhir sejarah bumi), jumlah karbon dioksida di atmosfer sangat bervariasi tergantung pada tingkat aktivitas gunung berapi, suhu laut, dan laju fotosintesis. Selama ini, konsentrasi karbon dioksida di atmosfer jauh lebih tinggi dibandingkan saat ini (hingga 10 kali lipat). Jumlah oksigen di atmosfer Fanerozoikum berubah secara signifikan, dengan kecenderungan yang cenderung meningkat. Di atmosfer Prakambrium, massa karbon dioksida biasanya lebih besar, dan massa oksigen lebih kecil dibandingkan dengan atmosfer Fanerozoikum. Fluktuasi jumlah karbon dioksida mempunyai dampak yang signifikan terhadap iklim di masa lalu, meningkatkan efek rumah kaca dengan meningkatnya konsentrasi karbon dioksida, membuat iklim jauh lebih hangat di seluruh bagian utama Fanerozoikum dibandingkan dengan era modern.

Suasana dan kehidupan. Tanpa atmosfer, bumi akan menjadi planet mati. Kehidupan organik terjadi dalam interaksi yang erat dengan atmosfer serta iklim dan cuaca yang terkait. Massanya yang tidak signifikan dibandingkan dengan planet secara keseluruhan (sekitar satu bagian dalam sejuta), atmosfer merupakan kondisi yang sangat diperlukan bagi semua bentuk kehidupan. Gas atmosfer yang paling penting bagi kehidupan organisme adalah oksigen, nitrogen, uap air, karbon dioksida, dan ozon. Ketika karbon dioksida diserap oleh tanaman fotosintesis, bahan organik tercipta, yang digunakan sebagai sumber energi oleh sebagian besar makhluk hidup, termasuk manusia. Oksigen diperlukan untuk keberadaan organisme aerobik, yang aliran energinya disediakan oleh reaksi oksidasi bahan organik. Nitrogen, yang diasimilasi oleh beberapa mikroorganisme (pengikat nitrogen), diperlukan untuk nutrisi mineral tanaman. Ozon, yang menyerap radiasi UV keras dari Matahari, secara signifikan melemahkan bagian yang berbahaya bagi kehidupan ini. radiasi sinar matahari. Kondensasi uap air di atmosfer, pembentukan awan, dan curah hujan selanjutnya memasok air ke daratan, yang tanpanya tidak ada bentuk kehidupan yang mungkin terjadi. Aktivitas vital organisme di hidrosfer sangat ditentukan oleh jumlah dan komposisi kimia gas atmosfer yang terlarut dalam air. Karena komposisi kimiawi atmosfer sangat bergantung pada aktivitas organisme, biosfer dan atmosfer dapat dianggap sebagai bagian dari satu sistem, yang pemeliharaan dan evolusinya (lihat Siklus biogeokimia) sangat penting untuk mengubah komposisi atmosfer. atmosfer sepanjang sejarah bumi sebagai planet.

Keseimbangan radiasi, panas dan air di atmosfer. Radiasi matahari praktis merupakan satu-satunya sumber energi untuk semua proses fisik di atmosfer. Fitur utama rezim radiasi atmosfer - yang disebut efek rumah kaca: atmosfer mentransmisikan radiasi matahari ke permukaan bumi dengan cukup baik, tetapi secara aktif menyerap radiasi termal gelombang panjang dari permukaan bumi, sebagian kembali ke permukaan dalam bentuk counter radiasi, mengkompensasi hilangnya panas radiasi dari permukaan bumi (lihat Radiasi atmosfer). Jika tidak ada atmosfer, suhu rata-rata permukaan bumi adalah -18°C, namun kenyataannya 15°C. Radiasi matahari yang masuk sebagian (sekitar 20%) diserap ke atmosfer (terutama oleh uap air, tetesan air, karbon dioksida, ozon dan aerosol), dan juga dihamburkan (sekitar 7%) oleh partikel aerosol dan fluktuasi kepadatan (hamburan Rayleigh) . Total radiasi yang mencapai permukaan bumi sebagian (sekitar 23%) dipantulkan darinya. Koefisien reflektansi ditentukan oleh reflektifitas permukaan di bawahnya, yang disebut albedo. Rata-rata, albedo bumi terhadap fluks integral radiasi matahari mendekati 30%. Nilainya bervariasi dari beberapa persen (tanah kering dan tanah hitam) hingga 70-90% untuk salju yang baru turun. Pertukaran panas radiasi antara permukaan bumi dan atmosfer sangat bergantung pada albedo dan ditentukan oleh radiasi efektif permukaan bumi dan radiasi balik atmosfer yang diserapnya. Jumlah aljabar fluks radiasi yang masuk ke atmosfer bumi dari luar angkasa dan keluar kembali disebut keseimbangan radiasi.

Transformasi radiasi matahari setelah diserap oleh atmosfer dan permukaan bumi menentukan keseimbangan panas bumi sebagai sebuah planet. Sumber utama panas atmosfer adalah permukaan bumi; panas darinya dipindahkan tidak hanya dalam bentuk radiasi gelombang panjang, tetapi juga secara konveksi, dan juga dilepaskan selama kondensasi uap air. Porsi aliran panas ini rata-rata masing-masing sebesar 20%, 7% dan 23%. Sekitar 20% panas juga ditambahkan di sini karena penyerapan radiasi matahari langsung. Fluks radiasi matahari per satuan waktu melalui suatu area yang tegak lurus sinar matahari dan terletak di luar atmosfer pada jarak rata-rata bumi ke matahari (yang disebut konstanta matahari) adalah sebesar 1367 W/m2, perubahannya adalah 1-2 W/m2 tergantung siklus aktivitas matahari. Dengan albedo planet sekitar 30%, rata-rata aliran energi matahari global ke planet ini adalah 239 W/m2. Karena Bumi sebagai planet rata-rata mengeluarkan energi dalam jumlah yang sama ke luar angkasa, maka menurut hukum Stefan-Boltzmann, suhu efektif radiasi gelombang panjang termal yang keluar adalah 255 K (-18°C). Pada saat yang sama, suhu rata-rata permukaan bumi adalah 15°C. Perbedaan suhu sebesar 33°C disebabkan oleh efek rumah kaca.

Keseimbangan air di atmosfer secara umum berhubungan dengan kesetaraan jumlah uap air yang diuapkan dari permukaan bumi dan jumlah curah hujan yang jatuh di permukaan bumi. Atmosfer di atas lautan menerima lebih banyak uap air dari proses penguapan dibandingkan di daratan, dan kehilangan 90% dalam bentuk presipitasi. Uap air berlebih di lautan diangkut ke benua arus udara. Jumlah uap air yang dipindahkan ke atmosfer dari lautan ke benua sama dengan volume sungai yang mengalir ke lautan.

Pergerakan udara. Bumi berbentuk bulat, sehingga radiasi matahari yang mencapai garis lintang tinggi jauh lebih sedikit dibandingkan daerah tropis. Akibatnya, terjadi perbedaan suhu yang besar antar garis lintang. Distribusi suhu juga sangat dipengaruhi oleh posisi relatif lautan dan benua. Karena banyaknya massa air laut dan kapasitas panas air yang tinggi, fluktuasi musiman suhu permukaan laut jauh lebih kecil dibandingkan di darat. Dalam hal ini, di garis lintang menengah dan tinggi, suhu udara di atas lautan pada musim panas terasa lebih rendah daripada di benua, dan lebih tinggi di musim dingin.

Pemanasan atmosfer yang tidak merata di berbagai wilayah di dunia menyebabkan distribusi tekanan atmosfer yang tidak homogen secara spasial. Di permukaan laut, distribusi tekanan ditandai dengan nilai yang relatif rendah di dekat ekuator, meningkat di daerah subtropis (sabuk tekanan tinggi) dan menurun di garis lintang tengah dan tinggi. Pada saat yang sama, di benua dengan garis lintang ekstratropis, tekanan biasanya meningkat di musim dingin dan menurun di musim panas, yang berhubungan dengan distribusi suhu. Di bawah pengaruh gradien tekanan, udara mengalami percepatan yang diarahkan dari daerah bertekanan tinggi ke daerah bertekanan rendah, yang menyebabkan pergerakan massa udara. Pergerakan massa udara juga dipengaruhi oleh gaya pembelokan rotasi bumi (gaya Coriolis), gaya gesekan yang berkurang seiring ketinggian, dan, untuk lintasan melengkung, gaya sentrifugal. Pencampuran turbulen udara sangatlah penting (lihat Turbulensi di atmosfer).

Terkait dengan distribusi tekanan planet sebuah sistem yang kompleks arus udara (sirkulasi atmosfer umum). Pada bidang meridional, rata-rata dua atau tiga sel sirkulasi meridional dapat dilacak. Di dekat khatulistiwa, udara panas naik dan turun di daerah subtropis, membentuk sel Hadley. Udara dari sel Ferrell terbalik juga turun ke sana. Di lintang tinggi, sel kutub lurus sering terlihat. Kecepatan sirkulasi meridian berada pada urutan 1 m/s atau kurang. Karena gaya Coriolis, angin barat diamati di sebagian besar atmosfer dengan kecepatan di troposfer tengah sekitar 15 m/s. Ada sistem angin yang relatif stabil. Ini termasuk angin pasat - angin yang bertiup dari zona bertekanan tinggi di subtropis ke khatulistiwa dengan komponen timur yang nyata (dari timur ke barat). Musim hujan cukup stabil - arus udara yang memiliki karakter musiman yang jelas: bertiup dari laut ke daratan di musim panas dan berlawanan arah di musim dingin. Musim hujan di Samudera Hindia sangat sering terjadi. Di garis lintang tengah, pergerakan massa udara sebagian besar terjadi ke arah barat (dari barat ke timur). Ini adalah zona front atmosfer tempat munculnya pusaran besar - siklon dan antisiklon, yang mencakup ratusan bahkan ribuan kilometer. Siklon juga terjadi di daerah tropis; di sini mereka dibedakan berdasarkan ukurannya yang lebih kecil, tetapi kecepatan angin yang sangat tinggi, mencapai kekuatan badai (33 m/s atau lebih), yang disebut siklon tropis. Di Atlantik dan di Timur Samudera Pasifik mereka disebut badai, dan di Samudra Pasifik bagian barat - topan. Di troposfer atas dan stratosfer bawah, di area yang memisahkan sel sirkulasi meridional Hadley langsung dan sel Ferrell terbalik, aliran jet dengan batas yang jelas sering diamati, relatif sempit, lebarnya ratusan kilometer, di mana kecepatan angin mencapai 100-150. dan bahkan 200 m/ Dengan.

Iklim dan cuaca. Perbedaan jumlah radiasi matahari yang sampai ke permukaan bumi pada garis lintang yang berbeda, yang sifat fisiknya bervariasi, menentukan keanekaragaman iklim bumi. Dari garis khatulistiwa hingga garis lintang tropis, suhu udara di permukaan bumi rata-rata 25-30°C dan sedikit bervariasi sepanjang tahun. Di zona khatulistiwa, biasanya terdapat banyak curah hujan, sehingga menciptakan kondisi kelembaban berlebih di sana. Di zona tropis, curah hujan berkurang dan di beberapa daerah menjadi sangat rendah. Inilah gurun luas di Bumi.

Di garis lintang subtropis dan tengah, suhu udara sangat bervariasi sepanjang tahun, dan perbedaan suhu antara musim panas dan musim dingin sangat besar di wilayah benua yang jauh dari lautan. Jadi, di beberapa wilayah Siberia Timur, kisaran suhu udara tahunan mencapai 65°C. Kondisi pelembapan di garis lintang ini sangat beragam, terutama bergantung pada rezimnya sirkulasi umum atmosfer dan berubah secara signifikan dari tahun ke tahun.

Di garis lintang kutub, suhu tetap rendah sepanjang tahun, meskipun terdapat variasi musim yang nyata. Hal ini berkontribusi pada meluasnya penyebaran lapisan es di lautan dan daratan serta lapisan es, yang menempati lebih dari 65% wilayahnya di Rusia, terutama di Siberia.

Selama beberapa dekade terakhir, perubahan iklim global semakin nyata. Suhu meningkat lebih banyak di lintang tinggi dibandingkan di lintang rendah; lebih banyak di musim dingin daripada di musim panas; lebih banyak pada malam hari dibandingkan pada siang hari. Selama abad ke-20, suhu udara tahunan rata-rata di permukaan bumi di Rusia meningkat 1,5-2°C, dan di beberapa wilayah Siberia terjadi peningkatan beberapa derajat. Hal ini terkait dengan peningkatan efek rumah kaca akibat peningkatan konsentrasi gas sisa.

Cuaca ditentukan oleh kondisi sirkulasi atmosfer dan letak geografis medannya, paling stabil di daerah tropis dan paling bervariasi di garis lintang menengah dan tinggi. Perubahan cuaca terutama terjadi di zona perubahan massa udara yang disebabkan oleh lewatnya front atmosfer, siklon dan antisiklon yang membawa curah hujan dan peningkatan angin. Data untuk prakiraan cuaca dikumpulkan di stasiun cuaca berbasis darat, kapal dan pesawat terbang, dan dari satelit meteorologi. Lihat juga Meteorologi.

Fenomena optik, akustik dan listrik di atmosfer. Ketika radiasi elektromagnetik merambat di atmosfer, sebagai akibat dari pembiasan, penyerapan dan hamburan cahaya oleh udara dan berbagai partikel (aerosol, kristal es, tetesan air), berbagai fenomena optik muncul: pelangi, mahkota, lingkaran cahaya, fatamorgana, dll. hamburan cahaya menentukan ketinggian kubah langit dan warna biru langit. Jangkauan jarak pandang suatu benda ditentukan oleh kondisi perambatan cahaya di atmosfer (lihat Jarak pandang atmosfer). Transparansi atmosfer pada panjang gelombang yang berbeda menentukan jangkauan komunikasi dan kemampuan mendeteksi objek dengan instrumen, termasuk kemungkinan pengamatan astronomi dari permukaan bumi. Untuk studi ketidakhomogenan optik stratosfer dan mesosfer, fenomena senja memainkan peran penting. Misalnya, memotret senja dari pesawat ruang angkasa memungkinkan pendeteksian lapisan aerosol. Fitur perambatan radiasi elektromagnetik di atmosfer menentukan keakuratan metode penginderaan jauh dari parameternya. Semua pertanyaan ini, seperti banyak pertanyaan lainnya, dipelajari oleh optik atmosfer. Pembiasan dan hamburan gelombang radio menentukan kemungkinan penerimaan radio (lihat Perambatan gelombang radio).

Perambatan suara di atmosfer bergantung pada distribusi spasial suhu dan kecepatan angin (lihat Akustik atmosfer). Hal ini menarik untuk penginderaan atmosfer dengan metode jarak jauh. Ledakan muatan yang diluncurkan roket ke atmosfer bagian atas memberikan banyak informasi tentang sistem angin dan variasi suhu di stratosfer dan mesosfer. Dalam atmosfer terstratifikasi stabil, ketika suhu turun dengan ketinggian lebih lambat dari gradien adiabatik (9,8 K/km), maka timbullah apa yang disebut gelombang internal. Gelombang ini dapat merambat ke atas hingga ke stratosfer dan bahkan ke mesosfer, di mana gelombang tersebut melemah, sehingga berkontribusi terhadap peningkatan angin dan turbulensi.

Muatan negatif bumi dan medan listrik yang dihasilkan, atmosfer, bersama dengan ionosfer dan magnetosfer yang bermuatan listrik, menciptakan global rangkaian listrik. Pembentukan awan dan listrik petir berperan penting dalam hal ini. Bahaya pelepasan petir mengharuskan pengembangan metode proteksi petir untuk bangunan, struktur, saluran listrik dan komunikasi. Fenomena ini menimbulkan bahaya khusus bagi penerbangan. Pelepasan petir menyebabkan gangguan radio atmosfer, yang disebut atmosfer (lihat Atmosfer bersiul). Selama peningkatan tajam dalam kekuatan medan listrik, pelepasan cahaya diamati yang muncul di ujung dan sudut tajam benda yang menonjol di atas permukaan bumi, di puncak individu di pegunungan, dll. (Lampu Elma). Atmosfer selalu mengandung ion ringan dan berat dalam jumlah yang sangat bervariasi, bergantung pada kondisi tertentu, yang menentukan konduktivitas listrik atmosfer. Pengionisasi utama udara di dekat permukaan bumi adalah radiasi zat radioaktif yang terkandung di kerak bumi dan atmosfer, serta sinar kosmik. Lihat juga Listrik atmosfer.

Pengaruh manusia terhadap atmosfer. Selama berabad-abad yang lalu, telah terjadi peningkatan konsentrasi gas rumah kaca di atmosfer akibat aktivitas ekonomi manusia. Persentase karbon dioksida meningkat dari 2,8-10 2 dua ratus tahun yang lalu menjadi 3,8-10 2 pada tahun 2005, kandungan metana - dari 0,7-10 1 sekitar 300-400 tahun yang lalu menjadi 1,8-10 -4 pada awal tanggal 21 abad; sekitar 20% peningkatan efek rumah kaca selama satu abad terakhir berasal dari freon, yang praktis tidak ada di atmosfer hingga pertengahan abad ke-20. Zat-zat ini diakui sebagai perusak ozon stratosfer, dan produksinya dilarang berdasarkan Protokol Montreal 1987. Peningkatan konsentrasi karbon dioksida di atmosfer disebabkan oleh pembakaran batu bara, minyak, gas dan jenis bahan bakar karbon lainnya dalam jumlah yang semakin meningkat, serta pembukaan hutan, yang mengakibatkan penyerapan karbon dioksida. karbon dioksida melalui fotosintesis berkurang. Konsentrasi metana meningkat seiring dengan peningkatan produksi minyak dan gas (karena kerugiannya), serta perluasan tanaman padi dan peningkatan jumlah ternak. Semua ini berkontribusi terhadap pemanasan iklim.

Untuk mengubah cuaca, metode telah dikembangkan yang secara aktif mempengaruhi proses atmosfer. Mereka digunakan untuk melindungi tanaman pertanian dari hujan es dengan menyebarkan reagen khusus di awan petir. Ada juga metode untuk menyebarkan kabut di bandara, melindungi tanaman dari embun beku, mempengaruhi awan untuk meningkatkan curah hujan di area yang diinginkan, atau untuk menyebarkan awan selama acara publik.

Studi tentang atmosfer. Informasi tentang proses fisik di atmosfer diperoleh terutama dari pengamatan meteorologi, yang dilakukan oleh jaringan global permanen stasiun cuaca dan pos-pos yang terletak di semua benua dan di banyak pulau. Pengamatan harian memberikan informasi tentang suhu dan kelembaban udara, tekanan dan curah hujan atmosfer, kekeruhan, angin, dll. Pengamatan radiasi matahari dan transformasinya dilakukan di stasiun aktinometri. Yang sangat penting untuk mempelajari atmosfer adalah jaringan stasiun aerologi, di mana pengukuran meteorologi dilakukan hingga ketinggian 30-35 km menggunakan radiosonde. Di sejumlah stasiun, dilakukan pengamatan ozon atmosfer, fenomena kelistrikan di atmosfer, dan komposisi kimia udara.

Data dari stasiun bumi dilengkapi dengan pengamatan di lautan, tempat “kapal cuaca” beroperasi, yang secara permanen berlokasi di wilayah tertentu di Samudra Dunia, serta informasi meteorologi yang diperoleh dari penelitian dan kapal lainnya.

Dalam beberapa dekade terakhir, semakin banyak informasi tentang atmosfer yang diperoleh dengan menggunakan satelit meteorologi, yang membawa instrumen untuk memotret awan dan mengukur fluks radiasi ultraviolet, inframerah, dan gelombang mikro dari Matahari. Satelit memungkinkan untuk memperoleh informasi tentang profil vertikal suhu, kekeruhan dan pasokan airnya, elemen keseimbangan radiasi atmosfer, suhu permukaan laut, dll. Dengan menggunakan pengukuran pembiasan sinyal radio dari sistem satelit navigasi, itu dimungkinkan untuk menentukan profil vertikal kepadatan, tekanan dan suhu, serta kadar air di atmosfer. Dengan bantuan satelit, dimungkinkan untuk memperjelas nilai konstanta matahari dan albedo planet bumi, membuat peta keseimbangan radiasi sistem bumi-atmosfer, mengukur kandungan dan variabilitas polutan atmosfer kecil, dan menyelesaikannya. banyak masalah lain fisika atmosfer dan pemantauan lingkungan.

Lit.: Budyko M.I. Iklim di masa lalu dan masa depan. L., 1980; Matveev L. T. Kursus meteorologi umum. Fisika atmosfer. edisi ke-2. L., 1984; Budyko M.I., Ronov A.B., Yanshin A.L. Sejarah atmosfer. L., 1985; Khrgian A.Kh. M., 1986; Suasana: Direktori. L., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteorologi dan klimatologi. edisi ke-5. M., 2001.

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

Atmosfer inilah yang memungkinkan adanya kehidupan di Bumi. Kami menerima informasi dan fakta pertama tentang atmosfer saat itu sekolah dasar. Di sekolah menengah, kita lebih mengenal konsep ini dalam pelajaran geografi.

Konsep atmosfer bumi

Tidak hanya Bumi, benda langit lainnya juga memiliki atmosfer. Ini adalah nama yang diberikan untuk lapisan gas yang mengelilingi planet-planet. Komposisi lapisan gas ini sangat bervariasi antar planet. Mari kita lihat informasi dan fakta dasar tentang udara.

Komponen terpentingnya adalah oksigen. Sebagian orang salah mengira bahwa atmosfer bumi seluruhnya terdiri dari oksigen, padahal udara merupakan campuran gas. Ini mengandung 78% nitrogen dan 21% oksigen. Satu persen sisanya meliputi ozon, argon, karbon dioksida, dan uap air. Meskipun persentase gas-gas ini kecil, mereka menjalankan fungsi penting - mereka menyerap sebagian besar energi radiasi matahari, sehingga mencegah bintang mengubah semua kehidupan di planet kita menjadi abu. Sifat-sifat atmosfer berubah tergantung ketinggian. Misalnya pada ketinggian 65 km, kandungan nitrogennya 86% dan oksigennya 19%.

Komposisi atmosfer bumi

• Karbon dioksida diperlukan untuk nutrisi tanaman. Itu muncul di atmosfer sebagai akibat dari proses respirasi organisme hidup, pembusukan, dan pembakaran. Ketiadaannya di atmosfer akan membuat keberadaan tumbuhan tidak mungkin terjadi.
• Oksigen- komponen penting atmosfer bagi manusia. Kehadirannya merupakan syarat keberadaan semua makhluk hidup. Ini menyumbang sekitar 20% dari total volume gas di atmosfer.
• Ozon merupakan penyerap alami radiasi ultraviolet matahari, yang berdampak buruk pada organisme hidup. Sebagian besar membentuk lapisan atmosfer yang terpisah - lapisan ozon. Baru-baru ini, aktivitas manusia telah menyebabkan fakta bahwa secara bertahap mulai runtuh, namun karena sangat penting, pekerjaan aktif sedang dilakukan untuk melestarikan dan memulihkannya.
• uap air menentukan kelembaban udara. Isinya mungkin berbeda-beda tergantung pada berbagai faktor: suhu udara, lokasi teritorial, musim. Pada suhu rendah uap air di udara sangat sedikit, mungkin kurang dari satu persen, dan pada suhu tinggi jumlahnya mencapai 4%.
• Selain semua hal di atas, komposisi atmosfer bumi selalu mengandung persentase tertentu kotoran padat dan cair. Ini adalah jelaga, abu, garam laut, debu, tetesan air, mikroorganisme. Mereka dapat mengudara baik secara alami maupun antropogenik.

Lapisan atmosfer

Suhu, kepadatan, dan komposisi kualitas udara tidak sama pada ketinggian yang berbeda. Oleh karena itu, merupakan kebiasaan untuk membedakan berbagai lapisan atmosfer. Masing-masing mempunyai ciri khasnya masing-masing. Mari kita cari tahu apa saja lapisan atmosfer yang dibedakan:

• Troposfer - lapisan atmosfer ini paling dekat dengan permukaan bumi. Ketinggiannya 8-10 km di atas kutub dan 16-18 km di daerah tropis. 90% dari seluruh uap air di atmosfer terletak di sini, sehingga terjadi pembentukan awan aktif. Di lapisan ini juga diamati proses seperti pergerakan udara (angin), turbulensi, dan konveksi. Suhu berkisar dari +45 derajat pada tengah hari di musim panas di daerah tropis hingga -65 derajat di kutub.
• Stratosfer adalah lapisan atmosfer terjauh kedua. Terletak di ketinggian 11 hingga 50 km. Di lapisan bawah stratosfer, suhunya sekitar -55; saat menjauh dari Bumi, suhunya naik menjadi +1˚С. Wilayah ini disebut inversi dan merupakan batas antara stratosfer dan mesosfer.
• Mesosfer terletak pada ketinggian 50 hingga 90 km. Suhu di batas bawahnya sekitar 0, di batas atas mencapai -80...-90 ˚С. Meteorit yang memasuki atmosfer bumi terbakar seluruhnya di mesosfer, menyebabkan terjadinya pancaran udara di sini.
• Termosfer tebalnya kira-kira 700 km. Cahaya utara muncul di lapisan atmosfer ini. Mereka muncul karena pengaruh radiasi kosmik dan radiasi yang berasal dari Matahari.
• Eksosfer adalah zona penyebaran udara. Di sini konsentrasi gasnya kecil dan secara bertahap keluar ke ruang antarplanet.

Batas antara atmosfer bumi dan luar angkasa dianggap 100 km. Garis ini disebut garis Karman.

Tekanan atmosfir

Saat mendengarkan ramalan cuaca, kita sering mendengar pembacaan tekanan barometrik. Tapi apa arti tekanan atmosfer, dan apa pengaruhnya terhadap kita?

Kami menemukan bahwa udara terdiri dari gas dan kotoran. Masing-masing komponen tersebut memiliki bobotnya masing-masing, artinya atmosfer tidaklah tanpa bobot, seperti yang diyakini hingga abad ke-17. Tekanan atmosfer adalah gaya yang menekan semua lapisan atmosfer pada permukaan bumi dan semua benda.

Para ilmuwan melakukan perhitungan yang rumit dan membuktikan bahwa atmosfer menekan dengan kekuatan 10.333 kg per meter persegi luas. Artinya tubuh manusia terkena tekanan udara yang beratnya 12-15 ton. Mengapa kita tidak merasakan hal ini? Tekanan internal kitalah yang menyelamatkan kita, yang menyeimbangkan tekanan eksternal. Anda dapat merasakan tekanan atmosfer saat berada di pesawat terbang atau di pegunungan, karena tekanan atmosfer di ketinggian jauh lebih kecil. Dalam hal ini, ketidaknyamanan fisik, telinga tersumbat, dan pusing mungkin terjadi.

Banyak yang bisa dikatakan tentang suasana sekitarnya. Kami mengetahui banyak fakta menarik tentangnya, dan beberapa di antaranya mungkin tampak mengejutkan:

• Berat atmosfer bumi adalah 5.300.000.000.000.000 ton.
• Ini mempromosikan transmisi suara. Pada ketinggian lebih dari 100 km, sifat ini menghilang akibat perubahan komposisi atmosfer.
• Pergerakan atmosfer dipicu oleh pemanasan permukaan bumi yang tidak merata.
• Termometer digunakan untuk menentukan suhu udara, dan barometer digunakan untuk menentukan tekanan atmosfer.
• Kehadiran atmosfer menyelamatkan planet kita dari 100 ton meteorit setiap hari.
• Komposisi udara tetap selama beberapa ratus juta tahun, namun mulai berubah seiring dengan dimulainya aktivitas industri yang pesat.
• Atmosfernya diyakini memanjang hingga ketinggian 3000 km.

Pentingnya atmosfer bagi manusia

Zona fisiologis atmosfer adalah 5 km. Pada ketinggian 5000 m dpl, seseorang mulai mengalami kelaparan oksigen, yang tercermin dalam penurunan kinerja dan penurunan kesejahteraan. Hal ini menunjukkan bahwa seseorang tidak dapat bertahan hidup di ruang yang tidak terdapat campuran gas yang menakjubkan ini.

Semua informasi dan fakta tentang atmosfer hanya menegaskan pentingnya atmosfer bagi manusia. Berkat kehadirannya, kehidupan di Bumi menjadi mungkin berkembang. Saat ini, setelah menilai skala kerugian yang dapat ditimbulkan oleh umat manusia melalui tindakannya terhadap udara pemberi kehidupan, kita harus memikirkan langkah-langkah lebih lanjut untuk melestarikan dan memulihkan atmosfer.

Suasana- ini adalah cangkang udara yang mengelilingi bumi dan terhubung dengannya melalui gravitasi. Atmosfer terlibat dalam rotasi harian dan pergerakan tahunan planet kita. Udara atmosfer adalah campuran gas yang mengandung cairan (tetesan air) dan partikel padat (asap, debu). Komposisi gas di atmosfer tidak berubah hingga ketinggian 100-110 km, hal ini disebabkan adanya keseimbangan alam. Fraksi volume gas adalah: nitrogen - 78%, oksigen - 21%, gas inert (argon, xenon, kripton) - 0,9%, karbon - 0,03%. Selain itu, uap air selalu ada di atmosfer.

Selain proses biologis, oksigen, nitrogen, dan karbon secara aktif terlibat dalam pelapukan kimiawi batuan. Peran ozon 03 sangat penting, ia menyerap sebagian besar radiasi ultraviolet Matahari dan dalam dosis besar berbahaya bagi organisme hidup. Partikel padat, yang banyak terdapat di perkotaan, berfungsi sebagai inti kondensasi (tetesan air dan kepingan salju terbentuk di sekitarnya).

Ketinggian, batas dan struktur atmosfer

Batas atas atmosfer secara konvensional digambar pada ketinggian sekitar 1000 km, meskipun dapat ditelusuri jauh lebih tinggi - hingga 20.000 km, tetapi di sana batas tersebut sangat dijernihkan.

Melalui karakter yang berbeda Perubahan suhu udara dengan ketinggian dan sifat fisik lainnya di atmosfer terbagi menjadi beberapa bagian, yang satu sama lain dipisahkan oleh lapisan transisi.

Troposfer adalah lapisan atmosfer terendah dan terpadat. Batas atasnya digambarkan pada ketinggian 18 km di atas garis khatulistiwa dan 8-12 km di atas kutub. Suhu di troposfer menurun rata-rata 0,6°C untuk setiap 100 m. Hal ini ditandai dengan perbedaan horizontal yang signifikan dalam distribusi suhu, tekanan, kecepatan angin, serta pembentukan awan dan curah hujan. Di troposfer terdapat pergerakan udara vertikal yang intens - konveksi. Di lapisan bawah atmosfer inilah cuaca sebagian besar terbentuk. Hampir seluruh uap air di atmosfer terkonsentrasi di sini.

Stratosfer meluas terutama hingga ketinggian 50 km. Konsentrasi ozon pada ketinggian 20-25 km mencapai nilai tertinggi, membentuk perisai ozon. Suhu udara di stratosfer, biasanya, meningkat seiring ketinggian rata-rata 1-2°C per 1 km, mencapai 0°C dan lebih tinggi pada batas atas. Hal ini terjadi akibat penyerapan energi matahari oleh ozon. Hampir tidak ada uap air atau awan di stratosfer, dan angin topan bertiup dengan kecepatan hingga 300-400 km/jam.

Di mesosfer, suhu udara turun hingga -60...- 100 °C, dan terjadi pergerakan udara vertikal dan horizontal yang intens.

Di lapisan atas termosfer, di mana udaranya sangat terionisasi, suhu naik lagi hingga 2000 °C. Aurora dan badai magnet diamati di sini.

Atmosfer memegang peranan besar dalam kehidupan di bumi. Ini mencegah pemanasan berlebihan pada permukaan bumi di siang hari dan pendinginannya di malam hari, mendistribusikan kembali kelembapan di bumi, dan melindungi permukaannya dari jatuhnya meteorit. Kehadiran atmosfer merupakan syarat mutlak bagi keberadaan kehidupan organik di planet kita.

Radiasi sinar matahari. Pemanasan atmosfer

Matahari memancarkan energi dalam jumlah besar, namun hanya sebagian kecil saja yang diterima bumi.

Emisi cahaya dan panas dari Matahari disebut radiasi matahari. Radiasi matahari merambat jauh melalui atmosfer sebelum mencapai permukaan bumi. Mengatasinya, sebagian besar diserap dan dihamburkan oleh selubung udara. Radiasi yang langsung sampai ke permukaan bumi dalam bentuk sinar langsung disebut radiasi langsung. Sebagian radiasi yang tersebar di atmosfer juga mencapai permukaan bumi dalam bentuk radiasi difus.

Kombinasi radiasi langsung dan radiasi menyebar yang sampai pada permukaan horizontal disebut radiasi matahari total. Atmosfer menyerap sekitar 20% radiasi matahari yang mencapai batas atasnya. 34% radiasi lainnya dipantulkan dari permukaan bumi dan atmosfer (radiasi yang dipantulkan). 46% radiasi matahari diserap oleh permukaan bumi. Radiasi seperti ini disebut terserap (absorbed).

Perbandingan intensitas radiasi matahari yang dipantulkan dengan intensitas seluruh energi radiasi Matahari yang sampai di batas atas atmosfer disebut Albedo bumi dan dinyatakan dalam persentase.

Jadi, albedo planet kita beserta atmosfernya rata-rata 34%. Nilai albedo pada lintang yang berbeda mempunyai perbedaan yang signifikan terkait dengan warna permukaan, vegetasi, kekeruhan, dan sejenisnya. Luas permukaan yang tertutup salju segar mencerminkan 80-85% radiasi, rumput dan pasir - masing-masing 26% dan 30%, dan air - hanya 5%.

Jumlah energi matahari yang diterima oleh masing-masing wilayah di bumi terutama bergantung pada sudut datangnya sinar matahari. Semakin lurus jatuhnya (yaitu semakin tinggi ketinggian Matahari di atas cakrawala), semakin besar pula jumlah energi matahari yang jatuh per satuan luas.

Ketergantungan jumlah radiasi total pada sudut datang sinar disebabkan oleh dua alasan. Pertama, semakin kecil sudut datang sinar matahari, semakin besar area distribusi fluks cahaya dan semakin sedikit energi per satuan permukaan. Kedua, semakin kecil sudut datangnya, semakin panjang jalur yang dilalui sinar tersebut di atmosfer.

Banyaknya radiasi matahari yang mengenai permukaan bumi juga dipengaruhi oleh transparansi atmosfer, terutama keadaan mendung. Ketergantungan radiasi matahari pada sudut datangnya sinar matahari dan transparansi atmosfer menentukan sifat zonal sebarannya. Perbedaan jumlah total radiasi matahari pada satu garis lintang terutama disebabkan oleh keadaan mendung.

Banyaknya kalor yang masuk ke permukaan bumi ditentukan dalam kalori per satuan luas (1 cm) per satuan waktu (1 tahun).

Radiasi yang diserap digunakan untuk memanaskan lapisan tipis permukaan bumi dan menguapkan air. Permukaan bumi yang memanas memindahkan panas ke lingkungan melalui radiasi, konduksi, konveksi, dan kondensasi uap air.

Perubahan suhu udara tergantung pada garis lintang tempat dan ketinggian di atas permukaan laut

Total radiasi menurun dari garis lintang khatulistiwa-tropis hingga ke kutub. Nilai maksimumnya - sekitar 850 J/m2 per tahun (200 kkal/cm2 per tahun) - di gurun tropis, di mana radiasi matahari langsung melalui ketinggian Matahari dan langit tak berawan sangat kuat. Pada paruh tahun musim panas, perbedaan aliran radiasi matahari total antara lintang rendah dan tinggi menjadi lebih halus. Hal ini terjadi akibat durasi penyinaran matahari yang lebih lama, terutama di daerah kutub, yang hari kutubnya genap enam bulan.

Meskipun total radiasi matahari yang sampai ke permukaan bumi sebagian dipantulkan olehnya, namun sebagian besar diserap oleh permukaan bumi dan diubah menjadi panas. Bagian dari total radiasi yang tersisa setelah digunakan untuk refleksi dan radiasi termal permukaan bumi disebut keseimbangan radiasi (radiasi sisa). Secara keseluruhan sepanjang tahun ini, suhunya positif di semua tempat di Bumi, kecuali di gurun es tinggi di Antartika dan Greenland. Keseimbangan radiasi secara alami menurun dari ekuator ke kutub, mendekati nol.

Dengan demikian, suhu udara tersebar secara zonal, yaitu menurun dari arah khatulistiwa ke kutub. .Suhu udara juga bergantung pada ketinggian suatu daerah di atas permukaan laut: semakin tinggi suatu daerah, semakin rendah suhunya.

Distribusi tanah dan air mempunyai pengaruh yang signifikan terhadap suhu udara. Permukaan tanah memanas dengan cepat, namun mendingin dengan cepat, dan permukaan air memanas lebih lambat, namun menahan panas lebih lama dan melepaskannya ke udara lebih lambat.

Akibat perbedaan intensitas pemanasan dan pendinginan permukaan bumi siang dan malam, pada musim panas dan dingin, suhu udara berubah sepanjang siang dan tahun.

Termometer digunakan untuk menentukan suhu udara. diukur 8 kali sehari dan dihitung rata-rata per hari. Dengan menggunakan suhu rata-rata harian, rata-rata bulanan dihitung. Mereka biasanya ditampilkan pada peta iklim sebagai isoterm (garis yang menghubungkan titik-titik dengan suhu yang sama selama periode waktu tertentu). Untuk mengkarakterisasi suhu, rata-rata bulanan paling sering diambil pada bulan Januari dan Juli, lebih jarang rata-rata tahunan. ,

Atmosfer mulai terbentuk seiring dengan terbentuknya bumi. Selama evolusi planet ini dan ketika parameternya mendekati nilai modern, perubahan kualitatif mendasar terjadi pada komposisi kimia dan sifat fisiknya. Menurut model evolusi, pada tahap awal bumi berada dalam keadaan cair dan sekitar 4,5 miliar tahun yang lalu terbentuk sebagai benda padat. Tonggak sejarah ini diambil sebagai awal kronologi geologi. Sejak saat itu, evolusi atmosfer yang lambat dimulai. Beberapa proses geologi (misalnya pencurahan lahar saat letusan gunung berapi) disertai dengan keluarnya gas dari perut bumi. Mereka termasuk nitrogen, amonia, metana, uap air, CO oksida dan karbon dioksida CO 2. Di bawah pengaruh radiasi ultraviolet matahari, uap air terurai menjadi hidrogen dan oksigen, tetapi oksigen yang dilepaskan bereaksi dengan karbon monoksida membentuk karbon dioksida. Amonia terurai menjadi nitrogen dan hidrogen. Selama proses difusi, hidrogen naik ke atas dan meninggalkan atmosfer, dan nitrogen yang lebih berat tidak dapat menguap dan secara bertahap terakumulasi, menjadi komponen utama, meskipun sebagian darinya terikat menjadi molekul sebagai akibat dari reaksi kimia ( cm. KIMIA SUASANA). Di bawah pengaruh sinar ultraviolet dan pelepasan listrik, campuran gas yang ada di atmosfer asli bumi mengalami reaksi kimia, yang mengakibatkan terbentuknya zat organik, khususnya asam amino. Dengan munculnya tumbuhan primitif, proses fotosintesis dimulai, disertai dengan pelepasan oksigen. Gas ini, terutama setelah berdifusi ke lapisan atas atmosfer, mulai melindungi lapisan bawah dan permukaan bumi dari radiasi ultraviolet dan sinar-X yang mengancam jiwa. Menurut perkiraan teoritis, kandungan oksigen, yang 25.000 kali lebih sedikit dari sekarang, sudah dapat menyebabkan pembentukan lapisan ozon dengan konsentrasi hanya setengah dari sekarang. Namun, ini sudah cukup untuk memberikan perlindungan yang sangat signifikan bagi organisme dari efek merusak sinar ultraviolet.

Kemungkinan besar atmosfer primer mengandung banyak karbon dioksida. Itu digunakan selama fotosintesis, dan konsentrasinya pasti menurun seiring dengan berkembangnya dunia tumbuhan dan juga karena penyerapan selama proses geologi tertentu. Karena Efek rumah kaca terkait dengan keberadaan karbon dioksida di atmosfer, fluktuasi konsentrasinya adalah salah satu alasan penting terjadinya perubahan iklim berskala besar dalam sejarah bumi seperti zaman es.

Helium yang ada di atmosfer modern sebagian besar merupakan produk peluruhan radioaktif uranium, thorium, dan radium. Unsur radioaktif ini memancarkan partikel yang merupakan inti atom helium. Karena selama peluruhan radioaktif muatan listrik tidak terbentuk atau dimusnahkan, dengan pembentukan setiap partikel a, muncul dua elektron, yang bergabung kembali dengan partikel a, membentuk atom helium netral. Unsur radioaktif terkandung dalam mineral yang tersebar di batuan, sehingga sebagian besar helium yang terbentuk akibat peluruhan radioaktif tertahan di dalamnya, keluar dengan sangat lambat ke atmosfer. Sejumlah helium naik ke eksosfer karena difusi, tetapi karena aliran masuk yang konstan dari permukaan bumi, volume gas ini di atmosfer hampir tidak berubah. Berdasarkan analisis spektral cahaya bintang dan studi tentang meteorit, kelimpahan relatif berbagai unsur kimia di alam semesta dapat diperkirakan. Konsentrasi neon di luar angkasa kira-kira sepuluh miliar kali lebih tinggi daripada di Bumi, kripton sepuluh juta kali lipat, dan xenon satu juta kali lipat. Oleh karena itu, konsentrasi gas-gas inert ini, yang awalnya terdapat di atmosfer bumi dan tidak terisi kembali selama reaksi kimia, menurun drastis, bahkan mungkin pada tahap hilangnya atmosfer utama bumi. Pengecualian adalah gas inert argon, karena dalam bentuk isotop 40 Ar masih terbentuk selama peluruhan radioaktif isotop kalium.

Distribusi tekanan barometrik.

Berat total gas di atmosfer adalah sekitar 4,5 · 10 15 ton. Jadi, “berat” atmosfer per satuan luas, atau tekanan atmosfer, di permukaan laut adalah sekitar 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Tekanan sama dengan P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Seni. = 1 atm, diambil sebagai tekanan atmosfer rata-rata standar. Untuk atmosfer dalam keadaan kesetimbangan hidrostatik kita mempunyai: d P= –rgd H, ini berarti dalam interval ketinggian dari H sebelum H+ d H terjadi kesetaraan antara perubahan tekanan atmosfer d P dan berat unsur atmosfer yang bersesuaian dengan satuan luas, massa jenis r, dan ketebalan d H. Sebagai hubungan antar tekanan R dan suhu T Persamaan keadaan gas ideal dengan massa jenis r yang cukup dapat diterapkan pada atmosfer bumi digunakan: P= r R T/m, dengan m adalah berat molekul, dan R = 8,3 J/(K mol) adalah konstanta gas universal. Lalu d log P= – (m g/RT)D H= – bd H= –d H/H, dimana gradien tekanan berada pada skala logaritmik. Nilai kebalikannya H disebut skala ketinggian atmosfer.

Saat mengintegrasikan persamaan ini untuk atmosfer isotermal ( T= const) atau untuk bagiannya di mana perkiraan seperti itu diperbolehkan, hukum barometrik distribusi tekanan dengan ketinggian diperoleh: P = P 0 pengalaman(– H/H 0), dimana referensi ketinggian H dihasilkan dari permukaan laut, dimana tekanan rata-rata standarnya berada P 0 . Ekspresi H 0 = R T/ mg, disebut skala ketinggian, yang mencirikan luasnya atmosfer, asalkan suhu di dalamnya sama di semua tempat (atmosfer isotermal). Jika atmosfer tidak isotermal, maka integrasi harus memperhitungkan perubahan suhu terhadap ketinggian, dan parameternya N– beberapa karakteristik lokal lapisan atmosfer, bergantung pada suhu dan sifat lingkungannya.

Suasana standar.

Model (tabel nilai parameter utama) yang sesuai dengan tekanan standar di dasar atmosfer R 0 dan komposisi kimianya disebut atmosfer standar. Lebih tepatnya, ini adalah model atmosfer bersyarat, yang menentukan nilai rata-rata suhu, tekanan, kepadatan, viskositas, dan karakteristik udara lainnya pada ketinggian 2 km di bawah permukaan laut hingga batas luar atmosfer bumi. untuk garis lintang 45° 32ў 33І. Parameter atmosfer tengah pada semua ketinggian dihitung menggunakan persamaan keadaan gas ideal dan hukum barometrik dengan asumsi tekanan di permukaan laut adalah 1013,25 hPa (760 mm Hg) dan suhu 288,15 K (15,0 °C). Menurut sifat distribusi suhu vertikal, atmosfer rata-rata terdiri dari beberapa lapisan, yang masing-masing lapisan tersebut memperkirakan suhunya fungsi linear tinggi. Di lapisan terendah - troposfer (h Ј 11 km) suhu turun 6,5 ° C dengan setiap kenaikan kilometer. Di dataran tinggi, nilai dan tanda gradien suhu vertikal berubah dari lapisan ke lapisan. Di atas 790 km suhunya sekitar 1000 K dan praktis tidak berubah seiring ketinggian.

Suasana standar adalah standar yang diperbarui secara berkala dan disahkan, diterbitkan dalam bentuk tabel.

Troposfer.

Lapisan atmosfer yang paling rendah dan paling padat, yang suhunya menurun dengan cepat seiring bertambahnya ketinggian, disebut troposfer. Ini berisi hingga 80% dari total massa atmosfer dan meluas di kutub dan garis lintang tengah hingga ketinggian 8–10 km, dan di daerah tropis hingga 16–18 km. Hampir semua proses pembentukan cuaca berkembang di sini, pertukaran panas dan kelembaban antara bumi dan atmosfernya terjadi, awan terbentuk, berbagai fenomena meteorologi terjadi, kabut dan curah hujan terjadi. Lapisan atmosfer bumi ini berada dalam kesetimbangan konvektif dan, berkat pencampuran aktif, memiliki komposisi kimia yang homogen, terutama terdiri dari molekul nitrogen (78%) dan oksigen (21%). Sebagian besar polutan udara aerosol dan gas alam dan buatan manusia terkonsentrasi di troposfer. Dinamika troposfer bagian bawah, yang tebalnya mencapai 2 km, sangat bergantung pada sifat-sifat permukaan bumi di bawahnya, yang menentukan pergerakan udara (angin) secara horizontal dan vertikal yang disebabkan oleh perpindahan panas dari daratan yang lebih hangat. melalui radiasi infra merah permukaan bumi, yang diserap di troposfer, terutama oleh uap air dan karbon dioksida (efek rumah kaca). Distribusi suhu dengan ketinggian terjadi sebagai hasil pencampuran turbulen dan konvektif. Rata-rata, ini setara dengan penurunan suhu dengan ketinggian sekitar 6,5 K/km.

Kecepatan angin di lapisan batas permukaan awalnya meningkat pesat seiring dengan ketinggian, dan di atasnya terus meningkat sebesar 2–3 km/s per kilometer. Terkadang aliran planet yang sempit (dengan kecepatan lebih dari 30 km/s) muncul di troposfer, bagian barat di garis lintang tengah, dan bagian timur dekat khatulistiwa. Mereka disebut aliran jet.

Tropopause.

Di batas atas troposfer (tropopause), suhu mencapai nilai minimum untuk atmosfer bagian bawah. Ini adalah lapisan transisi antara troposfer dan stratosfer yang terletak di atasnya. Ketebalan tropopause berkisar antara ratusan meter hingga 1,5–2 km, dan suhu serta ketinggian masing-masing berkisar antara 190 hingga 220 K dan dari 8 hingga 18 km, bergantung pada garis lintang dan musim. Di daerah beriklim sedang dan lintang tinggi pada musim dingin suhunya 1–2 km lebih rendah dibandingkan pada musim panas dan 8–15 K lebih hangat. Di daerah tropis, perubahan musim jauh lebih sedikit (ketinggian 16–18 km, suhu 180–200 K). Di atas aliran jet istirahat tropopause mungkin terjadi.

Air di atmosfer bumi.

Ciri terpenting atmosfer bumi adalah adanya sejumlah besar uap air dan air dalam bentuk tetesan, yang paling mudah diamati dalam bentuk awan dan struktur awan. Derajat tutupan awan di langit (pada saat tertentu atau rata-rata dalam jangka waktu tertentu), yang dinyatakan dalam skala 10 atau persentase, disebut kekeruhan. Bentuk awan ditentukan menurut klasifikasi internasional. Rata-rata, awan menutupi separuh bumi. Kekeruhan merupakan faktor penting yang menjadi ciri cuaca dan iklim. Di musim dingin dan malam hari, kekeruhan mencegah penurunan suhu permukaan bumi dan lapisan udara dasar; di musim panas dan siang hari, hal ini melemahkan pemanasan permukaan bumi oleh sinar matahari, sehingga melunakkan iklim di dalam benua. .

Awan.

Awan adalah kumpulan tetesan air yang tersuspensi di atmosfer (awan air), kristal es (awan es), atau keduanya secara bersamaan (awan campuran). Ketika tetesan dan kristal menjadi lebih besar, mereka jatuh dari awan dalam bentuk presipitasi. Awan terbentuk terutama di troposfer. Mereka timbul akibat kondensasi uap air yang terkandung di udara. Diameter tetesan awan berada pada urutan beberapa mikron. Kandungan air cair di awan berkisar dari pecahan hingga beberapa gram per m3. Awan diklasifikasikan berdasarkan ketinggian: Menurut klasifikasi internasional, ada 10 jenis awan: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

Awan mutiara juga terlihat di stratosfer, dan awan noktilusen terlihat di mesosfer.

Awan cirrus merupakan awan transparan berupa benang atau selubung tipis berwarna putih dengan kilau halus yang tidak memberikan bayangan. Awan Cirrus terdiri dari kristal es dan terbentuk di troposfer atas pada suhu yang sangat rendah. Beberapa jenis awan cirrus berfungsi sebagai pertanda perubahan cuaca.

Awan Cirrocumulus adalah punggungan atau lapisan awan putih tipis di troposfer atas. Awan Cirrocumulus dibangun dari elemen-elemen kecil yang terlihat seperti serpihan, riak, bola-bola kecil tanpa bayangan dan sebagian besar terdiri dari kristal es.

Awan Cirrostratus adalah selubung tembus keputihan di troposfer atas, biasanya berserat, terkadang buram, terdiri dari kristal es kecil berbentuk jarum atau kolumnar.

Awan Altocumulus adalah awan berwarna putih, abu-abu, atau putih abu-abu yang terletak di lapisan bawah dan tengah troposfer. Awan altocumulus tampak berlapis-lapis dan berbukit-bukit, seolah-olah dibangun dari lempengan-lempengan, massa bulat, poros, serpihan yang bertumpuk satu sama lain. Awan altocumulus terbentuk selama aktivitas konvektif yang intens dan biasanya terdiri dari tetesan air yang sangat dingin.

Awan Altostratus adalah awan berwarna keabu-abuan atau kebiruan dengan struktur berserat atau seragam. Awan Altostratus diamati di troposfer tengah, tingginya mencapai beberapa kilometer dan terkadang ribuan kilometer dalam arah horizontal. Biasanya, awan altostratus merupakan bagian dari sistem awan frontal yang terkait dengan pergerakan massa udara ke atas.

Awan Nimbostratus adalah lapisan awan amorf yang rendah (dari 2 km ke atas), seragam abu-abu sehingga menimbulkan hujan atau salju terus menerus. Awan Nimbostratus sangat berkembang secara vertikal (hingga beberapa km) dan horizontal (beberapa ribu km), terdiri dari tetesan air yang sangat dingin bercampur dengan kepingan salju, biasanya berhubungan dengan front atmosfer.

Awan stratus adalah awan tingkat bawah yang berbentuk lapisan homogen tanpa garis pasti, berwarna abu-abu. Ketinggian awan stratus di atas permukaan bumi adalah 0,5–2 km. Sesekali gerimis turun dari awan stratus.

Awan Cumulus adalah awan padat berwarna putih cerah pada siang hari dengan perkembangan vertikal yang signifikan (hingga 5 km atau lebih). Bagian atas awan kumulus tampak seperti kubah atau menara dengan garis membulat. Biasanya, awan kumulus muncul sebagai awan konveksi pada massa udara dingin.

Awan stratocumulus adalah awan rendah (di bawah 2 km) yang berbentuk lapisan tidak berserat berwarna abu-abu atau putih atau bubungan balok-balok besar berbentuk bulat. Ketebalan vertikal awan stratocumulus kecil. Kadang-kadang, awan stratocumulus menghasilkan curah hujan ringan.

Awan kumulonimbus adalah awan yang kuat dan padat dengan perkembangan vertikal yang kuat (sampai ketinggian 14 km), menghasilkan hujan lebat disertai badai petir, hujan es, dan badai petir. Awan kumulonimbus berkembang dari awan kumulus yang kuat, berbeda dengan awan kumulus di bagian atasnya yang terdiri dari kristal es.

Stratosfir.

Melalui tropopause, rata-rata pada ketinggian 12 hingga 50 km, troposfer masuk ke stratosfer. Di bagian bawah, sekitar 10 km, yaitu. hingga ketinggian sekitar 20 km, bersifat isotermal (suhu sekitar 220 K). Kemudian meningkat seiring ketinggian, mencapai maksimum sekitar 270 K pada ketinggian 50–55 km. Inilah batas antara stratosfer dan mesosfer di atasnya, yang disebut stratopause. .

Uap air di stratosfer jauh lebih sedikit. Namun, awan mutiara tipis tembus cahaya kadang-kadang terlihat, kadang-kadang muncul di stratosfer pada ketinggian 20–30 km. Awan mutiara terlihat di langit gelap setelah matahari terbenam dan sebelum matahari terbit. Bentuk awan nacreous menyerupai awan cirrus dan cirrocumulus.

Suasana tengah (mesosfer).

Pada ketinggian sekitar 50 km, mesosfer dimulai dari puncak suhu maksimum yang luas . Penyebabnya adalah kenaikan suhu di wilayah maksimum ini adalah reaksi fotokimia dekomposisi ozon yang eksotermik (yaitu disertai dengan pelepasan panas): O 3 + hv® O 2 + O. Ozon muncul sebagai hasil dekomposisi fotokimia molekul oksigen O 2

HAI 2 + hv® O + O dan reaksi selanjutnya dari tumbukan rangkap tiga atom dan molekul oksigen dengan molekul ketiga M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Ozon dengan rakus menyerap radiasi ultraviolet di wilayah tersebut dari tahun 2000 hingga 3000 Å, dan radiasi ini memanaskan atmosfer. Ozon, yang terdapat di bagian atas atmosfer, berfungsi sebagai semacam perisai yang melindungi kita dari efek radiasi ultraviolet Matahari. Tanpa perisai ini, perkembangan kehidupan di Bumi dalam bentuk modernnya tidak akan mungkin terjadi.

Secara umum, di seluruh mesosfer, suhu atmosfer turun hingga nilai minimumnya sekitar 180 K di batas atas mesosfer (disebut mesopause, ketinggian sekitar 80 km). Di sekitar mesopause, pada ketinggian 70–90 km, lapisan kristal es yang sangat tipis dan partikel debu vulkanik dan meteorit mungkin muncul, diamati dalam bentuk pemandangan indah awan noctilucent. sesaat setelah matahari terbenam.

Di mesosfer, partikel meteorit padat kecil yang jatuh ke bumi sehingga menyebabkan fenomena meteor sebagian besar terbakar.

Meteor, meteorit, dan bola api.

Flare dan fenomena lain di lapisan atas atmosfer bumi yang disebabkan oleh intrusi partikel atau benda padat kosmik ke dalamnya dengan kecepatan 11 km/s atau lebih tinggi disebut meteoroid. Jejak meteor terang yang dapat diamati muncul; fenomena paling dahsyat yang sering disertai dengan jatuhnya meteorit disebut bola api; kemunculan meteor dikaitkan dengan hujan meteor.

Hujan meteor:

1) fenomena jatuhnya meteor berkali-kali dalam beberapa jam atau hari dari satu pancaran.

2) segerombolan meteoroid yang bergerak dalam orbit yang sama mengelilingi Matahari.

Kemunculan meteor secara sistematis di suatu wilayah langit tertentu dan di dalamnya hari-hari tertentu tahun, disebabkan oleh perpotongan orbit bumi dengan orbit yang sama dari banyak benda meteorit yang bergerak dengan kecepatan yang kira-kira sama dan berarah sama, itulah sebabnya jalurnya di langit seolah-olah muncul dari satu titik yang sama (bersinar). Mereka diberi nama berdasarkan konstelasi tempat pancaran cahaya berada.

Hujan meteor memberikan kesan yang mendalam dengan efek cahayanya, namun meteor individu jarang terlihat. Yang jauh lebih banyak adalah meteor yang tidak terlihat, terlalu kecil untuk terlihat saat terserap ke atmosfer. Beberapa meteor terkecil mungkin tidak memanas sama sekali, melainkan hanya tertangkap oleh atmosfer. Partikel kecil dengan ukuran mulai dari beberapa milimeter hingga seperseribu milimeter disebut mikrometeorit. Jumlah materi meteorik yang memasuki atmosfer setiap hari berkisar antara 100 hingga 10.000 ton, dan kebanyakan Zat ini ditemukan pada mikrometeorit.

Karena sebagian materi meteorik terbakar di atmosfer, komposisi gasnya diisi kembali dengan jejak berbagai unsur kimia. Misalnya, meteor batuan memasukkan litium ke atmosfer. Pembakaran meteor logam mengarah pada pembentukan besi bulat kecil, besi-nikel, dan tetesan lainnya yang melewati atmosfer dan menetap di permukaan bumi. Mereka dapat ditemukan di Greenland dan Antartika, di mana lapisan esnya hampir tidak berubah selama bertahun-tahun. Ahli kelautan menemukannya di sedimen dasar laut.

Sebagian besar partikel meteor yang memasuki atmosfer mengendap dalam waktu sekitar 30 hari. Beberapa ilmuwan percaya bahwa debu kosmik ini berperan penting dalam pembentukan fenomena atmosfer seperti hujan karena berfungsi sebagai inti kondensasi uap air. Oleh karena itu, curah hujan diasumsikan secara statistik berhubungan dengan hujan meteor besar. Namun, beberapa ahli percaya bahwa karena total pasokan material meteorik puluhan kali lebih besar dibandingkan dengan hujan meteor terbesar sekalipun, perubahan jumlah total material yang dihasilkan dari satu kali hujan dapat diabaikan.

Namun, tidak ada keraguan bahwa mikrometeorit terbesar dan meteorit yang terlihat meninggalkan jejak ionisasi yang panjang di lapisan atas atmosfer, terutama di ionosfer. Jejak tersebut dapat digunakan untuk komunikasi radio jarak jauh, karena memantulkan gelombang radio frekuensi tinggi.

Energi meteor yang memasuki atmosfer dihabiskan terutama, dan mungkin seluruhnya, untuk memanaskannya. Ini adalah salah satu komponen kecil dari keseimbangan termal atmosfer.

Meteorit adalah benda padat alami yang jatuh ke permukaan bumi dari luar angkasa. Biasanya perbedaan dibuat antara meteorit berbatu, besi berbatu, dan besi. Yang terakhir ini terutama terdiri dari besi dan nikel. Di antara meteorit yang ditemukan, sebagian besar memiliki berat beberapa gram hingga beberapa kilogram. Yang terbesar yang ditemukan, meteorit besi Goba, memiliki berat sekitar 60 ton dan masih terletak di tempat yang sama saat ditemukan, di Afrika Selatan. Kebanyakan meteorit adalah pecahan asteroid, namun beberapa meteorit mungkin datang ke Bumi dari Bulan dan bahkan Mars.

Bolide adalah meteor yang sangat terang, terkadang terlihat bahkan pada siang hari, seringkali meninggalkan jejak berasap dan disertai fenomena suara; seringkali berakhir dengan jatuhnya meteorit.

Termosfer.

Di atas suhu minimum mesopause, termosfer dimulai, dimana suhu, mula-mula perlahan dan kemudian dengan cepat mulai naik lagi. Penyebabnya adalah penyerapan radiasi ultraviolet Matahari pada ketinggian 150–300 km, akibat ionisasi atom oksigen: O + hv® HAI++ e.

Di termosfer, suhu terus meningkat hingga ketinggian sekitar 400 km, yang mencapai 1800 K pada siang hari selama masa aktivitas matahari maksimum. Selama masa aktivitas matahari minimum, suhu batas ini bisa kurang dari 1000 K. Di atas 400 km, atmosfer berubah menjadi eksosfer isotermal. Tingkat kritis (dasar eksosfer) berada pada ketinggian sekitar 500 km.

Cahaya kutub dan banyak orbit satelit buatan, serta awan noctilucent - semua fenomena ini terjadi di mesosfer dan termosfer.

Lampu kutub.

Di lintang tinggi selama gangguan Medan gaya aurora diamati. Mereka mungkin berlangsung beberapa menit, namun sering terlihat selama beberapa jam. Aurora sangat bervariasi dalam bentuk, warna, dan intensitas, yang semuanya terkadang berubah dengan sangat cepat seiring berjalannya waktu. Spektrum aurora terdiri dari garis dan pita emisi. Beberapa emisi langit malam ditingkatkan dalam spektrum aurora, terutama garis hijau dan merah l 5577 Å dan l 6300 Å oksigen. Kebetulan salah satu garis ini berkali-kali lebih intens daripada yang lain, dan ini menentukan warna aurora yang terlihat: hijau atau merah. Gangguan medan magnet juga dibarengi dengan gangguan komunikasi radio di wilayah kutub. Penyebab gangguan tersebut adalah perubahan ionosfer, yang berarti bahwa selama badai magnet terdapat sumber ionisasi yang kuat. Telah ditetapkan bahwa badai magnet yang kuat terjadi ketika terdapat sekelompok besar bintik matahari di dekat pusat piringan matahari. Pengamatan menunjukkan bahwa badai tidak berhubungan dengan bintik matahari itu sendiri, tetapi dengan jilatan api matahari yang muncul selama perkembangan sekelompok bintik matahari.

Aurora adalah serangkaian cahaya dengan intensitas bervariasi dengan pergerakan cepat yang diamati di wilayah lintang tinggi di Bumi. Aurora visual mengandung garis emisi oksigen atom hijau (5577Å) dan merah (6300/6364Å) dan pita molekul N2, yang tereksitasi oleh partikel energik yang berasal dari matahari dan magnetosfer. Emisi ini biasanya muncul pada ketinggian sekitar 100 km ke atas. Istilah aurora optik digunakan untuk merujuk pada aurora visual dan spektrum emisinya dari wilayah inframerah hingga ultraviolet. Energi radiasi di bagian spektrum inframerah secara signifikan melebihi energi di wilayah tampak. Saat aurora muncul, emisi teramati pada kisaran ULF (

Bentuk sebenarnya dari aurora sulit untuk diklasifikasikan; Istilah yang paling umum digunakan adalah:

1. Busur atau garis yang tenang dan seragam. Busur tersebut biasanya memanjang ~1000 km ke arah paralel geomagnetik (menuju Matahari di wilayah kutub) dan memiliki lebar satu hingga beberapa puluh kilometer. Garis merupakan generalisasi dari konsep busur; biasanya tidak berbentuk busur beraturan, melainkan melengkung berbentuk huruf S atau berbentuk spiral. Busur dan garis terletak pada ketinggian 100–150 km.

2. Sinar aurora . Istilah ini mengacu pada struktur aurora yang memanjang sepanjang garis medan magnet, dengan luas vertikal beberapa puluh hingga beberapa ratus kilometer. Luas sinar horizontalnya kecil, dari beberapa puluh meter hingga beberapa kilometer. Sinar biasanya diamati dalam bentuk busur atau sebagai struktur terpisah.

3. Noda atau permukaan . Ini adalah area cahaya terisolasi yang tidak memiliki bentuk tertentu. Tempat-tempat individual mungkin terhubung satu sama lain.

4. Kerudung. Bentuk aurora yang tidak biasa, yaitu cahaya seragam yang menutupi sebagian besar langit.

Menurut strukturnya, aurora dibagi menjadi homogen, berongga, dan bercahaya. Berbagai istilah digunakan; busur berdenyut, permukaan berdenyut, permukaan menyebar, garis bercahaya, gorden, dll. Ada klasifikasi aurora menurut warnanya. Menurut klasifikasi ini, aurora termasuk dalam tipe A. Bagian atas atau seluruhnya berwarna merah (6300–6364 Å). Mereka biasanya muncul di ketinggian 300–400 km dengan aktivitas geomagnetik yang tinggi.

Tipe Aurora DI DALAM berwarna merah di bagian bawah dan berhubungan dengan pancaran pita sistem positif pertama N 2 dan sistem negatif pertama O 2. Bentuk aurora seperti ini muncul pada fase paling aktif aurora.

Zona lampu kutub – Ini adalah zona frekuensi maksimum aurora di malam hari menurut pengamat di suatu titik tetap di permukaan bumi. Zona tersebut terletak pada 67° Lintang Utara dan Selatan, dan lebarnya sekitar 6°. Kemunculan maksimum aurora, sesuai dengan momen waktu geomagnetik setempat, terjadi di sabuk berbentuk oval (aurora oval), yang terletak asimetris di sekitar kutub geomagnetik utara dan selatan. Aurora oval ditetapkan dalam koordinat lintang – waktu, dan zona aurora adalah lokus geometris dari titik-titik wilayah tengah malam oval dalam koordinat lintang – bujur. Sabuk oval terletak kira-kira 23° dari kutub geomagnetik pada sektor malam dan 15° pada sektor siang hari.

Zona aurora oval dan aurora. Lokasi aurora oval bergantung pada aktivitas geomagnetik. Bentuk oval menjadi lebih lebar dengan aktivitas geomagnetik yang tinggi. Zona aurora atau batas oval aurora lebih baik diwakili oleh L 6.4 dibandingkan dengan koordinat dipol. Garis medan geomagnetik pada batas sektor siang hari oval aurora bertepatan magnetopause. Perubahan posisi oval aurora yang diamati tergantung pada sudut antara sumbu geomagnetik dan arah Bumi-Matahari. Oval aurora juga ditentukan berdasarkan data pengendapan partikel (elektron dan proton) dengan energi tertentu. Posisinya dapat ditentukan secara independen berdasarkan data Kaspakh di siang hari dan di ekor magnetosfer.

Variasi harian frekuensi kemunculan aurora di zona aurora maksimum pada tengah malam geomagnetik dan minimum pada tengah hari geomagnetik. Di sisi oval dekat khatulistiwa, frekuensi terjadinya aurora menurun tajam, namun bentuk variasi hariannya tetap dipertahankan. Di sisi kutub oval, frekuensi aurora menurun secara bertahap dan ditandai dengan perubahan harian yang kompleks.

Intensitas aurora.

Intensitas Aurora ditentukan dengan mengukur kecerahan permukaan semu. Permukaan luminositas SAYA aurora pada arah tertentu ditentukan oleh total emisi sebesar 4p SAYA foton/(cm 2 s). Karena nilai ini bukanlah kecerahan permukaan sebenarnya, namun mewakili emisi dari kolom, satuan foton/(cm 2 kolom s) biasanya digunakan saat mempelajari aurora. Satuan umum untuk mengukur total emisi adalah Rayleigh (Rl) yang sama dengan 10 6 foton/(cm 2 kolom s). Satuan intensitas aurora yang lebih praktis ditentukan oleh emisi suatu garis atau pita individu. Misalnya, intensitas aurora ditentukan oleh koefisien kecerahan internasional (IBRs) menurut intensitas garis hijau (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (intensitas maksimum aurora). Klasifikasi ini tidak dapat digunakan untuk aurora merah. Salah satu penemuan pada era tersebut (1957–1958) adalah terbentuknya sebaran aurora spatiotemporal berbentuk oval yang bergeser relatif terhadap kutub magnet. Dari ide sederhana tentang bentuk lingkaran sebaran aurora relatif terhadap kutub magnet pun ada Transisi ke fisika modern magnetosfer telah selesai. Kehormatan atas penemuan ini adalah milik O. Khorosheva, dan pengembangan ide aurora oval secara intensif dilakukan oleh G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu dan sejumlah peneliti lainnya. Oval aurora adalah wilayah dengan pengaruh angin matahari paling kuat di atmosfer bagian atas bumi. Intensitas aurora paling besar terjadi pada bentuk oval, dan dinamikanya terus dipantau menggunakan satelit.

Busur merah aurora yang stabil.

Busur merah aurora yang stabil, atau disebut busur merah garis lintang tengah atau M-arc, merupakan busur lebar subvisual (di bawah batas kepekaan mata), membentang dari timur ke barat sejauh ribuan kilometer dan kemungkinan mengelilingi seluruh Bumi. Panjang garis lintang busur adalah 600 km. Emisi busur merah aurora stabil hampir monokromatik pada garis merah l 6300 Å dan l 6364 Å. Baru-baru ini, garis emisi lemah l 5577 Å (OI) dan l 4278 Å (N+2) juga dilaporkan. Busur merah yang berkelanjutan diklasifikasikan sebagai aurora, tetapi muncul di ketinggian yang jauh lebih tinggi. Batas bawah berada pada ketinggian 300 km, batas atas sekitar 700 km. Intensitas busur merah aurora tenang pada emisi l 6300 Å berkisar antara 1 hingga 10 kRl (nilai tipikal 6 kRl). Ambang sensitivitas mata pada panjang gelombang ini adalah sekitar 10 kRl, sehingga busur jarang diamati secara visual. Namun, pengamatan menunjukkan bahwa kecerahannya >50 kRL pada 10% malam. Umur busur biasanya adalah sekitar satu hari, dan jarang muncul pada hari-hari berikutnya. Gelombang radio dari satelit atau sumber radio yang melintasi busur merah aurora yang persisten akan mengalami kilau, yang menunjukkan adanya ketidakhomogenan kerapatan elektron. Penjelasan teoretis untuk busur merah adalah elektron di wilayah tersebut memanas F Ionosfer menyebabkan peningkatan atom oksigen. Pengamatan satelit menunjukkan peningkatan suhu elektron di sepanjang garis medan geomagnetik yang memotong busur merah aurora yang persisten. Intensitas busur ini berkorelasi positif dengan aktivitas geomagnetik (badai), dan frekuensi kemunculan busur berkorelasi positif dengan aktivitas bintik matahari.

Mengubah aurora.

Beberapa bentuk aurora mengalami variasi intensitas kuasi-periodik dan koheren. Aurora dengan geometri yang mendekati stasioner dan variasi periodik cepat yang terjadi dalam fase disebut aurora berubah. Mereka diklasifikasikan sebagai aurora formulir R menurut Atlas Aurora Internasional Pembagian yang lebih rinci tentang perubahan aurora:

R 1 (Aurora berdenyut) adalah cahaya dengan variasi fase kecerahan yang seragam di seluruh bentuk aurora. Menurut definisi, dalam aurora berdenyut yang ideal, bagian spasial dan temporal dari denyut tersebut dapat dipisahkan, yaitu. kecerahan SAYA(r,t)= saya s(R)· DIA(T). Dalam aurora yang khas R 1 denyut terjadi dengan frekuensi 0,01 hingga 10 Hz dengan intensitas rendah (1–2 kRl). Kebanyakan aurora R 1 – ini adalah titik atau busur yang berdenyut dengan jangka waktu beberapa detik.

R 2 (aurora yang berapi-api). Istilah ini biasanya digunakan untuk merujuk pada gerakan seperti nyala api yang memenuhi langit, bukan untuk menggambarkan bentuk yang berbeda. Aurora berbentuk busur dan biasanya bergerak ke atas dari ketinggian 100 km. Aurora ini relatif jarang terjadi dan lebih sering terjadi di luar aurora.

R 3 (Aurora berkilauan). Ini adalah aurora dengan variasi kecerahan yang cepat, tidak teratur, atau teratur, sehingga memberikan kesan nyala api yang berkelap-kelip di langit. Mereka muncul sesaat sebelum aurora hancur. Frekuensi variasi yang biasanya diamati R 3 sama dengan 10 ± 3 Hz.

Istilah streaming aurora, yang digunakan untuk kelas lain dari aurora berdenyut, mengacu pada variasi kecerahan yang tidak teratur yang bergerak cepat secara horizontal dalam busur dan garis aurora.

Perubahan aurora merupakan salah satu fenomena matahari-terestrial yang menyertai denyut medan geomagnetik dan radiasi sinar-X aurora yang disebabkan oleh pengendapan partikel asal matahari dan magnetosfer.

Cahaya tutup kutub dicirikan oleh intensitas tinggi dari pita sistem negatif pertama N + 2 (l 3914 Å). Biasanya, pita N + 2 ini lima kali lebih kuat daripada garis hijau OI l 5577 Å; intensitas absolut cahaya tutup kutub berkisar antara 0,1 hingga 10 kRl (biasanya 1–3 kRl). Selama aurora ini, yang muncul selama periode PCA, cahaya seragam menutupi seluruh tutup kutub hingga garis lintang geomagnetik 60° pada ketinggian 30 hingga 80 km. Hal ini dihasilkan terutama oleh proton matahari dan partikel d dengan energi 10–100 MeV, menciptakan ionisasi maksimum pada ketinggian ini. Ada jenis cahaya lain di zona aurora, yang disebut aurora mantel. Untuk jenis cahaya aurora ini, intensitas maksimum harian yang terjadi pada pagi hari adalah 1–10 kRL, dan intensitas minimumnya lima kali lebih lemah. Pengamatan terhadap aurora mantel sangat sedikit dan jarang; intensitasnya bergantung pada aktivitas geomagnetik dan matahari.

Cahaya atmosfer didefinisikan sebagai radiasi yang dihasilkan dan dipancarkan oleh atmosfer suatu planet. Ini adalah radiasi non-termal di atmosfer, kecuali emisi aurora, pelepasan petir, dan emisi jejak meteor. Istilah ini digunakan dalam kaitannya dengan atmosfer bumi (nightglow, twilight glow, dan dayglow). Cahaya atmosfer hanya merupakan sebagian dari cahaya yang tersedia di atmosfer. Sumber lain termasuk cahaya bintang, cahaya zodiak, dan cahaya menyebar siang hari dari Matahari. Kadang-kadang, cahaya atmosfer dapat mencapai hingga 40% dari total jumlah cahaya. Cahaya atmosfer terjadi di lapisan atmosfer dengan ketinggian dan ketebalan yang bervariasi. Spektrum cahaya atmosfer mencakup panjang gelombang dari 1000 Å hingga 22,5 mikron. Garis emisi utama dalam pendar atmosfer adalah l 5577 Å, muncul pada ketinggian 90–100 km pada lapisan setebal 30–40 km. Munculnya pendaran disebabkan oleh mekanisme Chapman, yang didasarkan pada rekombinasi atom oksigen. Garis emisi lainnya adalah l 6300 Å, muncul pada kasus rekombinasi disosiatif O + 2 dan emisi NI l 5198/5201 Å dan NI l 5890/5896 Å.

Intensitas pancaran udara diukur dalam Rayleigh. Kecerahan (dalam Rayleigh) sama dengan 4 rv, di mana b adalah kecerahan permukaan sudut lapisan yang memancarkan dalam satuan 10 6 foton/(cm 2 ster·s). Intensitas cahaya bergantung pada garis lintang (berbeda untuk emisi berbeda), dan juga bervariasi sepanjang hari dengan maksimum mendekati tengah malam. Korelasi positif tercatat untuk pancaran udara dalam emisi l 5577 Å dengan jumlah bintik matahari dan fluks radiasi matahari pada panjang gelombang 10,7 cm. Dari luar angkasa tampak seperti cincin cahaya yang mengelilingi bumi dan berwarna kehijauan.

Ozonosfer.

Pada ketinggian 20–25 km, konsentrasi maksimum sejumlah kecil ozon O 3 tercapai (hingga 2×10 –7 kandungan oksigen!), yang timbul di bawah pengaruh radiasi ultraviolet matahari pada ketinggian sekitar 10 hingga 50 km, melindungi planet ini dari radiasi matahari pengion. Meskipun jumlah molekul ozon sangat kecil, mereka melindungi semua kehidupan di Bumi dari efek berbahaya radiasi gelombang pendek (ultraviolet dan sinar-X) dari Matahari. Jika Anda memasukkan semua molekul ke dasar atmosfer, Anda akan mendapatkan lapisan yang tebalnya tidak lebih dari 3–4 mm! Pada ketinggian di atas 100 km, proporsi gas ringan meningkat, dan pada ketinggian yang sangat tinggi, helium dan hidrogen mendominasi; banyak molekul berdisosiasi menjadi atom-atom individual, yang terionisasi di bawah pengaruh radiasi keras Matahari, membentuk ionosfer. Tekanan dan kepadatan udara di atmosfer bumi menurun seiring dengan ketinggian. Tergantung pada distribusi suhu, atmosfer bumi dibagi menjadi troposfer, stratosfer, mesosfer, termosfer, dan eksosfer. .

Pada ketinggian 20–25 km terdapat lapisan ozon. Ozon terbentuk akibat pemecahan molekul oksigen ketika menyerap radiasi ultraviolet Matahari dengan panjang gelombang lebih pendek dari 0,1–0,2 mikron. Oksigen bebas bergabung dengan molekul O2 dan membentuk ozon O3, yang dengan rakus menyerap semua radiasi ultraviolet yang lebih pendek dari 0,29 mikron. Molekul ozon O3 mudah dihancurkan oleh radiasi gelombang pendek. Oleh karena itu, meskipun tipis, lapisan ozon secara efektif menyerap radiasi ultraviolet dari Matahari yang melewati lapisan atmosfer yang lebih tinggi dan transparan. Berkat ini, organisme hidup di Bumi terlindungi dari efek berbahaya sinar ultraviolet Matahari.

Ionosfir.

Radiasi dari Matahari mengionisasi atom dan molekul atmosfer. Derajat ionisasi menjadi signifikan pada ketinggian 60 kilometer dan terus meningkat seiring jarak dari Bumi. Pada ketinggian yang berbeda-beda di atmosfer, terjadi proses disosiasi berbagai molekul yang berurutan dan ionisasi berbagai atom dan ion selanjutnya. Ini terutama molekul oksigen O 2, nitrogen N 2 dan atomnya. Tergantung pada intensitas proses ini, berbagai lapisan atmosfer yang terletak di atas 60 kilometer disebut lapisan ionosfer , dan totalitasnya adalah ionosfer . Lapisan bawah, yang ionisasinya tidak signifikan, disebut neutrosfer.

Konsentrasi maksimum partikel bermuatan di ionosfer dicapai pada ketinggian 300–400 km.

Sejarah studi ionosfer.

Hipotesis tentang keberadaan lapisan penghantar di lapisan atas atmosfer dikemukakan pada tahun 1878 oleh ilmuwan Inggris Stuart untuk menjelaskan ciri-ciri medan geomagnetik. Kemudian pada tahun 1902, secara independen satu sama lain, Kennedy di AS dan Heaviside di Inggris menunjukkan bahwa untuk menjelaskan perambatan gelombang radio dalam jarak jauh, perlu diasumsikan adanya daerah dengan konduktivitas tinggi di lapisan atas atmosfer. Pada tahun 1923, Akademisi M.V. Shuleikin, dengan mempertimbangkan ciri-ciri perambatan gelombang radio dari berbagai frekuensi, sampai pada kesimpulan bahwa setidaknya ada dua lapisan reflektif di ionosfer. Kemudian pada tahun 1925, peneliti Inggris Appleton dan Barnett, serta Breit dan Tuve, pertama kali secara eksperimental membuktikan keberadaan daerah yang memantulkan gelombang radio, dan meletakkan dasar bagi studi sistematis mereka. Sejak saat itu, telah dilakukan kajian sistematis terhadap sifat-sifat lapisan tersebut, yang umumnya disebut ionosfer, yang berperan penting dalam sejumlah fenomena geofisika yang menentukan pemantulan dan penyerapan gelombang radio, yang sangat penting untuk kepentingan praktis. tujuan, khususnya untuk memastikan komunikasi radio yang andal.

Pada tahun 1930-an, pengamatan sistematis terhadap keadaan ionosfer dimulai. Di negara kita, atas prakarsa M.A. Bonch-Bruevich, instalasi untuk pemeriksaan denyut nadinya dibuat. Banyak sifat umum ionosfer, ketinggian dan konsentrasi elektron lapisan utamanya telah dipelajari.

Pada ketinggian 60–70 km lapisan D teramati, pada ketinggian 100–120 km lapisan E, pada ketinggian, pada ketinggian 180–300 km lapisan ganda F 1 dan F 2. Parameter utama dari lapisan ini diberikan pada Tabel 4.

Nilai rata-rata diberikan karena bervariasi pada garis lintang yang berbeda, bergantung pada waktu dan musim. Data tersebut diperlukan untuk memastikan komunikasi radio jarak jauh. Mereka digunakan dalam memilih frekuensi operasi untuk berbagai link radio gelombang pendek. Pengetahuan tentang perubahannya tergantung pada keadaan ionosfer di waktu yang berbeda hari dan musim yang berbeda sangat penting untuk menjamin keandalan komunikasi radio. Ionosfer merupakan kumpulan lapisan atmosfer bumi yang terionisasi, mulai dari ketinggian sekitar 60 km hingga ketinggian puluhan ribu km. Sumber utama ionisasi atmosfer bumi adalah radiasi ultraviolet dan sinar-X Matahari, yang terjadi terutama di kromosfer matahari dan korona. Selain itu, derajat ionisasi atmosfer bagian atas dipengaruhi oleh aliran sel darah matahari yang terjadi selama jilatan api matahari, serta sinar kosmik dan partikel meteor.

Lapisan ionosfer

- ini adalah area di atmosfer di mana konsentrasi maksimum elektron bebas tercapai (yaitu jumlahnya per satuan volume). Elektron bebas bermuatan listrik dan (pada tingkat lebih rendah, ion yang kurang bergerak) yang dihasilkan dari ionisasi atom gas atmosfer, berinteraksi dengan gelombang radio (yaitu osilasi elektromagnetik), dapat mengubah arahnya, memantulkan atau membiaskannya, dan menyerap energinya. . Akibatnya, ketika menerima stasiun radio yang jauh, berbagai efek dapat terjadi, misalnya komunikasi radio memudar, peningkatan kemampuan mendengar stasiun jarak jauh, pemadaman listrik dan seterusnya. fenomena.

Metode penelitian.

Metode klasik untuk mempelajari ionosfer dari Bumi adalah dengan melakukan pulse sounding - mengirimkan pulsa radio dan mengamati pantulannya dari berbagai lapisan ionosfer, mengukur waktu tunda dan mempelajari intensitas dan bentuk sinyal yang dipantulkan. Dengan mengukur ketinggian pantulan pulsa radio pada berbagai frekuensi, menentukan frekuensi kritis di berbagai area (frekuensi kritis adalah frekuensi pembawa pulsa radio, di mana wilayah ionosfer tertentu menjadi transparan), dimungkinkan untuk menentukan nilai konsentrasi elektron dalam lapisan dan ketinggian efektif untuk frekuensi tertentu, dan pilih frekuensi optimal untuk jalur radio tertentu. Dengan berkembangnya teknologi roket dan munculnya satelit Bumi buatan (AES) dan pesawat ruang angkasa lainnya di zaman antariksa, parameter plasma ruang angkasa dekat Bumi dapat diukur secara langsung, yang bagian bawahnya adalah ionosfer.

Pengukuran konsentrasi elektron, yang dilakukan di atas roket yang diluncurkan khusus dan di sepanjang jalur penerbangan satelit, mengkonfirmasi dan mengklarifikasi data yang sebelumnya diperoleh dengan metode berbasis darat mengenai struktur ionosfer, distribusi konsentrasi elektron dengan ketinggian di atas berbagai wilayah di bumi dan memungkinkan untuk memperoleh nilai konsentrasi elektron di atas maksimum utama - lapisan F. Sebelumnya, hal ini tidak mungkin dilakukan dengan menggunakan metode sounding berdasarkan pengamatan pantulan pulsa radio gelombang pendek. Telah ditemukan bahwa di beberapa wilayah di dunia terdapat daerah yang cukup stabil dengan konsentrasi elektron yang berkurang, “angin ionosfer” yang teratur, proses gelombang aneh muncul di ionosfer yang membawa gangguan ionosfer lokal ribuan kilometer dari tempat eksitasinya, dan banyak lagi. Penciptaan perangkat penerima yang sangat sensitif memungkinkan untuk menerima sinyal pulsa yang sebagian dipantulkan dari daerah terendah ionosfer (stasiun refleksi parsial) di stasiun pemancar pulsa ionosfer. Penggunaan instalasi pulsa yang kuat dalam rentang panjang gelombang meter dan desimeter dengan penggunaan antena yang memungkinkan konsentrasi energi yang dipancarkan tinggi memungkinkan untuk mengamati sinyal yang tersebar oleh ionosfer di berbagai ketinggian. Studi tentang ciri-ciri spektrum sinyal-sinyal ini, yang dihamburkan secara tidak koheren oleh elektron dan ion plasma ionosfer (untuk ini, stasiun hamburan gelombang radio yang tidak koheren digunakan) memungkinkan untuk menentukan konsentrasi elektron dan ion, ekuivalennya. suhu pada berbagai ketinggian hingga ketinggian beberapa ribu kilometer. Ternyata ionosfer cukup transparan untuk frekuensi yang digunakan.

Konsentrasi muatan listrik(konsentrasi elektron sama dengan konsentrasi ion) di ionosfer bumi pada ketinggian 300 km adalah sekitar 10 6 cm –3 pada siang hari. Plasma dengan kepadatan ini memantulkan gelombang radio yang panjangnya lebih dari 20 m, dan mentransmisikan gelombang yang lebih pendek.

Distribusi vertikal khas konsentrasi elektron di ionosfer untuk kondisi siang dan malam.

Perambatan gelombang radio di ionosfer.

Penerimaan yang stabil dari stasiun penyiaran jarak jauh bergantung pada frekuensi yang digunakan, serta waktu, musim, dan, di samping itu, aktivitas matahari. Aktivitas matahari secara signifikan mempengaruhi keadaan ionosfer. Gelombang radio yang dipancarkan oleh stasiun bumi merambat dalam garis lurus, seperti semua jenis gelombang elektromagnetik. Namun, harus diingat bahwa baik permukaan bumi maupun lapisan atmosfer yang terionisasi berfungsi sebagai pelat kapasitor besar, yang bertindak seperti efek cermin pada cahaya. Dipantulkan darinya, gelombang radio dapat menempuh jarak ribuan kilometer, mengelilingi dunia dalam lompatan besar sejauh ratusan dan ribuan kilometer, dipantulkan secara bergantian dari lapisan gas terionisasi dan dari permukaan bumi atau air.

Pada tahun 20-an abad terakhir, diyakini bahwa gelombang radio yang lebih pendek dari 200 m umumnya tidak cocok untuk komunikasi jarak jauh karena daya serapnya yang kuat. Eksperimen pertama penerimaan gelombang pendek jarak jauh melintasi Atlantik antara Eropa dan Amerika dilakukan oleh fisikawan Inggris Oliver Heaviside dan insinyur listrik Amerika Arthur Kennelly. Secara independen satu sama lain, mereka berpendapat bahwa di suatu tempat di sekitar bumi terdapat lapisan atmosfer terionisasi yang mampu memantulkan gelombang radio. Itu disebut lapisan Heaviside-Kennelly, dan kemudian ionosfer.

Menurut konsep modern, ionosfer terdiri dari elektron bebas bermuatan negatif dan ion bermuatan positif, terutama molekul oksigen O + dan oksida nitrat NO +. Ion dan elektron terbentuk sebagai hasil disosiasi molekul dan ionisasi atom gas netral oleh sinar-X matahari dan radiasi ultraviolet. Untuk mengionisasi suatu atom, ia perlu memberikan energi ionisasi, yang sumber utamanya bagi ionosfer adalah ultraviolet, sinar-X, dan radiasi sel dari Matahari.

Sementara cangkang gas Bumi diterangi oleh Matahari, semakin banyak elektron yang terus-menerus terbentuk di dalamnya, tetapi pada saat yang sama beberapa elektron, yang bertabrakan dengan ion, bergabung kembali, membentuk partikel netral lagi. Setelah matahari terbenam, pembentukan elektron baru hampir berhenti, dan jumlah elektron bebas mulai berkurang. Semakin banyak elektron bebas di ionosfer, semakin baik gelombang frekuensi tinggi dipantulkan darinya. Dengan penurunan konsentrasi elektron, gelombang radio hanya mungkin lewat dalam rentang frekuensi rendah. Itulah sebabnya pada malam hari, biasanya, stasiun jarak jauh hanya dapat diterima pada kisaran 75, 49, 41, dan 31 m. Elektron tersebar tidak merata di ionosfer. Pada ketinggian 50 hingga 400 km terdapat beberapa lapisan atau daerah dengan konsentrasi elektron yang meningkat. Area-area ini bertransisi dengan lancar satu sama lain dan memiliki efek berbeda pada perambatan gelombang radio HF. Lapisan atas ionosfer ditandai dengan huruf F. Di sini derajat ionisasi tertinggi (fraksi partikel bermuatan sekitar 10 –4). Terletak di ketinggian lebih dari 150 km di atas permukaan bumi dan memainkan peran reflektif utama dalam perambatan gelombang radio frekuensi tinggi HF jarak jauh. Pada bulan-bulan musim panas, wilayah F terbagi menjadi dua lapisan - F 1 dan F 2. Lapisan F1 dapat menempati ketinggian 200 hingga 250 km, dan lapisan F 2 tampak “mengambang” pada kisaran ketinggian 300–400 km. Biasanya berlapis F 2 terionisasi jauh lebih kuat daripada lapisan F 1 . Lapisan malam F 1 menghilang dan lapisannya F 2 tetap ada, perlahan-lahan kehilangan hingga 60% derajat ionisasinya. Di bawah lapisan F pada ketinggian 90 hingga 150 km terdapat lapisan E ionisasi yang terjadi di bawah pengaruh radiasi sinar-X lembut dari Matahari. Derajat ionisasi lapisan E lebih rendah dibandingkan lapisan F, pada siang hari, penerimaan stasiun dalam rentang HF frekuensi rendah 31 dan 25 m terjadi ketika sinyal dipantulkan dari lapisan E. Biasanya ini adalah stasiun yang terletak pada jarak 1000–1500 km. Pada malam hari di lapisan E Ionisasi menurun tajam, namun saat ini ionisasi terus memainkan peran penting dalam penerimaan sinyal dari stasiun pada jarak 41, 49 dan 75 m.

Yang sangat menarik untuk menerima sinyal frekuensi tinggi HF rentang 16, 13 dan 11 m adalah sinyal yang muncul di area tersebut. E lapisan (awan) dengan ionisasi yang sangat meningkat. Luas awan ini bisa bervariasi dari beberapa hingga ratusan kilometer persegi. Lapisan peningkatan ionisasi ini disebut lapisan sporadis E dan ditunjuk Ya. Awan Es dapat bergerak di ionosfer di bawah pengaruh angin dan mencapai kecepatan hingga 250 km/jam. Di musim panas di garis lintang tengah siang hari Asal usul gelombang radio akibat awan Es terjadi 15-20 hari per bulan. Dekat khatulistiwa hampir selalu ada, dan di lintang tinggi biasanya muncul pada malam hari. Kadang-kadang, selama bertahun-tahun aktivitas matahari rendah, ketika tidak ada transmisi pada pita HF frekuensi tinggi, stasiun-stasiun jauh tiba-tiba muncul pada pita 16, 13 dan 11 m dengan volume yang baik, yang sinyalnya dipantulkan berkali-kali dari Es.

Wilayah ionosfer yang paling rendah adalah wilayah tersebut D terletak di ketinggian antara 50 dan 90 km. Ada relatif sedikit elektron bebas di sini. Dari daerah tersebut D Gelombang panjang dan menengah dipantulkan dengan baik, dan sinyal dari stasiun HF frekuensi rendah diserap dengan kuat. Setelah matahari terbenam, ionisasi menghilang dengan sangat cepat dan menjadi mungkin untuk menerima stasiun-stasiun jauh dalam jarak 41, 49 dan 75 m, yang sinyal-sinyalnya dipantulkan dari lapisan-lapisan tersebut. F 2 dan E. Lapisan ionosfer individu memainkan peran penting dalam propagasi sinyal radio HF. Pengaruh gelombang radio terjadi terutama karena adanya elektron bebas di ionosfer, meskipun mekanisme perambatan gelombang radio dikaitkan dengan adanya ion-ion besar. Yang terakhir ini juga menarik ketika mempelajari sifat kimia atmosfer, karena mereka lebih aktif daripada atom dan molekul netral. Reaksi kimia yang terjadi di ionosfer memainkan peran penting dalam keseimbangan energi dan listrik.

Ionosfer normal. Pengamatan yang dilakukan dengan menggunakan roket dan satelit geofisika telah memberikan banyak informasi baru yang menunjukkan bahwa ionisasi atmosfer terjadi di bawah pengaruh berbagai macam radiasi matahari. Bagian utamanya (lebih dari 90%) terkonsentrasi di bagian spektrum yang terlihat. Radiasi ultraviolet, yang memiliki panjang gelombang lebih pendek dan energi lebih tinggi daripada sinar cahaya ungu, dipancarkan oleh hidrogen di atmosfer bagian dalam Matahari (kromosfer), dan sinar-X, yang memiliki energi lebih tinggi, dipancarkan oleh gas-gas di kulit terluar Matahari. (korona).

Keadaan ionosfer yang normal (rata-rata) disebabkan oleh radiasi kuat yang konstan. Perubahan teratur terjadi pada ionosfer normal karena rotasi harian bumi dan perbedaan musim dalam sudut datangnya sinar matahari pada siang hari, namun perubahan keadaan ionosfer juga terjadi secara tidak terduga dan tiba-tiba.

Gangguan di ionosfer.

Seperti diketahui, manifestasi aktivitas berulang yang kuat terjadi di Matahari, yang mencapai maksimum setiap 11 tahun. Pengamatan dalam program Tahun Geofisika Internasional (IGY) bertepatan dengan periode aktivitas matahari tertinggi sepanjang periode pengamatan meteorologi sistematis, yaitu. dari awal abad ke-18. Selama periode aktivitas tinggi, kecerahan beberapa area di Matahari meningkat beberapa kali lipat, dan kekuatan radiasi ultraviolet dan sinar-X meningkat tajam. Fenomena seperti ini disebut jilatan api matahari. Durasinya dari beberapa menit hingga satu hingga dua jam. Selama suar, plasma matahari (kebanyakan proton dan elektron) meletus, dan partikel-partikel elementer mengalir ke luar angkasa. Radiasi elektromagnetik dan sel darah dari Matahari selama flare tersebut berdampak kuat pada atmosfer bumi.

Reaksi awal diamati 8 menit setelah suar, ketika radiasi ultraviolet dan sinar-X yang intens mencapai bumi. Akibatnya, ionisasi meningkat tajam; Sinar-X menembus atmosfer hingga batas bawah ionosfer; jumlah elektron pada lapisan ini meningkat sedemikian rupa sehingga sinyal radio hampir terserap seluruhnya (“padam”). Penyerapan tambahan radiasi menyebabkan gas memanas, yang berkontribusi pada perkembangan angin. Gas terionisasi merupakan penghantar listrik, dan ketika bergerak dalam medan magnet bumi, terjadi efek dinamo dan terciptalah arus listrik. Arus seperti itu, pada gilirannya, dapat menyebabkan gangguan nyata pada medan magnet dan memanifestasikan dirinya dalam bentuk badai magnet.

Struktur dan dinamika atmosfer bagian atas sangat ditentukan oleh proses non-ekuilibrium dalam pengertian termodinamika yang terkait dengan ionisasi dan disosiasi oleh radiasi matahari, proses kimia, eksitasi molekul dan atom, penonaktifannya, tumbukan, dan proses dasar lainnya. Dalam hal ini, derajat ketidakseimbangan meningkat seiring dengan menurunnya kepadatan. Hingga ketinggian 500–1000 km, dan seringkali lebih tinggi, tingkat ketidakseimbangan dalam banyak karakteristik atmosfer bagian atas cukup kecil, sehingga memungkinkan untuk menggunakan hidrodinamika klasik dan hidromagnetik, dengan mempertimbangkan reaksi kimia, untuk menggambarkannya.

Eksosfer adalah lapisan terluar atmosfer bumi, mulai dari ketinggian beberapa ratus kilometer, tempat atom hidrogen ringan dan bergerak cepat dapat lepas ke luar angkasa.

Edward Kononovich

Literatur:

Pudovkin M.I. Dasar-dasar Fisika Matahari. Sankt Peterburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomi saat ini. Prentice-Hall, Inc. Sungai Saddle Atas, 2002
Materi di Internet: http://ciencia.nasa.gov/