Dünyanın atmosfer düzeninin yapısı katmanlara göre. Dünya atmosferinin büyüklüğü. Atmosfer hangi katmanlara ayrılır?

Atmosfer, Dünya'nın oluşumuyla birlikte oluşmaya başladı. Gezegenin evrimi sırasında ve parametreleri modern değerlere yaklaştıkça, kimyasal bileşiminde ve fiziksel özelliklerinde temelde niteliksel değişiklikler oldu. Evrim modeline göre, erken bir aşamada, Dünya yaklaşık 4,5 milyar yıl önce erimiş haldeydi ve katı bir cisim olarak oluşmuştu. Bu kilometre taşı, jeolojik kronolojinin başlangıcı olarak kabul edilir. O zamandan beri, atmosferin yavaş evrimi başladı. Bazı jeolojik süreçlere (örneğin, volkanik patlamalar sırasında lavların fışkırması) Dünya'nın bağırsaklarından gazların salınması eşlik etti. Bunlar nitrojen, amonyak, metan, su buharı, CO2 oksit ve CO2 karbondioksiti içeriyordu. Güneşin ultraviyole radyasyonunun etkisi altında, su buharı hidrojen ve oksijene ayrışır, ancak salınan oksijen karbon monoksit ile reaksiyona girerek karbondioksit oluşturur. Amonyak nitrojen ve hidrojene ayrışır. Difüzyon sürecindeki hidrojen yükseldi ve atmosferi terk ederken, daha ağır nitrojen kaçamadı ve yavaş yavaş birikerek ana bileşen haline geldi, ancak kimyasal reaksiyonlar sonucunda bir kısmı moleküllere bağlandı ( santimetre. ATMOSFER KİMYASI). Ultraviyole ışınlarının ve elektrik deşarjlarının etkisi altında, Dünya'nın orijinal atmosferinde bulunan bir gaz karışımı kimyasal reaksiyonlara girdi ve bunun sonucunda organik maddeler, özellikle amino asitler oluştu. İlkel bitkilerin gelişiyle birlikte, oksijenin serbest bırakılmasıyla birlikte fotosentez süreci başladı. Bu gaz, özellikle üst atmosfere difüzyonundan sonra, alt katmanlarını ve Dünya yüzeyini yaşamı tehdit eden ultraviyole ve X-ışını radyasyonundan korumaya başladı. Teorik tahminlere göre, şimdiye göre 25.000 kat daha düşük olan oksijen içeriği, şu ankinin ancak yarısı kadar bir ozon tabakasının oluşmasına yol açabilir. Ancak bu, organizmaların ultraviyole ışınlarının zararlı etkilerinden çok önemli bir şekilde korunmasını sağlamak için zaten yeterlidir.

Birincil atmosferin çok fazla karbondioksit içermesi muhtemeldir. Fotosentez sırasında tüketildi ve bitki dünyası geliştikçe ve ayrıca bazı jeolojik süreçler sırasında emilim nedeniyle konsantrasyonu azalmış olmalı. Çünkü Sera etkisi Atmosferdeki karbondioksitin varlığıyla ilişkili olarak, konsantrasyonundaki dalgalanmalar, Dünya tarihindeki bu tür büyük ölçekli iklim değişikliklerinin önemli nedenlerinden biridir, örneğin: buz Devri.

Modern atmosferde bulunan helyum, çoğunlukla uranyum, toryum ve radyumun radyoaktif bozunmasının bir ürünüdür. Bu radyoaktif elementler, helyum atomlarının çekirdeği olan a-parçacıkları yayar. Radyoaktif bozunma sırasında hiçbir elektrik yükü oluşmadığından ve kaybolmadığından, her bir a-parçacık oluşumuyla birlikte, a-parçacıkları ile yeniden birleşerek nötr helyum atomları oluşturan iki elektron ortaya çıkar. Radyoaktif elementler, kayaların kalınlığında dağılmış minerallerde bulunur, bu nedenle radyoaktif bozunma sonucu oluşan helyumun önemli bir kısmı içlerinde depolanır ve çok yavaş bir şekilde atmosfere karışır. Difüzyon nedeniyle belirli bir miktar helyum ekzosfere yükselir, ancak dünya yüzeyinden sürekli akış nedeniyle, bu gazın atmosferdeki hacmi neredeyse değişmeden kalır. Yıldız ışığının spektral analizine ve göktaşlarının incelenmesine dayanarak, Evrendeki çeşitli kimyasal elementlerin göreli bolluğunu tahmin etmek mümkündür. Uzaydaki neon konsantrasyonu, Dünya'dakinden yaklaşık on milyar kat, kripton - on milyon kat ve ksenon - bir milyon kat daha fazladır. Bundan, görünüşe göre orijinal olarak Dünya atmosferinde bulunan ve kimyasal reaksiyonlar sırasında yenilenmeyen bu inert gazların konsantrasyonunun, muhtemelen Dünya'nın birincil atmosferini kaybetme aşamasında bile büyük ölçüde azaldığı sonucu çıkar. Potasyum izotopunun radyoaktif bozunması sürecinde hala 40 Ar izotopu şeklinde oluştuğu için inert gaz argon bir istisnadır.

Barometrik basınç dağılımı.

Atmosfer gazlarının toplam ağırlığı yaklaşık 4,5 10 15 tondur.Bu nedenle, birim alan başına atmosferin "ağırlığı" veya atmosfer basıncı, deniz seviyesinde yaklaşık 11 t / m2 = 1,1 kg / cm2'dir. P 0 \u003d 1033,23 g / cm2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg'ye eşit basınç. Sanat. = 1 atm, standart ortalama atmosfer basıncı olarak alınır. Hidrostatik dengedeki bir atmosfer için, elimizdekiler: d P= -rgd H, yani yükseklik aralığında Hönce H+d H meydana gelmek atmosferik basınç değişimi d arasındaki eşitlik P ve birim alan, yoğunluk r ve kalınlık d ile atmosferin karşılık gelen elementinin ağırlığı H. Basınç arasındaki oran olarak R ve sıcaklık T Dünya atmosferi için oldukça uygulanabilir olan r yoğunluğa sahip ideal bir gazın durum denklemi kullanılır: P= r R T/m, burada m moleküler ağırlıktır ve R = 8,3 J/(K mol) evrensel gaz sabitidir. Sonra dlog P= – (m g/RT)D H= -bd H= – d H/H, burada basınç gradyanı logaritmik ölçektedir. H'nin tersi, atmosferin yüksekliğinin ölçeği olarak adlandırılmalıdır.

Bu denklemi izotermal bir atmosfer için entegre ederken ( T= const) veya böyle bir yaklaşımın kabul edilebilir olduğu durumlarda, yüksekliğe sahip basınç dağılımının barometrik yasası elde edilir: P = P 0 deneyim(- H/H 0), burada yükseklik okuması H standart ortalama basıncın olduğu okyanus seviyesinden üretilir P 0 . İfade H 0=R T/ mg, içindeki sıcaklığın her yerde aynı olması koşuluyla (izotermal atmosfer) atmosferin kapsamını karakterize eden yükseklik ölçeği olarak adlandırılır. Atmosfer izotermal değilse, yükseklikteki sıcaklık değişimini ve parametreyi hesaba katarak entegre etmek gerekir. H- sıcaklıklarına ve ortamın özelliklerine bağlı olarak atmosfer katmanlarının bazı yerel özellikleri.

Standart atmosfer.

Atmosfer tabanındaki standart basınca karşılık gelen model (ana parametrelerin değer tablosu) R 0 ve kimyasal bileşime standart atmosfer denir. Daha kesin olarak, bu, deniz seviyesinden 2 km aşağıdan dünya atmosferinin dış sınırına kadar olan rakımlarda sıcaklık, basınç, yoğunluk, viskozite ve diğer hava özellikleri için 45 ° 32 ° 33І enlemi için ortalama değerlerin verildiği atmosferin koşullu bir modelidir. Tüm yüksekliklerde orta atmosferin parametreleri, ideal gaz hal denklemi ve barometrik yasa kullanılarak hesaplandı. deniz seviyesinde basıncın 1013,25 hPa (760 mmHg) ve sıcaklığın 288,15 K (15,0°C) olduğu varsayılarak. Dikey sıcaklık dağılımının doğasına göre, ortalama atmosfer, her birinde sıcaklığın doğrusal bir yükseklik fonksiyonu ile yaklaşık olarak hesaplandığı birkaç katmandan oluşur. Katmanların en altında - troposferde (h Ј 11 km), sıcaklık her bir kilometre yükselişte 6,5 ° C düşer. Yüksek rakımlarda, dikey sıcaklık gradyanının değeri ve işareti katmandan katmana değişir. 790 km'nin üzerinde, sıcaklık yaklaşık 1000 K'dir ve pratikte yükseklikle değişmez.

Standart atmosfer, tablolar şeklinde yayınlanan, periyodik olarak güncellenen, yasallaştırılmış bir standarttır.

Troposfer.

Sıcaklığın yükseklikle birlikte hızla düştüğü atmosferin en alçak ve en yoğun katmanına troposfer denir. Atmosferin toplam kütlesinin %80'ini içerir ve kutupsal ve orta enlemlerde 8–10 km yüksekliğe ve tropik bölgelerde 16–18 km'ye kadar uzanır. Hemen hemen tüm hava oluşum süreçleri burada gelişir, Dünya ile atmosferi arasında ısı ve nem alışverişi olur, bulutlar oluşur, çeşitli meteorolojik olaylar meydana gelir, sisler ve yağışlar meydana gelir. Dünya atmosferinin bu katmanları konvektif dengededir ve aktif karışım nedeniyle, esas olarak moleküler nitrojen (%78) ve oksijenden (%21) oluşan homojen bir kimyasal bileşime sahiptir. Doğal ve insan yapımı aerosol ve gaz hava kirleticilerinin büyük çoğunluğu troposferde yoğunlaşmıştır. Troposferin alt kısmının 2 km kalınlığa kadar olan dinamikleri, büyük ölçüde, troposferde, esas olarak su buharı ve karbondioksit (sera etkisi) tarafından emilen, daha sıcak bir topraktan dünya yüzeyinin IR radyasyonu yoluyla ısı transferi nedeniyle havanın (rüzgarlar) yatay ve dikey hareketlerini belirleyen, Dünya'nın altta yatan yüzeyinin özelliklerine güçlü bir şekilde bağlıdır. Yüksekliğe bağlı sıcaklık dağılımı, türbülanslı ve konvektif karışımın bir sonucu olarak kurulur. Ortalama olarak, yaklaşık 6,5 K/km'lik yükseklikte bir sıcaklık düşüşüne karşılık gelir.

Yüzey sınır tabakasındaki rüzgar hızı önce yükseklikle birlikte hızla artar ve daha yüksekte, kilometre başına 2–3 km/s artmaya devam eder. Bazen troposferde dar gezegen akıntıları (hızı 30 km / s'den fazla), orta enlemlerde batı ve ekvatora yakın doğu akıntıları vardır. Bunlara jet akımları denir.

tropopoz.

Troposferin üst sınırında (tropopause), sıcaklık alt atmosfer için minimum değerine ulaşır. Bu, troposfer ile onun üzerindeki stratosfer arasındaki geçiş katmanıdır. Tropopozun kalınlığı, coğrafi enlem ve mevsime bağlı olarak yüzlerce metre ila 1,5–2 km arasındadır ve sıcaklık ve yükseklik sırasıyla 190 ila 220 K ve 8 ila 18 km arasındadır. Ilıman ve yüksek enlemlerde kışın yaza göre 1–2 km daha düşük ve 8–15 K daha sıcaktır. Tropiklerde mevsimsel değişiklikler çok daha azdır (yükseklik 16–18 km, sıcaklık 180–200 K). Üstünde jet akışları tropopozun olası yırtılması.

Dünya atmosferindeki su.

Dünya atmosferinin en önemli özelliği önemli miktarda su buharı ve suyun damlacık halinde bulunmasıdır ki bu en kolay gözlemlenebilen bulutlar ve bulut yapılarıdır. 10 puanlık bir ölçekte veya yüzde olarak ifade edilen, gökyüzünün bulutluluk derecesine (belirli bir anda veya belirli bir süre boyunca ortalama olarak) bulutluluk denir. Bulutların şekli uluslararası sınıflandırma ile belirlenir. Ortalama olarak, bulutlar dünyanın yaklaşık yarısını kaplar. Bulutluluk, hava ve iklimi karakterize eden önemli bir faktördür. Kışın ve geceleri bulutluluk, dünya yüzeyinin ve havanın yüzey tabakasının sıcaklığının düşmesini önler, yazın ve gündüzleri dünya yüzeyinin güneş ışınlarıyla ısınmasını zayıflatarak kıtaların içindeki iklimi yumuşatır.

bulutlar.

Bulutlar, atmosferde (su bulutları), buz kristallerinde (buz bulutları) veya her ikisinde (karışık bulutlar) asılı duran su damlacıklarının birikimleridir. Damlalar ve kristaller büyüdükçe bulutlardan yağış şeklinde düşerler. Bulutlar esas olarak troposferde oluşur. Havada bulunan su buharının yoğunlaşmasından kaynaklanırlar. Bulut damlalarının çapı birkaç mikron mertebesindedir. Bulutlardaki sıvı su içeriği, kesirlerden m3 başına birkaç grama kadardır. Bulutlar yüksekliğe göre ayrılır: Uluslararası sınıflandırmaya göre 10 bulut türü vardır: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

Stratosferde sedef bulutlar, mezosferde ise gece parlayan bulutlar da gözlenir.

Cirrus bulutları - gölge vermeyen, ipeksi bir parlaklığa sahip ince beyaz iplikler veya örtüler şeklinde şeffaf bulutlar. Cirrus bulutları buz kristallerinden oluşur ve üst troposferde çok düşük sıcaklıklarda oluşur. Bazı cirrus bulut türleri, hava değişikliklerinin habercisi olarak hizmet eder.

Sirrokümülüs bulutları, üst troposferdeki ince beyaz bulutların sırtları veya katmanlarıdır. Dairesel kümülüs bulutları, pullar, dalgalanmalar, gölgesiz küçük toplar gibi görünen ve çoğunlukla buz kristallerinden oluşan küçük elementlerden oluşur.

Cirrostratus bulutları - üst troposferde beyazımsı yarı saydam bir örtü, genellikle lifli, bazen bulanık, küçük iğne veya sütun şeklindeki buz kristallerinden oluşur.

Altocumulus bulutları, troposferin alt ve orta katmanlarının beyaz, gri veya beyaz-gri bulutlarıdır. Altocumulus bulutları, sanki üst üste uzanan plakalardan, yuvarlak kütlelerden, şaftlardan, pullardan yapılmış gibi katmanlar ve sırtlar gibi görünür. Altocumulus bulutları, yoğun konvektif aktivite sırasında oluşur ve genellikle aşırı soğutulmuş su damlacıklarından oluşur.

Altostratus bulutları, lifli veya tekdüze bir yapıya sahip grimsi veya mavimsi bulutlardır. Altostratus bulutları, orta troposferde, birkaç kilometre yükseklikte ve bazen de yatay yönde binlerce kilometre uzanan gözlenir. Genellikle, altostratus bulutları, hava kütlelerinin yükselen hareketleriyle ilişkili ön bulut sistemlerinin bir parçasıdır.

Nimbostratus bulutları - bulutlu yağmur veya kara yol açan, tekdüze gri renkte alçak (2 km ve üzeri) amorf bir bulut tabakası. Nimbostratus bulutları - dikey olarak (birkaç km'ye kadar) ve yatay olarak (birkaç bin km'ye kadar) oldukça gelişmiş, genellikle atmosferik cephelerle ilişkili, kar taneleri ile karıştırılmış aşırı soğutulmuş su damlalarından oluşur.

Stratus bulutları - alt katmandaki bulutlar, belirli ana hatları olmayan homojen bir katman şeklinde, gri renklidir. Stratus bulutlarının dünya yüzeyinden yüksekliği 0,5–2 km'dir. Ara sıra çisenti stratus bulutlarından düşer.

Kümülüs bulutları, gün boyunca önemli dikey gelişim gösteren (5 km veya daha fazla) yoğun, parlak beyaz bulutlardır. Kümülüs bulutlarının üst kısımları yuvarlak hatlara sahip kubbe veya kule görünümündedir. Kümülüs bulutları genellikle soğuk hava kütlelerinde konveksiyon bulutları olarak oluşur.

Stratocumulus bulutları - gri veya beyaz lifsiz katmanlar veya yuvarlak büyük blokların sırtları şeklinde alçak (2 km'nin altında) bulutlar. Stratokümülüs bulutlarının dikey kalınlığı küçüktür. Ara sıra, stratokümülüs bulutları hafif yağış verir.

Kümülonimbüs bulutları, güçlü bir dikey gelişime sahip (14 km yüksekliğe kadar) güçlü ve yoğun bulutlardır ve gök gürültülü fırtınalar, dolu ve fırtınalarla birlikte yoğun yağış verir. Kümülonimbus bulutları, buz kristallerinden oluşan üst kısımda onlardan farklı olan güçlü kümülüs bulutlarından gelişir.

Stratosfer.

Tropopoz aracılığıyla, ortalama olarak 12 ila 50 km arasındaki rakımlarda, troposfer stratosfere geçer. Alt kısımda, yaklaşık 10 km, yani. yaklaşık 20 km yüksekliğe kadar izotermaldir (sıcaklık yaklaşık 220 K). Daha sonra rakımla birlikte artar ve 50–55 km yükseklikte maksimum yaklaşık 270 K'ye ulaşır. Burada stratosfer ile üzerini örten mezosfer arasındaki sınıra stratopoz adı verilir. .

Stratosferde çok daha az su buharı vardır. Bununla birlikte, bazen stratosferde 20-30 km yükseklikte görünen ince yarı saydam sedef bulutları gözlemlenir. Sedef bulutlar, gün batımından sonra ve gün doğumundan önce karanlık gökyüzünde görünür. Şekil olarak sedef bulutlar sirrus ve sirrokümülüs bulutlarına benzer.

Orta atmosfer (mezosfer).

Yaklaşık 50 km yükseklikte, mezosfer geniş bir maksimum sıcaklığın zirvesiyle başlar. . Bu maksimum bölgesinde sıcaklık artışının nedeni ozon ayrışmasının ekzotermik (yani ısı salımının eşlik ettiği) bir fotokimyasal reaksiyonudur: O 3 + hv® O 2 + O. Ozon, moleküler oksijen O 2'nin fotokimyasal ayrışmasının bir sonucu olarak ortaya çıkar.

2+ hakkında hv® O + O ve ardından bir atom ve bir oksijen molekülünün üçüncü bir M molekülü ile üçlü çarpışmasının reaksiyonu.

Ö + Ö 2 + M ® Ö 3 + M

Ozon, 2000 ila 3000Å ​​aralığındaki ultraviyole radyasyonu açgözlülükle emer ve bu radyasyon atmosferi ısıtır. Üst atmosferde bulunan ozon, bizi Güneş'ten gelen ultraviyole radyasyonun etkisinden koruyan bir tür kalkan görevi görür. Bu kalkan olmasaydı, dünyadaki yaşamın modern biçimleriyle gelişmesi pek mümkün olmazdı.

Genel olarak, mezosfer boyunca, atmosferin sıcaklığı, mezosferin üst sınırında (mezopoz olarak adlandırılır, yükseklik yaklaşık 80 km'dir) yaklaşık 180 K olan minimum değerine düşer. Mezopoz civarında, 70-90 km rakımlarda, çok ince bir buz kristalleri tabakası ve volkanik ve göktaşı tozu parçacıkları görünebilir ve bu, gece bulutlarından oluşan güzel bir manzara şeklinde gözlemlenir. gün batımından kısa bir süre sonra.

Mezosferde, çoğunlukla, Dünya'ya düşen küçük katı göktaşı parçacıkları yanarak meteor fenomenine neden olur.

Meteorlar, göktaşları ve ateş topları.

Dünya'nın üst atmosferinde 11 km/s'lik bir hızla ve üzerinde katı kozmik parçacıklar veya cisimlerin girmesinden kaynaklanan parlamalar ve diğer fenomenlere meteoroid denir. Gözlenen parlak bir meteor izi var; genellikle göktaşlarının düşmesinin eşlik ettiği en güçlü fenomenlere denir ateş topları; meteorlar meteor yağmurları ile ilişkilidir.

meteor yağmuru:

1) birden fazla meteor fenomeni, bir ışımadan birkaç saat veya gün içinde düşer.

2) Güneş etrafında bir yörüngede hareket eden bir göktaşı sürüsü.

Göktaşlarının gökyüzünün belirli bir bölgesinde ve yılın belirli günlerinde sistematik olarak ortaya çıkması, Dünya'nın yörüngesinin yaklaşık olarak aynı ve eşit yönlü hızlarda hareket eden birçok göktaşı gövdesinin ortak yörüngesiyle kesişmesinden kaynaklanır, bu nedenle gökyüzündeki yolları tek bir ortak noktadan (radyant) çıkıyor gibi görünür. Işıldamanın bulunduğu takımyıldızın adını alırlar.

Meteor yağmurları, aydınlatma efektleriyle derin bir etki bırakır, ancak tek tek meteorlar nadiren görülür. Çok daha fazlası, atmosfer tarafından yutuldukları anda görülemeyecek kadar küçük olan görünmez meteorlardır. En küçük meteorlardan bazıları muhtemelen hiç ısınmaz, sadece atmosfer tarafından yakalanır. Boyutları birkaç milimetreden milimetrenin on binde birine kadar değişen bu küçük parçacıklara mikrometeoritler denir. Her gün atmosfere giren meteorik madde miktarı 100 ila 10.000 ton arasındadır ve bu maddenin çoğu mikro meteorlardır.

Meteorik madde atmosferde kısmen yandığından, gaz bileşimi çeşitli kimyasal elementlerin izleri ile doldurulur. Örneğin, taş meteorlar atmosfere lityum getirir. Metalik meteorların yanması, atmosferden geçen ve dünya yüzeyinde biriken küçük küresel demir, demir-nikel ve diğer damlacıkların oluşumuna yol açar. Buz tabakalarının yıllarca neredeyse hiç değişmediği Grönland ve Antarktika'da bulunabilirler. Oşinologlar onları dip okyanus çökeltilerinde bulurlar.

Atmosfere giren meteor parçacıklarının çoğu yaklaşık 30 gün içinde çökelir. Bazı bilim adamları, bu kozmik tozun, su buharı yoğunlaşmasının çekirdeği olarak hizmet ettiği için yağmur gibi atmosferik olayların oluşumunda önemli bir rol oynadığına inanıyor. Bu nedenle, yağışın istatistiksel olarak büyük meteor yağmurları ile ilişkili olduğu varsayılmaktadır. Bununla birlikte, bazı uzmanlar, meteorik maddenin toplam girişi en büyük meteor yağmurundan bile onlarca kat daha fazla olduğu için, bu tür bir yağmurun sonucu olarak bu malzemenin toplam miktarında meydana gelen değişikliğin ihmal edilebileceğine inanmaktadır.

Bununla birlikte, en büyük mikrometeoritlerin ve görünür göktaşlarının, atmosferin yüksek katmanlarında, özellikle iyonosferde uzun iyonlaşma izleri bıraktığına şüphe yoktur. Bu tür izler, yüksek frekanslı radyo dalgalarını yansıttıkları için uzun mesafeli radyo iletişimleri için kullanılabilir.

Atmosfere giren meteorların enerjisi, esas olarak ve belki de tamamen ısınmasına harcanır. Bu, atmosferin ısı dengesinin küçük bileşenlerinden biridir.

Bir göktaşı, uzaydan Dünya yüzeyine düşen, doğal kaynaklı katı bir cisimdir. Genellikle taş, demir-taş ve demir göktaşlarını ayırt eder. İkincisi esas olarak demir ve nikelden oluşur. Bulunan göktaşları arasında çoğunun ağırlığı birkaç gramdan birkaç kilograma kadardır. Bulunanların en büyüğü olan Goba demir göktaşı yaklaşık 60 ton ağırlığında ve hala keşfedildiği yerde, Güney Afrika'da yatıyor. Göktaşlarının çoğu asteroit parçalarıdır, ancak bazı göktaşları Dünya'ya Ay'dan ve hatta Mars'tan gelmiş olabilir.

Bir ateş topu, bazen gün içinde bile gözlemlenen, genellikle arkasında dumanlı bir iz bırakan ve ses olaylarının eşlik ettiği çok parlak bir meteordur; genellikle göktaşlarının düşmesiyle sona erer.

termosfer.

Mezopozun minimum sıcaklığının üzerinde, termosfer başlar, sıcaklığın önce yavaş sonra hızla tekrar yükselmeye başladığı yer. Bunun nedeni, atomik oksijenin iyonlaşması nedeniyle ultraviyole, güneş radyasyonunun 150–300 km rakımlarda emilmesidir: O + hv® O + + e.

Termosferde, sıcaklık sürekli olarak yaklaşık 400 km yüksekliğe yükselir ve burada maksimum güneş aktivitesi döneminde gündüzleri 1800 K'ye ulaşır Minimum dönemde bu sınır sıcaklık 1000 K'den az olabilir. Kritik seviye (ekzosferin tabanı) yaklaşık 500 km yükseklikte bulunur.

Auroralar ve yapay uyduların birçok yörüngesinin yanı sıra gece bulutları - tüm bu fenomenler mezosferde ve termosferde meydana gelir.

Kutup ışıkları.

Yüksek enlemlerde, manyetik alan bozulmaları sırasında auroralar gözlenir. Birkaç dakika sürebilirler, ancak genellikle birkaç saat görünürler. Kutup ışıkları şekil, renk ve yoğunluk bakımından büyük farklılıklar gösterir ve bunların tümü bazen zaman içinde çok hızlı değişir. Aurora spektrumu emisyon çizgileri ve bantlarından oluşur. Gece gökyüzünden gelen bazı emisyonlar, başta l 5577 Å ve l 6300 Å oksijenin yeşil ve kırmızı çizgileri olmak üzere, aurora spektrumunda artar. Bu çizgilerden birinin diğerinden birçok kez daha yoğun olduğu görülür ve bu, parlaklığın görünür rengini belirler: yeşil veya kırmızı. Manyetik alandaki bozulmalara kutup bölgelerindeki radyo iletişimindeki bozulmalar da eşlik eder. Bozulmaya iyonosferdeki değişiklikler neden olur, bu da manyetik fırtınalar sırasında güçlü bir iyonlaşma kaynağının çalıştığı anlamına gelir. Güneş diskinin merkezine yakın büyük nokta grupları olduğunda güçlü manyetik fırtınaların meydana geldiği tespit edilmiştir. Gözlemler, fırtınaların noktaların kendileriyle değil, bir grup noktanın gelişimi sırasında ortaya çıkan güneş patlamalarıyla ilişkili olduğunu göstermiştir.

Auroralar, Dünya'nın yüksek enlem bölgelerinde gözlemlenen hızlı hareketlerle değişen yoğunluktaki bir ışık aralığıdır. Görsel aurora, güneş ve manyetosfer kökenli enerjik parçacıklar tarafından uyarılan atomik oksijen ve N2 moleküler bantlarının yeşil (5577Å) ve kırmızı (6300/6364Å) emisyon çizgilerini içerir. Bu emisyonlar genellikle yaklaşık 100 km ve üzeri bir rakımda görüntülenir. Optik aurora terimi, görsel auroraları ve bunların kızılötesi ila ultraviyole emisyon spektrumunu ifade etmek için kullanılır. Spektrumun kızılötesi kısmındaki radyasyon enerjisi, görünür bölgenin enerjisinden önemli ölçüde fazladır. Auroralar göründüğünde, ULF aralığında emisyonlar gözlendi (

Auroraların gerçek biçimlerini sınıflandırmak zordur; Aşağıdaki terimler en yaygın olarak kullanılmaktadır:

1. Düzgün yayları veya şeritleri sakinleştirin. Yay genellikle jeomanyetik paralel yönünde (kutup bölgelerinde Güneş'e doğru) ~1000 km uzanır ve bir ila birkaç on kilometre arasında bir genişliğe sahiptir. Bir şerit, bir yay kavramının bir genelleştirilmesidir, genellikle düzenli bir kavisli şekle sahip değildir, ancak bir S şeklinde veya spiral şeklinde bükülür. Yaylar ve bantlar 100–150 km yükseklikte bulunur.

2. Aurora ışınları . Bu terim, birkaç on kilometreden birkaç yüz kilometreye kadar dikey bir uzantıya sahip manyetik alan çizgileri boyunca uzanan bir aurora yapısını ifade eder. Yatay boyunca ışınların uzunluğu birkaç on metreden birkaç kilometreye kadar küçüktür. Işınlar genellikle yaylar halinde veya ayrı yapılar olarak gözlenir.

3. Lekeler veya yüzeyler . Bunlar, belirli bir şekle sahip olmayan izole edilmiş parıltı alanlarıdır. Bireysel noktalar ilişkili olabilir.

4. Peçe. Gökyüzünün geniş alanlarını kaplayan tekdüze bir parıltı olan alışılmadık bir aurora formu.

Yapısına göre, auroralar homojen, cilalı ve parlak olarak ayrılır. Çeşitli terimler kullanılır; titreşimli ark, titreşimli yüzey, dağınık yüzey, parlak şerit, perdelik vb. Auroraların renklerine göre bir sınıflandırması vardır. Bu sınıflandırmaya göre, tipteki auroralar A. Üst kısım veya tamamen kırmızıdır (6300–6364 Å). Genellikle yüksek jeomanyetik aktivite sırasında 300-400 km rakımlarda görülürler.

kutup ışığı türü İÇİNDE alt kısımda kırmızı renklidir ve birinci pozitif N2 sistemi ve birinci negatif O2 sisteminin bantlarının lüminesansı ile ilişkilidir. Bu tür kutup ışıkları biçimleri, kutup ışıklarının en aktif evrelerinde ortaya çıkar.

bölgeler kutup ışıkları – Dünya yüzeyinde sabit bir noktadaki gözlemcilere göre bunlar, geceleri auroraların meydana gelme sıklığının maksimum olduğu bölgelerdir. Bölgeler 67° kuzey ve güney enlemlerinde yer alır ve genişlikleri yaklaşık 6°'dir. Belirli bir jeomanyetik yerel saat anına karşılık gelen auroraların maksimum oluşumu, kuzey ve güney jeomanyetik kutupların etrafında asimetrik olarak yerleştirilmiş oval benzeri kuşaklarda (aurora oval) meydana gelir. Aurora oval enlem-zaman koordinatlarında sabitlenir ve aurora bölgesi enlem-boylam koordinatlarında ovalin gece yarısı bölgesindeki noktaların yeridir. Oval kuşak gece sektöründe jeomanyetik kutuptan yaklaşık 23° ve gündüz sektöründe 15° yer almaktadır.

Aurora oval ve aurora bölgeleri. Aurora ovalinin konumu jeomanyetik aktiviteye bağlıdır. Oval, yüksek jeomanyetik aktivitede genişler. Aurora bölgeleri veya aurora oval sınırları, dipol koordinatlarındansa L 6.4 ile daha iyi temsil edilir. Aurora ovalinin gündüz sektörünün sınırındaki jeomanyetik alan çizgileri, manyetopoz. Jeomanyetik eksen ile Dünya-Güneş yönü arasındaki açıya bağlı olarak aurora ovalinin konumunda bir değişiklik vardır. Auroral oval, belirli enerjilerin parçacıklarının (elektronlar ve protonlar) çökelmesine ilişkin verilere dayanarak da belirlenir. Konumu, verilerden bağımsız olarak belirlenebilir. kaspakh gündüz tarafında ve manyeto kuyruğunda.

Aurora bölgesindeki auroraların oluşma sıklığındaki günlük değişim, jeomanyetik gece yarısında maksimuma ve jeomanyetik öğle vaktinde minimuma sahiptir. Ovalin ekvatora yakın tarafında, auroraların oluşma sıklığı keskin bir şekilde azalır, ancak günlük değişimlerin şekli korunur. Ovalin kutup tarafında, auroraların oluşma sıklığı kademeli olarak azalır ve karmaşık günlük değişikliklerle karakterize edilir.

Auroraların yoğunluğu.

Aurora Yoğunluğu görünür parlaklık yüzeyi ölçülerek belirlenir. Parlaklık yüzeyi BEN auroraların belirli bir yöndeki toplam emisyonu 4p tarafından belirlenir BEN foton/(cm 2 s). Bu değer gerçek yüzey parlaklığı olmayıp sütundan gelen emisyonu temsil ettiğinden, kutup ışıklarının incelenmesinde genellikle foton/(cm 2 sütun s) birimi kullanılır. Toplam emisyonu ölçmek için olağan birim Rayleigh'dir (Rl), 10 6 foton / (cm 2 sütun s)'ye eşittir. Daha pratik bir aurora yoğunluğu birimi, tek bir çizginin veya bandın emisyonlarından belirlenir. Örneğin, auroraların yoğunluğu uluslararası parlaklık katsayıları (ICF) tarafından belirlenir. yeşil çizgi yoğunluk verilerine göre (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (maksimum aurora yoğunluğu). Bu sınıflandırma kırmızı auroralar için kullanılamaz. Dönemin (1957-1958) keşiflerinden biri, kutup ışıklarının manyetik kutba göre yer değiştirmiş bir oval biçiminde uzamsal ve zamansal dağılımının kurulmasıydı. Auroraların manyetik kutba göre dağılımının dairesel şekli hakkındaki basit fikirlerden, manyetosferin modern fiziğine geçiş tamamlandı. Keşfin onuru O. Khorosheva'ya ve G. Starkov, J. Feldshtein, S-I'ye aittir. Aurora oval, güneş rüzgarının Dünya'nın üst atmosferi üzerindeki etkisinin en yoğun olduğu bölgedir. Auroraların yoğunluğu ovalde en fazladır ve dinamikleri sürekli olarak uydular tarafından izlenir.

Kararlı auroral kırmızı yaylar.

Sabit auroral kırmızı ark, aksi takdirde orta enlem kırmızı yay olarak adlandırılır veya M-yay, doğudan batıya binlerce kilometre boyunca uzanan ve muhtemelen tüm Dünya'yı çevreleyen görsel altı (gözün hassasiyet sınırının altında) geniş bir yaydır. Yayın enlemesine uzunluğu 600 km'dir. Sabit auroral kırmızı arktan gelen emisyon l 6300 Å ve l 6364 Å kırmızı çizgilerinde neredeyse tek renklidir. Son zamanlarda, l 5577 Å (OI) ve l 4278 Å (N + 2) zayıf emisyon hatları da rapor edilmiştir. Kalıcı kırmızı yaylar, kutup ışıkları olarak sınıflandırılır, ancak çok daha yüksek rakımlarda görünürler. Alt sınır 300 km yükseklikte bulunur, üst sınır yaklaşık 700 km'dir. l 6300 Å emisyonundaki sessiz kutup ışığı kırmızı yayının yoğunluğu 1 ila 10 kRl aralığındadır (tipik bir değer 6 kRl'dir). Gözün bu dalga boyundaki hassasiyet eşiği yaklaşık 10 kR'dir, bu nedenle yaylar görsel olarak nadiren gözlemlenir. Ancak gözlemler, parlaklıklarının gecelerin %10'unda >50 kR olduğunu göstermiştir. Yayların normal ömrü yaklaşık bir gündür ve sonraki günlerde nadiren ortaya çıkarlar. Kararlı auroral kırmızı yayları geçen uydulardan veya radyo kaynaklarından gelen radyo dalgaları, elektron yoğunluğu homojenliklerinin varlığını gösteren parıldamalara tabidir. Kırmızı yayların teorik açıklaması, bölgenin ısıtılmış elektronlarının F iyonosferler oksijen atomlarının artmasına neden olur. Uydu gözlemleri, kararlı auroral kırmızı yayları geçen jeomanyetik alan çizgileri boyunca elektron sıcaklığında bir artış olduğunu gösteriyor. Bu arkların yoğunluğu, jeomanyetik aktivite (fırtınalar) ile pozitif olarak ilişkilidir ve arkların meydana gelme sıklığı, güneş lekesi aktivitesi ile pozitif olarak ilişkilidir.

Değişen aurora.

Bazı aurora biçimleri, yarı periyodik ve tutarlı zamansal yoğunluk değişimleri yaşar. Kabaca durağan bir geometriye ve fazda meydana gelen hızlı periyodik değişimlere sahip bu auroralara, değişen auroralar denir. Auroralar olarak sınıflandırılırlar formlar R Uluslararası Kutup Işıkları Atlası'na göre değişen kutup ışıklarının daha ayrıntılı bir alt bölümü:

R 1 (titreşen aurora), aurora formu boyunca parlaklıkta tekdüze faz değişimlerine sahip bir parıltıdır. Tanım gereği, ideal bir titreşimli aurorada, titreşimin uzamsal ve zamansal bölümleri ayrılabilir, yani. parlaklık BEN(r,t)= ben(R)· BT(T). Tipik bir aurorada R 1, titreşimler 0,01 ila 10 Hz düşük yoğunluklu (1-2 kR) frekansta meydana gelir. Çoğu aurora R 1, birkaç saniyelik bir süre ile titreşen noktalar veya yaylardır.

R 2 (ateşli aurora). Bu terim genellikle tek bir formu tarif etmek için değil, gökyüzünü dolduran alevler gibi hareketleri ifade etmek için kullanılır. Auroralar yay şeklindedir ve genellikle 100 km yükseklikten yukarı doğru hareket eder. Bu kutup ışıkları nispeten nadirdir ve kutup ışıklarının dışında daha sık görülür.

R 3 (titreyen aurora). Bunlar, gökyüzünde titreşen bir alev izlenimi veren, hızlı, düzensiz veya düzenli parlaklık değişimlerine sahip auroralardır. Aurora'nın çökmesinden kısa bir süre önce ortaya çıkıyorlar. Yaygın olarak gözlemlenen varyasyon frekansı R 3, 10 ± 3 Hz'e eşittir.

Titreşen auroraların başka bir sınıfı için kullanılan akan aurora terimi, auroraların yayları ve bantlarında hızla yatay olarak hareket eden düzensiz parlaklık değişimlerini ifade eder.

Değişen aurora, güneş ve manyetosferik kökenli parçacıkların çökelmesinin neden olduğu jeomanyetik alanın titreşimlerine ve auroral X-ışını radyasyonuna eşlik eden güneş-karasal olaylardan biridir.

Kutup başlığının parlaklığı, ilk negatif N + 2 sisteminin (λ 3914 Å) bandının yüksek yoğunluğu ile karakterize edilir. Genellikle, bu N + 2 bantları, OI l 5577 Å yeşil çizgisinden beş kat daha yoğundur; kutup başlığı parlamasının mutlak yoğunluğu 0,1 ila 10 kRl'dir (genellikle 1–3 kRl). PCA dönemlerinde ortaya çıkan bu auroralarla, 30 ila 80 km rakımlarda 60° jeomanyetik enlemlere kadar kutup başlığının tamamını tekdüze bir parıltı kaplar. Esas olarak, bu yüksekliklerde bir iyonlaşma maksimumu yaratan 10–100 MeV enerjili güneş protonları ve d-parçacıkları tarafından üretilir. Aurora bölgelerinde, manto auroraları adı verilen başka bir parıltı türü vardır. Bu tür kutup ışığı parlaması için, sabah saatlerinde günlük maksimum yoğunluk 1–10 kR'dir ve minimum yoğunluk beş kat daha zayıftır. Manto auroralarının gözlemleri azdır ve yoğunlukları jeomanyetik ve güneş aktivitesine bağlıdır.

atmosferik parıltı bir gezegenin atmosferi tarafından üretilen ve yayılan radyasyon olarak tanımlanır. Bu, aurora emisyonu, yıldırım deşarjları ve meteor izlerinin emisyonu dışında, atmosferin termal olmayan radyasyonudur. Bu terim, dünya atmosferi (gece parlaması, alacakaranlık parlaması ve gündüz parlaması) ile ilgili olarak kullanılır. Atmosferik parıltı, atmosferde bulunan ışığın yalnızca bir kısmıdır. Diğer kaynaklar yıldız ışığı, zodyak ışığı ve güneşten gündüz saçılan ışıktır. Bazen, atmosferin parıltısı toplam ışık miktarının %40'ına kadar çıkabilir. Hava parlaması, değişen yükseklik ve kalınlıktaki atmosferik katmanlarda meydana gelir. Atmosferik ışıma spektrumu, 1000 Å ila 22,5 µm arasındaki dalga boylarını kapsar. Hava parlamasındaki ana emisyon çizgisi, 30-40 km kalınlığında bir katmanda 90-100 km yükseklikte görünen l 5577 Å'dir. Işımanın görünümü, oksijen atomlarının rekombinasyonuna dayanan Champen mekanizmasından kaynaklanmaktadır. Diğer emisyon çizgileri l 6300 Å'dir, dissosiyatif O + 2 rekombinasyonu ve emisyon NI l 5198/5201 Å ve NI l 5890/5896 Å durumunda ortaya çıkar.

Atmosferik ışımanın yoğunluğu Rayleigh cinsinden ölçülür. Parlaklık (Rayleigh cinsinden) 4 rb'ye eşittir; burada c, 10 6 foton/(cm 2 sr s) birimlerinde yayan katmanın parlaklığının açısal yüzeyidir. Işıma yoğunluğu enleme bağlıdır (farklı emisyonlar için farklı şekilde) ve aynı zamanda gece yarısına yakın bir maksimum ile gün içinde değişir. l 5577 Å emisyonundaki hava parlaması için güneş lekelerinin sayısı ve 10.7 cm dalga boyundaki güneş radyasyonu akışı ile pozitif bir korelasyon kaydedildi.Hava parlaması uydu deneyleri sırasında gözlendi. Uzaydan bakıldığında, Dünya'nın etrafında bir ışık halkası gibi görünür ve yeşilimsi bir renge sahiptir.

Ozonosfer.

20–25 km rakımlarda, yaklaşık 10 ila 50 km rakımlarda güneş ultraviyole radyasyonunun etkisi altında meydana gelen ihmal edilebilir miktarda ozon O3'ün (oksijen içeriğinin 2 × 10–7'sine kadar!) Maksimum konsantrasyonuna ulaşılır ve gezegeni iyonlaştırıcı güneş radyasyonundan korur. Son derece az sayıda ozon molekülüne rağmen, Dünya üzerindeki tüm yaşamı Güneş'ten gelen kısa dalga (ultraviyole ve X-ışınları) radyasyonunun zararlı etkilerinden korurlar. Tüm molekülleri atmosferin tabanına çöktürürseniz, 3-4 mm'den daha kalın olmayan bir katman elde edersiniz! 100 km'nin üzerindeki rakımlarda hafif gazların oranı artar ve çok yüksek rakımlarda helyum ve hidrojen baskındır; birçok molekül, sert güneş radyasyonunun etkisi altında iyonlaşarak iyonosferi oluşturan ayrı atomlara ayrışır. Dünya atmosferindeki havanın basıncı ve yoğunluğu yükseklikle azalır. Dünya atmosferi, sıcaklığın dağılımına bağlı olarak troposfer, stratosfer, mezosfer, termosfer ve ekzosfer olarak ayrılır. .

20-25 km yükseklikte yer almaktadır ozon tabakası. Ozon, 0.1-0.2 mikrondan daha kısa dalga boylarına sahip güneş ultraviyole radyasyonunun soğurulması sırasında oksijen moleküllerinin bozunması nedeniyle oluşur. Serbest oksijen, O2 molekülleri ile birleşir ve 0,29 mikrondan daha kısa tüm ultraviyole ışığı açgözlülükle emen O3 ozonu oluşturur. Ozon molekülleri O 3, kısa dalga radyasyonu ile kolayca yok edilir. Bu nedenle, ozon tabakası, seyrelmesine rağmen, daha yüksek ve daha şeffaf atmosfer katmanlarından geçen Güneş'in ultraviyole radyasyonunu etkili bir şekilde emer. Bu sayede Dünya'daki canlı organizmalar, Güneş'ten gelen ultraviyole ışınların zararlı etkilerinden korunmaktadır.

İyonosfer.

Güneş radyasyonu atmosferdeki atomları ve molekülleri iyonize eder. İyonlaşma derecesi, 60 kilometre yükseklikte zaten önemli hale geliyor ve Dünya'dan uzaklaştıkça istikrarlı bir şekilde artıyor. Atmosferdeki farklı yüksekliklerde, çeşitli moleküllerin birbirini izleyen ayrışma süreçleri ve ardından çeşitli atom ve iyonların iyonlaşması meydana gelir. Temel olarak, bunlar oksijen molekülleri O2, nitrojen N2 ve atomlarıdır. Bu süreçlerin yoğunluğuna bağlı olarak, atmosferin 60 kilometre üzerinde yer alan çeşitli katmanlarına iyonosfer katmanları denir. , ve bütünlükleri iyonosferdir . İyonlaşması önemsiz olan alt tabakaya nötrosfer denir.

İyonosferdeki yüklü parçacıkların maksimum konsantrasyonuna 300-400 km yükseklikte ulaşılır.

İyonosfer çalışmasının tarihi.

Üst atmosferde iletken bir tabakanın varlığı hipotezi, 1878 yılında İngiliz bilim adamı Stuart tarafından jeomanyetik alanın özelliklerini açıklamak için ortaya atılmıştır. Daha sonra 1902 yılında ABD'de Kennedy ve İngiltere'de Heaviside birbirinden bağımsız olarak radyo dalgalarının uzun mesafelere yayılmasını açıklamak için atmosferin yüksek katmanlarında iletkenliği yüksek bölgelerin varlığını varsaymak gerektiğine dikkat çekmişlerdir. 1923'te Akademisyen M.V. Shuleikin, çeşitli frekanslardaki radyo dalgalarının yayılma özelliklerini göz önünde bulundurarak, iyonosferde en az iki yansıtıcı katman olduğu sonucuna vardı. Daha sonra, 1925'te İngiliz araştırmacılar Appleton ve Barnet ile Breit ve Tuve, radyo dalgalarını yansıtan bölgelerin varlığını ilk kez deneysel olarak kanıtladılar ve sistematik çalışmalarının temelini attılar. O zamandan beri, genellikle iyonosfer olarak adlandırılan bu katmanların özelliklerine ilişkin sistematik bir çalışma yürütülmekte olup, özellikle pratik amaçlar için, özellikle güvenilir radyo iletişimini sağlamak için çok önemli olan radyo dalgalarının yansımasını ve soğurulmasını belirleyen bir dizi jeofizik fenomende önemli bir rol oynamaktadır.

1930'larda iyonosferin durumuna ilişkin sistematik gözlemler başladı. Bonch-Bruevich'in inisiyatifiyle ülkemizde darbeli sondajı için tesisler oluşturuldu. İyonosferin birçok genel özelliği, ana katmanlarının yükseklikleri ve elektron yoğunlukları incelenmiştir.

60-70 km irtifalarda D tabakası, 100-120 km irtifalarda ise D tabakası görülür. E, rakımlarda, 180–300 km rakımlarda çift katman F 1 ve F 2. Bu katmanların ana parametreleri Tablo 4'te verilmiştir.

Ortalamalar, farklı enlemler, günün saatleri ve mevsimler için değişiklik gösterdikleri için verilmiştir. Bu tür veriler, uzun menzilli telsiz iletişimini sağlamak için gereklidir. Çeşitli kısa dalga radyo bağlantıları için çalışma frekanslarının seçiminde kullanılırlar. Günün farklı saatlerinde ve farklı mevsimlerde iyonosferin durumuna bağlı olarak değişimlerinin bilinmesi, radyo iletişiminin güvenilirliğini sağlamak için son derece önemlidir. İyonosfer, yaklaşık 60 km yükseklikte başlayan ve on binlerce km yüksekliğe kadar uzanan, dünya atmosferinin iyonize katmanlarının bir koleksiyonudur. Dünya atmosferinin ana iyonlaşma kaynağı, esas olarak güneş kromosferinde ve koronada meydana gelen Güneş'in ultraviyole ve X-ışını radyasyonudur. Ek olarak, üst atmosferin iyonlaşma derecesi, güneş patlamaları sırasında meydana gelen güneş parçacık akımlarının yanı sıra kozmik ışınlar ve meteor parçacıklarından da etkilenir.

iyonosferik katmanlar

serbest elektron konsantrasyonunun maksimum değerlerine ulaşıldığı atmosferdeki alanlardır (yani birim hacim başına sayıları). Atmosferik gaz atomlarının iyonlaşmasından kaynaklanan, radyo dalgalarıyla (yani elektromanyetik salınımlar) etkileşime giren elektrik yüklü serbest elektronlar ve (daha az ölçüde, daha az hareketli iyonlar), yönlerini değiştirebilir, onları yansıtabilir veya kırabilir ve enerjilerini emebilir. Sonuç olarak, uzaktaki radyo istasyonlarını alırken, örneğin radyonun zayıflaması, uzaktaki istasyonların işitilebilirliğinin artması gibi çeşitli etkiler meydana gelebilir. elektrik kesintileri ve benzeri. fenomenler.

Araştırma Yöntemleri.

İyonosferi Dünya'dan incelemenin klasik yöntemleri, darbe sondajına indirgenir - radyo darbeleri gönderme ve gecikme süresini ölçerek ve yansıyan sinyallerin yoğunluğunu ve şeklini inceleyerek iyonosferin çeşitli katmanlarından yansımalarını gözlemleme. Farklı frekanslardaki radyo darbelerinin yansıma yüksekliklerini ölçerek, çeşitli bölgelerin kritik frekanslarını belirleyerek (iyonosferin bu bölgesinin şeffaf hale geldiği radyo darbesinin taşıyıcı frekansına kritik denir), katmanlardaki elektron yoğunluğunun değerini ve belirli frekanslar için etkili yükseklikleri belirlemek ve verilen radyo yolları için en uygun frekansları seçmek mümkündür. Roket teknolojisinin gelişmesi ve yapay Dünya uydularının (AES) ve diğer uzay araçlarının uzay çağının ortaya çıkmasıyla, alt kısmı iyonosfer olan Dünya'ya yakın uzay plazmasının parametrelerini doğrudan ölçmek mümkün hale geldi.

Özel olarak fırlatılan roketlerden ve uydu uçuş yolları boyunca gerçekleştirilen elektron yoğunluğu ölçümleri, daha önce iyonosferin yapısı, elektron yoğunluğunun Dünya'nın farklı bölgeleri üzerinde yükseklikle dağılımı hakkında yer tabanlı yöntemlerle elde edilen verileri doğruladı ve rafine etti ve ana maksimumun üzerinde elektron yoğunluğu değerleri elde etmeyi mümkün kıldı - katman F. Önceden, yansıyan kısa dalga boyundaki radyo darbelerinin gözlemlerine dayanan sondaj yöntemleriyle bunu yapmak imkansızdı. Dünyanın bazı bölgelerinde düşük elektron yoğunluğuna, düzenli "iyonosferik rüzgarlara" sahip oldukça kararlı bölgelerin olduğu, iyonosferde yerel iyonosferik rahatsızlıkları uyarılma yerlerinden binlerce kilometre uzağa taşıyan tuhaf dalga süreçlerinin ortaya çıktığı ve çok daha fazlası olduğu bulunmuştur. Özellikle oldukça hassas alıcı cihazların oluşturulması, iyonosferin darbeli sondaj istasyonlarında kısmen iyonosferin en alt bölgelerinden (kısmi yansıma istasyonu) yansıyan darbeli sinyallerin alınmasını mümkün kılmıştır. Yüksek konsantrasyonda yayılan enerjiyi gerçekleştirmeyi mümkün kılan antenlerin kullanımıyla metre ve desimetre dalga bantlarında güçlü darbe kurulumlarının kullanılması, iyonosfer tarafından çeşitli yüksekliklerde saçılan sinyallerin gözlemlenmesini mümkün kılmıştır. İyonosferik plazmanın elektronları ve iyonları tarafından tutarsız bir şekilde dağılan bu sinyallerin spektrumlarının özelliklerinin incelenmesi (bunun için radyo dalgalarının tutarsız saçılma istasyonları kullanıldı), elektronların ve iyonların konsantrasyonlarını, çeşitli yüksekliklerde eşdeğer sıcaklıklarını birkaç bin kilometreye kadar belirlemeyi mümkün kıldı. İyonosferin kullanılan frekanslar için yeterince şeffaf olduğu ortaya çıktı.

300 km yükseklikte dünyanın iyonosferindeki elektrik yüklerinin konsantrasyonu (elektron yoğunluğu iyona eşittir) gün boyunca yaklaşık 106 cm–3'tür. Bu yoğunluktaki bir plazma, 20 m'den uzun radyo dalgalarını yansıtırken daha kısa olanları iletir.

Gündüz ve gece koşulları için iyonosferdeki elektron yoğunluğunun tipik dikey dağılımı.

İyonosferde radyo dalgalarının yayılması.

Uzun menzilli yayın istasyonlarının kararlı alımı, kullanılan frekansların yanı sıra günün saatine, mevsime ve ek olarak güneş aktivitesine bağlıdır. Güneş aktivitesi, iyonosferin durumunu önemli ölçüde etkiler. Bir yer istasyonu tarafından yayılan radyo dalgaları, tüm elektromanyetik dalga türleri gibi düz bir çizgide yayılır. Bununla birlikte, hem Dünya yüzeyinin hem de atmosferinin iyonize katmanlarının, aynaların ışık üzerindeki etkisi gibi üzerlerine etki eden bir tür büyük kapasitör plakaları görevi gördüğü dikkate alınmalıdır. Onlardan yansıyan radyo dalgaları, binlerce kilometre yol kat edebilir, yüzlerce ve binlerce kilometrelik büyük sıçramalarla dünyanın etrafında bükülebilir, dönüşümlü olarak bir iyonize gaz tabakasından ve Dünya veya su yüzeyinden yansıyabilir.

1920'lerde, 200 m'den kısa radyo dalgalarının, güçlü emilim nedeniyle genellikle uzun mesafeli iletişim için uygun olmadığına inanılıyordu. Avrupa ve Amerika arasında Atlantik üzerinden kısa dalgaların uzun menzilli alımına ilişkin ilk deneyler, İngiliz fizikçi Oliver Heaviside ve Amerikalı elektrik mühendisi Arthur Kennelly tarafından gerçekleştirildi. Birbirlerinden bağımsız olarak, Dünya çevresinde bir yerlerde radyo dalgalarını yansıtabilen iyonize bir atmosfer tabakası olduğunu öne sürdüler. Heaviside katmanı - Kennelly ve ardından - iyonosfer olarak adlandırıldı.

Modern kavramlara göre iyonosfer, negatif yüklü serbest elektronlardan ve pozitif yüklü iyonlardan, esas olarak moleküler oksijen O+ ve nitrik oksit NO+'dan oluşur. İyonlar ve elektronlar, moleküllerin ayrışması ve nötr gaz atomlarının güneş X-ışını ve ultraviyole radyasyon ile iyonlaşması sonucu oluşur. Bir atomu iyonize etmek için, iyonosfer için ana kaynağı Güneş'in ultraviyole, X-ışını ve parçacık radyasyonu olan iyonlaşma enerjisi hakkında bilgi vermek gerekir.

Dünyanın gaz kabuğu Güneş tarafından aydınlatıldığı sürece, içinde sürekli olarak daha fazla elektron oluşur, ancak aynı zamanda elektronların bir kısmı iyonlarla çarpışır, yeniden birleşir ve tekrar nötr parçacıklar oluşturur. Gün batımından sonra yeni elektronların üretimi neredeyse durur ve serbest elektronların sayısı azalmaya başlar. İyonosferde ne kadar çok serbest elektron varsa, yüksek frekanslı dalgalar ondan o kadar iyi yansıtılır. Elektron konsantrasyonundaki bir azalma ile, radyo dalgalarının geçişi yalnızca düşük frekans aralıklarında mümkündür. Bu nedenle geceleri, kural olarak, uzak istasyonları yalnızca 75, 49, 41 ve 31 m aralığında almak mümkündür, elektronlar iyonosferde eşit olmayan bir şekilde dağılır. 50 ila 400 km yükseklikte, artan elektron yoğunluğuna sahip birkaç katman veya bölge vardır. Bu alanlar sorunsuz bir şekilde birbirine geçer ve HF radyo dalgalarının yayılmasını farklı şekillerde etkiler. İyonosferin üst katmanı harfle gösterilir. F. İşte en yüksek iyonlaşma derecesi (yüklü parçacıkların oranı yaklaşık 10-4'tür). Dünya yüzeyinden 150 km'den daha yüksek bir yükseklikte bulunur ve yüksek frekanslı HF bantlarının radyo dalgalarının uzun menzilli yayılmasında ana yansıtıcı rolü oynar. Yaz aylarında F bölgesi iki katmana ayrılır - F 1 ve F 2. F1 katmanı 200 ila 250 km arasındaki yükseklikleri kaplayabilir ve katman F 2, 300–400 km rakım aralığında “yüzüyor” gibi görünüyor. Genellikle katman F 2 katmandan çok daha güçlü iyonize edilir F 1. gece katmanı F 1 kaybolur ve katman F 2 kalır, iyonlaşma derecesinin %60'ına kadar yavaş yavaş kaybeder. F katmanının altında, 90 ila 150 km arasındaki yüksekliklerde bir katman bulunur. E, iyonlaşması Güneş'ten gelen yumuşak X-ışını radyasyonunun etkisi altında meydana gelir. E tabakasının iyonlaşma derecesi, E tabakasınınkinden daha düşüktür. F, gün boyunca, sinyaller katmandan yansıdığında 31 ve 25 m'lik düşük frekanslı HF bantlarındaki istasyonların alımı gerçekleşir. E. Genellikle bunlar 1000–1500 km mesafede bulunan istasyonlardır. Geceleri bir katmanda E iyonlaşma keskin bir şekilde azalır, ancak şu anda bile 41, 49 ve 75 m bantlarındaki istasyonlardan gelen sinyallerin alınmasında önemli bir rol oynamaya devam eder.

16, 13 ve 11 m'lik yüksek frekanslı HF bantlarının sinyallerini almak için bölgede ortaya çıkanlar büyük ilgi görmektedir. E güçlü bir şekilde artan iyonlaşmanın ara katmanları (bulutlar). Bu bulutların alanı birkaç ila yüzlerce kilometrekare arasında değişebilir. Bu artan iyonlaşma katmanına sporadik katman denir. E ve belirtilen Es. Es bulutları iyonosferde rüzgarın etkisi altında hareket edebilir ve 250 km/s hıza ulaşabilir. Yaz aylarında, gündüzleri orta enlemlerde, Es bulutları nedeniyle radyo dalgalarının kaynağı ayda 15-20 gün meydana gelir. Ekvatorun yakınında neredeyse her zaman bulunur ve yüksek enlemlerde genellikle geceleri görünür. Bazen, güneş aktivitesinin düşük olduğu yıllarda, yüksek frekanslı HF bantlarına geçiş olmadığında, sinyalleri Es'ten defalarca yansıyan 16, 13 ve 11 m'lik bantlarda aniden uzak istasyonlar iyi bir sesle belirir.

İyonosferin en alçak bölgesi bölgedir. D 50 ila 90 km arasındaki rakımlarda bulunur. Burada nispeten az sayıda serbest elektron vardır. alandan D uzun ve orta dalgalar iyi yansıtılır ve düşük frekanslı HF istasyonlarının sinyalleri güçlü bir şekilde emilir. Gün batımından sonra iyonlaşma çok hızlı bir şekilde ortadan kalkar ve sinyalleri katmanlardan yansıyan 41, 49 ve 75 m aralığındaki uzak istasyonları almak mümkün hale gelir. F 2 ve E. İyonosferin ayrı katmanları, HF radyo sinyallerinin yayılmasında önemli bir rol oynar. Radyo dalgalarının yayılma mekanizması büyük iyonların varlığıyla ilişkili olmasına rağmen, radyo dalgaları üzerindeki etki esas olarak iyonosferdeki serbest elektronların varlığından kaynaklanmaktadır. İkincisi, nötr atomlardan ve moleküllerden daha aktif olduklarından, atmosferin kimyasal özelliklerinin incelenmesinde de ilgi çekicidir. İyonosferde meydana gelen kimyasal reaksiyonlar, enerji ve elektrik dengesinde önemli bir rol oynar.

normal iyonosfer. Jeofizik roketler ve uydular yardımıyla yapılan gözlemler, atmosferin iyonlaşmasının geniş spektrumlu güneş radyasyonunun etkisi altında gerçekleştiğini gösteren birçok yeni bilgi vermiştir. Ana kısmı (% 90'dan fazlası) spektrumun görünür kısmında yoğunlaşmıştır. Mor ışık ışınlarından daha kısa dalga boyuna ve daha fazla enerjiye sahip morötesi ışınım, Güneş atmosferinin iç kısmındaki hidrojen (kromosfer) tarafından, daha da yüksek enerjiye sahip olan X-ışınları ise Güneş'in dış kabuğundaki gazlar (korona) tarafından salınır.

İyonosferin normal (ortalama) durumu, sürekli güçlü radyasyondan kaynaklanır. Dünyanın günlük dönüşünün ve öğle saatlerinde güneş ışınlarının geliş açısındaki mevsimsel farklılıkların etkisi altında normal iyonosferde düzenli değişiklikler meydana gelir, ancak iyonosferin durumunda da öngörülemeyen ve ani değişiklikler meydana gelir.

İyonosferdeki bozukluklar.

Bilindiği gibi, Güneş'te her 11 yılda bir maksimuma ulaşan güçlü, döngüsel olarak tekrar eden aktivite tezahürleri meydana gelir. Uluslararası Jeofizik Yılı (IGY) programı kapsamındaki gözlemler, tüm sistematik meteorolojik gözlemler dönemi için en yüksek güneş aktivitesinin olduğu dönemle aynı zamana denk geldi, yani. 18. yüzyılın başından itibaren. Yüksek aktivite dönemlerinde, Güneş'teki bazı alanların parlaklığı birkaç kat artar ve ultraviyole ve X-ışını radyasyonunun gücü keskin bir şekilde artar. Bu tür olaylara güneş patlamaları denir. Birkaç dakikadan bir veya iki saate kadar sürerler. Bir parlama sırasında güneş plazması patlar (esas olarak protonlar ve elektronlar) ve temel parçacıklar uzaya koşar. Bu tür parlama anlarında Güneş'in elektromanyetik ve parçacıksal radyasyonunun Dünya atmosferi üzerinde güçlü bir etkisi vardır.

İlk reaksiyon, flaştan 8 dakika sonra, yoğun ultraviyole ve X-ışını radyasyonu Dünya'ya ulaştığında not edilir. Sonuç olarak, iyonlaşma keskin bir şekilde artar; x-ışınları atmosferden iyonosferin alt sınırına kadar nüfuz eder; bu katmanlardaki elektron sayısı o kadar artar ki, radyo sinyalleri neredeyse tamamen emilir ("söndürülür"). Ek radyasyon absorpsiyonu, gazın ısınmasına neden olur ve bu da rüzgarların gelişmesine katkıda bulunur. İyonize gaz bir elektrik iletkenidir ve Dünya'nın manyetik alanında hareket ettiğinde bir dinamo etkisi ortaya çıkar ve bir elektrik akımı üretilir. Bu tür akımlar, sırayla, manyetik alanda gözle görülür düzensizliklere neden olabilir ve kendilerini manyetik fırtınalar şeklinde gösterebilir.

Üst atmosferin yapısı ve dinamikleri, esas olarak, güneş radyasyonu ile iyonizasyon ve ayrışma, kimyasal süreçler, moleküllerin ve atomların uyarılması, bunların deaktivasyonu, çarpışması ve diğer temel süreçlerle ilişkili termodinamik olarak dengesiz süreçler tarafından belirlenir. Bu durumda, yoğunluk azaldıkça dengesizlik derecesi yükseklikle artar. 500-1000 km irtifalara kadar ve çoğu zaman daha da yükseğe kadar, üst atmosferin birçok özelliği için dengesizlik derecesi oldukça küçüktür, bu da onu tanımlamak için kimyasal reaksiyonlara izin vererek klasik ve hidromanyetik hidrodinamiğin kullanılmasına izin verir.

Exosphere, hafif, hızlı hareket eden hidrojen atomlarının uzaya kaçabileceği birkaç yüz kilometre yükseklikten başlayan Dünya atmosferinin dış katmanıdır.

Edward Kononoviç

Edebiyat:

Pudovkin M.I. Güneş fiziğinin temelleri. St.Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan astronomi bugün. Prentice Salonu A.Ş. Yukarı Saddle Nehri, 2002
Çevrimiçi materyaller: http://ciencia.nasa.gov/

Atmosfer (diğer Yunanca ἀτμός - buhar ve σφαῖρα - toptan), Dünya gezegenini çevreleyen gazlı bir kabuktur (jeosfer). İç yüzeyi hidrosferi ve kısmen yer kabuğunu kaplarken, dış yüzeyi dış uzayın Dünya'ya yakın kısmıyla sınırlıdır.

Atmosferi inceleyen fizik ve kimya bölümlerinin toplamına genel olarak atmosfer fiziği denir. Atmosfer, Dünya yüzeyindeki hava durumunu belirler, meteoroloji hava durumu çalışmalarıyla ve klimatoloji uzun vadeli iklim değişimleriyle ilgilenir.

Fiziki ozellikleri

Atmosferin kalınlığı Dünya yüzeyinden yaklaşık 120 km'dir. Atmosferdeki toplam hava kütlesi (5.1-5.3) 1018 kg'dır. Bunlardan kuru hava kütlesi (5,1352 ± 0,0003) 1018 kg, toplam su buharı kütlesi ortalama 1,27 1016 kg'dır.

Temiz kuru havanın molar kütlesi 28.966 g/mol, deniz yüzeyine yakın hava yoğunluğu yaklaşık 1.2 kg/m3'tür. Deniz seviyesinde 0 °C'deki basınç 101.325 kPa'dır; kritik sıcaklık - -140,7 °C (~ 132,4 K); kritik basınç - 3,7 MPa; 0 °C'de Cp - 1,0048 103 J/(kg K), Cv - 0,7159 103 J/(kg K) (0 °C'de). Havanın sudaki çözünürlüğü (kütlece) 0 °C - %0,0036, 25 °C - %0,0023.

Dünya yüzeyindeki "normal koşullar" için şu değerler alınmıştır: yoğunluk 1,2 kg/m3, barometrik basınç 101,35 kPa, sıcaklık artı 20 °C ve %50 bağıl nem. Bu koşullu göstergeler tamamen mühendislik değerine sahiptir.

Kimyasal bileşim

Dünya atmosferi, volkanik patlamalar sırasında gazların salınmasının bir sonucu olarak ortaya çıktı. Okyanusların ve biyosferin ortaya çıkmasıyla birlikte, su, bitkiler, hayvanlar ve bunların toprak ve bataklıklardaki ayrışma ürünleri ile gaz alışverişi nedeniyle de oluşmuştur.

Şu anda, Dünya'nın atmosferi esas olarak gazlardan ve çeşitli safsızlıklardan (toz, su damlaları, buz kristalleri, deniz tuzları, yanma ürünleri) oluşmaktadır.

Atmosferi oluşturan gazların konsantrasyonu, su (H2O) ve karbondioksit (CO2) dışında hemen hemen sabittir.

Kuru havanın bileşimi

Atmosfer, tabloda belirtilen gazlara ek olarak, az miktarda SO2, NH3, CO, ozon, hidrokarbonlar, HCl, HF, Hg buharı, I2 ve ayrıca NO ve diğer birçok gazı içerir. Troposferde sürekli olarak büyük miktarda askıda katı ve sıvı parçacıklar (aerosol) bulunur.

Atmosferin yapısı

Troposfer

Üst sınırı kutupta 8-10 km, ılıman enlemlerde 10-12 km ve tropikal enlemlerde 16-18 km; kışın yaza göre daha düşüktür. Atmosferin alt, ana tabakası, toplam atmosferik hava kütlesinin %80'inden fazlasını ve atmosferde bulunan tüm su buharının yaklaşık %90'ını içerir. Troposferde türbülans ve konveksiyon oldukça gelişmiştir, bulutlar ortaya çıkar, siklonlar ve antisiklonlar gelişir. Sıcaklık, 0,65°/100 m'lik ortalama dikey eğimle rakımla birlikte azalır

tropopoz

Troposferden stratosfere geçiş tabakası, atmosferin yükseklikle birlikte sıcaklık düşüşünün durduğu tabaka.

Stratosfer

11 ila 50 km yükseklikte bulunan atmosfer tabakası. 11-25 km katmanında (stratosferin alt katmanı) sıcaklıkta hafif bir değişiklik ve bunun 25-40 km katmanında -56,5'ten 0,8 °C'ye (üst stratosfer katmanı veya inversiyon bölgesi) yükselmesi tipiktir. Yaklaşık 40 km yükseklikte yaklaşık 273 K (neredeyse 0 °C) değerine ulaşan sıcaklık, yaklaşık 55 km yüksekliğe kadar sabit kalmaktadır. Sabit sıcaklıktaki bu bölge stratopoz olarak adlandırılır ve stratosfer ile mezosfer arasındaki sınırdır.

stratopoz

Atmosferin stratosfer ile mezosfer arasındaki sınır tabakası. Dikey sıcaklık dağılımında bir maksimum vardır (yaklaşık 0 °C).

Mezosfer

Mezosfer 50 km yükseklikte başlar ve 80-90 km'ye kadar uzanır. Sıcaklık ortalama (0.25-0.3)°/100 m dikey eğimle yükseklikle birlikte azalır.Ana enerji süreci radyan ısı transferidir. Serbest radikalleri, titreşimle uyarılmış molekülleri vb. içeren karmaşık fotokimyasal süreçler atmosferik lüminesansa neden olur.

Mezopoz

Mezosfer ve termosfer arasındaki geçiş tabakası. Dikey sıcaklık dağılımında bir minimum vardır (yaklaşık -90 °C).

Karman Hattı

Geleneksel olarak Dünya atmosferi ile uzay arasındaki sınır olarak kabul edilen deniz seviyesinden yükseklik. FAI tanımına göre Karman Hattı deniz seviyesinden 100 km yüksekliktedir.

Dünya'nın atmosfer sınırı

termosfer

Üst sınır yaklaşık 800 km'dir. Sıcaklık 200-300 km rakımlara yükselir, burada 1500 K mertebesindeki değerlere ulaşır, ardından yüksek rakımlara kadar neredeyse sabit kalır. Ultraviyole ve x-ışını güneş radyasyonu ve kozmik radyasyonun etkisi altında hava iyonize edilir (“kutup ışıkları”) - iyonosferin ana bölgeleri termosferin içinde bulunur. 300 km'nin üzerindeki rakımlarda, atomik oksijen hakimdir. Termosferin üst sınırı, büyük ölçüde Güneş'in mevcut aktivitesi tarafından belirlenir. Düşük aktivite dönemlerinde - örneğin 2008-2009'da - bu katmanın boyutunda gözle görülür bir azalma var.

Termopoz

Atmosferin termosferin üzerindeki bölgesi. Bu bölgede güneş ışınımının absorpsiyonu önemsizdir ve sıcaklık aslında yükseklikle değişmez.

Exosphere (saçılma küresi)

Exosphere - 700 km'nin üzerinde bulunan termosferin dış kısmı olan saçılma bölgesi. Ekzosferdeki gaz oldukça seyrektir ve bu nedenle parçacıkları gezegenler arası boşluğa sızar (dağılım).

100 km yüksekliğe kadar atmosfer homojen, iyi karışmış bir gaz karışımıdır. Daha yüksek katmanlarda, gazların yükseklik dağılımı moleküler kütlelerine bağlıdır, daha ağır gazların konsantrasyonu Dünya yüzeyinden uzaklaştıkça daha hızlı azalır. Gaz yoğunluğunun azalması nedeniyle, sıcaklık stratosferde 0 °C'den mezosferde -110 °C'ye düşer. Bununla birlikte, 200-250 km irtifalarda bireysel parçacıkların kinetik enerjisi ~150 °C sıcaklığa karşılık gelir. 200 km'nin üzerinde, zaman ve mekanda sıcaklık ve gaz yoğunluğunda önemli dalgalanmalar gözlenir.

Yaklaşık 2000-3500 km yükseklikte, ekzosfer kademeli olarak, esas olarak hidrojen atomları olmak üzere oldukça nadir gezegenler arası gaz parçacıklarıyla dolu sözde yakın uzay boşluğuna geçer. Ancak bu gaz, gezegenler arası maddenin yalnızca bir parçasıdır. Diğer kısım ise kuyruklu yıldız ve meteor kökenli toz benzeri parçacıklardan oluşur. Son derece seyrek toz benzeri parçacıklara ek olarak, güneş ve galaktik kaynaklı elektromanyetik ve parçacıksal radyasyon bu boşluğa nüfuz eder.

Troposfer, atmosfer kütlesinin yaklaşık %80'ini, stratosfer ise yaklaşık %20'sini oluşturur; mezosferin kütlesi %0,3'ten fazla değildir, termosfer ise atmosferin toplam kütlesinin %0,05'inden azdır. Atmosferdeki elektriksel özelliklere bağlı olarak, nötrosfer ve iyonosfer ayırt edilir. Şu anda atmosferin 2000-3000 km yüksekliğe kadar uzandığına inanılıyor.

Atmosferdeki gazın bileşimine bağlı olarak, homosfer ve heterosfer ayırt edilir. Heterosfer, yerçekiminin gazların ayrılması üzerinde bir etkiye sahip olduğu bir alandır, çünkü böyle bir yükseklikte karışımları ihmal edilebilir düzeydedir. Bunu heterosferin değişken bileşimi takip eder. Altında, atmosferin homosfer adı verilen, iyi karışmış, homojen bir parçası bulunur. Bu katmanlar arasındaki sınıra turbopause denir ve yaklaşık 120 km yükseklikte bulunur.

Atmosferin diğer özellikleri ve insan vücudu üzerindeki etkileri

Zaten deniz seviyesinden 5 km yükseklikte, eğitimsiz bir kişi oksijen açlığı geliştirir ve uyum sağlamadan kişinin performansı önemli ölçüde düşer. Burası atmosferin fizyolojik bölgesinin bittiği yerdir. Yaklaşık 115 km'ye kadar atmosfer oksijen içermesine rağmen, 9 km yükseklikte insan nefes almak imkansız hale gelir.

Atmosfer bize solumamız gereken oksijeni sağlar. Ancak yüksekliğe çıktıkça atmosferin toplam basıncındaki düşüş nedeniyle, oksijenin kısmi basıncı da buna bağlı olarak azalır.

İnsan akciğerleri sürekli olarak yaklaşık 3 litre alveoler hava içerir. Normal atmosfer basıncında alveol havasındaki oksijenin kısmi basıncı 110 mm Hg'dir. Art., karbondioksit basıncı - 40 mm Hg. Art. ve su buharı - 47 mm Hg. Sanat. Artan rakımla birlikte oksijen basıncı düşer ve akciğerlerdeki toplam su buharı ve karbondioksit basıncı neredeyse sabit kalır - yaklaşık 87 mm Hg. Sanat. Çevredeki havanın basıncı bu değere eşitlendiğinde akciğerlere oksijen akışı tamamen duracaktır.

Yaklaşık 19-20 km yükseklikte atmosfer basıncı 47 mm Hg'ye düşer. Sanat. Dolayısıyla bu yükseklikte insan vücudunda su ve doku sıvısı kaynamaya başlar. Bu irtifalarda basınçlı kabinin dışında ölüm neredeyse anında gerçekleşir. Böylece insan fizyolojisi açısından "uzay" 15-19 km yükseklikte başlar.

Yoğun hava katmanları - troposfer ve stratosfer - bizi radyasyonun zararlı etkilerinden korur. 36 km'den daha yüksek rakımlarda yeterli hava seyreltmesi ile iyonlaştırıcı radyasyon, birincil kozmik ışınlar vücut üzerinde yoğun bir etkiye sahiptir; 40 km'den daha yüksek rakımlarda güneş spektrumunun insanlar için tehlikeli olan ultraviyole kısmı çalışır.

Dünya yüzeyinden daha da yükseğe çıktıkça, sesin yayılması, aerodinamik kaldırma ve sürüklemenin meydana gelmesi, konveksiyon yoluyla ısı transferi vb.

Seyrek hava katmanlarında sesin yayılması imkansızdır. 60-90 km irtifalara kadar, kontrollü aerodinamik uçuş için hava direnci ve kaldırma kullanmak hala mümkündür. Ancak 100-130 km irtifalardan başlayarak, her pilotun aşina olduğu M sayısı ve ses bariyeri kavramları anlamını yitirir: burada, yalnızca reaktif kuvvetler kullanılarak kontrol edilebilen tamamen balistik uçuş alanının başladığı şartlı Karman hattı geçer.

100 km'nin üzerindeki rakımlarda, atmosfer başka bir dikkate değer özellikten de yoksundur - termal enerjiyi konveksiyonla (yani hava karışımı yoluyla) emme, iletme ve aktarma yeteneği. Bu, çeşitli ekipman elemanlarının, yörünge uzay istasyonunun ekipmanının, genellikle bir uçakta yapıldığı şekilde - hava jetleri ve hava radyatörleri yardımıyla - dışarıdan soğutulamayacağı anlamına gelir. Bu yükseklikte ve genel olarak uzayda, ısıyı transfer etmenin tek yolu termal radyasyondur.

Atmosferin oluşum tarihi

En yaygın teoriye göre, Dünya atmosferi zaman içinde üç farklı bileşimde olmuştur. Başlangıçta, gezegenler arası uzaydan yakalanan hafif gazlardan (hidrojen ve helyum) oluşuyordu. Bu sözde birincil atmosferdir (yaklaşık dört milyar yıl önce). Bir sonraki aşamada, aktif volkanik aktivite, atmosferin hidrojen dışındaki gazlarla (karbondioksit, amonyak, su buharı) doygunluğuna yol açtı. İkincil atmosfer bu şekilde oluştu (yaklaşık üç milyar yıldan günümüze). Bu atmosfer canlandırıcıydı. Ayrıca, atmosferin oluşum süreci aşağıdaki faktörler tarafından belirlendi:

• hafif gazların (hidrojen ve helyum) gezegenler arası uzaya sızması;
• ultraviyole radyasyon, yıldırım deşarjları ve diğer bazı faktörlerin etkisi altında atmosferde meydana gelen kimyasal reaksiyonlar.

Yavaş yavaş, bu faktörler, çok daha düşük bir hidrojen içeriği ve çok daha yüksek bir nitrojen ve karbon dioksit içeriği (amonyak ve hidrokarbonlardan kimyasal reaksiyonların bir sonucu olarak oluşur) ile karakterize edilen üçüncül bir atmosfer oluşumuna yol açtı.

Azot

Büyük miktarda nitrojen N2 oluşumu, 3 milyar yıl öncesinden başlayarak fotosentez sonucu gezegenin yüzeyinden gelmeye başlayan moleküler oksijen O2'nin amonyak-hidrojen atmosferini oksidasyonundan kaynaklanmaktadır. Nitrojen N2 ayrıca nitratların ve diğer nitrojen içeren bileşiklerin denitrifikasyonunun bir sonucu olarak atmosfere salınır. Azot, üst atmosferde ozon tarafından NO'ya oksitlenir.

Azot N2, yalnızca belirli koşullar altında (örneğin, yıldırım deşarjı sırasında) reaksiyonlara girer. Elektrik deşarjları sırasında moleküler nitrojenin ozon tarafından oksidasyonu, nitrojen gübrelerin endüstriyel üretiminde küçük miktarlarda kullanılır. Baklagiller ile rizobial simbiyoz denilen siyanobakteriler (mavi-yeşil algler) ve nodül bakterileri tarafından düşük enerji tüketimi ile okside edilerek biyolojik olarak aktif bir forma dönüştürülebilir. yeşil gübre.

Oksijen

Atmosferin bileşimi, oksijenin serbest bırakılması ve karbondioksitin emilmesinin eşlik ettiği fotosentez sonucunda Dünya'daki canlı organizmaların gelişiyle birlikte kökten değişmeye başladı. Başlangıçta, indirgenmiş bileşiklerin oksidasyonu için oksijen harcandı - amonyak, hidrokarbonlar, okyanuslarda bulunan demirin demir formu, vb. Bu aşamanın sonunda, atmosferdeki oksijen içeriği artmaya başladı. Yavaş yavaş, oksitleyici özelliklere sahip modern bir atmosfer oluştu. Bu durum atmosferde, litosferde ve biyosferde meydana gelen birçok süreçte ciddi ve ani değişimlere yol açtığı için bu olaya Oksijen Felaketi adı verildi.

Fanerozoik sırasında, atmosferin bileşimi ve oksijen içeriği değişti. Öncelikle organik tortul kayaçların birikme hızıyla ilişkiliydiler. Dolayısıyla, kömür birikimi dönemlerinde, atmosferdeki oksijen içeriği, görünüşe göre, modern seviyeyi önemli ölçüde aştı.

Karbon dioksit

Atmosferdeki CO2 içeriği, volkanik aktiviteye ve dünyanın kabuklarındaki kimyasal süreçlere, ama en önemlisi, biyosentezin yoğunluğuna ve Dünya'nın biyosferindeki organik maddenin ayrışmasına bağlıdır. Gezegenin mevcut biyokütlesinin neredeyse tamamı (yaklaşık 2,4 1012 ton), atmosfer havasında bulunan karbondioksit, nitrojen ve su buharı nedeniyle oluşur. Okyanuslarda, bataklıklarda ve ormanlarda gömülü olan organik madde, kömür, petrol ve doğal gaza dönüşür.

soy gazlar

İnert gazların kaynağı - argon, helyum ve kripton - volkanik patlamalar ve radyoaktif elementlerin bozunmasıdır. Bir bütün olarak dünya ve özellikle atmosfer, uzaya kıyasla inert gazlarda tükenmiştir. Bunun nedeninin, gezegenler arası uzaya sürekli gaz sızıntısında yattığına inanılıyor.

Hava kirliliği

Son zamanlarda, insan atmosferin evrimini etkilemeye başladı. Faaliyetlerinin sonucu, önceki jeolojik çağlarda biriken hidrokarbon yakıtların yanması nedeniyle atmosferdeki karbondioksit içeriğinde sürekli bir artış oldu. Fotosentez sırasında büyük miktarlarda CO2 tüketilir ve dünya okyanusları tarafından emilir. Bu gaz, karbonatlı kayaçların ve bitki ve hayvansal kaynaklı organik maddelerin ayrışması, volkanizma ve insan üretim faaliyetleri nedeniyle atmosfere girer. Son 100 yılda, atmosferdeki CO2 içeriği, ana kısmı (360 milyar ton) yakıt yanmasından gelmek üzere %10 arttı. Yakıt yakmanın büyüme hızı devam ederse, önümüzdeki 200-300 yıl içinde atmosferdeki CO2 miktarı ikiye katlanacak ve küresel iklim değişikliğine yol açabilir.

Yakıt yanması, kirletici gazların (CO, NO, SO2) ana kaynağıdır. Kükürt dioksit, hava oksijeni ile SO3'e ve nitrik oksit, üst atmosferdeki NO2'ye oksitlenir, bu da su buharı ile etkileşime girer ve ortaya çıkan sülfürik asit H2SO4 ve nitrik asit HNO3, sözde şeklinde Dünya yüzeyine düşer. asit yağmuru. İçten yanmalı motorların kullanımı nitrojen oksitler, hidrokarbonlar ve kurşun bileşikleri (tetraetil kurşun) Pb(CH3CH2)4 ile önemli hava kirliliğine yol açar.

Atmosferin aerosol kirliliği hem doğal nedenlerden (volkanik patlama, toz fırtınaları, deniz suyu damlacıklarının ve bitki polenlerinin karışması, vb.) hem de insan ekonomik faaliyetlerinden (cevher ve inşaat malzemeleri madenciliği, yakıt yanması, çimento üretimi vb.) kaynaklanır. Katı parçacıkların atmosfere yoğun ve büyük ölçekli olarak çıkarılması, gezegendeki iklim değişikliğinin olası nedenlerinden biridir.

(730 kez ziyaret edildi, bugün 1 kez ziyaret edildi)

Troposfer

Üst sınırı kutupta 8-10 km, ılıman enlemlerde 10-12 km ve tropikal enlemlerde 16-18 km; kışın yaza göre daha düşüktür. Atmosferin alt, ana tabakası, toplam atmosferik hava kütlesinin %80'inden fazlasını ve atmosferde bulunan tüm su buharının yaklaşık %90'ını içerir. Troposferde türbülans ve konveksiyon oldukça gelişmiştir, bulutlar ortaya çıkar, siklonlar ve antisiklonlar gelişir. Sıcaklık, 0,65°/100 m'lik ortalama dikey eğimle rakımla birlikte azalır

tropopoz

Troposferden stratosfere geçiş tabakası, atmosferin yükseklikle birlikte sıcaklık düşüşünün durduğu tabaka.

Stratosfer

11 ila 50 km yükseklikte bulunan atmosfer tabakası. 11-25 km katmanında (stratosferin alt katmanı) sıcaklıkta hafif bir değişiklik ve bunun 25-40 km katmanında -56,5'ten 0,8 °C'ye (üst stratosfer katmanı veya inversiyon bölgesi) yükselmesi tipiktir. Yaklaşık 40 km yükseklikte yaklaşık 273 K (neredeyse 0 °C) değerine ulaşan sıcaklık, yaklaşık 55 km yüksekliğe kadar sabit kalmaktadır. Sabit sıcaklıktaki bu bölge stratopoz olarak adlandırılır ve stratosfer ile mezosfer arasındaki sınırdır.

stratopoz

Atmosferin stratosfer ile mezosfer arasındaki sınır tabakası. Dikey sıcaklık dağılımında bir maksimum vardır (yaklaşık 0 °C).

Mezosfer

Mezosfer 50 km yükseklikte başlar ve 80-90 km'ye kadar uzanır. Sıcaklık ortalama (0.25-0.3)°/100 m dikey eğimle yükseklikle birlikte azalır.Ana enerji süreci radyan ısı transferidir. Serbest radikalleri, titreşimle uyarılmış molekülleri vb. içeren karmaşık fotokimyasal süreçler atmosferik lüminesansa neden olur.

Mezopoz

Mezosfer ve termosfer arasındaki geçiş tabakası. Dikey sıcaklık dağılımında bir minimum vardır (yaklaşık -90 °C).

Karman Hattı

Geleneksel olarak Dünya atmosferi ile uzay arasındaki sınır olarak kabul edilen deniz seviyesinden yükseklik. Karmana hattı deniz seviyesinden 100 km yükseklikte yer almaktadır.

Dünya'nın atmosfer sınırı

termosfer

Üst sınır yaklaşık 800 km'dir. Sıcaklık 200-300 km rakımlara yükselir, burada 1500 K mertebesindeki değerlere ulaşır, ardından yüksek rakımlara kadar neredeyse sabit kalır. Ultraviyole ve x-ışını güneş radyasyonu ve kozmik radyasyonun etkisi altında hava iyonize edilir (“kutup ışıkları”) - iyonosferin ana bölgeleri termosferin içinde bulunur. 300 km'nin üzerindeki rakımlarda, atomik oksijen hakimdir. Termosferin üst sınırı, büyük ölçüde Güneş'in mevcut aktivitesi tarafından belirlenir. Düşük aktivite dönemlerinde, bu katmanın boyutunda gözle görülür bir azalma olur.

Termopoz

Atmosferin termosferin üzerindeki bölgesi. Bu bölgede güneş ışınımının absorpsiyonu önemsizdir ve sıcaklık aslında yükseklikle değişmez.

Exosphere (saçılma küresi)

120 km yüksekliğe kadar atmosferik katmanlar

Exosphere - 700 km'nin üzerinde bulunan termosferin dış kısmı olan saçılma bölgesi. Ekzosferdeki gaz çok seyrektir ve bu nedenle parçacıkları gezegenler arası boşluğa sızar (dağılım).

100 km yüksekliğe kadar atmosfer homojen, iyi karışmış bir gaz karışımıdır. Daha yüksek katmanlarda, gazların yükseklik dağılımı moleküler kütlelerine bağlıdır, daha ağır gazların konsantrasyonu Dünya yüzeyinden uzaklaştıkça daha hızlı azalır. Gaz yoğunluğunun azalması nedeniyle, sıcaklık stratosferde 0 °C'den mezosferde -110 °C'ye düşer. Bununla birlikte, 200-250 km irtifalarda bireysel parçacıkların kinetik enerjisi ~150 °C sıcaklığa karşılık gelir. 200 km'nin üzerinde, zaman ve mekanda sıcaklık ve gaz yoğunluğunda önemli dalgalanmalar gözlenir.

Yaklaşık 2000-3500 km yükseklikte, ekzosfer kademeli olarak, esas olarak hidrojen atomları olmak üzere oldukça nadir gezegenler arası gaz parçacıklarıyla dolu sözde yakın uzay boşluğuna geçer. Ancak bu gaz, gezegenler arası maddenin yalnızca bir parçasıdır. Diğer kısım ise kuyruklu yıldız ve meteor kökenli toz benzeri parçacıklardan oluşur. Son derece seyrek toz benzeri parçacıklara ek olarak, güneş ve galaktik kaynaklı elektromanyetik ve parçacıksal radyasyon bu boşluğa nüfuz eder.

Troposfer, atmosfer kütlesinin yaklaşık %80'ini, stratosfer ise yaklaşık %20'sini oluşturur; mezosferin kütlesi %0,3'ten fazla değildir, termosfer ise atmosferin toplam kütlesinin %0,05'inden azdır. Atmosferdeki elektriksel özelliklere bağlı olarak, nötrosfer ve iyonosfer ayırt edilir. Şu anda atmosferin 2000-3000 km yüksekliğe kadar uzandığına inanılıyor.

Atmosferdeki gazın bileşimine bağlı olarak, homosfer ve heterosfer ayırt edilir. Heterosfer, yerçekiminin gazların ayrılması üzerinde bir etkiye sahip olduğu bir alandır, çünkü böyle bir yükseklikte karışımları ihmal edilebilir düzeydedir. Bunu heterosferin değişken bileşimi takip eder. Altında, atmosferin homosfer adı verilen, iyi karışmış, homojen bir parçası bulunur. Bu katmanlar arasındaki sınıra turbopause denir ve yaklaşık 120 km yükseklikte bulunur.

Atmosfer, gök cisimlerinin dış kabuğudur. Farklı gezegenlerde, bileşim, kimyasal ve fiziksel özellikler bakımından farklılık gösterir. Dünya atmosferinin ana özellikleri nelerdir? Ne içeriyor? Nasıl ve ne zaman ortaya çıktı? Bunu daha fazla öğreneceğiz.

atmosfer oluşumu

Atmosfer, gezegeni dışarıdan saran ve yerçekimi kuvvetleri tarafından tutulan bir gaz karışımıdır. Oluşum anında, gezegenimizin henüz gazdan bir zarfı yoktu. Biraz sonra kuruldu ve birkaç kez değişmeyi başardı. O zamanlar atmosferin ana özelliklerinin ne olduğu tam olarak bilinmiyor.

Bilim adamları, ilk atmosferin güneş nebulasından toplandığını ve helyum ve hidrojenden oluştuğunu öne sürüyorlar. Gezegenin yüksek sıcaklıkları ve güneş rüzgarının etkisi bu kabuğu hızla yok etti.

Bir sonraki atmosfer, kendisinden gaz salan volkanlar tarafından oluşturuldu, inceydi ve sera gazları (metan, karbondioksit, amonyak), su buharı ve asitlerden oluşuyordu.

İki milyar yıl önce, atmosferin durumu şimdiki haline dönüşmeye başladı. Gezegendeki dış süreçler (ayrışma, güneş aktivitesi) ve onlar tarafından oksijen salınımı nedeniyle ilk bakteri ve algler buna katıldı.

Atmosferin bileşimi ve özellikleri

Gezegenimizin gaz zarfının net bir kenarı yok. Dış konturu bulanıktır ve yavaş yavaş dış uzaya geçerek onunla homojen bir kütle halinde birleşir. Kabuğun iç kenarı, Dünya'nın kabuğu ve Dünya'nın hidrosferi ile temas halindedir.

Atmosferin ana özelliklerinin neler olduğu büyük ölçüde bileşimi tarafından belirlenir. Çoğu gazlarla temsil edilir. Ana pay nitrojen (%75,5) ve oksijene (%23,1) düşüyor. Bunlara ek olarak, atmosferik hava argon, karbondioksit, hidrojen, metan, helyum, ksenon vb.

Maddelerin konsantrasyonu pratik olarak değişmez. Değişken değerler suyun karakteristiğidir ve bitki miktarına göre belirlenir. Su, su buharı şeklinde bulunur. Miktarı coğrafi enlemlere göre değişmekle birlikte %2,5'a kadar çıkmaktadır. Atmosfer ayrıca yanma ürünleri, deniz tuzu, toz safsızlıkları, küçük kristaller şeklinde buz içerir.

Atmosferin fiziksel özellikleri

Atmosferin temel özellikleri basınç, nem, sıcaklık ve yoğunluktur. Atmosferin her katmanında değerleri farklıdır. Dünya kabuğunun havası, çeşitli maddelerin bir dizi molekülüdür. Yerçekimi kuvvetleri onları gezegenin içinde tutar ve yüzeyine doğru çeker.

Altta daha fazla molekül vardır, bu nedenle yoğunluk ve basınç orada daha fazladır. Yükseklikle birlikte azalırlar ve uzayda neredeyse görünmez hale gelirler. Atmosferin alt katmanlarında basınç 1 mm Hg azalır. Sanat. her 10 metrede bir.

Gezegenin yüzeyinin aksine, atmosfer Güneş tarafından ısıtılmaz. Bu nedenle, Dünya'ya ne kadar yakınsa, sıcaklık o kadar yüksek olur. Her yüz metrede yaklaşık 0,6 derece azalır. Troposferin üst kısmında -56 dereceye ulaşır.

Hava parametreleri, içindeki su içeriğinden, yani nemden büyük ölçüde etkilenir. Gezegenin toplam hava kütlesi (5.1-5.3) 10 18 kg, burada su buharı oranı 1.27 10 16 kg'dır. Farklı bölgelerdeki atmosferin özellikleri farklı olduğundan, Dünya yüzeyinde "normal koşullar" olarak alınan standart değerler türetilir:

Dünyanın gaz kabuğunun yapısı

Gaz zarfının doğası yükseklikle değişir. Atmosferin ana özelliklerinin neler olduğuna bağlı olarak, birkaç katmana ayrılır:

• troposfer;
• stratosfer;
• mezosfer;
• termosfer;
• ekzosfer.

Farklılaşma için ana parametre sıcaklıktır. Katmanlar arasında, sabit bir sıcaklık göstergesinin sabitlendiği duraklama adı verilen sınır bölgeleri ayırt edilir.

Troposfer en alt katmandır. Sınırı, enleme bağlı olarak 8 ila 18 kilometre yükseklikte uzanır. Her şeyden önce ekvator çizgisi üzerindedir. Atmosferdeki hava kütlesinin yaklaşık %80'i troposferdedir.

Atmosferin dış tabakası ekzosfer ile temsil edilir. Alt sınırı ve kalınlığı Güneş'in aktivitesine bağlıdır. Dünya'da ekzosfer 500 ila 1000 kilometre yükseklikte başlar ve yüz bin kilometreye kadar ulaşır. Altta oksijen ve nitrojenle, üstte - hidrojen ve diğer hafif gazlarla doyurulur.

Atmosferin rolü

Atmosfer soluduğumuz havadır. Onsuz, bir kişi beş dakika bile yaşayamaz. Bitki ve hayvanların tüm hücrelerini doyurur, vücut ve çevre arasındaki enerji alışverişini kolaylaştırır.

Atmosfer gezegenin filtresidir. İçinden geçen güneş radyasyonu saçılır. Bu, yoğunluğunu ve konsantre formda verebileceği zararı azaltır. Kabuk, üst katmanlarında birçok göktaşı ve kuyruklu yıldızın gezegenin yüzeyine ulaşmadan önce yandığı Dünya'nın kalkanı rolünü oynar.

Atmosferin sıcaklığı, yoğunluğu, nemi ve basıncı, iklimi ve hava durumunu şekillendirir. Atmosfer, gezegendeki ısı dağılımında yer alır. Onsuz, sıcaklık iki yüz derece içinde dalgalanırdı.

Dünyanın kabuğu, maddelerin dolaşımında yer alır, bazı canlıların yaşam alanıdır ve seslerin iletilmesine katkıda bulunur. Yokluğu, gezegende yaşamın var olmasını imkansız hale getirir.

Dünyanın atmosferi bir hava kabuğudur.

Dünya yüzeyinin üzerinde özel bir topun varlığı, atmosfere buhar veya gaz topu adını veren eski Yunanlılar tarafından kanıtlandı.

Bu, tüm yaşamın varlığının mümkün olmayacağı gezegenin jeosferlerinden biridir.

atmosfer nerede

Atmosfer, gezegenleri dünyanın yüzeyinden başlayarak yoğun bir hava tabakasıyla çevreler. Hidrosfer ile temasa geçer, litosferi kaplar ve uzayın derinliklerine kadar gider.

Atmosfer neyden yapılmıştır?

Dünyanın hava tabakası esas olarak toplam kütlesi 5.3 * 1018 kilograma ulaşan havadan oluşur. Bunlardan hastalıklı kısım kuru hava ve çok daha az su buharıdır.

Deniz üzerinde, atmosferin yoğunluğu metreküp başına 1,2 kilogramdır. Atmosferdeki sıcaklık -140.7 dereceye ulaşabilir, hava sıfır sıcaklıkta suda çözünür.

Atmosfer birkaç katmandan oluşur:

• Troposfer;
• tropopoz;
• Stratosfer ve stratopoz;
• Mezosfer ve mezopoz;
• Karman hattı olarak adlandırılan deniz seviyesinden özel bir hat;
• Termosfer ve termopoz;
• Dispersiyon bölgesi veya ekzosfer.

Her katmanın kendine has özellikleri vardır, bunlar birbirine bağlıdır ve gezegenin hava kabuğunun çalışmasını sağlar.

Atmosferin sınırları

Atmosferin en alt kenarı hidrosferden ve litosferin üst katmanlarından geçer. Üst sınır, gezegenin yüzeyinden 700 kilometre uzakta bulunan ve 1.3 bin kilometreye ulaşacak olan ekzosferde başlıyor.

Bazı haberlere göre atmosfer 10 bin kilometreye ulaşıyor. Bilim adamları, burada havacılık artık mümkün olmadığından, hava katmanının üst sınırının Karman çizgisi olması gerektiği konusunda anlaştılar.

Bu alandaki sürekli araştırmalar sayesinde bilim adamları, atmosferin 118 kilometre yükseklikte iyonosfer ile temas halinde olduğunu bulmuşlardır.

Kimyasal bileşim

Dünyanın bu katmanı, yanma artıkları, deniz tuzu, buz, su, toz içeren gazlar ve gaz safsızlıklarından oluşur. Atmosferde bulunabilen gazların bileşimi ve kütlesi neredeyse hiç değişmez, yalnızca su ve karbondioksit konsantrasyonu değişir.

Suyun bileşimi, enleme bağlı olarak yüzde 0,2 ila yüzde 2,5 arasında değişebilir. Ek elementler klor, nitrojen, kükürt, amonyak, karbon, ozon, hidrokarbonlar, hidroklorik asit, hidrojen florür, hidrojen bromür, hidrojen iyodürdür.

Ayrı bir kısım cıva, iyot, brom, nitrik oksit tarafından işgal edilir. Ayrıca troposferde aerosol adı verilen sıvı ve katı parçacıklar bulunur. Gezegendeki en nadir gazlardan biri olan radon atmosferde bulunur.

Kimyasal bileşim açısından, nitrojen atmosferin% 78'inden fazlasını kaplar, oksijen - neredeyse% 21, karbondioksit -% 0,03, argon - neredeyse% 1, toplam madde miktarı% 0,01'den azdır. Böyle bir hava bileşimi, gezegen henüz ortaya çıktığında ve gelişmeye başladığında oluştu.

Yavaş yavaş üretime geçen insanın gelişiyle kimyasal bileşim değişti. Özellikle karbondioksit miktarı sürekli artmaktadır.

Atmosfer fonksiyonları

Hava tabakasındaki gazlar çeşitli işlevleri yerine getirir. İlk olarak, ışınları ve ışıma enerjisini emerler. İkincisi, atmosferde ve Dünya'da sıcaklık oluşumunu etkilerler. Üçüncüsü, Dünya'daki yaşamı ve akışını sağlar.

Ek olarak, bu katman hava ve iklimi, ısının dağıtım şeklini ve atmosferik basıncı belirleyen termoregülasyon sağlar. Troposfer, hava kütlelerinin akışını düzenlemeye, suyun hareketini ve ısı değişim süreçlerini belirlemeye yardımcı olur.

Atmosfer sürekli olarak litosfer, hidrosfer ile etkileşime girerek jeolojik süreçler sağlar. En önemli işlevi, göktaşı kaynaklı tozdan, uzayın ve güneşin etkisinden korunma olmasıdır.

Veri

• Oksijen, Dünya'da emisyonlar, kayaların ayrışması ve organizmaların oksidasyonu için çok önemli olan katı kayanın organik maddesinin ayrışmasını sağlar.
• Karbondioksit, fotosentezin gerçekleşmesine katkıda bulunur ve ayrıca kısa güneş radyasyonu dalgalarının iletilmesine, termal uzun dalgaların emilmesine katkıda bulunur. Bu olmazsa, sözde sera etkisi gözlenir.
• Atmosferle ilgili temel sorunlardan biri de işletmelerin çalışmaları ve araç emisyonları nedeniyle oluşan kirliliktir. Bu nedenle, birçok ülkede özel çevre kontrolü başlatılmıştır ve uluslararası düzeyde emisyonları ve sera etkisini düzenlemek için özel mekanizmalar uygulanmaktadır.