Mikä on yläilmakehän nimi. Tunnelma
Kolleginen YouTube
1 / 5
✪ Maa avaruusalus(jakso 14) - Tunnelma
✪ Miksi ilmakehää ei imetty kosmiseen tyhjiöön?
✪ Sojuz TMA-8 -avaruusaluksen pääsy maan ilmakehään
✪ Ilmakehän rakenne, merkitys, tutkimus
✪ O.S. Ugolnikov "Yläilmakehä. Maan ja avaruuden kohtaaminen"
Tekstitykset
Ilmakehän raja
Ilmakehäksi katsotaan maata ympäröivä alue, jossa kaasumainen väliaine pyörii yhdessä koko maan kanssa. Ilmakehä siirtyy planeettojenväliseen avaruuteen vähitellen, eksosfäärissä alkaen 500-1000 km:n korkeudesta maan pinnasta.
Kansainvälisen ilmailuliiton ehdottaman määritelmän mukaan raja ilmakehän ja avaruuden välille vedetään noin 100 km:n korkeudessa sijaitsevaa Karman-linjaa pitkin, jonka yläpuolella lentolennot muuttuvat täysin mahdottomaksi. NASA käyttää 122 kilometriä (400 000 jalkaa) ilmakehän rajana, jossa sukkulat siirtyvät moottorikäyttöisestä ohjauksesta aerodynaamiseen ohjaukseen.
Fyysiset ominaisuudet
Taulukossa ilmoitettujen kaasujen lisäksi ilmakehä sisältää Cl 2 (\ displaystyle (\ ce (Cl2))) , SO 2 (\ displaystyle (\ ce (SO2))) , NH 3 (\ displaystyle (\ ce (NH3))) , CO (\ displaystyle ((\ ce (CO))) , O 3 (\ displaystyle ((\ ce (O3)))) , NO 2 (\ displaystyle (\ ce (NO2))), hiilivedyt, HCl (\ displaystyle (\ ce (HCl))) , HF (\ displaystyle (\ ce (HF))) , HBr (\ displaystyle (\ ce (HBr))) , HI (\ displaystyle ((\ ce (HI))), parit Hg (\ displaystyle (\ ce (Hg))) , I 2 (\ displaystyle (\ ce (I2))) , Br 2 (\ displaystyle (\ ce (Br2))) sekä monia muita kaasuja pieninä määrinä. Troposfäärissä on jatkuvasti suuri määrä suspendoituneita kiinteitä ja nestemäisiä hiukkasia (aerosolia). Maan ilmakehän harvinaisin kaasu on Rn (\ displaystyle (\ ce (Rn))) .
Ilmakehän rakenne
Ilmakehän rajakerros
Troposfäärin alempi kerros (1-2 km paksu), jossa Maan pinnan tila ja ominaisuudet vaikuttavat suoraan ilmakehän dynamiikkaan.
Troposfääri
Sen yläraja on 8-10 km:n korkeudella napa-alueilla, 10-12 km:n korkeudella lauhkealla ja 16-18 km:n korkeudella trooppisilla leveysasteilla; talvella alhaisempi kuin kesällä.
Ilmakehän alempi pääkerros sisältää yli 80 % ilmakehän ilman kokonaismassasta ja noin 90 % kaikesta ilmakehän vesihöyrystä. Turbulenssi ja konvektio ovat erittäin kehittyneitä troposfäärissä, pilviä ilmaantuu, sykloneja ja antisykloneja kehittyy. Lämpötila laskee korkeuden kasvaessa keskimääräisellä pystygradientilla 0,65 ° / 100 metriä.
Tropopaussi
Siirtymäkerros troposfääristä stratosfääriin, ilmakehän kerros, jossa lämpötila laskee korkeuden myötä.
Stratosfääri
Ilmakehän kerros sijaitsee 11-50 km korkeudessa. Pieni lämpötilan muutos 11-25 km kerroksessa (stratosfäärin alempi kerros) ja sen nousu kerroksessa 25-40 km miinus 56,5:stä plus 0,8 °C:seen (stratosfäärin ylempi kerros tai inversioalue ) ovat ominaisia. Saavutettuaan arvon noin 273 K (lähes 0 °C) noin 40 km:n korkeudessa, lämpötila pysyy vakiona noin 55 km:n korkeuteen asti. Tätä tasaisen lämpötilan aluetta kutsutaan stratopausiksi ja se on stratosfäärin ja mesosfäärin välinen raja.
Stratopaussi
Ilmakehän rajakerros stratosfäärin ja mesosfäärin välillä. Pystysuoralla lämpötilajakaumalla on maksimi (noin 0 °C).
Mesosfääri
Termosfääri
Yläraja on noin 800 km. Lämpötila nousee 200-300 km korkeuteen, jossa se saavuttaa luokkaa 1500 K, minkä jälkeen se pysyy lähes vakiona korkeisiin korkeuksiin asti. Auringon säteilyn ja kosmisen säteilyn vaikutuksesta ilmaionisaatio ("napavalot") tapahtuu - ionosfäärin pääalueet sijaitsevat termosfäärin sisällä. Yli 300 km korkeudessa atomihappi on hallitseva. Termosfäärin yläraja määräytyy suurelta osin Auringon nykyisen aktiivisuuden mukaan. Alhaisen aktiivisuuden aikoina - esimerkiksi vuosina 2008-2009 - tämän kerroksen koko pienenee huomattavasti.
Termopaussi
Ilmakehän alue termosfäärin yläosan vieressä. Tällä alueella auringon säteilyn absorptio on mitätöntä eikä lämpötila itse asiassa muutu korkeuden mukaan.
Eksosfääri (dispersiopallo)
Ilmakehä on 100 kilometrin korkeuteen asti homogeeninen, hyvin sekoittunut kaasuseos. Korkeammissa kerroksissa kaasujen jakautuminen korkeudelle riippuu niiden molekyylimassasta, raskaampien kaasujen pitoisuus pienenee nopeammin etäisyyden maanpinnasta. Kaasujen tiheyden vähenemisen vuoksi lämpötila laskee stratosfäärin 0 ° C: sta miinus 110 ° C: een mesosfäärissä. Yksittäisten hiukkasten kineettinen energia 200-250 km korkeudessa vastaa kuitenkin ~ 150 °C:n lämpötilaa. Yli 200 km:n yläpuolella havaitaan merkittäviä vaihteluita kaasujen lämpötilassa ja tiheydessä ajassa ja tilassa.
Noin 2000-3500 km korkeudessa eksosfääri muuttuu vähitellen ns. lähiavaruuden tyhjiö, joka on täytetty harvinaisilla planeettojen välisen kaasun hiukkasilla, pääasiassa vetyatomeilla. Mutta tämä kaasu on vain murto-osa planeettojen välisestä aineesta. Toinen osa koostuu komeetta- ja meteoriperäisistä pölymäisistä hiukkasista. Äärimmäisen harvinaisten pölymäisten hiukkasten lisäksi tähän tilaan tunkeutuu auringon ja galaktista alkuperää olevaa sähkömagneettista ja korpuskulaarista säteilyä.
Yleiskatsaus
Troposfääri muodostaa noin 80% ilmakehän massasta, stratosfääri - noin 20%; mesosfäärin massa on enintään 0,3%, termosfääri on alle 0,05% ilmakehän kokonaismassasta.
Ilmakehän sähköisten ominaisuuksien perusteella neutrosfääri ja ionosfääri .
Ilmakehän kaasun koostumuksesta riippuen homosfääri ja heterosfääri. Heterosfääri- tämä on alue, jossa painovoima vaikuttaa kaasujen erottumiseen, koska niiden sekoittuminen tällä korkeudella on merkityksetöntä. Tästä johtuu heterosfäärin muuttuva koostumus. Sen alapuolella on hyvin sekoitettu osa ilmakehää, joka on koostumukseltaan homogeeninen, nimeltään homosfääri. Näiden kerrosten välistä rajaa kutsutaan turbopaussiksi, se sijaitsee noin 120 km:n korkeudessa.
Muut ilmakehän ominaisuudet ja vaikutukset ihmiskehoon
Jo 5 km:n korkeudessa merenpinnan yläpuolella harjoittamattomalle ihmiselle kehittyy happinälkä ja ilman sopeutumista henkilön työkyky heikkenee merkittävästi. Tähän ilmakehän fysiologinen vyöhyke päättyy. Ihmisen hengitys tulee mahdottomaksi 9 kilometrin korkeudessa, vaikka ilmakehässä on happea noin 115 kilometriin asti.
Ilmakehä toimittaa meille happea, jota tarvitsemme hengittämiseen. Kuitenkin, koska ilmakehän kokonaispaine laskee sen noustessa korkeuteen, myös hapen osapaine laskee vastaavasti.
Ilmakehän muodostumisen historia
Yleisimmän teorian mukaan maapallon ilmakehä on ollut kolmessa eri koostumuksessa viimeksi mainitun historian ajan. Se koostui alun perin kevyistä kaasuista (vety ja helium), jotka oli vangittu planeettojen välisestä avaruudesta. Tämä on ns ensisijainen ilmapiiri... Seuraavassa vaiheessa aktiivinen vulkaaninen toiminta johti ilmakehän kyllästymiseen muilla kaasuilla kuin vedyllä (hiilidioksidi, ammoniakki, vesihöyry). Joten se muodostettiin toissijainen ilmapiiri... Tunnelma oli palauttava. Lisäksi seuraavat tekijät määrittelivät ilmakehän muodostumisprosessin:
- kevyiden kaasujen (vety ja helium) vuotaminen planeettojen väliseen tilaan;
- kemialliset reaktiot ilmakehässä ultraviolettisäteilyn, salamapurkausten ja joidenkin muiden tekijöiden vaikutuksesta.
Vähitellen nämä tekijät johtivat muodostumiseen tertiäärinen ilmapiiri jolle on tunnusomaista paljon pienempi vetypitoisuus ja paljon korkeampi typpi- ja hiilidioksidipitoisuus (muodostuu ammoniakin ja hiilivedyjen kemiallisten reaktioiden seurauksena).
Typpi
Suuren typen muodostuminen johtuu ammoniakki-vety-ilmakehän hapettumisesta molekyylihapella O 2 (\ displaystyle (\ ce (O2))), joka alkoi tulla planeetan pinnalta fotosynteesin seurauksena, 3 miljardia vuotta sitten. Myös typpeä N 2 (\ displaystyle (\ ce (N2))) vapautuu ilmakehään nitraattien ja muiden typpeä sisältävien yhdisteiden denitrifikaation seurauksena. Typpi hapettuu otsonin kanssa EI (\ displaystyle ((\ ce (NO))) yläilmakehässä.
Typpi N 2 (\ displaystyle (\ ce (N2))) tulee reaktioihin vain tietyissä olosuhteissa (esimerkiksi salamapurkauksen aikana). Molekyylitypen hapetusta otsonilla sähköpurkauksilla pieninä määrinä käytetään typpilannoitteiden teollisessa tuotannossa. Sen voivat hapettaa pienellä energiankulutuksella ja muuttaa biologisesti aktiiviseksi muotoon syanobakteerit (sinilevät) ja kyhmybakteerit, jotka muodostavat juurakysymbioosin palkokasvien kanssa, jotka voivat olla tehokkaita viherlantakasveja, jotka eivät kuluta, vaan rikastavat maaperää luonnolliset lannoitteet.
Happi
Ilmakehän koostumus alkoi muuttua radikaalisti elävien organismien ilmestyessä Maahan fotosynteesin seurauksena, johon liittyi hapen vapautuminen ja hiilidioksidin imeytyminen. Aluksi happea käytettiin pelkistettyjen yhdisteiden - ammoniakin, hiilivetyjen, valtamerien sisältämän rautapitoisen muodon ja muiden - hapetukseen. Tämän vaiheen lopussa ilmakehän happipitoisuus alkoi kasvaa. Vähitellen muodostui moderni ilmapiiri, jolla oli hapettavia ominaisuuksia. Koska tämä aiheutti vakavia ja äkillisiä muutoksia monissa ilmakehässä, litosfäärissä ja biosfäärissä tapahtuvissa prosesseissa, tätä tapahtumaa kutsuttiin happikatastrofiksi.
jalokaasut
Ilmansaaste
Viime aikoina ihmiset ovat alkaneet vaikuttaa ilmakehän kehitykseen. Ihmisen toiminnan tuloksena on tullut ilmakehän hiilidioksidipitoisuuden jatkuva kasvu, joka johtuu aikaisemmilla geologisilla aikakausilla kertyneiden hiilivetypolttoaineiden palamisesta. Valtavia määriä kulutetaan fotosynteesiin ja imeytyvät maailman valtameriin. Tämä kaasu pääsee ilmakehään karbonaattikivien ja kasvi- ja eläinperäisen orgaanisen aineen hajoamisen sekä vulkanismin ja ihmisen tuotantotoiminnan seurauksena. Viimeisen 100 vuoden aikana sisältöä CO 2 (\ displaystyle (\ ce (CO2))) ilmakehässä lisääntyi 10 %, ja suurin osa (360 miljardia tonnia) tuli polttoaineen palamisesta. Jos polttoaineen palamisen kasvuvauhti jatkuu, seuraavien 200-300 vuoden aikana CO 2 (\ displaystyle (\ ce (CO2))) ilmakehässä kaksinkertaistuu ja voi johtaa
Ilmakehä alkoi muodostua Maan muodostumisen myötä. Planeetan evoluution aikana ja kun sen parametrit lähestyivät nykyarvoja, sen kemiallinen koostumus muuttui laadullisesti olennaisesti. fyysiset ominaisuudet... Evoluutiomallin mukaan maapallo oli varhaisessa vaiheessa sulassa tilassa ja noin 4,5 miljardia vuotta sitten muodostui kiinteäksi aineena. Tätä rajaa pidetään geologisen kronologian alkuna. Siitä lähtien ilmakehän hidas kehitys alkoi. Joihinkin geologisiin prosesseihin (esimerkiksi laavan vuodattamiseen tulivuorenpurkausten aikana) liittyi kaasujen vapautuminen maan suolistosta. Niitä olivat typpi, ammoniakki, metaani, vesihöyry, CO oksidi ja hiilidioksidi CO 2. Auringon ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta vesihöyry hajosi vedyksi ja hapeksi, mutta vapautunut happi reagoi hiilimonoksidin kanssa muodostaen hiilidioksidia. Ammoniakki hajosi typeksi ja vedyksi. Diffuusioprosessissa vety nousi ylös ja poistui ilmakehästä, ja raskaampi typpi ei päässyt poistumaan ja kerääntyi vähitellen pääkomponentiksi, vaikka osa siitä sitoutui molekyyleiksi kemiallisten reaktioiden seurauksena ( cm... ILMAKEMIAN KEMIAN). Ultraviolettisäteiden ja sähköpurkausten vaikutuksesta Maan alkuperäisessä ilmakehässä oleva kaasuseos joutui kemiallisiin reaktioihin, joiden seurauksena muodostui orgaanisia aineita, erityisesti aminohappoja. Primitiivisten kasvien syntymisen myötä fotosynteesiprosessi alkoi, johon liittyi hapen vapautuminen. Tämä kaasu, varsinkin diffuusion jälkeen ilmakehän ylempiin kerroksiin, alkoi suojata alempia kerroksiaan ja maapallon pintaa hengenvaarallisilta ultravioletti- ja röntgensäteiltä. Teoreettisten arvioiden mukaan 25 000 kertaa nykyistä pienempi happipitoisuus voi jo johtaa otsonikerroksen muodostumiseen, jonka pitoisuus on vain puolet nykyisestä. Tämä riittää kuitenkin jo nyt tarjoamaan erittäin merkittävän suojan organismeja ultraviolettisäteiden tuhoisilta vaikutuksilta.
On todennäköistä, että primaarinen ilmakehä sisälsi paljon hiilidioksidia. Sitä kulutettiin fotosynteesin aikana, ja sen pitoisuuden olisi pitänyt laskea kasvimaailman evoluution myötä sekä johtuen imeytymisestä tiettyjen geologisten prosessien aikana. Sikäli kuin kasvihuoneilmiö Hiilidioksidin esiintymiseen ilmakehässä liittyvät vaihtelut sen pitoisuuksissa ovat yksi tärkeimmistä syistä niin suuriin ilmastomuutoksiin maapallon historiassa, kuten esim. jääkaudet.
Nykyaikaisessa ilmakehässä oleva helium on suurimmaksi osaksi uraanin, toriumin ja radiumin radioaktiivisen hajoamisen tuotetta. Nämä radioaktiiviset alkuaineet lähettävät a-hiukkasia, jotka ovat heliumatomien ytimiä. Koska radioaktiivisen hajoamisen aikana sähkövaraus ei muodostu eikä katoa, jokaisen a-hiukkasen muodostuessa ilmaantuu kaksi elektronia, jotka yhdistyessään a-hiukkasten kanssa muodostavat neutraaleja heliumatomeja. Radioaktiivisia alkuaineita on kivikerroksissa hajallaan olevissa mineraaleissa, joten niihin varastoituu merkittävä osa radioaktiivisen hajoamisen seurauksena muodostuneesta heliumista, joka vapautuu hyvin hitaasti ilmakehään. Tietty määrä heliumia nousee diffuusion seurauksena eksosfääriin, mutta jatkuvan virtauksen johdosta maan pinnalta tämän kaasun tilavuus ilmakehässä pysyy lähes muuttumattomana. Tähtien valon spektrianalyysin ja meteoriittien tutkimuksen perusteella on mahdollista arvioida erilaisten valonlähteiden suhteellinen runsaus. kemiallisia alkuaineita universumissa. Neonin pitoisuus avaruudessa on noin kymmenen miljardia kertaa suurempi kuin maan päällä, kryptonin pitoisuus on kymmenen miljoonaa kertaa ja ksenonin pitoisuus miljoona kertaa suurempi. Tästä seuraa, että näiden inerttien kaasujen pitoisuus, jotka ilmeisesti olivat alun perin läsnä maan ilmakehässä ja joita ei ole täydennetty kemiallisten reaktioiden prosessissa, on vähentynyt huomattavasti, luultavasti jopa siinä vaiheessa, kun Maan pääilmakehä on menetetty. Poikkeuksena on inertti kaasu argon, koska se muodostuu edelleen isotoopin 40 Ar muodossa kalium-isotoopin radioaktiivisen hajoamisen aikana.
Barometrinen paineen jakautuminen.
Ilmakehän kaasujen kokonaispaino on noin 4,5 · 10 15 tonnia. Näin ollen ilmakehän "paino" pinta-alayksikköä kohti eli ilmanpaine merenpinnan tasolla on noin 11 tonnia / m 2 = 1,1 kg / cm 2. Paine yhtä suuri kuin P 0 = 1033,23 g / cm2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Taide. = 1 atm ilmakehän paineen vakiokeskiarvoksi otettuna. Hydrostaattisen tasapainon tilassa olevalle ilmakehille meillä on: d P= –Rgd h, tämä tarkoittaa, että korkeusvälillä alkaen h ennen h+ d h tapahtuu yhtäläisyys ilmanpaineen muutoksen välillä d P ja vastaavan ilmakehän elementin paino yksikköpinta-alalla, tiheydellä r ja paksuudella d h. Paineen välisenä suhteena R ja lämpötila T käytetään ihanteellisen kaasun tilayhtälöä, jonka tiheys on r, joka soveltuu hyvin maan ilmakehään: P= r R T/ m, jossa m on molekyylipaino ja R = 8,3 J / (K mol) on yleinen kaasuvakio. Sitten d loki P= - (m g/RT) d h= - bd h= - d h/ H, missä on painegradientti logaritmisella asteikolla. Sen käänteisarvoa H kutsutaan ilmakehän korkeusasteikoksi.
Kun integroidaan tämä yhtälö isotermiseen ilmakehään ( T= const) tai, jos tällainen likiarvo on sallittu, saadaan barometrinen paineen jakauman laki korkeuden kanssa: P = P 0 exp (- h/H 0), jossa korkeudet lasketaan h tuotetaan valtameren tasolta, jossa normaali keskipaine on P 0. Ilmaisu H 0 = R T/ mg, kutsutaan korkeusasteikoksi, joka kuvaa ilmakehän laajuutta edellyttäen, että lämpötila siinä on sama kaikkialla (isoterminen ilmakehä). Jos ilmakehä ei ole isoterminen, on integroitava ottaen huomioon lämpötilan muutos korkeuden kanssa ja parametri N- jokin ilmakehän kerrosten paikallinen ominaisuus, riippuen niiden lämpötilasta ja ympäristön ominaisuuksista.
Normaali tunnelma.
Malli (pääparametrien arvotaulukko), joka vastaa vakiopainetta ilmakehän pohjassa R 0 ja kemiallista koostumusta kutsutaan standardiatmosfääriksi. Tarkemmin sanottuna se on ehdollinen ilmakehän malli, jolle annetaan lämpötilan, paineen, tiheyden, viskositeetin ja muiden ilman ominaisuuksien keskiarvot korkeudessa 2 km merenpinnan alapuolelta maapallon ilmakehän ulkorajalle. leveysasteelle 45° 32ў 33І. Keskiilmakehän parametrit kaikilla korkeuksilla lasketaan ideaalikaasun tilayhtälön ja barometrisen lain avulla oletetaan, että merenpinnan tasolla paine on 1013,25 hPa (760 mm Hg) ja lämpötila on 288,15 K (15,0 °C). Pystysuuntaisen lämpötilajakauman luonteen mukaan keskiilmakehä koostuu useista kerroksista, joissa kussakin lämpötila on likimääräinen lineaarinen funktio korkeuksia. Alimmassa kerroksessa, troposfäärissä (h Ј 11 km), lämpötila laskee 6,5 ° C jokaista nousukilometriä kohden. Suurilla korkeuksilla pystysuoran lämpötilagradientin arvo ja etumerkki muuttuvat kerroksesta toiseen. Yli 790 km:n yläpuolella lämpötila on noin 1000 K eikä käytännössä muutu korkeuden mukaan.
Standardiilmapiiri on säännöllisesti päivitettävä, laillistettu standardi, joka julkaistaan taulukoiden muodossa.
| Pöytä 1. MAAN ILMAISTEN VAKIOMALLI... Taulukko näyttää: h- korkeus merenpinnasta, R- paine, T- lämpötila, r - tiheys, N- molekyylien tai atomien lukumäärä tilavuusyksikköä kohti, H- korkeusasteikko, l- vapaa polun pituus. Rakettitiedoista saatu paine ja lämpötila 80–250 km korkeudessa ovat alhaisempia. Ekstrapolaatioarvot yli 250 km korkeudelle eivät ole kovin tarkkoja. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(° C) | r (g / cm3) | N(cm-3) | H(km) | l(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 · 10 –3 | 2,55 10 19 | 8,4 | 7,4 · 10 -6 |
| 1 | 899 | 281 | 1.11 · 10 –3 | 2,31 10 19 | 8,1 · 10 -6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1,01 · 10 –3 | 2.10 10 19 | 8,9 · 10 -6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9,1 · 10 –4 | 1,89 10 19 | 9,9 · 10 -6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2 · 10 –4 | 1,70 10 19 | 1,1 · 10 -5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4 · 10 –4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2 · 10 -5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6 · 10 –4 | 1,37 10 19 | 1,4 · 10 -5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5,2 · 10 -4 | 1,09 10 19 | 1,7 · 10 -5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4,1 · 10 –4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2 · 10 -5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93 · 10 –4 | 4,0 10 18 | 4,6 · 10 -5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9 · 10 -5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0 · 10 –4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9 · 10 -5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8 · 10 –4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9 · 10 -6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4 · 10 –3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1,15 · 10 -6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5 · 10 –3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9 · 10 -7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1,1 · 10 -7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7 · 10 –8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8 · 10 –3 | 210 | 5,0 · 10 –9 | 9 10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8 · 10 –4 | 230 | 8,8 · 10 -10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7 · 10 –4 | 260 | 2,1 · 10 -10 | 5,4 · 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6 · 10 –5 | 300 | 5,6 · 10 -11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5 · 10 -6 | 450 | 3,2 · 10 -12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 · 10 3 |
| 200 | 5 · 10 –7 | 700 | 1,6 · 10 -13 | 5 · 10 9 | 25 | 3 · 10 4 |
| 250 | 9 · 10 –8 | 800 | 3 · 10–14 | 8 · 10 8 | 40 | 3 · 10 5 |
| 300 | 4 · 10 –8 | 900 | 8 · 10 -15 | 3 · 10 8 | 50 | |
| 400 | 8 · 10 –9 | 1000 | 1 · 10–15 | 5 · 10 7 | 60 | |
| 500 | 2 · 10 –9 | 1000 | 2 · 10–16 | 1 · 10 7 | 70 | |
| 700 | 2 · 10 -10 | 1000 | 2 · 10–17 | 1 · 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1 · 10–11 | 1000 | 1 · 10–18 | 1 · 10 5 | 80 | |
Troposfääri.
Ilmakehän alin ja tihein kerros, jossa lämpötila laskee nopeasti korkeuden mukana, kutsutaan troposfääriksi. Se sisältää jopa 80% ilmakehän kokonaismassasta ja ulottuu napa- ja keskileveysasteilla 8-10 km:n korkeuteen ja tropiikissa 16-18 km:n korkeuteen. Täällä kehittyvät lähes kaikki säätä muodostavat prosessit, tapahtuu lämmön ja kosteuden vaihtoa Maan ja sen ilmakehän välillä, muodostuu pilviä, syntyy erilaisia sääilmiöitä, esiintyy sumuja ja sateita. Nämä maapallon ilmakehän kerrokset ovat konvektiivisessa tasapainossa ja aktiivisen sekoittumisen vuoksi niiden kemiallinen koostumus on homogeeninen, pääasiassa molekyylityppeä (78 %) ja happea (21 %). Valtaosa luonnollisista ja ihmisen aiheuttamista aerosoleista ja kaasumaisista ilmansaasteista on keskittynyt troposfääriin. Jopa 2 km paksuisen troposfäärin alaosan dynamiikka riippuu voimakkaasti alla olevan Maan pinnan ominaisuuksista, jotka määräävät ilman vaaka- ja pystysuuntaiset liikkeet (tuulet), jotka aiheutuvat lämmön siirtymisestä lämpimämmältä maalta infrapunan kautta. Maan pinnan säteily, joka absorboituu troposfäärissä pääasiassa höyryihin, veteen ja hiilidioksidiin (kasvihuoneilmiö). Lämpötilan jakauma korkeuden mukaan muodostuu turbulenttisesta ja konvektiivisesta sekoituksesta. Keskimäärin se vastaa lämpötilan laskua, jonka korkeus on noin 6,5 K / km.
Tuulen nopeus pintarajakerroksessa kasvaa ensin nopeasti korkeuden mukana ja sen yläpuolella jatkaa kasvuaan 2–3 km/s kilometriä kohden. Joskus troposfäärissä on kapeita planeettavirtoja (joiden nopeus on yli 30 km / s), lännessä keskileveysasteilla ja lähellä päiväntasaajaa - itään. Niitä kutsutaan suihkuvirroiksi.
Tropopaussi.
Troposfäärin ylärajalla (tropopaussi) lämpötila saavuttaa alemman ilmakehän minimiarvon. Se on siirtymäkerros troposfäärin ja sen yläpuolella olevan stratosfäärin välillä. Tropopaussin paksuus on sadoista metreistä 1,5–2 kilometriin ja lämpötila ja korkeus vaihtelevat 190–220 K ja 8–18 kilometriä leveysasteesta ja vuodenajasta riippuen. Talvella lauhkeilla ja korkeilla leveysasteilla se on 1–2 km matalampi kuin kesällä ja 8–15 K lämpimämpi. Tropiikissa vuodenaikojen vaihtelut ovat paljon pienemmät (korkeus 16-18 km, lämpötila 180-200 K). Edellä suihkut tropopaussin repeämät ovat mahdollisia.
Vesi maapallon ilmakehässä.
Maan ilmakehän tärkein ominaisuus on merkittävän määrän vesihöyryä ja vesipisaroiden läsnäolo, mikä on helpoimmin havaittavissa pilvien ja pilvirakenteiden muodossa. Taivaan pilvien peittävyyttä (tietyllä hetkellä tai keskimäärin tietyn ajanjakson aikana) 10 pisteen asteikolla tai prosentteina ilmaistuna kutsutaan pilvisyydeksi. Pilvien muoto määräytyy kansainvälisen luokituksen mukaan. Keskimäärin pilvet peittävät noin puolet maapallosta. Pilvisyys on tärkeä tekijä säässä ja ilmastossa. Talvella ja yöllä pilvisyys estää maan pinnan ja pintailmakerroksen lämpötilan laskun, kesällä ja päivällä se heikentää maan pinnan lämpenemistä auringonsäteiden vaikutuksesta pehmentäen ilmastoa maanosien sisällä. .
Pilviä.
Pilvet ovat ilmakehään suspendoituneiden vesipisaroiden ryhmiä (vesipilvet), jääkiteitä (jääpilvet) tai molempia yhdessä (sekapilviä). Pisaroiden ja kiteiden kasvaessa ne putoavat pilvistä sateen muodossa. Pilviä muodostuu pääasiassa troposfäärissä. Ne syntyvät ilmassa olevan vesihöyryn tiivistymisestä. Pilvipisaroiden halkaisija on usean mikronin luokkaa. Nestemäisen veden pitoisuus pilvissä on fraktioista useisiin grammiin per neliömetri. Pilvet erotetaan korkeuden perusteella: Kansainvälisen luokituksen mukaan pilviä on 10 sukua: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratocumulus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
Helmiäispilviä havaitaan myös stratosfäärissä ja hämäräpilviä mesosfäärissä.
Cirrus-pilvet ovat läpinäkyviä pilviä ohuiden valkoisten filamenttien tai verhon muodossa, jossa on silkkinen kiilto ja jotka eivät anna varjoa. Cirrus-pilvet koostuvat jääkiteistä, joita muodostuu troposfäärin yläosaan erittäin alhaisissa lämpötiloissa. Tietyt cirruspilvet toimivat säänmuutosten ennustajina.
Cirrocumulus-pilvet ovat ohuiden valkoisten pilvien harjuja tai kerroksia troposfäärin yläosassa. Cirrocumulus-pilvet on rakennettu pienistä elementeistä, jotka ovat hiutaleita, väreitä, pieniä varjottomia palloja ja koostuvat pääasiassa jääkiteistä.
Cirrostratus-pilvet ovat troposfäärin yläosan valkeahko, puoliläpinäkyvä huntu, yleensä kuitumainen, joskus diffuusi, joka koostuu pienistä neulamaisista tai pylväsmäisistä jääkiteistä.
Altocumulus-pilvet ovat valkoisia, harmaita tai valkoharmaita pilviä alemmassa ja keskimmäisessä troposfäärissä. Altocumulus-pilvet ovat muodoltaan kerroksia ja harjuja, jotka olisivat rakennettu päällekkäin olevista levyistä, pyöristetyistä massoista, akseleista, hiutaleista. Altocumulus-pilvet muodostuvat intensiivisen konvektiivisen toiminnan aikana ja koostuvat yleensä alijäähtyneistä vesipisaroista.
Altostratus-pilvet ovat harmahtavia tai sinertäviä rihmamaisia tai yhtenäisiä pilviä. Keskitroposfäärissä havaitaan Altostratus-pilviä, jotka ulottuvat useiden kilometrien korkeuteen ja joskus tuhansia kilometrejä vaakasuunnassa. Yleensä korkeakerroksiset pilvet ovat osa frontaalipilvijärjestelmiä, jotka liittyvät ilmamassojen nouseviin liikkeisiin.
Kerrospilvet ovat matala (2 km ja enemmän) amorfinen pilvikerros, joka on väriltään tasaisen harmaa ja aiheuttaa rankkasadetta tai lunta. Nimbostratus-pilvet ovat pitkälle kehittyneitä pystysuunnassa (jopa useita kilometrejä) ja vaakasuunnassa (useita tuhansia kilometrejä); ne koostuvat alijäähtyneistä vesipisaroista, jotka on sekoitettu lumihiutaleisiin, jotka yleensä liittyvät ilmakehän rintamiin.
Kerrospilvet - alemman tason pilvet tasaisen kerroksen muodossa ilman tarkkoja ääriviivoja, harmaita. Kerrospilvien korkeus maan pinnasta on 0,5–2 km. Ajoittain tihkusadetta kerrospilvistä.
Cumulus-pilvet ovat päiväsaikaan tiheitä, kirkkaanvalkoisia pilviä, joiden pystysuuntainen kehitys on merkittävää (jopa 5 km tai enemmän). Cumulus-pilvien huiput ovat kupuja tai torneja, joissa on pyöristetyt ääriviivat. Cumulus-pilvet näkyvät yleensä konvektiopilvinä kylmissä ilmamassoissa.
Stratocumulus-pilvet ovat matalia (alle 2 km) pilviä, jotka ovat harmaita tai valkoisia kuituttomia kerroksia tai pyöreiden suurien lohkojen harjuja. Straocumulusin pystysuora paksuus on pieni. Ajoittain kerrospilvet antavat kevyttä sadetta.
Cumulonimbus-pilvet ovat voimakkaita ja tiheitä pilviä, joilla on voimakas pystysuuntainen kehitys (jopa 14 km:n korkeudessa), ja ne tarjoavat runsasta sadetta ukkosmyrskyineen, rakeisiin ja myrskyihin. Cumulonimbus-pilvet kehittyvät voimakkaista kumpupilvistä, jotka eroavat niistä yläosassa, koostuvat jääkiteistä.
Stratosfääri.
Tropopaussin kautta troposfääri siirtyy stratosfääriin keskimäärin 12-50 km korkeudessa. Alaosassa noin 10 km, ts. noin 20 km korkeuteen asti se on isoterminen (lämpötila noin 220 K). Sitten se kasvaa korkeudella ja saavuttaa maksimissaan noin 270 K 50–55 km korkeudessa. Tässä on stratosfäärin ja korkeammalla sijaitsevan mesosfäärin välinen raja, jota kutsutaan stratopausiksi .
Stratosfäärissä on paljon vähemmän vesihöyryä. Kuitenkin joskus niitä havaitaan - ohuita läpikuultavia helmiäispilviä, jotka esiintyvät toisinaan stratosfäärissä 20-30 km korkeudessa. Helmimäiset pilvet näkyvät pimeällä taivaalla auringonlaskun jälkeen ja ennen auringonnousua. Muodoltaan helmiäispilvet muistuttavat cirrus- ja cirrocumulus-pilviä.
Keskiilmakehä (mesosfääri).
Noin 50 km:n korkeudessa mesosfääri alkaa laajan lämpötilamaksimin huipusta . Syy lämpötilan nousuun tämän maksimin alueella on eksoterminen (eli johon liittyy lämmön vapautuminen) otsonin hajoamisen fotokemiallinen reaktio: О 3 + hv® О 2 + O. Otsonia syntyy molekyylihapen О 2 fotokemiallisesta hajoamisesta
Noin 2+ hv® О + О ja sitä seuraava atomin ja happimolekyylin kolmoistörmäyksen reaktio jonkin kolmannen molekyylin M kanssa.
O + O 2 + M® O 3 + M
Otsoni absorboi ahneesti ultraviolettisäteilyä alueella 2000-3000 Å, ja tämä säteily lämmittää ilmakehää. Yläilmakehän otsoni toimii eräänlaisena suojana, joka suojaa meitä auringon ultraviolettisäteilyltä. Ilman tätä kilpeä elämän kehittyminen maan päällä sen nykyaikaisissa muodoissa tuskin olisi mahdollista.
Yleisesti ottaen koko mesosfäärissä ilmakehän lämpötila laskee minimiarvoonsa, noin 180 K, mesosfäärin ylärajalla (kutsutaan mesopaussiksi, noin 80 km:n korkeudella). Mesopaussin läheisyyteen 70–90 km korkeudessa voi ilmaantua erittäin ohut kerros jääkiteitä sekä vulkaanisen ja meteoriittipölyn hiukkasia, jotka havaitaan kauniina hämäräpilvien spektaakkelina. pian auringonlaskun jälkeen.
Mesosfäärissä suurimmaksi osaksi maapallolle putoavat pienet kiinteät meteoriittihiukkaset poltetaan, mikä aiheuttaa meteorien ilmiön.
Meteorit, meteoriitit ja tulipallot.
Meteoroideiksi kutsutaan soihduksia ja muita ilmiöitä Maan yläilmakehässä, jonka aiheuttavat kiinteiden kosmisten hiukkasten tai kappaleiden tunkeutuminen siihen nopeudella 11 km/s tai enemmän. Havaittavissa oleva kirkas meteorijälki ilmestyy; voimakkaimpia ilmiöitä, joihin usein liittyy meteoriittien putoaminen, kutsutaan tulipalloja; meteorien ilmestyminen liittyy meteorisuihkuihin.
Meteorisuihku:
1) meteorien useiden törmäysten ilmiö useiden tuntien tai päivien aikana yhdestä säteilystä.
2) meteoroidiparvi, joka liikkuu yhdellä kiertoradalla Auringon ympäri.
Meteorien systemaattinen ilmaantuminen tietylle taivaan alueelle ja tiettyinä päivinä vuodesta, jonka aiheuttaa Maan kiertoradan leikkaus useiden suunnilleen samalla ja tasasuuntaisilla nopeuksilla liikkuvien meteoriittikappaleiden yhteisen kiertoradan kanssa, koska jotka heidän polkunsa taivaalla näyttävät tulevan yhdestä yhteisestä pisteestä (säteilevä) ... Ne on nimetty sen tähtikuvion mukaan, jossa säteilijä sijaitsee.
Meteorisuihkut ovat vaikuttavia valotehosteillaan, mutta yksittäisiä meteoreja näkee harvoin. Näkymättömiä meteoreja on paljon enemmän, liian pieniä ollakseen havaittavissa ilmakehän absorboituneena. Jotkut pienimmistä meteoreista eivät luultavasti lämpene ollenkaan, vaan ne vain vangitsevat ilmakehän. Näitä pieniä hiukkasia, joiden koko vaihtelee muutamasta millimetristä millimetrin kymmeneen tuhannesosaan, kutsutaan mikrometeoriiteiksi. Ilmakehään päivittäin saapuvan meteorisen aineen määrä vaihtelee 100–10 000 tonnia, ja suurin osa tästä aineesta putoaa mikrometeoriitteille.
Koska meteorinen aine palaa osittain ilmakehässä, sen kaasumainen koostumus täydentyy erilaisten kemiallisten alkuaineiden jäämillä. Esimerkiksi kivimeteorit tuovat litiumia ilmakehään. Metallimoriittien palaminen johtaa pienten pallomaisten rauta-, rauta-nikkeli- ja muiden pisaroiden muodostumiseen, jotka kulkevat ilmakehän läpi ja laskeutuvat maan pinnalle. Niitä löytyy Grönlannista ja Etelämantereelta, joissa jäälevyt pysyvät lähes muuttumattomina vuosia. Meritieteilijät löytävät ne valtameren pohjasedimentistä.
Suurin osa ilmakehään pääsevistä meteorihiukkasista laskeutuu noin 30 päivässä. Jotkut tutkijat uskovat, että tällä kosmisella pölyllä on tärkeä rooli ilmakehän ilmiöiden, kuten sateen, muodostumisessa, koska se toimii vesihöyryn tiivistymisen ytimina. Siksi oletetaan, että sateet liittyvät tilastollisesti suuriin meteorisiin sateisiin. Jotkut asiantuntijat kuitenkin uskovat, että koska meteorisen aineen kokonaissaanti on monta kymmeniä kertoja suurempi kuin suurimmankin meteorisuihkun, yhdestä tällaisesta sateesta johtuva muutos tämän aineen kokonaismäärässä voidaan jättää huomiotta.
Ei ole kuitenkaan epäilystäkään siitä, että suurimmat mikrometeoriitit ja näkyvät meteoriitit jättävät pitkiä ionisaatiojälkiä ilmakehän korkeisiin kerroksiin, pääasiassa ionosfääriin. Tällaisia jälkiä voidaan käyttää pitkän matkan radioviestintään, koska ne heijastavat korkeataajuisia radioaaltoja.
Ilmakehään tulevien meteorien energia kuluu pääasiassa ja ehkä kokonaan sen lämmittämiseen. Tämä on yksi ilmakehän lämpötasapainon pienimmistä komponenteista.
Meteoriitti on luonnossa esiintyvä kiinteä aine, joka on pudonnut maan pinnalle avaruudesta. Yleensä erotetaan kivi-, rautakivi- ja rautameteoriitit. Jälkimmäiset koostuvat pääasiassa raudasta ja nikkelistä. Suurin osa löydetyistä meteoriiteista painaa muutamasta grammasta useisiin kiloihin. Suurin löydetty, rautameteoriitti Goba, painaa noin 60 tonnia ja sijaitsee edelleen siellä, missä se löydettiin Etelä-Afrikassa. Useimmat meteoriitit ovat asteroidien palasia, mutta jotkut meteoriitit ovat saattaneet tulla Maahan Kuusta ja jopa Marsista.
Bolidi on erittäin kirkas meteori, jota havaitaan joskus jopa päiväsaikaan, jättäen usein savuisen jäljen ja mukana ääniilmiöitä; päättyy usein meteoriittien putoamiseen.
Termosfääri.
Mesopaussin lämpötilaminimin yläpuolella termosfääri alkaa, jossa lämpötila ensin hitaasti ja sitten nopeasti alkaa taas nousta. Syynä on auringon ultraviolettisäteilyn imeytyminen 150–300 km korkeudessa atomihapen ionisaatiosta johtuen: O + hv® О + + e.
Termosfäärissä lämpötila nousee jatkuvasti noin 400 km:n korkeuteen, jossa se saavuttaa iltapäivällä auringon aktiivisuuden aikakauden maksimiarvon 1800 K. Minimikaudella tämä rajalämpötila voi olla alle 1000 K. Yli 400 kilometrin korkeudessa ilmakehä siirtyy isotermiseen eksosfääriin. Kriittinen taso (eksosfäärin perusta) on noin 500 km:n korkeudella.
Revontulet ja monet keinotekoisten satelliittien kiertoradat sekä noktilucent-pilvet - kaikki nämä ilmiöt tapahtuvat mesosfäärissä ja termosfäärissä.
Revontulet.
Auroraa havaitaan korkeilla leveysasteilla magneettikentän häiriöiden aikana. Ne voivat kestää useita minuutteja, mutta ovat usein näkyvissä useita tunteja. Revontulet vaihtelevat suuresti muodoltaan, väriltään ja voimakkuudeltaan, jotka kaikki muuttuvat joskus hyvin nopeasti ajan myötä. Auroral-spektri koostuu emissioviivoista ja kaistoista. Auroral-spektrissä osa yötaivaan päästöistä lisääntyy, pääasiassa vihreät ja punaiset viivat kohdissa 5577 Å ja l 6300 Å happea. Tapahtuu, että yksi näistä viivoista on monta kertaa voimakkaampi kuin toinen, ja tämä määrittää näkyvä väri kiilto: vihreä tai punainen. Magneettikentän häiriöihin liittyy myös häiriöitä radioviestinnässä napa-alueilla. Häiriön syynä ovat muutokset ionosfäärissä, mikä tarkoittaa, että voimakas ionisaatiolähde toimii magneettimyrskyjen aikana. On todettu, että voimakkaita magneettisia myrskyjä syntyy, kun aurinkolevyn keskikohdan lähellä on suuria ryhmiä auringonpilkkuja. Havainnot ovat osoittaneet, että myrskyt eivät liity itse auringonpilkkuihin, vaan auringonpilkkuihin, jotka ilmaantuvat auringonpilkkuryhmän kehittymisen aikana.
Revontulet ovat vaihtelevan voimakkuuden ja nopeiden liikkeiden valospektri, joka havaitaan maan korkeilla leveysasteilla. Visuaalinen aurora sisältää vihreitä (5577Å) ja punaisia (6300 / 6364Å) atomihapen emissioviivoja ja N2:n molekyylivyöhykkeitä, joita virittävät aurinko- ja magnetosfäärialkuperää olevat energiset hiukkaset. Nämä päästöt näytetään yleensä noin 100 km:n korkeudessa ja sitä korkeammalla. Termiä optinen aurora käytetään viittaamaan visuaalisiin auroraihin ja niiden emissiospektriin infrapunasta ultraviolettisäteilyyn. Säteilyenergia spektrin infrapunaosassa ylittää merkittävästi näkyvän alueen energian. Kun revontulet ilmestyivät, päästöjä havaittiin ULF:ssä (
Auroran todellisia muotoja on vaikea luokitella; seuraavia termejä käytetään yleisimmin:
1. Rauhoitu tasaiset kaaret tai raidat. Kaaren pituus on yleensä ~ 1000 km geomagneettisen yhdensuuntaisuuden suunnassa (napa-alueilla aurinkoa kohti) ja sen leveys on yhdestä useisiin kymmeniin kilometriin. Nauha on yleistys kaaren käsitteestä; sillä ei yleensä ole säännöllistä kaarevaa muotoa, vaan se taipuu S-kirjaimen muodossa tai spiraalien muodossa. Kaaret ja raidat sijaitsevat 100-150 km korkeudessa.
2. Auroran säteet . Tämä termi viittaa auroraliseen rakenteeseen, joka on venytetty magneettista pitkin ley linjat, jonka pystysuuntainen pituus on useista kymmenistä useisiin satoihin kilometreihin. Säteiden vaakasuora pituus on pieni, useista kymmenistä metreistä useisiin kilometreihin. Säteet havaitaan yleensä kaareina tai erillisinä rakenteina.
3. Tahrat tai pinnat . Nämä ovat eristettyjä hehkun alueita, joilla ei ole tarkkaa muotoa. Yksittäiset paikat voivat liittyä toisiinsa.
4. Hunnu. Auroran epätavallinen muoto, joka on yhtenäinen hehku, joka kattaa suuria alueita taivaalla.
Rakenteeltaan revontulet jaetaan homogeenisiin, akanaisiin ja säteileviin. Käytetään erilaisia termejä; sykkivä kaari, sykkivä pinta, diffuusi pinta, säteilevä raita, verhot jne. Revontulet luokitellaan niiden värin mukaan. Tämän luokituksen mukaan revontulet tyyppiä A... Yläosa tai kaikki ovat punaisia (6300–6364 Å). Ne esiintyvät yleensä 300–400 km korkeudessa korkealla geomagneettisella aktiivisuudella.
Auroran tyyppi V ovat värjätty alaosassa punaisiksi ja liittyvät ensimmäisen positiivisen järjestelmän N 2 ja ensimmäisen negatiivisen järjestelmän O 2 vyöhykkeiden luminesenssiin. Nämä revontulien muodot ilmestyvät revontulien aktiivisimpien vaiheiden aikana.
Alueet revontulet – Nämä ovat vyöhykkeitä, joilla revontulien esiintymistiheys on suurin yöllä, maan pinnan kiinteässä pisteessä olevien tarkkailijoiden mukaan. Vyöhykkeet sijaitsevat 67° pohjoisella ja eteläisellä leveysasteella ja niiden leveys on noin 6°. Revontulien suurin esiintyminen, joka vastaa tiettyä geomagneettisen paikallisajan hetkeä, esiintyy soikomaisissa vyöhykkeissä (revontulien soikea), jotka sijaitsevat epäsymmetrisesti pohjoisen ja etelän geomagneettisen navan ympärillä. Revontulien soikea on kiinteä leveysaste-aikakoordinaateissa ja revontulien vyöhyke on soikean keskiyön alueen pisteiden sijainti leveys- ja pituuskoordinaateissa. Soikea vyö sijaitsee noin 23° geomagneettisesta napasta yösektorilla ja 15° päiväsektorilla.
Aurora borealis ja revontulien ovaali. Auroral-ovaalin sijainti riippuu geomagneettisesta aktiivisuudesta. Soikea levenee korkealla geomagneettisella aktiivisuudella. Revontulien tai revontulien soikeiden rajojen alueita edustaa paremmin L-arvo 6,4 kuin dipolikoordinaatit. Geomagneettiset kenttäviivat revontueen soikean päiväsektorin rajalla osuvat yhteen magnetopaussi. Auroral-ovaalin asennon muutos havaitaan riippuen geomagneettisen akselin ja Maan - Auringon - suunnan välisestä kulmasta. Revontulien soikea määritetään myös tiettyjen energioiden hiukkasten (elektronien ja protonien) saostumista koskevien tietojen perusteella. Sen sijainti voidaan määrittää itsenäisesti tietojen perusteella kärki päivän puolella ja magnetosfäärin pyrstössä.
Revontulien esiintymistiheyden vuorokausivaihtelu revontulien vyöhykkeellä on maksimissaan geomagneettisessa keskiyössä ja minimissä geomagneettisessa keskipäivässä. Ovaalin ekvatoriaalisella puolella revontulien esiintymistiheys vähenee jyrkästi, mutta vuorokausivaihteluiden muoto säilyy. Ovaalin napaisella puolella revontulien esiintymistiheys vähenee vähitellen, ja sille on ominaista monimutkaiset vuorokauden muutokset.
Auroran voimakkuus.
Auroran intensiteetti määritetään mittaamalla näennäinen kirkkauspinta. Pinnan kirkkaus minä Aurora tiettyyn suuntaan määräytyy 4p:n kokonaispäästön perusteella minä fotoni / (cm 2 s). Koska tämä arvo ei ole todellinen pinnan kirkkaus, vaan edustaa emissiota kolonnista, käytetään yleensä revontulien tutkimuksessa yksikköä fotoni / (cm 2 pylväs s). Tavallinen kokonaisemission mittausyksikkö on Rayleigh (Rl), joka on 106 fotonia / (cm 2 · pylväs · s). Käytännöllisempi revontulien intensiteetin yksikkö määräytyy yksittäisen juovan tai vyöhykkeen päästöjen perusteella. Esimerkiksi revontulien voimakkuus määräytyy kansainvälisen kirkkauskertoimen (ICF) mukaan. vihreän viivan intensiteetin tietojen mukaan (5577 Å); 1 kRL = I MCQ, 10 kRL = II MCQ, 100 kRL = III MCQ, 1000 CRL = IV MCQ (revontulin maksimiintensiteetti). Tätä luokitusta ei voida käyttää punaisille revontuhoille. Yksi aikakauden (1957–1958) löydöistä oli revontulien aika-avaruusjakauman määrittäminen magneettiseen napaan nähden siirtyneen soikean muotoisena. Yksinkertaisista ideoista revontulien jakauman pyöreästä muodosta magneettiseen napaan nähden siirtyminen magnetosfäärin moderniin fysiikkaan saatiin päätökseen. Löydön kunnia kuuluu O. Khoroshevalle, ja G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasof ja joukko muita tutkijoita kehittivät intensiivisesti revontulien ovaalin ideoita. Revontulien soikea edustaa aurinkotuulen voimakkaimman vaikutuksen aluetta maan yläilmakehään. Revontulien intensiteetti on suurin ovaalissa, ja sen dynamiikkaa seurataan jatkuvasti satelliiteilla.
Vakaat auroral punaiset kaaret.
Jatkuva auroral punainen kaari, jota kutsutaan muuten keskileveysasteen punaiseksi kaareksi tai M-kaari, on subvisuaalinen (silmän herkkyysrajan alapuolella) leveä kaari, joka ulottuu idästä länteen tuhansia kilometrejä ja mahdollisesti ympäröi koko maapallon. Kaaren leveyspituus on 600 km. Emissio vakaasta auroral punaisesta kaaresta on käytännössä yksiväristä punaisilla viivoilla l 6300 Å ja l 6364 Å. Hiljattain on raportoitu myös heikkoja päästöviivoja kohdissa 5577 Å (OI) ja l 4278 Å (N + 2). Pysyvät punaiset kaaret luokitellaan auroroiksi, mutta ne näkyvät paljon korkeammilla korkeuksilla. Alaraja sijaitsee 300 km:n korkeudessa, yläraja on noin 700 km. Hiljaisen auroraalisen punaisen kaaren intensiteetti l 6300 Å:n emissiossa on 1-10 kRl (tyypillinen arvo on 6 kRl). Silmän herkkyyskynnys tällä aallonpituudella on noin 10 kRl, joten kaaria havaitaan harvoin visuaalisesti. Havainnot ovat kuitenkin osoittaneet, että niiden kirkkaus on > 50 kRl 10 %:ssa öistä. Kaarien tavanomainen käyttöikä on noin yksi päivä, ja niitä esiintyy harvoin seuraavina päivinä. Satelliittien tai radiolähteiden radioaallot, jotka ylittävät vakaita auroraalisia punaisia kaaria, ovat alttiita tuikeelle, mikä osoittaa elektronitiheyden epäsäännöllisyyksien olemassaolon. Teoreettinen selitys punaisille kaarille on, että alueen kuumentuneet elektronit F ionosfääri lisää happiatomien määrää. Satelliittihavainnot osoittavat elektronien lämpötilan nousua geomagneettisen kentän voimalinjoja pitkin, jotka leikkaavat vakaat auroral punaiset kaaret. Näiden valokaarien intensiteetti korreloi positiivisesti geomagneettisen aktiivisuuden (myrskyjen) kanssa, ja valokaarien esiintymistiheys korreloi positiivisesti auringonpilkkuja muodostavan aktiivisuuden kanssa.
Auroran muuttuminen.
Jotkut revontulien muodot kokevat kvasiperiodisia ja yhtenäisiä ajallisia vaihteluja intensiteetissä. Näitä revontulia, joiden geometria on suunnilleen paikallaan ja vaiheissa esiintyy nopeita jaksottaisia vaihteluja, kutsutaan muuttuviksi revontureiksi. Ne luokitellaan auroroiksi muoto R Kansainvälisen Aurora Borealis -atlasin mukaan Tarkempi muuttuvien revontulien alajako:
R 1 (sykkivä revontulia) on hehku, jossa on tasaiset vaihevaihtelut kirkkaudessa koko revontulia pitkin. Ihanteellisessa sykkivässä revontulessa voidaan määritelmän mukaan erottaa pulsaation spatiaalinen ja ajallinen osa, ts. kirkkaus minä(r, t)= Minä s(r)· Minä T(t). Tyypillisissä napavaloissa R 1, pulsaatioita esiintyy 0,01-10 Hz:n taajuudella matalan intensiteetin (1-2 kRl) välillä. Useimmat revontulet R 1 - nämä ovat pisteitä tai kaaria, jotka sykkivät useiden sekuntien ajan.
R 2 (tulinen aurora borealis). Tätä termiä käytetään yleensä viittaamaan liekin kaltaisiin liikkeisiin, jotka täyttävät taivaankannen, sen sijaan, että se kuvaisi yhtä muotoa. Revontulet ovat kaareina ja liikkuvat yleensä ylöspäin 100 km:n korkeudelta. Nämä revontulet ovat suhteellisen harvinaisia ja niitä esiintyy useammin aurora borealis -alueen ulkopuolella.
R 3 (hohtava aurora). Nämä ovat revontulia, joiden kirkkaus vaihtelee nopeasti, epäsäännöllisesti tai säännöllisin väliajoin, mikä antaa vaikutelman välkkyvästä liekistä taivaanvahvuuden poikki. Ne ilmestyvät vähän ennen auroran rappeutumista. Yleisesti havaittu vaihtelutaajuus R 3 on yhtä suuri kuin 10 ± 3 Hz.
Termi streaming aurora, jota käytetään toisesta sykkivien revontulien luokasta, viittaa kirkkauden epäsäännöllisiin vaihteluihin, jotka liikkuvat nopeasti vaakasuunnassa revontulien kaarissa ja vyöhykkeissä.
Revontulien muuttuminen on yksi geomagneettisen kentän ja auroralöntgensäteiden pulsaatioiden mukana tulevista aurinko-maan ilmiöistä, jotka aiheutuvat aurinko- ja magnetosfäärialkuperää olevien hiukkasten saostumisesta.
Napakannen luminesenssille on ominaista ensimmäisen negatiivisen järjestelmän N + 2 kaistan korkea intensiteetti (l 3914 Å). Yleensä nämä N + 2 vyöhykkeet ovat viisi kertaa voimakkaampia kuin vihreä viiva OI l 5577 Å, napahatun luminesenssin absoluuttinen intensiteetti on 0,1-10 kPl (yleensä 1-3 kPl). Näiden PCA-jaksojen aikana esiintyvien revontulien kanssa yhtenäinen hehku peittää koko napakannen geomagneettiseen leveysasteeseen 60° asti noin 30-80 km korkeudessa. Sitä tuottavat pääasiassa auringon protonit ja d-hiukkaset, joiden energia on 10–100 MeV, jotka luovat suurimman ionisaation näillä korkeuksilla. Revontulien alueilla on toisenlainen hehku, jota kutsutaan vaipan revontuliaksi. Tämän tyyppiselle auroralluminesenssille päivittäinen maksimivoimakkuus aamutunneilla on 1–10 kRl ja minimiintensiteetti viisi kertaa heikompi. Vaipparevontulia on havaittu vähän, niiden voimakkuus riippuu geomagneettisesta ja auringon aktiivisuudesta.
Tunnelman hehku määritellään planeetan ilmakehän tuottamaksi ja lähettämäksi säteilyksi. Tämä on ei-lämpösäteilyä ilmakehästä, lukuun ottamatta revontulien säteilyä, salamapurkausta ja meteoristen jälkien säteilyä. Tätä termiä käytetään viittaamaan maan ilmakehään (yöhehku, hämärä ja päivä). Ilmakehän hehku on vain murto-osa ilmakehän valosta. Muita lähteitä ovat tähtivalo, eläinradan valo ja Auringosta tuleva päivänvalo. Toisinaan ilmakehän hehku voi olla jopa 40 % valon kokonaismäärästä. Ilmakehän hehkua esiintyy ilmakehän kerroksissa, joiden korkeus ja paksuus vaihtelevat. Ilmakehän hehkuspektri kattaa aallonpituudet 1000 Å - 22,5 µm. Pääpäästöviiva ilmakehän hehkussa on l 5577 Å, joka esiintyy 90–100 km korkeudessa 30–40 km paksuisena kerroksena. Hehkun ulkonäkö johtuu Chempen-mekanismista, joka perustuu happiatomien rekombinaatioon. Muut emissioviivat ovat l 6300 Å, jotka esiintyvät O + 2:n dissosiatiivisen rekombinaation ja NI l 5198/5201 Å ja NI l 5890/5896 Å emission tapauksessa.
Ilmakehän hehkun voimakkuus mitataan Rayleighsissä. Kirkkaus (Rayleighissa) on 4 pw, missä in on kulmapinta, emittoivan kerroksen kirkkaus yksiköissä 10 6 fotonia / (cm 2 · sr · s). Hehkun intensiteetti riippuu leveysasteesta (eri päästöjen mukaan) ja vaihtelee myös päivän aikana maksimissaan keskiyöllä. Ilmakehän emissiolle l 5577 Å havaittiin positiivinen korrelaatio auringonpilkkujen lukumäärän ja auringon säteilyvirran kanssa aallonpituudella 10,7 cm Ilmakehän hehkua havaitaan satelliittikokeiden aikana. Ulkoavaruudesta katsottuna se näyttää valorenkaalta maapallon ympärillä ja on väriltään vihertävää.
Otsonosfääri.
20–25 km korkeudessa saavutetaan mitätön määrä otsoni O 3 (jopa 2 × 10 –7 happipitoisuudesta!) maksimipitoisuus, joka syntyy auringon ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta noin 10:n korkeudessa. 50 kilometriin, mikä suojaa planeettaa ionisoivalta auringon säteilyltä. Huolimatta äärimmäisen pienestä määrästä otsonimolekyylejä, ne suojaavat kaikkea maapallon elämää Auringon lyhytaaltosäteilyn (ultravioletti- ja röntgensäteilyn) tuhoisilta vaikutuksilta. Jos asetat kaikki molekyylit ilmakehän pohjalle, saat enintään 3-4 mm paksuisen kerroksen! Yli 100 km:n korkeudessa kevyiden kaasujen osuus kasvaa, ja erittäin korkeissa korkeuksissa helium ja vety hallitsevat; monet molekyylit hajoavat erillisiksi atomeiksi, jotka auringon kovan säteilyn ionisoituneena muodostavat ionosfäärin. Ilman paine ja tiheys Maan ilmakehässä laskevat korkeuden mukana. Lämpötilajakauman mukaan maapallon ilmakehä on jaettu troposfääriin, stratosfääriin, mesosfääriin, termosfääriin ja eksosfääriin. .
20-25 km korkeudessa on otsonikerros... Otsonia muodostuu happimolekyylien hajoamisen seurauksena, kun Auringon ultraviolettisäteily, jonka aallonpituus on alle 0,1–0,2 mikronia, imeytyy. Vapaa happi yhdistyy O 2 -molekyyleihin ja muodostaa otsonia O 3, joka absorboi ahneesti kaiken alle 0,29 mikronia lyhyemmän ultraviolettivalon. Otsoni O 3 -molekyylit tuhoutuvat helposti lyhytaaltosäteilyn vaikutuksesta. Siksi otsonikerros absorboi harvinaisuudestaan huolimatta tehokkaasti auringon ultraviolettisäteilyä, joka on kulkenut korkeampien ja läpinäkyvien ilmakehän kerrosten läpi. Tämän ansiosta maan elävät organismit ovat suojassa Auringon ultraviolettivalon haitallisilta vaikutuksilta.
Ionosfääri.
Auringon säteily ionisoi ilmakehän atomeja ja molekyylejä. Ionisaatioaste tulee merkittäväksi jo 60 kilometrin korkeudessa ja kasvaa tasaisesti etäisyyden mukaan Maasta. Ilmakehän eri korkeuksissa eri molekyylien dissosiaatioprosessit ja sitä seuraava erilaisten atomien ja ionien ionisaatio tapahtuu peräkkäin. Nämä ovat pääasiassa happi-02-, typen-N2-molekyylejä ja niiden atomeja. Näiden prosessien intensiteetistä riippuen ilmakehän eri kerroksia, jotka sijaitsevat yli 60 kilometriä, kutsutaan ionosfäärikerroksiksi. , ja niiden kokonaisuus ionosfäärissä . Alempaa kerrosta, jonka ionisaatio on merkityksetön, kutsutaan neutrosfääriksi.
Varautuneiden hiukkasten enimmäispitoisuus ionosfäärissä saavutetaan 300–400 km:n korkeudessa.
Ionosfäärin tutkimuksen historia.
Englantilainen tiedemies Stuart esitti hypoteesin johtavan kerroksen olemassaolosta yläilmakehässä vuonna 1878 selittääkseen geomagneettisen kentän ominaisuuksia. Sitten vuonna 1902 toisistaan riippumatta Kennedy Yhdysvalloissa ja Heaviside Englannissa huomauttivat, että radioaaltojen etenemisen selittämiseksi pitkiä matkoja on oletettava korkean johtavuuden omaavien alueiden olemassaolo korkeammissa kerroksissa. ilmakehä. Vuonna 1923 akateemikko M.V. Shuleikin, ottaen huomioon eri taajuuksien radioaaltojen leviämisen piirteet, tuli siihen tulokseen, että ionosfäärissä on vähintään kaksi heijastavaa kerrosta. Sitten vuonna 1925 englantilaiset tutkijat Appleton ja Barnett sekä Breit ja Tuve osoittivat ensimmäistä kertaa kokeellisesti radioaaltoja heijastavien alueiden olemassaolon ja loivat perustan heidän systemaattiselle tutkimukselleen. Siitä lähtien on suoritettu systemaattista tutkimusta näiden kerrosten, joita yleisesti kutsutaan ionosfääriksi, ominaisuuksia, joilla on olennainen rooli useissa geofysikaalisissa ilmiöissä, jotka määräävät radioaaltojen heijastuksen ja absorption, mikä on erittäin tärkeää käytännön tarkoituksiin, erityisesti luotettavan radioviestinnän varmistamiseksi.
1930-luvulla aloitettiin järjestelmälliset havainnot ionosfäärin tilasta. Maassamme luotiin M.A. Bonch-Bruevichin aloitteesta installaatioita sen impulssiääntä varten. Tutkittiin monia ionosfäärin yleisiä ominaisuuksia, sen pääkerrosten korkeuksia ja elektronipitoisuutta.
60-70 km korkeudessa havaitaan kerros D, 100-120 km korkeudessa kerros E, korkeuksissa, 180-300 km korkeudessa kaksikerroksinen F 1 ja F 2. Näiden kerrosten pääparametrit on esitetty taulukossa 4.
| Taulukko 4. | ||||||
| Ionosfäärialue | Suurin korkeus, km | T i , K | Päivä | Yö n e , cm -3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min n e , cm -3 | Max n e , cm -3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| E | 110 | 270 | 1,5 · 10 5 | 3 · 10 5 | 3000 | 10 –7 |
| F 1 | 180 | 800–1500 | 3 · 10 5 | 5 · 10 5 | – | 3 · 10 –8 |
| F 2 (talvi) | 220–280 | 1000–2000 | 6 · 10 5 | 25 · 10 5 | ~10 5 | 2 · 10 -10 |
| F 2 (kesä) | 250–320 | 1000–2000 | 2 · 10 5 | 8 10 5 | ~ 3 · 10 5 | 10 –10 |
| n e- elektronipitoisuus, e - elektronin varaus, T i Onko ionin lämpötila, a΄ on rekombinaatiokerroin (joka määrittää n e ja sen muutos ajassa) | ||||||
Keskiarvot on annettu, koska ne vaihtelevat eri leveysasteilla, vuorokaudenaikoina ja vuodenaikoina. Tällaiset tiedot ovat tarpeen pitkän matkan radioviestinnän varmistamiseksi. Niitä käytetään toimintataajuuksien valinnassa eri lyhytaaltoisille radiolinkeille. Tieto niiden muutoksista riippuen ionosfäärin tilasta eri vuorokaudenaikoina ja eri vuodenaikoina on erittäin tärkeää radioviestinnän luotettavuuden varmistamiseksi. Ionosfääri on joukko maan ilmakehän ionisoituja kerroksia, jotka alkavat noin 60 kilometrin korkeudelta ja ulottuvat kymmenien tuhansien kilometrien korkeuteen. Pääasiallinen maapallon ilmakehän ionisaatiolähde on Auringon ultravioletti- ja röntgensäteily, jota esiintyy pääasiassa auringon kromosfäärissä ja koronassa. Lisäksi ylemmän ilmakehän ionisaatioasteeseen vaikuttavat auringonpurkausten aikana syntyneet auringon korpuskulaariset virrat sekä kosmiset säteet ja meteorihiukkaset.
Ionosfäärin kerrokset
- nämä ovat ilmakehän alueita, joissa vapaiden elektronien pitoisuuden maksimiarvot saavutetaan (eli niiden lukumäärä tilavuusyksikköä kohti). Sähköisesti varattuja vapaita elektroneja ja (vähemmässä määrin vähemmän liikkuvia ioneja), jotka syntyvät atomien ionisaatiosta ilmakehän kaasut vuorovaikutuksessa radioaaltojen (eli sähkömagneettisten värähtelyjen) kanssa ne voivat muuttaa suuntaaan, heijastaen tai taittaen niitä ja absorboida niiden energiaa. Tämän seurauksena kaukaisia radioasemia vastaanotettaessa voi esiintyä erilaisia vaikutuksia, esimerkiksi radioviestinnän häipymistä, kaukaisten asemien kuuluvuuden paranemista, sähkökatkoksia jne. ilmiöitä.
Tutkimusmenetelmät.
Klassiset menetelmät ionosfäärin tutkimiseksi maasta rajoittuvat pulssiluotaukseen - radiopulssien lähettämiseen ja niiden heijastusten tarkkailuun ionosfäärin eri kerroksista mittaamalla viiveaikaa ja tutkimalla heijastuneiden signaalien voimakkuutta ja muotoa. Mittaamalla radiopulssien heijastuskorkeudet eri taajuuksilla, määrittämällä eri alueiden kriittiset taajuudet (radiopulssin kantoaaltotaajuutta kutsutaan kriittiseksi, jolle tietystä ionosfäärin alueesta tulee läpinäkyvä), voidaan määrittää. kerrosten elektronipitoisuuden arvo ja teholliset korkeudet annetuille taajuuksille sekä valita optimaaliset taajuudet annetuille radioteille. Rakettiteknologian kehittyessä ja keinotekoisten maasatelliittien (AES) ja muiden avaruusalusten avaruusajan tultua mahdolliseksi mitata suoraan maanläheisen avaruusplasman parametreja, jonka alaosa on ionosfääri.
Elektronikonsentraation mittaukset, jotka suoritettiin erityisesti laukaisurakettien laudalta ja satelliittilentoreittejä pitkin, vahvistivat ja tarkensivat aiemmin maanpäällisillä menetelmillä saatuja tietoja ionosfäärin rakenteesta, elektronipitoisuuden jakautumisesta korkeuden yli. Maan eri alueille ja mahdollisti elektronipitoisuuden arvojen saamisen päämaksimin - kerroksen - yläpuolelle F... Aikaisemmin tämä oli mahdotonta tehdä luotausmenetelmillä, jotka perustuivat heijastuneiden lyhytaaltoisten radiopulssien havaintoihin. Todettiin, että joillakin maapallon alueilla on melko vakaita alueita, joilla on alhainen elektronipitoisuus, säännölliset "ionosfäärituulet", ionosfäärissä syntyy omituisia aaltoprosesseja, jotka kuljettavat ionosfäärin paikallisia häiriöitä tuhansien kilometrien päässä virityspaikasta. , ja paljon enemmän. Erityisen herkkien vastaanottolaitteiden luominen mahdollisti ionosfäärin impulssiluotausasemilla ionosfäärin alimilta alueilta osittain heijastuneiden impulssisignaalien vastaanoton (osittaisheijastusten asemat). Tehokkaiden pulssilaitteistojen käyttö mittarin ja desimetrin aallonpituuksilla korkean säteilevän energian pitoisuuden mahdollistavien antennien avulla mahdollisti ionosfäärin eri korkeuksille hajoamien signaalien havainnoinnin. Näiden signaalien spektrien ominaisuuksien tutkiminen, joita ionosfäärin plasman elektronit ja ionit eivät sironneet koherentisti (tätä varten käytettiin radioaaltojen epäkoherentin sironnan asemia), mahdollisti elektronien ja ionien pitoisuuden määrittämisen, niiden vastaava lämpötila eri korkeuksilla jopa useiden tuhansien kilometrien korkeuksiin. Kävi ilmi, että ionosfääri on melko läpinäkyvä käytetyille taajuuksille.
Sähkövarausten pitoisuus (elektronipitoisuus on yhtä suuri kuin ioninen) maan ionosfäärissä 300 km:n korkeudessa on vuorokauden aikana noin 10 6 cm –3. Tämän tiheyden plasma heijastaa yli 20 m pitkiä radioaaltoja ja lähettää lyhyempiä.
Tyypillinen elektronipitoisuuden pystyjakauma ionosfäärissä päivä- ja yöolosuhteissa.
Radioaaltojen leviäminen ionosfäärissä.
Kaukaisten lähetysasemien vakaa vastaanotto riippuu käytetyistä taajuuksista sekä kellonajasta, vuodenajasta ja lisäksi auringon aktiivisuudesta. Auringon aktiivisuus vaikuttaa merkittävästi ionosfäärin tilaan. Maa-aseman lähettämät radioaallot etenevät suoraviivaisesti, kuten kaikentyyppiset sähkömagneettiset aallot. On kuitenkin otettava huomioon, että sekä Maan pinta että sen ilmakehän ionisoidut kerrokset toimivat valtavan kondensaattorin levyinä, jotka vaikuttavat niihin kuten peilien vaikutus valoon. Heijastuessaan niistä radioaallot voivat kulkea useita tuhansia kilometrejä, taipuen ympäri maapallon valtavilla satojen ja tuhansien kilometrien hyppyillä heijastaen vuorotellen ionisoituneen kaasun kerroksesta ja maan tai veden pinnalta.
1920-luvulla uskottiin, että alle 200 metrin pituiset radioaallot eivät yleensä sovellu pitkän matkan viestintään voimakkaan absorption vuoksi. Ensimmäiset lyhyiden aaltojen pitkän kantaman vastaanottokokeet Atlantin yli Euroopan ja Amerikan välillä suorittivat englantilainen fyysikko Oliver Heaviside ja amerikkalainen sähköinsinööri Arthur Kennelly. He olettivat toisistaan riippumatta, että jossain maan ympärillä oli ionisoitunut ilmakehän kerros, joka pystyy heijastamaan radioaaltoja. Sitä kutsuttiin Heaviside-Kennelly-kerrokseksi ja sitten ionosfääriksi.
Nykyaikaisten käsitteiden mukaan ionosfääri koostuu negatiivisesti varautuneista vapaista elektroneista ja positiivisesti varautuneista ioneista, pääasiassa molekyylihapesta O + ja typen oksidista NO +. Ioneja ja elektroneja muodostuu molekyylien dissosioitumisen ja neutraalien kaasuatomien ionisoitumisen seurauksena auringon röntgensäteiden ja ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta. Atomin ionisoimiseksi on välttämätöntä ilmoittaa sille ionisaatioenergia, jonka päälähde ionosfäärille on Auringon ultravioletti-, röntgen- ja korpuskulaarinen säteily.
Samalla kun Aurinko valaisee Maan kaasumaista kuorta, siihen muodostuu jatkuvasti enemmän elektroneja, mutta samaan aikaan osa elektroneista, jotka törmäävät ioneihin, yhdistyvät uudelleen muodostaen jälleen neutraaleja hiukkasia. Auringon laskettua uusien elektronien muodostuminen melkein pysähtyy ja vapaiden elektronien määrä alkaa vähentyä. Mitä enemmän vapaita elektroneja ionosfäärissä on, sitä paremmin korkeataajuiset aallot heijastuvat siitä. Elektronipitoisuuden pienentyessä radioaaltojen lähetys on mahdollista vain matalilla taajuuksilla. Siksi yöllä on pääsääntöisesti mahdollista vastaanottaa kaukaisia asemia vain etäisyyksillä 75, 49, 41 ja 31 m. Elektronit ovat jakautuneet epätasaisesti ionosfäärissä. 50–400 km:n korkeudessa on useita kerroksia tai alueita, joissa elektronipitoisuus on kasvanut. Nämä alueet siirtyvät sujuvasti toisiinsa ja vaikuttavat HF-radioaaltojen etenemiseen eri tavoin. Ionosfäärin ylempi kerros on merkitty kirjaimella F... Täällä ionisaatioaste on korkein (varautuneiden hiukkasten osuus on luokkaa 10 –4). Se sijaitsee yli 150 km:n korkeudessa maan pinnan yläpuolella ja sillä on tärkein heijastava rooli korkeataajuisten HF-kaistojen radioaaltojen pitkän kantaman etenemisessä. Kesäkuukausina F-alue jakautuu kahteen kerrokseen - F 1 ja F 2. F1-kerros voi miehittää korkeuksia 200-250 km, ja kerros F 2 ikään kuin "kelluu" korkeusalueella 300–400 km. Yleensä kerros F 2 on ionisoitu paljon vahvemmin kuin kerros F yksi . Yö kerros F 1 katoaa ja kerros F 2 jää, menettäen hitaasti jopa 60 % ionisaatioasteestaan. F-kerroksen alapuolella, korkeudessa 90-150 km, on kerros E, jonka ionisaatio tapahtuu Auringon pehmeän röntgensäteilyn vaikutuksesta. E-kerroksen ionisaatioaste on alhaisempi kuin kerroksen F, päivällä 31 ja 25 metrin matalataajuisten HF-kaistojen asemien vastaanotto tapahtuu, kun signaalit heijastuvat kerroksesta E... Yleensä nämä ovat 1000-1500 km:n etäisyydellä sijaitsevia asemia. Yöllä kerroksittain E ionisaatio laskee jyrkästi, mutta tälläkin hetkellä sillä on edelleen huomattava rooli signaalien vastaanottamisessa 41, 49 ja 75 m:n asemilta.
Alueella syntyy suurta mielenkiintoa korkeataajuisten 16, 13 ja 11 metrin HF-taajuuksien signaalien vastaanottoon. E voimakkaasti lisääntyneen ionisoitumisen välikerrokset (pilvet). Näiden pilvien pinta-ala voi vaihdella muutamasta satoihin neliökilometreihin. Tätä lisääntyneen ionisaation kerrosta kutsutaan satunnaiseksi kerrokseksi E ja merkitty Es... Es-pilvet voivat liikkua ionosfäärissä tuulen vaikutuksesta ja saavuttaa jopa 250 km/h nopeuden. Kesällä keskileveysasteilla päiväsaikaan Es-pilvien aiheuttamien radioaaltojen alkuperä on 15–20 päivää kuukaudessa. Päiväntasaajan alueella se on lähes aina läsnä, ja korkeilla leveysasteilla se näkyy yleensä yöllä. Joskus alhaisen auringon aktiivisuuden vuosina, kun korkeataajuisilla HF-kaistoilla ei ole lähetystä, 16, 13 ja 11 m kaistoilla, yhtäkkiä ilmestyy kaukaisia asemia hyvällä äänenvoimakkuudella, joiden signaalit heijastuvat toistuvasti Es:stä.
Ionosfäärin alin alue on alue D sijaitsee 50-90 km korkeudessa. Täällä on suhteellisen vähän vapaita elektroneja. Alueelta D pitkät ja keskipitkät aallot heijastuvat hyvin, ja matalataajuisten HF-asemien signaalit absorboituvat voimakkaasti. Auringonlaskun jälkeen ionisaatio katoaa hyvin nopeasti ja on mahdollista vastaanottaa kaukaisia 41, 49 ja 75 metrin asemia, joiden signaalit heijastuvat kerroksista F 2 ja E... Ionosfäärin erillisillä kerroksilla on tärkeä rooli HF-radioasemien signaalien leviämisessä. Vaikutus radioaalloihin johtuu pääasiassa vapaiden elektronien läsnäolosta ionosfäärissä, vaikka radioaaltojen etenemismekanismi liittyy suurten ionien läsnäoloon. Jälkimmäiset kiinnostavat myös opiskelussa kemiallisia ominaisuuksia ilmakehään, koska ne ovat aktiivisempia kuin neutraalit atomit ja molekyylit. Ionosfäärissä tapahtuvilla kemiallisilla reaktioilla on tärkeä rooli sen energia- ja sähkötasapainossa.
Normaali ionosfääri. Geofysikaalisilla raketteilla ja satelliiteilla tehdyt havainnot tuottivat massan uusi tieto, mikä osoittaa, että ilmakehän ionisoituminen tapahtuu laajaspektrisen auringonsäteilyn vaikutuksesta. Sen pääosa (yli 90 %) on keskittynyt spektrin näkyvään osaan. Auringon ilmakehän sisäosasta (kromosfääristä) vety säteilee ultraviolettisäteilyä, jonka aallonpituus on lyhyempi ja energialtaan suurempi kuin violetit valonsäteet, ja röntgensäteitä, joiden energia on vielä suurempi, säteilevät kaasut Auringon ulkokuoresta. Aurinko (korona).
Ionosfäärin normaali (keskimääräinen) tila johtuu jatkuvasta voimakkaasta säteilystä. Normaalissa ionosfäärissä tapahtuu säännöllisiä muutoksia Maan vuorokausikierron ja auringonvalon tulokulman keskipäivän vuodenaikojen erojen vaikutuksesta, mutta myös arvaamattomia ja äkillisiä muutoksia ionosfäärin tilassa tapahtuu.
Häiriöt ionosfäärissä.
Kuten tiedätte, Auringossa esiintyy voimakkaita syklisesti toistuvia toiminnan ilmenemismuotoja, jotka saavuttavat maksiminsa 11 vuoden välein. Kansainvälisen geofysikaalisen vuoden (IGY) ohjelman havainnot osuivat korkeimman auringon aktiivisuuden jaksoon koko systemaattisten meteorologisten havaintojen ajan, ts. 1700-luvun alusta. Korkean aktiivisuuden aikana joidenkin Auringon alueiden kirkkaus kasvaa useita kertoja, ja ultravioletti- ja röntgensäteilyn teho kasvaa jyrkästi. Tällaisia ilmiöitä kutsutaan auringonpurkausiksi. Ne kestävät muutamasta minuutista yhdestä kahteen tuntiin. Purkauksen aikana aurinkoplasma (pääasiassa protonit ja elektronit) purkautuu ja alkuainehiukkaset syöksyvät avaruuteen. Auringon sähkömagneettinen ja korpuskulaarinen säteily tällaisten soihdutushetkellä vaikuttaa voimakkaasti Maan ilmakehään.
Alkureaktio havaitaan 8 minuuttia taudinpurkauksen jälkeen, kun voimakas ultravioletti- ja röntgensäteily saavuttaa maan. Tämän seurauksena ionisaatio nousee jyrkästi; Röntgensäteet tunkeutuvat ilmakehään ionosfäärin alarajalle asti; elektronien määrä näissä kerroksissa kasvaa niin paljon, että radiosignaalit absorboituvat lähes kokonaan ("sammuvat"). Säteilyn lisäabsorptio saa kaasun lämpenemään, mikä edistää tuulien kehittymistä. Ionisoitu kaasu on sähköjohdin ja liikkuessaan maan magneettikentässä ilmenee dynamon vaikutus ja syntyy sähkövirtaa. Tällaiset virrat voivat puolestaan aiheuttaa havaittavia häiriöitä magneettikentässä ja ilmetä magneettisina myrskyinä.
Ylemmän ilmakehän rakenteen ja dynamiikan määräävät olennaisesti epätasapaino termodynaamisissa tunneprosesseissa, jotka liittyvät auringonsäteilyn aiheuttamaan ionisaatioon ja dissosiaatioon, kemialliset prosessit, molekyylien ja atomien virittyminen, niiden deaktivoituminen, törmäys ja muut alkuaineprosessit. Tässä tapauksessa epätasapainon aste kasvaa korkeuden mukana, kun tiheys pienenee. 500–1000 km:n korkeudelle ja usein jopa korkeammallekin yläilmakehän monien ominaisuuksien epätasapainoaste on riittävän pieni, mikä mahdollistaa sen kuvauksessa klassisen ja hydrodynaamisen hydrodynamiikan käyttämisen kemialliset reaktiot huomioon ottaen.
Eksosfääri on useiden satojen kilometrien korkeudelta alkava Maan ilmakehän uloin kerros, josta kevyitä, nopeasti liikkuvia vetyatomeja voi karata avaruuteen.
Edward Kononovich
Kirjallisuus:
Pudovkin M.I. Aurinkofysiikan perusteet... SPb, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Tähtitiede tänään... Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Materiaalit Internetissä: http://ciencia.nasa.gov/
Ilmakehä (kreikan sanoista ατμός - "höyry" ja σφαῖρα - "pallo") on taivaankappaleen kaasumainen verho, jota painovoima pitää sen ympärillä. Ilmakehä on planeetan kaasumainen vaippa, joka koostuu erilaisten kaasujen, vesihöyryn ja pölyn seoksesta. Aineen vaihto Maan ja kosmoksen välillä tapahtuu ilmakehän kautta. Maa vastaanottaa kosmista pölyä ja meteoriittimateriaalia, menettää kevyimmät kaasut: vedyn ja heliumin. Maan ilmakehää läpäisee läpi ja läpi voimakas Auringon säteily, joka määrittää planeetan pinnan lämpötilan ja aiheuttaa ilmakehän kaasujen molekyylien dissosioitumisen ja atomien ionisoitumisen.
Maan ilmakehä sisältää happea, jota useimmat elävät organismit käyttävät hengitykseen, ja hiilidioksidia, jota kasvit, levät ja sinilevät kuluttavat fotosynteesin aikana. Ilmakehä on myös planeetan suojaava kerros, joka suojaa sen asukkaita auringon ultraviolettisäteilyltä.
Kaikilla massiivisilla kappaleilla - maanpäällisillä planeetoilla, kaasujättiläisillä - on ilmakehä.
Ilmakehän koostumus
Ilmakehä on kaasuseos, joka koostuu typestä (78,08 %), hapesta (20,95 %), hiilidioksidista (0,03 %), argonista (0,93 %), pienestä määrästä heliumia, neonista, ksenonista, kryptonista (0,01 %) , 0,038 % hiilidioksidia ja pieniä määriä vetyä, heliumia ja muita jalokaasuja ja epäpuhtauksia.
Maan ilman nykyaikainen koostumus vakiintui yli sata miljoonaa vuotta sitten, mutta ihmisen dramaattisesti lisääntynyt tuotantoaktiivisuus johti silti sen muutokseen. Tällä hetkellä CO 2 -pitoisuuden on havaittu lisääntyneen noin 10-12 % Ilmakehään joutuvilla kaasuilla on erilainen toiminnallinen rooli. Näiden kaasujen pääasiallisen merkityksen määrittää kuitenkin ensisijaisesti se, että ne absorboivat erittäin voimakkaasti säteilyenergiaa ja vaikuttavat siten merkittävästi Maan pinnan ja ilmakehän lämpötilaolosuhteisiin.
Planeetan ilmakehän alkuperäinen koostumus riippuu yleensä auringon kemiallisista ja lämpötilaominaisuuksista planeettojen muodostumisen ja sitä seuraavan ulkoisten kaasujen vapautumisen aikana. Sitten kaasuvaipan koostumus kehittyy eri tekijöiden vaikutuksesta.
Venuksen ja Marsin ilmakehä on enimmäkseen hiilidioksidia, johon on lisätty vähän typpeä, argonia, happea ja muita kaasuja. Maan ilmakehä on suurelta osin siinä elävien organismien tuote. Matalan lämpötilan kaasujättiläiset - Jupiter, Saturnus, Uranus ja Neptunus - voivat pitää sisällään pääasiassa alhaisen molekyylipainon kaasuja - vetyä ja heliumia. Korkean lämpötilan kaasujättiläiset, kuten Osiris tai 51 Pegasi b, päinvastoin, eivät pysty pitämään sitä ja niiden ilmakehän molekyylit ovat hajallaan avaruudessa. Tämä prosessi on hidas ja jatkuva.
typpi, ilmakehän yleisin kaasu, se ei ole kemiallisesti aktiivinen.
Happi, toisin kuin typpi, se on erittäin aktiivinen kemiallinen alkuaine. Hapen erityistehtävä on heterotrofisten organismien, kivien ja tulivuorten ilmakehään päästämien alihapettuneiden kaasujen orgaanisen aineksen hapetus. Ilman happea kuollut orgaaninen aines ei hajoaisi.
Ilmakehän rakenne
Ilmakehän rakenne koostuu kahdesta osasta: sisempi troposfääri, stratosfääri, mesosfääri ja termosfääri eli ionosfääri ja ulompi, magnetosfääri (eksosfääri).
1) Troposfääri- tämä on ilmakehän alaosa, johon on keskittynyt 3 \ 4, ts. ~80 % koko maapallon ilmakehästä. Sen korkeus määräytyy maanpinnan ja valtameren kuumenemisen aiheuttamien pystysuorien (nousevien tai laskevien) ilmavirtojen voimakkuuden mukaan, joten troposfäärin paksuus päiväntasaajalla on 16-18 km, lauhkeilla leveysasteilla 10-11 km, ja pylväissä - jopa 8 km. Ilman lämpötila troposfäärissä korkeudessa laskee 0,6 ° C jokaista 100 metriä kohden ja vaihtelee +40 - -50 ° C.
2) Stratosfääri sijaitsee troposfäärin yläpuolella ja sen korkeus on jopa 50 km planeetan pinnasta. Lämpötila korkeudessa 30 km on vakio -50 ° C. Sitten se alkaa nousta ja saavuttaa 50 km korkeudessa + 10ºС.
Biosfäärin yläraja on otsoniverkko.
Otsoniseinä on stratosfäärissä oleva ilmakehän kerros, joka sijaitsee eri korkeuksilla maan pinnasta ja jonka otsonin enimmäistiheys on 20-26 km:n korkeudessa.
Otsonikerroksen korkeudeksi navoilla on arvioitu 7-8 km, päiväntasaajalla 17-18 km ja otsonin enimmäiskorkeus on 45-50 km. Otsoniruudun yläpuolella elämä on mahdotonta auringon ankaran ultraviolettisäteilyn vuoksi. Jos puristat kaikki otsonimolekyylit, saat noin 3 mm:n kerroksen planeetan ympärille.
3) Mesosfääri- tämän kerroksen yläraja sijaitsee 80 km:n korkeudella. Sen pääominaisuus on lämpötilan jyrkkä lasku -90 ° C ylärajassa. Täällä tallennetaan noktiluenttipilviä, jotka koostuvat jääkiteistä.
4) Ionosfääri (termosfääri) - sijaitsee 800 km:n korkeudessa ja sille on ominaista merkittävä lämpötilan nousu:
150 km lämpötila + 240 ° С,
200 km lämpötila + 500 ° С,
600 km lämpötila + 1500 °C.
Auringon ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta kaasut ovat ionisoituneessa tilassa. Ionisaatio liittyy kaasujen hehkuun ja revontulien ilmestymiseen.
Ionosfääri pystyy heijastamaan radioaaltoja toistuvasti, mikä tarjoaa pitkän matkan radioviestinnän planeetalla.
5) Eksosfääri- sijaitsee yli 800 km ja ulottuu jopa 3000 km. Täällä lämpötila on > 2000 °C. Kaasujen nopeus lähestyy kriittistä ~ 11,2 km/s. Hallitsevat vedyn ja heliumin atomit, jotka muodostavat valovoimaisen koronan maapallon ympärille, joka ulottuu 20 000 km:n korkeuteen.
Ilmakehän toiminnot
1) Lämmönsäätö - sää ja ilmasto maapallolla riippuvat lämmön ja paineen jakautumisesta.
2) Elämäntuki.
3) Troposfäärissä on ilmamassojen globaali pystysuora ja vaakasuora liike, joka määrää veden kierron, lämmönvaihdon.
4) Lähes kaikki pinnat ovat geologisia prosesseja, jotka johtuvat ilmakehän, litosfäärin ja hydrosfäärin vuorovaikutuksesta.
5) Suojaava - ilmakehä suojaa maata avaruudesta, auringon säteilyltä ja meteoriittipölyltä.
Ilmakehän toiminnot... Ilman ilmakehää elämä maapallolla olisi mahdotonta. Ihminen kuluttaa 12-15 kg päivässä. ilmaa, hengittäen joka minuutti 5-100 litraa, mikä ylittää merkittävästi päivittäisen ruoan ja veden tarpeen. Lisäksi ilmakehä suojaa ihmistä luotettavasti vaaroilta, jotka uhkaavat häntä avaruudesta: se ei päästä meteoriittien ja kosmisen säteilyn läpi. Ihminen voi elää ilman ruokaa viisi viikkoa, ilman vettä viisi päivää, ilman ilmaa viisi minuuttia. Normaali ihmisen toiminta ei vaadi vain ilmaa, vaan myös sen tiettyä puhtautta. Ihmisten terveys, kasviston ja eläimistön tila, rakennusten ja rakenteiden rakenteiden lujuus ja kestävyys riippuvat ilman laadusta. Saastunut ilma on haitallista vesille, maalle, merille ja maaperälle. Ilmakehä määrittää valon ja säätelee maan lämpöolosuhteita, myötävaikuttaa lämmön uudelleenjakaumiseen maapallolla. Kaasukuori suojaa maata liialliselta jäähtymiseltä ja kuumenemiselta. Jos planeettamme ei ympäröity ilmakuorella, lämpötilan vaihteluiden amplitudi nousisi vuorokaudessa 200 C:een. Ilmakehä säästää kaiken maapallolla elävän tuhoisilta ultravioletti-, röntgen- ja kosmisilta säteiltä. Ilmakehä on erittäin tärkeä valon jakautumisessa. Hänen ilmansa särkyy auringonsäteet miljoonaksi pieneksi säteeksi, hajottaa ne ja luo tasaisen valaistuksen. Tunnelma toimii äänikanavana.
Ilmakehä on maan ilmavaippa. Jopa 3000 km:n päähän maanpinnasta. Sen jäljet voidaan jäljittää 10 000 kilometrin korkeuteen asti. A.:n tiheys on epätasainen 50 5 sen massat keskittyvät 5 km:iin asti, 75% 10 km:iin asti, 90% 16 km:iin asti.
Ilmakehä koostuu ilmasta - useiden kaasujen mekaanisesta seoksesta.
Typpi(78 %) ilmakehässä toimii happilaimentimena, sääteleen hapettumisnopeutta ja siten biologisten prosessien nopeutta ja intensiteettiä. Typpi on maapallon ilmakehän pääalkuaine, joka vaihtuu jatkuvasti biosfäärin elävän aineen kanssa, ja typpiyhdisteet (aminohapot, puriinit jne.) ovat sen osia. Typen uuttaminen ilmakehästä tapahtuu epäorgaanisia ja biokemiallisia reittejä pitkin, vaikka ne liittyvätkin läheisesti toisiinsa. Epäorgaaninen uutto liittyy sen yhdisteiden N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3 muodostumiseen. Niitä löytyy ilmakehän sateista ja muodostuu ilmakehässä sähköpurkausten vaikutuksesta ukkosmyrskyjen aikana tai valokemiallisten reaktioiden vaikutuksesta auringon säteilyn vaikutuksesta.
Biologinen typen sitoutuminen tapahtuu jotkin bakteerit symbioosissa kanssa korkeammat kasvit maaperässä. Typpeä sitovat myös jotkut planktoniset mikro-organismit ja levät meriympäristössä. Kvantitatiivisesti biologinen typen sitoutuminen ylittää sen epäorgaanisen sitoutumisen. Kaiken typen vaihto ilmakehässä kestää noin 10 miljoonaa vuotta. Typpeä löytyy vulkaanista alkuperää olevista kaasuista ja magmakivistä. Kun erilaisia näytteitä kiteisistä kivistä ja meteoriiteista kuumennetaan, typpeä vapautuu N 2- ja NH 3 -molekyylien muodossa. Typen esiintymisen pääasiallinen muoto sekä maan päällä että maanpäällisillä planeetoilla on kuitenkin molekyylinen. Yläilmakehään joutunut ammoniakki hapettuu nopeasti vapauttaen typpeä. Sedimenttikivissä se hautautuu orgaanisen aineen kanssa ja sitä esiintyy lisääntyneenä bitumiesiintymissä. Näiden kivien alueellisen muodonmuutoksen aikana typpeä vapautuu eri muodoissa maan ilmakehään.
Geokemiallinen typen kierto (
Happi(21 %) elävät organismit käyttävät hengitykseen, on osa orgaanista ainesta (proteiinit, rasvat, hiilihydraatit). Otsoni O3. pidättää auringon ultraviolettisäteilyn, joka on hengenvaarallinen.
Happi on toiseksi yleisin kaasu ilmakehässä, ja sillä on erittäin tärkeä rooli monissa biosfäärin prosesseissa. Sen olemassaolon hallitseva muoto on O 2. Ilmakehän ylemmissä kerroksissa happimolekyylit hajoavat ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta, ja noin 200 km:n korkeudessa atomihapen suhde molekyyliin (O:O 2) tulee 10:ksi. happi vuorovaikuttavat ilmakehässä (20-30 km korkeudessa) otsonivyöhyke (otsoniverkko). Otsoni (O 3) on välttämätön eläville organismeille, sillä se vangitsee suurimman osan auringon ultraviolettisäteilystä, joka on tuhoisaa niille.
Maan kehityksen alkuvaiheessa vapaata happea ilmaantui hyvin pieniä määriä hiilidioksidin ja vesimolekyylien fotodissosioitumisen seurauksena yläilmakehässä. Nämä pienet määrät kuluivat kuitenkin nopeasti muiden kaasujen hapettumiseen. Autotrofisten fotosynteettisten organismien tultua valtamereen tilanne on muuttunut merkittävästi. Ilmakehän vapaan hapen määrä alkoi kasvaa asteittain hapettaen aktiivisesti monia biosfäärin komponentteja. Joten vapaan hapen ensimmäiset osat vaikuttivat ensisijaisesti raudan rautamuotojen muuttumiseen oksidiksi ja sulfidien sulfaatiksi.
Lopulta vapaan hapen määrä Maan ilmakehässä saavutti tietyn massan ja tasapainotettiin siten, että syntyvä määrä tuli yhtä suureksi kuin absorboitunut määrä. Ilmakehässä määritettiin vapaan hapen suhteellinen pysyvyys.
Geokemiallinen happikierto (V.A. Vronsky, G.V. Voitkevich)
Hiilidioksidi, menee elävän aineen muodostumiseen ja yhdessä vesihöyryn kanssa luo niin sanotun "kasvihuoneilmiön".
Hiili (hiilidioksidi) - suurin osa siitä ilmakehässä on CO 2 -muodossa ja paljon vähemmän CH 4 -muodossa. Hiilen geokemiallisen historian arvo biosfäärissä on erittäin korkea, koska se on osa kaikkia eläviä organismeja. Elävien organismien rajoissa hiilen pelkistyneet muodot ovat vallitsevia ja biosfäärin ympäristössä hapettuneet. Näin saadaan aikaan elinkaaren kemiallinen vaihto: СО 2 ↔ elävä aine.
Primaarisen hiilidioksidin lähde biosfäärissä on vulkaaninen toiminta, joka liittyy vaipan ja maankuoren alempien horisonttien maalliseen kaasunpoistoon. Osa tästä hiilidioksidista syntyy muinaisten kalkkikivien lämpöhajoamisesta eri muodonmuutosalueilla. CO2:n kulkeutuminen biosfäärissä etenee kahdella tavalla.
Ensimmäinen menetelmä ilmaistaan CO 2:n imeytymisessä fotosynteesin prosessissa, jossa muodostuu orgaanista ainetta ja sen jälkeen hautaaminen suotuisissa pelkistävissä olosuhteissa litosfäärissä turpeen, hiilen, öljyn, öljyliuskeen muodossa. Toisen menetelmän mukaan hiilen kulkeutuminen johtaa karbonaattijärjestelmän syntymiseen hydrosfäärissä, jossa CO 2 muuttuu H 2 CO 3:ksi, HCO 3 -1:ksi, CO 3 -2:ksi. Sitten karbonaattien saostuminen tapahtuu kalsiumin (harvemmin magnesiumin ja raudan) mukana biogeenisellä ja abiogeenisellä tavalla. Näkyviin tulee paksuja kalkkikiveä ja dolomiittia. A.B:n mukaan Ronov, orgaanisen hiilen (Corg) suhde karbonaattihiileen (Ccarb) biosfäärin historiassa oli 1:4.
Maailmanlaajuisen hiilen kierron ohella on myös useita sen pieniä kiertokulkuja. Joten maalla vihreät kasvit imevät hiilidioksidia fotosynteesiprosessia varten päiväsaikaan, ja yöllä ne vapauttavat sen ilmakehään. Kun elävät organismit kuolevat maan pinnalla, orgaanisten aineiden hapettuminen (mikro-organismien osallistuessa) tapahtuu hiilidioksidin vapautuessa ilmakehään. Viime vuosikymmeninä erityinen paikka hiilen kierrossa on ollut fossiilisten polttoaineiden massiivisella poltolla ja niiden pitoisuuden lisääntymisellä nykyaikaisessa ilmakehässä.
Hiilen kiertokulku maantieteellisessä verhossa (F. Ramad, 1981)
Argon- kolmanneksi yleisin ilmakehän kaasu, joka erottaa sen jyrkästi muista erittäin huonosti jakautuneista inerttistä kaasuista. Argonilla on kuitenkin geologisessa historiassaan näiden kaasujen kohtalo, joille on ominaista kaksi ominaisuutta:
- niiden ilmakehään kerääntymisen peruuttamattomuus;
- läheinen yhteys tiettyjen epävakaiden isotooppien radioaktiiviseen hajoamiseen.
Inertit kaasut ovat useimpien maapallon biosfäärissä olevien syklisten alkuaineiden kierron ulkopuolella.
Kaikki inertit kaasut voidaan luokitella primäärisiksi ja radiogeenisiksi. Ensisijaiset ovat ne, jotka Maa vangitsi muodostumisen aikana. Ne ovat erittäin harvinaisia. Argonin pääosaa edustavat pääasiassa isotoopit 36 Ar ja 38 Ar, kun taas ilmakehän argon koostuu kokonaan isotoopista 40 Ar (99,6 %), joka on epäilemättä radiogeeninen. Kaliumia sisältäviin kiviin radiogeenisen argonin kertymistä tapahtui kalium-40:n hajoamisen vuoksi elektronien sieppaamisen seurauksena: 40 K + e → 40 Ar.
Siksi kivien argonpitoisuus määräytyy niiden iän ja kaliumin perusteella. Tässä määrin heliumin pitoisuus kivissä on funktio niiden iästä sekä torium- ja uraanipitoisuudesta. Argonia ja heliumia vapautuu ilmakehään maan syvyydestä tulivuorenpurkauksissa, maankuoren halkeamia pitkin kaasusuihkujen muodossa ja myös kivien rapautuessa. P. Daimonin ja J. Culpin tekemien laskelmien mukaan helium ja argon kerääntyvät nykyaikana maankuoreen ja pääsevät ilmakehään suhteellisen pieniä määriä. Näiden radiogeenisten kaasujen sisäänvirtausnopeus on niin alhainen, että se ei pystynyt tarjoamaan niiden havaittua pitoisuutta nykyaikaisessa ilmakehässä Maan geologisen historian aikana. Siksi jää olettaa, että suurin osa ilmakehän argonista tuli Maan suolistosta sen varhaisemmassa kehitysvaiheessa, ja paljon vähemmän lisättiin myöhemmin tulivuoren muodostumisprosessissa ja kaliumia sisältävien kivien rapautuessa.
Siten heliumilla ja argonilla on ollut erilaisia migraatioprosesseja geologisen ajan kuluessa. Helium ilmakehässä on hyvin pientä (noin 5 * 10 -4%), ja Maan "heliumhengitys" oli helpompaa, koska se kevyimpana kaasuna pääsi avaruuteen. Ja "argonhengitys" oli raskasta ja argon pysyi planeettamme rajoissa. Suurin osa primäärisistä inerteistä kaasuista, kuten neonista ja ksenonista, yhdistettiin primaariseen neoniin, jonka Maan vangitsi sen muodostumisen aikana, sekä vapautumiseen vaipan kaasunpoiston aikana ilmakehään. Koko jalokaasujen geokemian tietojoukko osoittaa, että Maan ensisijainen ilmakehä syntyi sen kehityksen varhaisessa vaiheessa.
Tunnelma sisältää ja vesihöyry ja vettä nestemäisessä ja kiinteässä tilassa. Ilmakehän vesi on tärkeä lämmönvaraaja.
Alemmassa ilmakehässä on runsaasti mineraali- ja teollisuuspölyä ja aerosoleja, palamistuotteita, suoloja, kasvien itiöitä ja siitepölyä jne.
100-120 km korkeuteen asti ilman täydellisen sekoittumisen vuoksi ilmakehän koostumus on homogeeninen. Typen ja hapen suhde on vakio. Yllä vallitsevat inertit kaasut, vety jne. Vesihöyryä löytyy ilmakehän alemmista kerroksista. Kun etäisyys maasta, sen sisältö vähenee. Yllä kaasujen suhde muuttuu, esimerkiksi 200-800 km:n korkeudessa happi hallitsee typpeä 10-100-kertaisesti.
> Maan ilmakehään
Kuvaus maan ilmakehää kaiken ikäisille lapsille: mistä ilma koostuu, kaasujen läsnäolo, valokuvien kerrokset, aurinkokunnan kolmannen planeetan ilmasto ja sää.
Pienimmille jo tiedetään, että maapallo on järjestelmämme ainoa planeetta, jolla on elinkelpoinen ilmakehä. Kaasupeite ei ole vain runsaasti ilmaa, vaan se myös suojaa meitä liialliselta lämmöltä ja auringon säteilyltä. Tärkeä selittää lapsille että järjestelmä on suunniteltu uskomattoman hyvin, koska sen avulla pinta lämpenee päivällä ja jäähtyy yöllä säilyttäen samalla hyväksyttävän tasapainon.
Aloittaa selitys lapsille se on mahdollista sillä, että maapallon ilmakehän maapallo ulottuu yli 480 km, mutta suurin osa siitä on 16 km päässä pinnasta. Mitä korkeampi korkeus, sitä pienempi paine. Jos otamme merenpinnan, paine siellä on 1 kg neliösenttimetriä kohti. Mutta 3 km:n korkeudessa se muuttuu - 0,7 kg neliösenttimetriä kohti. Tietenkin tällaisissa olosuhteissa on vaikeampaa hengittää ( lapset voisi tuntea sen, jos he koskaan lähtisivät patikoimaan vuorille).
Maan ilman koostumus - Selitys lapsille
Kaasuista erotetaan:
- Typpi - 78%.
- Happi - 21%.
- Argon - 0,93 %.
- Hiilidioksidi - 0,038%.
- Pieniä määriä sisältää myös vesihöyryä ja muita kaasujen epäpuhtauksia.
Maan ilmakehän kerrokset - selitys lapsille
Vanhemmat tai opettajia koulussa On muistettava, että maapallon ilmakehä on jaettu viiteen tasoon: eksosfääri, termosfääri, mesosfääri, stratosfääri ja troposfääri. Jokaisen kerroksen myötä ilmakehä liukenee yhä enemmän, kunnes kaasut lopulta hajaantuvat avaruuteen.
Troposfääri on lähinnä pintaa. Se muodostaa puolet maapallon ilmakehästä paksuudeltaan 7-20 km. Mitä lähempänä Maata, sitä enemmän ilma lämpenee. Lähes kaikki vesihöyry ja pöly kerätään tänne. Lapset eivät ehkä ole yllättyneitä siitä, että pilvet kelluvat juuri tällä tasolla.
Stratosfääri alkaa troposfääristä ja kohoaa 50 km pinnan yläpuolelle. Täällä on paljon otsonia, joka lämmittää ilmakehän ja säästää haitallisilta auringon säteilyltä. Ilma on 1000 kertaa ohuempaa kuin merenpinnan yläpuolella ja on poikkeuksellisen kuivaa. Siksi lentokoneet tuntuvat täällä hyvältä.
Mesosfääri: 50 km - 85 km pinnan yläpuolella. Huippua kutsutaan mesopaussiksi ja se on viilein paikka maan ilmakehässä (-90 °C). Sitä on erittäin vaikea tutkia, koska suihkukoneet eivät pääse sinne ja satelliittien kiertoratakorkeus on liian korkea. Tiedemiehet tietävät vain, että täällä meteorit palavat.
Termosfääri: 90 km ja välillä 500-1000 km. Lämpötila saavuttaa 1500 astetta. Sitä pidetään osana maan ilmakehää, mutta se on tärkeä selittää lapsille että ilman tiheys täällä on niin alhainen, että suurin osa siitä nähdään jo ulkoavaruudena. Itse asiassa täällä sijaitsevat avaruussukkulat ja kansainvälinen avaruusasema. Lisäksi täällä muodostuu revontulia. Varautuneet kosmiset hiukkaset joutuvat kosketuksiin termosfäärin atomien ja molekyylien kanssa siirtäen ne korkeammalle energiatasolle. Tämän ansiosta näemme nämä valon fotonit aurora borealis -muodossa.
Eksosfääri on korkein kerros. Uskomattoman ohut ilmakehän ja tilan sulautumisen viiva. Koostuu laajalle levinneistä vety- ja heliumhiukkasista.
Maan ilmasto ja sää - selitys lapsille
Pienimmille tarvitsee selittää että maapallo onnistuu säilyttämään monia eläviä lajeja alueellisen ilmaston ansiosta, jota edustavat äärimmäinen kylmä navoilla ja trooppinen lämpö päiväntasaajalla. Lapset pitäisi tietää, että alueilmasto on sää, joka tietyllä alueella pysyy muuttumattomana 30 vuotta. Tietenkin joskus se voi muuttua useita tunteja, mutta suurimmaksi osaksi se pysyy vakaana.
Lisäksi erotetaan myös globaali maanpäällinen ilmasto - keskimääräinen alueellinen ilmasto. Se on muuttunut läpi ihmiskunnan historian. Tänään on luvassa nopeaa lämpenemistä. Tiedemiehet antavat hälytyksen, kun ihmisen toiminnan aiheuttamat kasvihuonekaasut vangitsevat lämpöä ilmakehään ja uhkaavat muuttaa planeettamme Venukseksi.