Come si chiama lo strato superiore dell'atmosfera? Atmosfera
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✪ Terra navicella spaziale(Episodio 14) - Atmosfera
✪ Perché l'atmosfera non è stata trascinata nel vuoto dello spazio?
✪ Ingresso nell'atmosfera terrestre della navicella spaziale "Soyuz TMA-8"
✪ Struttura dell'atmosfera, significato, studio
✪ O. S. Ugolnikov "Atmosfera superiore. Incontro della Terra e dello spazio"
Sottotitoli
Confine dell'atmosfera
L'atmosfera è considerata quell'area intorno alla Terra in cui il mezzo gassoso ruota insieme alla Terra nel suo insieme. L'atmosfera passa gradualmente nello spazio interplanetario, nell'esosfera, a partire da un'altitudine di 500-1000 km dalla superficie terrestre.
Secondo la definizione proposta dall'International Aviation Federation, il confine tra l'atmosfera e lo spazio è tracciato lungo la linea Karmana, situata a un'altitudine di circa 100 km, al di sopra della quale i voli aerei diventano del tutto impossibili. La NASA utilizza il segno dei 122 chilometri (400.000 piedi) come confine dell'atmosfera, dove le navette passano dalle manovre di propulsione alle manovre aerodinamiche.
Proprietà fisiche
Oltre ai gas elencati nella tabella, l'atmosfera contiene 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))), idrocarburi , HCl (\ displaystyle (\ ce (HCl))) , HF (\ displaystyle (\ ce (HF))) , HBr (\ displaystyle (\ ce (HBr))) , CIAO (\ displaystyle ((\ ce (HI)))), coppie Hg (\ displaystyle (\ ce (Hg))) , Io 2 (\ displaystyle (\ ce (I2))) , Br 2 (\ displaystyle (\ ce (Br2))), così come molti altri gas in piccole quantità. Nella troposfera è costantemente presente una grande quantità di particelle solide e liquide in sospensione (aerosol). Il gas più raro nell'atmosfera terrestre è Rn (\ displaystyle (\ ce (Rn))) .
La struttura dell'atmosfera
strato limite dell'atmosfera
Lo strato inferiore della troposfera (spessore 1-2 km), in cui lo stato e le proprietà della superficie terrestre influenzano direttamente la dinamica dell'atmosfera.
Troposfera
Il suo limite superiore è ad un'altitudine di 8-10 km a latitudini polari, 10-12 km a quelle temperate e 16-18 km a latitudini tropicali; inferiore in inverno che in estate.
Lo strato più basso e principale dell'atmosfera contiene più dell'80% della massa totale aria atmosferica e circa il 90% di tutto il vapore acqueo nell'atmosfera. Turbolenza e convezione sono fortemente sviluppate nella troposfera, compaiono nuvole, si sviluppano cicloni e anticicloni. La temperatura diminuisce con l'altitudine con una pendenza verticale media di 0,65°/100 metri.
tropopausa
Lo strato di transizione dalla troposfera alla stratosfera, lo strato dell'atmosfera in cui si interrompe la diminuzione della temperatura con l'altezza.
Stratosfera
Lo strato dell'atmosfera situato ad un'altitudine compresa tra 11 e 50 km. Sono tipici un leggero cambiamento di temperatura nello strato di 11-25 km (strato inferiore della stratosfera) e il suo aumento nello strato di 25-40 km da meno 56,5 a più 0,8 °C (stratosfera superiore o regione di inversione). Raggiunto un valore di circa 273 K (quasi 0 °C) ad una quota di circa 40 km, la temperatura rimane costante fino ad una quota di circa 55 km. Questa regione a temperatura costante è chiamata stratopausa ed è il confine tra la stratosfera e la mesosfera.
Stratopausa
Lo strato limite dell'atmosfera tra la stratosfera e la mesosfera. C'è un massimo nella distribuzione verticale della temperatura (circa 0 °C).
Mesosfera
Termosfera
Il limite superiore è di circa 800 km. La temperatura sale a quote di 200-300 km, dove raggiunge valori dell'ordine di 1500 K, dopodiché si mantiene pressoché costante fino alle quote elevate. Sotto l'azione della radiazione solare e della radiazione cosmica, l'aria viene ionizzata ("luci polari"): le principali regioni della ionosfera si trovano all'interno della termosfera. Ad altitudini superiori a 300 km, predomina l'ossigeno atomico. Il limite superiore della termosfera è in gran parte determinato dall'attività attuale del Sole. Durante i periodi di bassa attività, ad esempio nel 2008-2009, si verifica una notevole diminuzione delle dimensioni di questo livello.
Termopausa
La regione dell'atmosfera sopra la termosfera. In questa regione l'assorbimento della radiazione solare è insignificante e la temperatura non cambia con l'altezza.
Exosphere (sfera a dispersione)
Fino a un'altezza di 100 km, l'atmosfera è una miscela omogenea e ben miscelata di gas. Negli strati più alti, la distribuzione dei gas in altezza dipende dalle loro masse molecolari, la concentrazione dei gas più pesanti diminuisce più velocemente con la distanza dalla superficie terrestre. A causa della diminuzione della densità del gas, la temperatura scende da 0 °C nella stratosfera a meno 110 °C nella mesosfera. Tuttavia, l'energia cinetica delle singole particelle ad altitudini di 200-250 km corrisponde a una temperatura di ~ 150 °C. Oltre i 200 km si osservano significative fluttuazioni di temperatura e densità del gas nel tempo e nello spazio.
Ad un'altitudine di circa 2000-3500 km, l'esosfera passa gradualmente nella cosiddetta vicino al vuoto spaziale, che è pieno di rare particelle di gas interplanetario, principalmente atomi di idrogeno. Ma questo gas è solo una parte della materia interplanetaria. L'altra parte è composta da particelle simili a polvere di origine cometaria e meteorica. Oltre alle particelle di polvere estremamente rarefatte, in questo spazio penetrano radiazioni elettromagnetiche e corpuscolari di origine solare e galattica.
Panoramica
La troposfera rappresenta circa l'80% della massa dell'atmosfera, la stratosfera rappresenta circa il 20%; la massa della mesosfera non è superiore allo 0,3%, la termosfera è inferiore allo 0,05% della massa totale dell'atmosfera.
In base alle proprietà elettriche nell'atmosfera, emettono la neutrosfera e ionosfera .
A seconda della composizione del gas nell'atmosfera, emettono omosfera e eterosfera. eterosfera- questa è un'area in cui la gravità influisce sulla separazione dei gas, poiché la loro miscelazione a tale altezza è trascurabile. Da qui segue la composizione variabile dell'eterosfera. Al di sotto di esso si trova una parte dell'atmosfera ben mescolata e omogenea, chiamata omosfera. Il confine tra questi strati è chiamato turbopausa, si trova ad un'altitudine di circa 120 km.
Altre proprietà dell'atmosfera ed effetti sul corpo umano
Già a un'altitudine di 5 km sul livello del mare, una persona non addestrata sviluppa una carenza di ossigeno e, senza adattamento, le prestazioni di una persona sono significativamente ridotte. Qui finisce la zona fisiologica dell'atmosfera. La respirazione umana diventa impossibile a un'altitudine di 9 km, sebbene fino a circa 115 km l'atmosfera contenga ossigeno.
L'atmosfera ci fornisce l'ossigeno di cui abbiamo bisogno per respirare. Tuttavia, a causa del calo della pressione totale dell'atmosfera man mano che si sale in quota, anche la pressione parziale dell'ossigeno diminuisce di conseguenza.
Storia della formazione dell'atmosfera
Secondo la teoria più comune, l'atmosfera terrestre è stata in tre diverse composizioni nel corso della sua storia. Inizialmente, era costituito da gas leggeri (idrogeno ed elio) catturati dallo spazio interplanetario. Questo cosiddetto atmosfera primaria. Nella fase successiva, l'attività vulcanica attiva ha portato alla saturazione dell'atmosfera con gas diversi dall'idrogeno (anidride carbonica, ammoniaca, vapore acqueo). Questo è come atmosfera secondaria. Questa atmosfera era rigenerante. Inoltre, il processo di formazione dell'atmosfera è stato determinato dai seguenti fattori:
- fuoriuscita di gas leggeri (idrogeno ed elio) nello spazio interplanetario;
- reazioni chimiche che si verificano nell'atmosfera sotto l'influenza di radiazioni ultraviolette, scariche di fulmini e altri fattori.
A poco a poco, questi fattori hanno portato alla formazione atmosfera terziaria, caratterizzato da un contenuto molto più basso di idrogeno e da un contenuto molto più alto di azoto e anidride carbonica (formata a seguito di reazioni chimiche da ammoniaca e idrocarburi).
Azoto
La formazione di una grande quantità di azoto è dovuta all'ossidazione dell'atmosfera ammoniaca-idrogeno da parte dell'ossigeno molecolare O 2 (\ displaystyle (\ ce (O2))), che iniziò a provenire dalla superficie del pianeta a seguito della fotosintesi, a partire da 3 miliardi di anni fa. Anche azoto N 2 (\ displaystyle (\ ce (N2))) viene rilasciato nell'atmosfera a seguito della denitrificazione dei nitrati e di altri composti contenenti azoto. L'azoto viene ossidato dall'ozono a NO (\ displaystyle ((\ ce (NO)))) negli strati superiori dell'atmosfera.
Azoto N 2 (\ displaystyle (\ ce (N2))) entra in reazioni solo in condizioni specifiche (ad esempio, durante una scarica di fulmini). L'ossidazione dell'azoto molecolare da parte dell'ozono durante le scariche elettriche viene utilizzata in piccole quantità nella produzione industriale di fertilizzanti azotati. Può essere ossidato con un basso consumo energetico e convertito in forma biologicamente attiva da cianobatteri (alghe azzurre) e batteri noduli che formano simbiosi rizobiale con i legumi, che possono essere efficaci piante da sovescio che non impoveriscono, ma arricchiscono il terreno di fertilizzanti naturali.
Ossigeno
La composizione dell'atmosfera iniziò a cambiare radicalmente con l'avvento degli organismi viventi sulla Terra, a seguito della fotosintesi, accompagnata dal rilascio di ossigeno e dall'assorbimento di anidride carbonica. Inizialmente, l'ossigeno veniva speso per l'ossidazione dei composti ridotti: ammoniaca, idrocarburi, la forma ferrosa del ferro contenuta negli oceani e altri. Al termine di questa fase, il contenuto di ossigeno nell'atmosfera ha cominciato a crescere. A poco a poco, si formò un'atmosfera moderna con proprietà ossidanti. Poiché ciò ha causato cambiamenti seri e bruschi in molti processi che si verificano nell'atmosfera, nella litosfera e nella biosfera, questo evento è stato chiamato la catastrofe dell'ossigeno.
gas nobili
Inquinamento dell'aria
Recentemente, l'uomo ha cominciato a influenzare l'evoluzione dell'atmosfera. Il risultato dell'attività umana è stato un costante aumento del contenuto di anidride carbonica nell'atmosfera dovuto alla combustione di combustibili idrocarburici accumulati in precedenti epoche geologiche. Enormi quantità vengono consumate nella fotosintesi e assorbite dagli oceani del mondo. Questo gas entra nell'atmosfera per la decomposizione di rocce carbonatiche e sostanze organiche di origine vegetale e animale, oltre che per vulcanismo e attività produttive umane. Contenuto negli ultimi 100 anni CO 2 (\ displaystyle (\ ce (CO2))) nell'atmosfera è aumentata del 10%, con la maggior parte (360 miliardi di tonnellate) proveniente dalla combustione di combustibili. Se il tasso di crescita della combustione del carburante continua, nei prossimi 200-300 anni l'importo CO 2 (\ displaystyle (\ ce (CO2))) raddoppia nell'atmosfera e può portare a
L'atmosfera iniziò a formarsi insieme alla formazione della Terra. Nel corso dell'evoluzione del pianeta e quando i suoi parametri si sono avvicinati ai valori moderni, ci sono stati cambiamenti fondamentalmente qualitativi nella sua composizione chimica e Proprietà fisiche. Secondo il modello evolutivo, in una fase iniziale, la Terra era in uno stato fuso e si era formata come un corpo solido circa 4,5 miliardi di anni fa. Questa pietra miliare è considerata l'inizio della cronologia geologica. Da quel momento iniziò la lenta evoluzione dell'atmosfera. Alcuni processi geologici (ad esempio, fuoriuscite di lava durante le eruzioni vulcaniche) sono stati accompagnati dal rilascio di gas dalle viscere della Terra. Includevano azoto, ammoniaca, metano, vapore acqueo, ossido di CO2 e anidride carbonica CO2. Sotto l'influenza della radiazione ultravioletta solare, il vapore acqueo si è decomposto in idrogeno e ossigeno, ma l'ossigeno rilasciato ha reagito con il monossido di carbonio, formando anidride carbonica. L'ammoniaca si decompone in azoto e idrogeno. L'idrogeno, nel processo di diffusione, si sollevava e lasciava l'atmosfera, mentre l'azoto più pesante non poteva fuoriuscire e gradualmente si accumulava, diventando il componente principale, anche se parte di esso si legava alle molecole per effetto di reazioni chimiche ( cm. CHIMICA DELL'ATMOSFERA). Sotto l'influenza dei raggi ultravioletti e delle scariche elettriche, una miscela di gas che erano presenti nell'atmosfera originale della Terra è entrata in reazioni chimiche, a seguito delle quali si sono formate sostanze organiche, in particolare amminoacidi. Con l'avvento delle piante primitive iniziò il processo di fotosintesi, accompagnato dal rilascio di ossigeno. Questo gas, soprattutto dopo la diffusione nell'atmosfera superiore, ha iniziato a proteggere i suoi strati inferiori e la superficie terrestre dai raggi ultravioletti e raggi X pericolosi per la vita. Secondo stime teoriche, il contenuto di ossigeno, che è 25.000 volte inferiore a quello attuale, potrebbe già portare alla formazione di uno strato di ozono con solo la metà di quello attuale. Tuttavia, questo è già sufficiente per fornire una protezione molto significativa degli organismi dagli effetti dannosi dei raggi ultravioletti.
È probabile che l'atmosfera primaria contenesse molta anidride carbonica. È stato consumato durante la fotosintesi e la sua concentrazione deve essere diminuita con l'evoluzione del mondo vegetale e anche a causa dell'assorbimento durante alcuni processi geologici. Nella misura in cui l'effetto serra associate alla presenza di anidride carbonica nell'atmosfera, le fluttuazioni della sua concentrazione sono una delle cause importanti di tali cambiamenti climatici su larga scala nella storia della Terra, come ere glaciali.
L'elio presente nell'atmosfera moderna è principalmente un prodotto del decadimento radioattivo di uranio, torio e radio. Questi elementi radioattivi emettono particelle a, che sono i nuclei degli atomi di elio. Poiché non si forma alcuna carica elettrica e non scompare durante il decadimento radioattivo, con la formazione di ciascuna particella a compaiono due elettroni che, ricombinandosi con le particelle a, formano atomi di elio neutri. Gli elementi radioattivi sono contenuti in minerali dispersi nello spessore delle rocce, quindi una parte significativa dell'elio formatosi a seguito del decadimento radioattivo viene immagazzinata in essi, volatilizzandosi molto lentamente nell'atmosfera. Una certa quantità di elio sale nell'esosfera per diffusione, ma a causa del costante afflusso dalla superficie terrestre, il volume di questo gas nell'atmosfera rimane pressoché invariato. Sulla base dell'analisi spettrale della luce stellare e dello studio dei meteoriti, è possibile stimare l'abbondanza relativa di vari elementi chimici nell'universo. La concentrazione di neon nello spazio è circa dieci miliardi di volte superiore a quella sulla Terra, krypton - dieci milioni di volte e xeno - un milione di volte. Ne consegue che la concentrazione di questi gas inerti, apparentemente originariamente presenti nell'atmosfera terrestre e non reintegrati nel corso delle reazioni chimiche, è notevolmente diminuita, probabilmente anche allo stadio della perdita della sua atmosfera primaria da parte della Terra. Un'eccezione è il gas inerte argon, poiché si forma ancora sotto forma dell'isotopo 40 Ar nel processo di decadimento radioattivo dell'isotopo di potassio.
Distribuzione della pressione barometrica.
Il peso totale dei gas atmosferici è di circa 4,5 10 15 tonnellate, quindi il "peso" dell'atmosfera per unità di superficie, o pressione atmosferica, è di circa 11 t / m 2 = 1,1 kg / cm 2 al livello del mare. Pressione pari a P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Arte. = 1 atm, assunta come pressione atmosferica media standard. Per un'atmosfera in equilibrio idrostatico si ha: d P= -rgd h, il che significa che sull'intervallo di altezze da h prima h+d h si verifica uguaglianza tra le variazioni di pressione atmosferica d P e il peso del corrispondente elemento dell'atmosfera con area unitaria, densità r e spessore d h. Come rapporto tra pressione R e temperatura T si usa l'equazione di stato di un gas ideale con densità r, che è abbastanza applicabile per l'atmosfera terrestre: P= R R T/m, dove m è il peso molecolare e R = 8,3 J/(K mol) è la costante universale del gas. Quindi Dlog P= – (m g/RT)D h= -bd h= – d h/H, dove il gradiente di pressione è su scala logaritmica. Il reciproco di H deve essere chiamato scala dell'altezza dell'atmosfera.
Quando si integra questa equazione per un'atmosfera isotermica ( T= const) o da parte sua, ove tale approssimazione sia accettabile, si ottiene la legge barometrica della distribuzione della pressione con l'altezza: P = P 0 exp(- h/h 0), dove la lettura dell'altezza h prodotto dal livello dell'oceano, dove si trova la pressione media standard P 0. Espressione h 0=R T/ mg, è chiamata scala delle altezze, che caratterizza l'estensione dell'atmosfera, a condizione che la temperatura al suo interno sia la stessa ovunque (atmosfera isotermica). Se l'atmosfera non è isotermica, è necessario integrare tenendo conto della variazione di temperatura con l'altezza e del parametro h- alcune caratteristiche locali degli strati dell'atmosfera, in funzione della loro temperatura e delle proprietà del mezzo.
Atmosfera standard.
Modello (tabella dei valori dei parametri principali) corrispondente alla pressione standard alla base dell'atmosfera R 0 e la composizione chimica è chiamata atmosfera standard. Più precisamente, questo è un modello condizionale dell'atmosfera, per il quale i valori medi di temperatura, pressione, densità, viscosità e altre caratteristiche dell'aria per una latitudine di 45° 32° 33І sono fissati ad altitudini da 2 km sotto il mare livello al confine esterno dell'atmosfera terrestre. I parametri della media atmosfera a tutte le altitudini sono stati calcolati utilizzando l'equazione di stato dei gas ideali e la legge barometrica supponendo che al livello del mare la pressione sia 1013,25 hPa (760 mmHg) e la temperatura sia 288,15 K (15,0°C). Per la natura della distribuzione verticale della temperatura, l'atmosfera media è costituita da diversi strati, in ciascuno dei quali la temperatura è approssimata funzione lineare altezza. Nel più basso degli strati - la troposfera (h Ј 11 km), la temperatura scende di 6,5 ° C ad ogni chilometro di salita. In alta quota, il valore e il segno del gradiente di temperatura verticale cambiano da uno strato all'altro. Sopra i 790 km, la temperatura è di circa 1000 K e praticamente non cambia con l'altezza.
L'atmosfera standard è uno standard periodicamente aggiornato, legalizzato, emesso sotto forma di tabelle.
| Tabella 1. MODELLO STANDARD PER ATMOSFERA TERRESTRE. La tabella mostra: h- altezza dal livello del mare, R- pressione, T– temperatura, r – densità, nè il numero di molecole o atomi per unità di volume, h- scala di altezza, lè la lunghezza del percorso libero. La pressione e la temperatura a un'altitudine di 80–250 km, ottenute dai dati dei razzi, hanno valori più bassi. I valori estrapolati per altezze superiori a 250 km non sono molto precisi. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | R (g/cm 3) | 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 | |
Troposfera.
Lo strato più basso e denso dell'atmosfera, in cui la temperatura diminuisce rapidamente con l'altezza, è chiamato troposfera. Contiene fino all'80% della massa totale dell'atmosfera e si estende alle latitudini polari e medie fino ad altezze di 8–10 km e ai tropici fino a 16–18 km. Quasi tutti i processi di formazione degli agenti atmosferici si sviluppano qui, si verificano scambi di calore e umidità tra la Terra e la sua atmosfera, si formano nuvole, si verificano vari fenomeni meteorologici, si verificano nebbie e precipitazioni. Questi strati dell'atmosfera terrestre sono in equilibrio convettivo e, a causa della miscelazione attiva, hanno una composizione chimica omogenea, principalmente da azoto molecolare (78%) e ossigeno (21%). La stragrande maggioranza degli inquinanti atmosferici aerosol e gassosi naturali e artificiali è concentrata nella troposfera. La dinamica della parte inferiore della troposfera fino a 2 km di spessore dipende fortemente dalle proprietà della superficie sottostante della Terra, che determina i movimenti orizzontali e verticali dell'aria (venti) dovuti al trasferimento di calore da una terra più calda attraverso la radiazione IR della superficie terrestre, che viene assorbita nella troposfera, principalmente da vapore acqueo e anidride carbonica (effetto serra). La distribuzione della temperatura con l'altezza viene stabilita come risultato della miscelazione turbolenta e convettiva. In media, corrisponde ad un calo della temperatura con altezza di circa 6,5 K/km.
La velocità del vento nello strato limite superficiale prima aumenta rapidamente con l'altezza, e più in alto continua ad aumentare di 2-3 km/s per chilometro. A volte nella troposfera ci sono stretti flussi planetari (con una velocità superiore a 30 km / s), occidentali alle medie latitudini e orientali vicino all'equatore. Si chiamano correnti a getto.
tropopausa.
Al limite superiore della troposfera (tropopausa), la temperatura raggiunge il suo valore minimo per la bassa atmosfera. Questo è lo strato di transizione tra la troposfera e la stratosfera sopra di essa. Lo spessore della tropopausa va da centinaia di metri a 1,5–2 km e la temperatura e l'altitudine, rispettivamente, variano da 190 a 220 K e da 8 a 18 km, a seconda della latitudine geografica e della stagione. Alle latitudini temperate e alte, in inverno è 1–2 km più basso che in estate e 8–15 K più caldo. Ai tropici, i cambiamenti stagionali sono molto minori (altitudine 16–18 km, temperatura 180–200 K). Al di sopra correnti a getto possibile rottura della tropopausa.
Acqua nell'atmosfera terrestre.
La caratteristica più importante dell'atmosfera terrestre è la presenza di una quantità significativa di vapore acqueo e acqua sotto forma di goccioline, che è più facilmente osservabile sotto forma di nuvole e strutture nuvolose. Si chiama nuvolosità il grado di copertura nuvolosa del cielo (in un determinato momento o mediamente in un certo periodo di tempo), espresso su una scala di 10 punti o in percentuale. La forma delle nuvole è determinata dalla classificazione internazionale. In media, le nuvole coprono circa la metà del globo. La nuvolosità è un fattore importante che caratterizza il tempo e il clima. In inverno e di notte la nuvolosità impedisce un abbassamento della temperatura della superficie terrestre e dello strato superficiale dell'aria, in estate e durante il giorno indebolisce il riscaldamento della superficie terrestre da parte dei raggi solari, ammorbidendo il clima all'interno dei continenti.
Nuvole.
Le nuvole sono accumuli di goccioline d'acqua sospese nell'atmosfera (nuvole d'acqua), cristalli di ghiaccio (nuvole di ghiaccio) o entrambi (nubi miste). Quando le gocce e i cristalli diventano più grandi, cadono dalle nuvole sotto forma di precipitazioni. Le nuvole si formano principalmente nella troposfera. Derivano dalla condensazione del vapore acqueo contenuto nell'aria. Il diametro delle gocce di nuvola è dell'ordine di diversi micron. Il contenuto di acqua liquida nelle nuvole va da frazioni a diversi grammi per m3. Le nubi si distinguono per altezza: Secondo la classificazione internazionale, ci sono 10 generi di nubi: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, cumulonembus, cumulus.
Nubi di madreperla si osservano anche nella stratosfera e nubi nottilucenti nella mesosfera.
Cirri - nuvole trasparenti sotto forma di sottili fili bianchi o veli con una lucentezza setosa, che non danno ombra. I cirri sono costituiti da cristalli di ghiaccio e si formano nella troposfera superiore a temperature molto basse. Alcuni tipi di cirri fungono da presagi dei cambiamenti meteorologici.
I cirrocumuli sono creste o strati di sottili nuvole bianche nella troposfera superiore. I cirrocumuli sono formati da piccoli elementi che sembrano fiocchi, increspature, palline senza ombre e sono costituiti principalmente da cristalli di ghiaccio.
Nubi di cirrostrato - un velo biancastro traslucido nella troposfera superiore, solitamente fibroso, a volte sfocato, costituito da piccoli aghi o cristalli di ghiaccio colonnari.
Le nuvole altocumuli sono nuvole bianche, grigie o bianco-grigie degli strati inferiore e medio della troposfera. Le nubi altocumuli sembrano strati e creste, come se fossero costituite da placche che giacciono una sopra l'altra, masse tondeggianti, fusti, scaglie. Le nubi altocumuli si formano durante un'intensa attività convettiva e di solito sono costituite da goccioline d'acqua superraffreddate.
Le nuvole di Altostratus sono nuvole grigiastre o bluastre di una struttura fibrosa o uniforme. Le nubi di Altostratus si osservano nella troposfera media, estendendosi per diversi chilometri in altezza e talvolta per migliaia di chilometri in direzione orizzontale. Di solito, le nuvole di altostrato fanno parte di sistemi nuvolosi frontali associati ai movimenti ascendenti delle masse d'aria.
Nubi di Nimbostratus - uno strato amorfo basso (da 2 km e oltre) di nuvole di colore grigio uniforme, che dà origine a pioggia o neve nuvolose. Nubi di Nimbostratus - altamente sviluppate verticalmente (fino a diversi km) e orizzontalmente (diverse migliaia di km), sono costituite da gocce d'acqua superraffreddate mescolate a fiocchi di neve, solitamente associate a fronti atmosferici.
Nubi di strato - nuvole del livello inferiore sotto forma di uno strato omogeneo senza contorni definiti, di colore grigio. L'altezza delle nuvole di strato sopra la superficie terrestre è di 0,5-2 km. Di tanto in tanto cade una pioggerellina dalle nubi stratiformi.
I cumuli sono nuvole bianche dense e luminose durante il giorno con uno sviluppo verticale significativo (fino a 5 km o più). Le parti superiori dei cumuli sembrano cupole o torri dai contorni arrotondati. I cumuli di solito si formano come nubi di convezione nelle masse d'aria fredda.
Nubi di stratocumuli - nuvole basse (inferiori a 2 km) sotto forma di strati non fibrosi grigi o bianchi o creste di grandi blocchi rotondi. Lo spessore verticale delle nubi di stratocumuli è piccolo. Occasionalmente, le nubi di stratocumuli danno leggere precipitazioni.
I cumulonembi sono nubi potenti e dense con forte sviluppo verticale (fino a un'altezza di 14 km), che danno forti precipitazioni con temporali, grandine, burrasche. I cumulonembi si sviluppano da potenti cumuli, diversi da loro nella parte superiore, costituita da cristalli di ghiaccio.
Stratosfera.
Attraverso la tropopausa, in media ad altitudini da 12 a 50 km, la troposfera passa nella stratosfera. Nella parte bassa, per circa 10 km, cioè fino ad altezze di circa 20 km, è isotermico (temperatura circa 220 K). Quindi aumenta con l'altitudine, raggiungendo un massimo di circa 270 K a un'altitudine di 50–55 km. Ecco il confine tra la stratosfera e la mesosfera sovrastante, chiamata stratopausa. .
C'è molto meno vapore acqueo nella stratosfera. Tuttavia, occasionalmente si osservano sottili nubi di madreperla traslucide, che appaiono occasionalmente nella stratosfera ad un'altezza di 20-30 km. Le nuvole di madreperla sono visibili nel cielo scuro dopo il tramonto e prima dell'alba. Nella forma, le nuvole di madreperla ricordano i cirri e i cirrocumuli.
Atmosfera di mezzo (mesosfera).
Ad un'altitudine di circa 50 km, la mesosfera inizia con il picco di un'ampia temperatura massima. . Il motivo dell'aumento della temperatura nella regione di questo massimo è una reazione fotochimica esotermica (ossia accompagnata dal rilascio di calore) di decomposizione dell'ozono: O 3 + hv® O 2 + O. L'ozono si forma a seguito della decomposizione fotochimica dell'ossigeno molecolare O 2
Circa 2+ hv® O + O e la successiva reazione di una tripla collisione di un atomo e una molecola di ossigeno con una terza molecola M.
O + O 2 + M ® O 3 + M
L'ozono assorbe avidamente la radiazione ultravioletta nella regione da 2000 a 3000 Å e questa radiazione riscalda l'atmosfera. L'ozono, situato nell'alta atmosfera, funge da scudo che ci protegge dall'azione dei raggi ultravioletti del Sole. Senza questo scudo, lo sviluppo della vita sulla Terra nelle sue forme moderne difficilmente sarebbe stato possibile.
In generale, in tutta la mesosfera, la temperatura dell'atmosfera scende al suo valore minimo di circa 180 K al limite superiore della mesosfera (chiamato mesopausa, l'altezza è di circa 80 km). In prossimità della mesopausa, ad altitudini di 70–90 km, può apparire uno strato sottilissimo di cristalli di ghiaccio e particelle di polvere vulcanica e meteoritica, osservati sotto forma di un bellissimo spettacolo di nubi nottilucenti. poco dopo il tramonto.
Nella mesosfera, per la maggior parte, vengono bruciate piccole particelle di meteorite solido che cadono sulla Terra, provocando il fenomeno delle meteore.
Meteore, meteoriti e palle di fuoco.
I bagliori e altri fenomeni nell'atmosfera superiore della Terra causati dall'intrusione in essa a una velocità di 11 km / se al di sopra di particelle o corpi cosmici solidi sono chiamati meteoroidi. C'è una scia di meteoriti luminosa osservata; vengono chiamati i fenomeni più potenti, spesso accompagnati dalla caduta di meteoriti palle di fuoco; le meteore sono associate agli sciami meteorici.
pioggia di meteoriti:
1) il fenomeno della meteora multipla cade nell'arco di diverse ore o giorni da un radiante.
2) uno sciame di meteoroidi che si muovono in un'orbita attorno al Sole.
L'apparizione sistematica di meteore in una certa regione del cielo e in determinati giorni dell'anno, causata dall'intersezione dell'orbita terrestre con un'orbita comune di molti corpi meteoritici che si muovono approssimativamente alla stessa velocità egualmente diretta, per cui la loro i percorsi nel cielo sembrano uscire da un punto comune (raggiante). Prendono il nome dalla costellazione in cui si trova il radiante.
Gli acquazzoni di meteoriti fanno una profonda impressione con i loro effetti di luce, ma raramente si vedono singole meteore. Ben più numerose sono le meteore invisibili, troppo piccole per essere viste nel momento in cui vengono inghiottite dall'atmosfera. Alcune delle più piccole meteore probabilmente non si riscaldano affatto, ma vengono catturate solo dall'atmosfera. Queste piccole particelle di dimensioni variabili da pochi millimetri a decimillesimi di millimetro sono chiamate micrometeoriti. La quantità di materia meteorica che entra nell'atmosfera ogni giorno va da 100 a 10.000 tonnellate, con la maggior parte di questa materia costituita da micrometeoriti.
Poiché la materia meteorica brucia parzialmente nell'atmosfera, la sua composizione gassosa viene reintegrata con tracce di vari elementi chimici. Ad esempio, le meteore di pietra portano il litio nell'atmosfera. La combustione di meteore metalliche porta alla formazione di minuscole goccioline sferiche di ferro, ferro-nichel e altre goccioline che attraversano l'atmosfera e si depositano sulla superficie terrestre. Possono essere trovati in Groenlandia e in Antartide, dove le calotte glaciali rimangono quasi invariate per anni. Gli oceanologi li trovano nei sedimenti oceanici inferiori.
La maggior parte delle particelle meteoriche che entrano nell'atmosfera si depositano entro circa 30 giorni. Alcuni scienziati ritengono che questa polvere cosmica svolga un ruolo importante nella formazione di fenomeni atmosferici come la pioggia, poiché funge da nucleo di condensazione del vapore acqueo. Pertanto, si presume che le precipitazioni siano statisticamente associate a grandi sciami di meteoriti. Tuttavia, alcuni esperti ritengono che, poiché l'apporto totale di materia meteorica è molte decine di volte superiore anche al più grande sciame meteorico, il cambiamento nella quantità totale di questo materiale che si verifica a seguito di uno di questi sciami può essere trascurato.
Tuttavia, non c'è dubbio che le più grandi micrometeoriti e meteoriti visibili lasciano lunghe tracce di ionizzazione negli strati alti dell'atmosfera, principalmente nella ionosfera. Tali tracce possono essere utilizzate per comunicazioni radio a lunga distanza, poiché riflettono le onde radio ad alta frequenza.
L'energia delle meteore che entrano nell'atmosfera viene spesa principalmente, e forse completamente, per il suo riscaldamento. Questo è uno dei componenti minori del bilancio termico dell'atmosfera.
Un meteorite è un corpo solido di origine naturale caduto sulla superficie terrestre dallo spazio. Di solito si distinguono pietra, pietra-ferro e meteoriti di ferro. Questi ultimi sono composti principalmente da ferro e nichel. Tra i meteoriti trovati, la maggior parte ha un peso da diversi grammi a diversi chilogrammi. Il più grande di quelli trovati, il meteorite di ferro di Goba pesa circa 60 tonnellate e si trova ancora nello stesso luogo in cui è stato scoperto, in Sud Africa. La maggior parte dei meteoriti sono frammenti di asteroidi, ma alcuni meteoriti potrebbero essere giunti sulla Terra dalla Luna e persino da Marte.
Una palla di fuoco è una meteora molto luminosa, a volte osservata anche di giorno, lasciando spesso dietro di sé una scia fumosa e accompagnata da fenomeni sonori; spesso finisce con la caduta di meteoriti.
Termosfera.
Al di sopra della temperatura minima della mesopausa, inizia la termosfera, in cui la temperatura, dapprima lentamente, poi rapidamente, ricomincia a salire. Il motivo è l'assorbimento della radiazione solare ultravioletta ad altitudini di 150–300 km, a causa della ionizzazione dell'ossigeno atomico: O + hv® O + + e.
Nella termosfera la temperatura sale continuamente ad un'altezza di circa 400 km, dove raggiunge i 1800 K durante il giorno durante l'epoca di massima attività solare. Nell'epoca del minimo, questa temperatura limite può essere inferiore a 1000 K. Sopra i 400 km, l'atmosfera passa in un'esosfera isotermica. Il livello critico (la base dell'esosfera) si trova ad un'altitudine di circa 500 km.
Aurore e molte orbite di satelliti artificiali, nonché nuvole nottilucenti: tutti questi fenomeni si verificano nella mesosfera e nella termosfera.
Luci polari.
Ad alte latitudini durante le perturbazioni campo magnetico si osservano le luci polari. Possono durare diversi minuti, ma sono spesso visibili per diverse ore. Le aurore variano notevolmente per forma, colore e intensità, che a volte cambiano molto rapidamente nel tempo. Lo spettro dell'aurora è costituito da righe e bande di emissione. Alcune delle emissioni del cielo notturno sono potenziate nello spettro dell'aurora, principalmente le linee verde e rossa di l 5577 Å e l 6300 Å di ossigeno. Succede che una di queste linee è molte volte più intensa dell'altra, e questo determina colore visibile splendore: verde o rosso. I disturbi nel campo magnetico sono anche accompagnati da interruzioni nelle comunicazioni radio nelle regioni polari. L'interruzione è causata da cambiamenti nella ionosfera, il che significa che durante le tempeste magnetiche opera una potente fonte di ionizzazione. È stato stabilito che forti tempeste magnetiche si verificano quando ci sono grandi gruppi di punti vicino al centro del disco solare. Le osservazioni hanno dimostrato che le tempeste non sono associate ai punti stessi, ma ai brillamenti solari che compaiono durante lo sviluppo di un gruppo di punti.
Le aurore sono una gamma di luce di varia intensità con rapidi movimenti osservati nelle regioni ad alta latitudine della Terra. L'aurora visiva contiene righe di emissione verde (5577Å) e rossa (6300/6364Å) di ossigeno atomico e bande molecolari N 2, che sono eccitate da particelle energetiche di origine solare e magnetosferica. Queste emissioni sono solitamente visualizzate a un'altitudine di circa 100 km e oltre. Il termine aurora ottica è usato per riferirsi alle aurore visive e al loro spettro di emissione da infrarosso a ultravioletto. L'energia della radiazione nella parte infrarossa dello spettro supera significativamente l'energia della regione visibile. Quando sono apparse le aurore, sono state osservate emissioni nella gamma ULF (
Le forme reali delle aurore sono difficili da classificare; I seguenti termini sono più comunemente usati:
1. Calmi archi o strisce uniformi. L'arco di solito si estende per circa 1000 km in direzione del parallelo geomagnetico (verso il Sole nelle regioni polari) e ha una larghezza da uno a diverse decine di chilometri. Una striscia è una generalizzazione del concetto di arco, di solito non ha una forma arcuata regolare, ma si piega a forma di S oa forma di spirale. Archi e bande si trovano ad altitudini di 100–150 km.
2. Raggi dell'aurora . Questo termine si riferisce ad una struttura aurorale estesa lungo il magnetico linee di forza, con una lunghezza verticale da alcune decine a diverse centinaia di chilometri. La lunghezza dei raggi lungo l'orizzontale è piccola, da alcune decine di metri a diversi chilometri. I raggi sono generalmente osservati in archi o come strutture separate.
3. Macchie o superfici . Queste sono aree isolate di bagliore che non hanno una forma specifica. I singoli spot possono essere correlati.
4. Velo. Una forma insolita di aurora, che è un bagliore uniforme che copre vaste aree del cielo.
A seconda della struttura, le aurore si dividono in omogenee, lucide e radiose. Vengono utilizzati vari termini; arco pulsante, superficie pulsante, superficie diffusa, striscia radiante, tendaggi, ecc. Esiste una classificazione delle aurore in base al loro colore. Secondo questa classificazione, aurore del tipo MA. La parte superiore o completamente è rossa (6300–6364 Å). Di solito compaiono ad altitudini di 300–400 km durante un'elevata attività geomagnetica.
Tipo Aurora IN sono colorati di rosso nella parte inferiore e sono associati alla luminescenza delle bande del primo sistema N 2 positivo e del primo sistema O 2 negativo. Tali forme di aurora compaiono durante le fasi più attive delle aurore.
Zone aurore – queste sono zone di massima frequenza di occorrenza delle aurore notturne, secondo gli osservatori, in un punto fisso della superficie terrestre. Le zone si trovano a 67° di latitudine nord e sud e la loro ampiezza è di circa 6°. La massima occorrenza delle aurore, corrispondenti a un dato momento geomagnetico locale, si verifica in cinture di forma ovale (aurora ovale), che si trovano asimmetricamente attorno ai poli geomagnetici nord e sud. L'ovale dell'aurora è fissato in coordinate di latitudine-tempo e la zona dell'aurora è il luogo dei punti nella regione di mezzanotte dell'ovale in coordinate di latitudine-longitudine. La fascia ovale si trova a circa 23° dal polo geomagnetico nel settore notturno ea 15° nel settore diurno.
Ovale aurorale e zone dell'aurora. La posizione dell'ovale dell'aurora dipende dall'attività geomagnetica. L'ovale diventa più largo ad alta attività geomagnetica. Le zone dell'aurora oi confini ovali dell'aurora sono meglio rappresentate da L 6.4 che dalle coordinate del dipolo. Le linee del campo geomagnetico al confine del settore diurno dell'ovale dell'aurora coincidono con magnetopausa. C'è un cambiamento nella posizione dell'ovale dell'aurora a seconda dell'angolo tra l'asse geomagnetico e la direzione Terra-Sole. L'ovale aurorale viene determinato anche sulla base dei dati sulla precipitazione di particelle (elettroni e protoni) di determinate energie. La sua posizione può essere determinata indipendentemente dai dati caspakh a giorno e nel magnetotail.
La variazione giornaliera della frequenza di occorrenza delle aurore nella zona dell'aurora ha un massimo alla mezzanotte geomagnetica e un minimo a mezzogiorno geomagnetico. Sul lato quasi equatoriale dell'ovale, la frequenza di comparsa delle aurore diminuisce drasticamente, ma viene mantenuta la forma delle variazioni diurne. Sul lato polare dell'ovale, la frequenza di comparsa delle aurore diminuisce gradualmente ed è caratterizzata da complessi cambiamenti diurni.
Intensità delle aurore.
Intensità dell'aurora determinato misurando la superficie di luminanza apparente. Luminosità superficie io aurore in una certa direzione è determinata dall'emissione totale 4p io fotone/(cm 2 s). Poiché questo valore non è la vera luminosità della superficie, ma rappresenta l'emissione dalla colonna, nello studio delle aurore viene solitamente utilizzata l'unità fotone/(cm 2 colonna s). L'unità usuale per misurare l'emissione totale è Rayleigh (Rl) pari a 10 6 fotoni / (cm 2 colonna s). Un'unità più pratica di intensità dell'aurora è determinata dalle emissioni di una singola linea o banda. Ad esempio, l'intensità delle aurore è determinata dai coefficienti di luminosità internazionali (ICF) secondo i dati di intensità della linea verde (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (massima intensità dell'aurora). Questa classificazione non può essere utilizzata per le aurore rosse. Una delle scoperte dell'epoca (1957-1958) fu l'istituzione della distribuzione spaziale e temporale delle aurore sotto forma di un ovale spostato rispetto al polo magnetico. Da semplici idee sulla forma circolare della distribuzione delle aurore rispetto al polo magnetico, il passaggio alla fisica moderna della magnetosfera è stato completato. L'onore della scoperta appartiene a O. Khorosheva e G. Starkov, J. Feldshtein, S-I. L'aurora ovale è la regione dell'impatto più intenso del vento solare sull'alta atmosfera terrestre. L'intensità delle aurore è massima nell'ovale e le sue dinamiche sono continuamente monitorate dai satelliti.
Archi rossi aurorali stabili.
Arco rosso aurorale costante, altrimenti chiamato arco rosso di media latitudine o M-arco, è un ampio arco sottovisivo (al di sotto del limite di sensibilità dell'occhio), che si estende da est a ovest per migliaia di chilometri e circonda, forse, l'intera Terra. L'estensione latitudinale dell'arco è di 600 km. L'emissione dall'arco rosso aurorale stabile è quasi monocromatica nelle linee rosse l 6300 Å e l 6364 Å. Recentemente sono state segnalate anche linee di emissione deboli l 5577 Å (OI) e l 4278 Å (N + 2). Gli archi rossi persistenti sono classificati come aurore, ma appaiono ad altitudini molto più elevate. Il limite inferiore si trova a un'altitudine di 300 km, il limite superiore è di circa 700 km. L'intensità del silenzioso arco rosso aurorale nell'emissione di l 6300 Å varia da 1 a 10 kRl (un valore tipico è 6 kRl). La soglia di sensibilità dell'occhio a questa lunghezza d'onda è di circa 10 kR, quindi gli archi sono raramente osservati visivamente. Tuttavia, le osservazioni hanno mostrato che la loro luminosità è >50 kR nel 10% delle notti. La durata abituale degli archi è di circa un giorno e raramente compaiono nei giorni successivi. Le onde radio provenienti da satelliti o sorgenti radio che attraversano archi rossi aurorali stabili sono soggette a scintillazioni, indicando l'esistenza di disomogeneità di densità elettronica. La spiegazione teorica degli archi rossi è che gli elettroni riscaldati della regione F le ionosfere provocano un aumento degli atomi di ossigeno. Le osservazioni satellitari mostrano un aumento della temperatura degli elettroni lungo le linee del campo geomagnetico che attraversano archi rossi aurorali stabili. L'intensità di questi archi è correlata positivamente con l'attività geomagnetica (tempeste) e la frequenza di occorrenza degli archi è correlata positivamente con l'attività di formazione di macchie solari.
Cambiare l'aurora.
Alcune forme di aurore sperimentano variazioni di intensità temporale quasi periodiche e coerenti. Queste aurore, con una geometria approssimativamente stazionaria e rapide variazioni periodiche che si verificano nella fase, sono chiamate aurore mutevoli. Sono classificati come aurore le forme R secondo l'Atlante internazionale delle aurore Una suddivisione più dettagliata delle aurore mutevoli:
R 1 (aurora pulsante) è un bagliore con variazioni di fase uniformi di luminosità in tutta la forma dell'aurora. Per definizione, in un'aurora pulsante ideale, le parti spaziali e temporali della pulsazione possono essere separate, ad es. luminosità io(r,t)= io s(R)· ESSO(T). In una tipica aurora R 1, le pulsazioni si verificano con una frequenza da 0,01 a 10 Hz di bassa intensità (1–2 kR). La maggior parte delle aurore R 1 sono punti o archi che pulsano con un periodo di alcuni secondi.
R 2 (aurora infuocata). Questo termine è solitamente usato per riferirsi a movimenti come le fiamme che riempiono il cielo e non per descrivere una singola forma. Le aurore sono a forma di arco e di solito si muovono verso l'alto da un'altezza di 100 km. Queste aurore sono relativamente rare e si verificano più spesso al di fuori delle aurore.
R 3 (aurora tremolante). Si tratta di aurore con variazioni di luminosità rapide, irregolari o regolari, che danno l'impressione di una fiamma tremolante nel cielo. Appaiono poco prima del crollo dell'aurora. Frequenza di variazione comunemente osservata R 3 è uguale a 10 ± 3 Hz.
Il termine aurora in streaming, usato per un'altra classe di aurore pulsanti, si riferisce a variazioni irregolari di luminosità che si muovono rapidamente orizzontalmente in archi e bande di aurore.
L'aurora mutevole è uno dei fenomeni solari-terrestri che accompagnano le pulsazioni del campo geomagnetico e la radiazione di raggi X aurorale causata dalla precipitazione di particelle di origine solare e magnetosferica.
Il bagliore della calotta polare è caratterizzato da un'elevata intensità della banda del primo sistema negativo N+2 (λ 3914 Å). Di solito queste bande N + 2 sono cinque volte più intense della linea verde OI l 5577 Å, l'intensità assoluta del bagliore della calotta polare è compresa tra 0,1 e 10 kRl (solitamente 1–3 kRl). Con queste aurore, che compaiono durante i periodi di PCA, un bagliore uniforme copre l'intera calotta polare fino alla latitudine geomagnetica di 60° ad altitudini comprese tra 30 e 80 km. È generato principalmente da protoni solari e particelle d con energie di 10–100 MeV, che creano un massimo di ionizzazione a queste altezze. C'è un altro tipo di bagliore nelle zone dell'aurora, chiamato aurore del mantello. Per questo tipo di bagliore aurorale, l'intensità massima giornaliera nelle ore mattutine è 1–10 kR e l'intensità minima è cinque volte più debole. Le osservazioni delle aurore del mantello sono poche e la loro intensità dipende dall'attività geomagnetica e solare.
Bagliore atmosfericoè definita come la radiazione prodotta ed emessa dall'atmosfera di un pianeta. Questa è la radiazione non termica dell'atmosfera, ad eccezione dell'emissione di aurore, scariche di fulmini e l'emissione di scie meteoriche. Questo termine è usato in relazione all'atmosfera terrestre (bagliore notturno, bagliore crepuscolare e bagliore diurno). Il bagliore atmosferico è solo una frazione della luce disponibile nell'atmosfera. Altre fonti sono la luce stellare, la luce zodiacale e la luce diffusa diurna dal Sole. A volte, il bagliore dell'atmosfera può arrivare fino al 40% della quantità totale di luce. Airglow si verifica in strati atmosferici di altezza e spessore variabili. Lo spettro del bagliore atmosferico copre lunghezze d'onda da 1000 Å a 22,5 µm. La principale linea di emissione nell'airglow è l 5577 Å, che appare a un'altezza di 90–100 km in uno strato di 30–40 km di spessore. L'aspetto del bagliore è dovuto al meccanismo Champen basato sulla ricombinazione degli atomi di ossigeno. Altre linee di emissione sono l 6300 Å, che compaiono nel caso della ricombinazione dissociativa O + 2 e dell'emissione NI l 5198/5201 Å e NI l 5890/5896 Å.
L'intensità del bagliore atmosferico è misurata in Rayleighs. La luminosità (in Rayleighs) è pari a 4 rb, dove c è la superficie angolare della luminanza dello strato emittente in unità di 10 6 fotoni/(cm 2 sr s). L'intensità del bagliore dipende dalla latitudine (diversamente per le diverse emissioni), e varia anche durante il giorno con un massimo vicino alla mezzanotte. È stata notata una correlazione positiva per il bagliore atmosferico nell'emissione l 5577 Å con il numero di macchie solari e il flusso di radiazione solare a una lunghezza d'onda di 10,7 cm Il bagliore atmosferico è stato osservato durante gli esperimenti satellitari. Dallo spazio esterno, sembra un anello di luce attorno alla Terra e ha un colore verdastro.
Ozonosfera.
Ad altitudini di 20–25 km, la concentrazione massima di una quantità trascurabile di ozono O 3 (fino a 2×10–7 del contenuto di ossigeno!), che si verifica sotto l'azione della radiazione ultravioletta solare ad altitudini comprese tra 10 e 50 km, si raggiunge, proteggendo il pianeta dalla radiazione solare ionizzante. Nonostante il numero estremamente ridotto di molecole di ozono, proteggono tutta la vita sulla Terra dagli effetti dannosi delle radiazioni a onde corte (ultravioletti e raggi X) del Sole. Se fai precipitare tutte le molecole alla base dell'atmosfera, ottieni uno strato spesso non più di 3-4 mm! Ad altitudini superiori a 100 km, la proporzione di gas leggeri aumenta e ad altitudini molto elevate predominano l'elio e l'idrogeno; molte molecole si dissociano in atomi separati che, essendo ionizzati sotto l'influenza della forte radiazione solare, formano la ionosfera. La pressione e la densità dell'aria nell'atmosfera terrestre diminuiscono con l'altezza. A seconda della distribuzione della temperatura, l'atmosfera terrestre è suddivisa in troposfera, stratosfera, mesosfera, termosfera ed esosfera. .
Ad un'altitudine di 20-25 km si trova strato di ozono. L'ozono si forma a causa del decadimento delle molecole di ossigeno durante l'assorbimento della radiazione ultravioletta solare con lunghezze d'onda inferiori a 0,1–0,2 micron. L'ossigeno libero si combina con le molecole di O 2 e forma l'ozono O 3, che assorbe avidamente tutta la luce ultravioletta inferiore a 0,29 micron. Le molecole di ozono O 3 vengono facilmente distrutte dalle radiazioni a onde corte. Pertanto, nonostante la sua rarefazione, lo strato di ozono assorbe efficacemente la radiazione ultravioletta del Sole, che è passata attraverso strati atmosferici più alti e più trasparenti. Grazie a ciò, gli organismi viventi sulla Terra sono protetti dagli effetti nocivi della luce ultravioletta del Sole.
Ionosfera.
La radiazione solare ionizza gli atomi e le molecole dell'atmosfera. Il grado di ionizzazione diventa significativo già a un'altitudine di 60 chilometri e aumenta costantemente con la distanza dalla Terra. A diverse altitudini nell'atmosfera si verificano successivi processi di dissociazione di varie molecole e successiva ionizzazione di vari atomi e ioni. Fondamentalmente, queste sono molecole di ossigeno O 2, azoto N 2 e loro atomi. A seconda dell'intensità di questi processi, vari strati dell'atmosfera che si trovano al di sopra di 60 chilometri sono chiamati strati ionosferici. , e la loro totalità è la ionosfera . Lo strato inferiore, la cui ionizzazione è insignificante, è chiamato neutrosfera.
La concentrazione massima di particelle cariche nella ionosfera viene raggiunta ad altitudini di 300–400 km.
Storia dello studio della ionosfera.
L'ipotesi dell'esistenza di uno strato conduttivo nell'alta atmosfera fu avanzata nel 1878 dallo scienziato inglese Stuart per spiegare le caratteristiche del campo geomagnetico. Poi nel 1902, indipendentemente l'uno dall'altro, Kennedy negli Stati Uniti e Heaviside in Inghilterra sottolinearono che per spiegare la propagazione delle onde radio su lunghe distanze, è necessario ipotizzare l'esistenza di regioni ad alta conducibilità negli alti strati di l'atmosfera. Nel 1923, l'accademico M.V. Shuleikin, considerando le caratteristiche della propagazione delle onde radio di varie frequenze, giunse alla conclusione che ci sono almeno due strati riflettenti nella ionosfera. Poi, nel 1925, i ricercatori inglesi Appleton e Barnet, così come Breit e Tuve, dimostrarono sperimentalmente per la prima volta l'esistenza di regioni che riflettono le onde radio e gettarono le basi per il loro studio sistematico. Da allora è stato condotto uno studio sistematico delle proprietà di questi strati, generalmente chiamati ionosfera, che giocano un ruolo significativo in una serie di fenomeni geofisici che determinano la riflessione e l'assorbimento delle onde radio, molto importante per la pratica finalità, in particolare, di garantire comunicazioni radio affidabili.
Negli anni '30 iniziarono le osservazioni sistematiche dello stato della ionosfera. Nel nostro paese, su iniziativa di M.A. Bonch-Bruevich, sono state create installazioni per il suo suono pulsante. Sono state studiate molte proprietà generali della ionosfera, le altezze e la densità elettronica dei suoi strati principali.
Ad altitudini di 60–70 km si osserva lo strato D; ad altitudini di 100–120 km, il e, ad altitudini, ad altitudini di 180–300 km a doppio strato F 1 e F 2. I parametri principali di questi livelli sono riportati nella tabella 4.
| Tabella 4 | ||||||
| Regione della Ionosfera | Altezza massima, km | Ti , K | Giorno | Notte n , cm -3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min n , cm -3 | Massimo n , 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 (inverno) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2 10 –10 |
| F 2 (estate) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| nè la concentrazione di elettroni, e è la carica di elettroni, Tiè la temperatura dello ione, a΄ è il coefficiente di ricombinazione (che determina il n e il suo cambiamento nel tempo) | ||||||
Le medie sono fornite in quanto variano a seconda delle latitudini, dell'ora del giorno e delle stagioni diverse. Tali dati sono necessari per garantire comunicazioni radio a lungo raggio. Sono utilizzati nella selezione delle frequenze operative per vari collegamenti radio a onde corte. Conoscenza dei loro cambiamenti a seconda dello stato della ionosfera in tempo diverso giorno e nelle diverse stagioni è estremamente importante per garantire l'affidabilità delle comunicazioni radio. La ionosfera è un insieme di strati ionizzati dell'atmosfera terrestre, che partono da altitudini di circa 60 km e si estendono ad altitudini di decine di migliaia di km. La principale fonte di ionizzazione dell'atmosfera terrestre è la radiazione ultravioletta e di raggi X del Sole, che si verifica principalmente nella cromosfera solare e nella corona. Inoltre, il grado di ionizzazione dell'alta atmosfera è influenzato dai flussi corpuscolari solari che si verificano durante i brillamenti solari, nonché dai raggi cosmici e dalle particelle di meteoriti.
Strati ionosferici
sono aree dell'atmosfera in cui vengono raggiunti i valori massimi della concentrazione di elettroni liberi (cioè il loro numero per unità di volume). Elettroni liberi elettricamente carichi e (in misura minore, ioni meno mobili) risultanti dalla ionizzazione degli atomi gas atmosferici, interagendo con le onde radio (cioè le oscillazioni elettromagnetiche), possono cambiarne la direzione, riflettendole o rifrangendole, e assorberne l'energia. Di conseguenza, durante la ricezione di stazioni radio lontane, possono verificarsi vari effetti, ad esempio sbiadimento della radio, aumento dell'udibilità di stazioni lontane, blackout eccetera. fenomeni.
Metodi di ricerca.
I metodi classici per studiare la ionosfera dalla Terra sono ridotti al suono a impulsi: inviando impulsi radio e osservando i loro riflessi da vari strati della ionosfera, misurando il tempo di ritardo e studiando l'intensità e la forma dei segnali riflessi. Misurando le altezze di riflessione degli impulsi radio a diverse frequenze, determinando le frequenze critiche di varie regioni (la frequenza portante dell'impulso radio per il quale questa regione della ionosfera diventa trasparente è chiamata frequenza critica), è possibile determinare la valore della densità elettronica negli strati e le altezze effettive per determinate frequenze e scegliere le frequenze ottimali per determinati percorsi radio. Con lo sviluppo della tecnologia missilistica e l'avvento dell'era spaziale dei satelliti artificiali della Terra (AES) e di altri veicoli spaziali, è diventato possibile misurare direttamente i parametri del plasma spaziale vicino alla Terra, la cui parte inferiore è la ionosfera.
Le misurazioni della densità elettronica effettuate da razzi appositamente lanciati e lungo traiettorie di volo satellitari hanno confermato e perfezionato dati precedentemente ottenuti con metodi a terra sulla struttura della ionosfera, la distribuzione della densità elettronica con l'altezza su diverse regioni della Terra, e hanno reso possibile per ottenere valori di densità elettronica superiori al massimo principale: lo strato F. In precedenza, era impossibile farlo con metodi sonori basati sull'osservazione di impulsi radio riflessi a lunghezza d'onda corta. È stato riscontrato che in alcune regioni del globo ci sono regioni abbastanza stabili con bassa densità elettronica, regolari "venti ionosferici", nella ionosfera sorgono particolari processi ondulatori che portano perturbazioni ionosferiche locali a migliaia di chilometri dal luogo della loro eccitazione, e molto di piu. La creazione di dispositivi riceventi particolarmente altamente sensibili ha permesso di effettuare presso le stazioni di risonanza pulsata della ionosfera la ricezione di segnali pulsati parzialmente riflessi dalle regioni più basse della ionosfera (stazione di riflessioni parziali). L'utilizzo di potenti installazioni a impulsi nelle bande d'onda del metro e del decimetro con l'utilizzo di antenne che consentono di effettuare un'elevata concentrazione di energia irradiata ha permesso di osservare i segnali diffusi dalla ionosfera a varie altezze. Lo studio delle caratteristiche degli spettri di questi segnali, diffusi in modo incoerente da elettroni e ioni del plasma ionosferico (per questo sono state utilizzate stazioni di diffusione incoerente di onde radio) ha permesso di determinare la concentrazione di elettroni e ioni, il loro equivalente temperatura a varie altitudini fino ad altitudini di diverse migliaia di chilometri. Si è scoperto che la ionosfera è sufficientemente trasparente per le frequenze utilizzate.
La concentrazione di cariche elettriche (la densità elettronica è uguale a quella ionica) nella ionosfera terrestre ad un'altezza di 300 km è di circa 106 cm–3 durante il giorno. Un plasma di questa densità riflette le onde radio più lunghe di 20 m, mentre trasmette quelle più brevi.
Tipica distribuzione verticale della densità elettronica nella ionosfera per condizioni diurne e notturne.
Propagazione delle onde radio nella ionosfera.
La ricezione stabile delle emittenti a lungo raggio dipende dalle frequenze utilizzate, dall'ora del giorno, dalla stagione e, inoltre, dall'attività solare. L'attività solare influisce in modo significativo sullo stato della ionosfera. Le onde radio emesse da una stazione terrestre si propagano in linea retta, come tutti i tipi di onde elettromagnetiche. Tuttavia, va tenuto presente che sia la superficie della Terra che gli strati ionizzati della sua atmosfera fungono da piastre di un enorme condensatore, agendo su di esse come l'azione degli specchi sulla luce. Riflette da esse, le onde radio possono viaggiare per migliaia di chilometri, piegandosi intorno al globo in enormi salti di centinaia e migliaia di chilometri, riflettendosi alternativamente da uno strato di gas ionizzato e dalla superficie della Terra o dell'acqua.
Negli anni '20 del secolo scorso si credeva che le onde radio inferiori a 200 m non fossero generalmente adatte per comunicazioni a lunga distanza a causa del forte assorbimento. I primi esperimenti sulla ricezione a lungo raggio di onde corte attraverso l'Atlantico tra Europa e America furono condotti dal fisico inglese Oliver Heaviside e dall'ingegnere elettrico americano Arthur Kennelly. Indipendentemente l'uno dall'altro, hanno suggerito che da qualche parte intorno alla Terra ci sia uno strato ionizzato dell'atmosfera che può riflettere le onde radio. Era chiamato lo strato di Heaviside - Kennelly, e poi - la ionosfera.
Secondo i concetti moderni, la ionosfera è costituita da elettroni liberi caricati negativamente e ioni caricati positivamente, principalmente ossigeno molecolare O + e ossido nitrico NO + . Ioni ed elettroni si formano a seguito della dissociazione delle molecole e della ionizzazione di atomi di gas neutri da parte dei raggi X solari e della radiazione ultravioletta. Per ionizzare un atomo, è necessario informarlo dell'energia di ionizzazione, la cui principale fonte per la ionosfera è la radiazione ultravioletta, raggi X e corpuscolare del Sole.
Finché il guscio gassoso della Terra è illuminato dal Sole, al suo interno si formano continuamente più elettroni, ma allo stesso tempo alcuni elettroni, scontrandosi con gli ioni, si ricombinano, formando nuovamente particelle neutre. Dopo il tramonto, la produzione di nuovi elettroni si ferma quasi e il numero di elettroni liberi inizia a diminuire. Più elettroni liberi nella ionosfera, migliori onde ad alta frequenza vengono riflesse da essa. Con una diminuzione della concentrazione di elettroni, il passaggio delle onde radio è possibile solo nelle gamme di bassa frequenza. Ecco perché di notte, di regola, è possibile ricevere stazioni lontane solo negli intervalli di 75, 49, 41 e 31 M. Gli elettroni sono distribuiti in modo non uniforme nella ionosfera. Ad un'altitudine compresa tra 50 e 400 km, ci sono diversi strati o regioni di maggiore densità elettronica. Queste aree passano agevolmente l'una nell'altra e influenzano la propagazione delle onde radio HF in modi diversi. Lo strato superiore della ionosfera è indicato dalla lettera F. Ecco il più alto grado di ionizzazione (la frazione di particelle cariche è di circa 10–4). Si trova ad un'altitudine di oltre 150 km sopra la superficie terrestre e svolge il ruolo principale di riflessione nella propagazione a lungo raggio delle onde radio delle bande HF ad alta frequenza. Nei mesi estivi, la regione F si divide in due strati - F 1 e F 2. Lo strato F1 può occupare altezze da 200 a 250 km e lo strato F 2 sembra "galleggiare" nell'intervallo di altitudine di 300-400 km. Di solito a strati F 2 è ionizzato molto più forte dello strato F uno . strato notturno F 1 scompare e si sovrappone F 2 rimane, perdendo lentamente fino al 60% del suo grado di ionizzazione. Al di sotto dello strato F, ad altitudini comprese tra 90 e 150 km, è presente uno strato e, la cui ionizzazione avviene sotto l'influenza dei raggi X molli del Sole. Il grado di ionizzazione dello strato E è inferiore a quello del F, durante il giorno, la ricezione delle stazioni delle bande HF a bassa frequenza di 31 e 25 m avviene quando i segnali vengono riflessi dallo strato e. Di solito si tratta di stazioni situate a una distanza di 1000–1500 km. Di notte a strati e la ionizzazione diminuisce drasticamente, ma anche in questo momento continua a svolgere un ruolo significativo nella ricezione dei segnali dalle stazioni nelle bande 41, 49 e 75 m.
Di grande interesse per la ricezione dei segnali delle bande HF ad alta frequenza di 16, 13 e 11 m sono quelli che sorgono nell'area e interstrati (nuvole) di ionizzazione fortemente aumentata. L'area di queste nuvole può variare da pochi a centinaia di chilometri quadrati. Questo strato di maggiore ionizzazione è chiamato strato sporadico. e e indicato es. Es le nuvole possono muoversi nella ionosfera sotto l'influenza del vento e raggiungere velocità fino a 250 km/h. In estate, alle medie latitudini durante il giorno, l'origine delle onde radio dovute alle nuvole di Es avviene 15-20 giorni al mese. Vicino all'equatore è quasi sempre presente, e alle alte latitudini compare solitamente di notte. A volte, in anni di bassa attività solare, quando non c'è passaggio alle bande HF ad alta frequenza, appaiono improvvisamente stazioni lontane con un buon volume sulle bande di 16, 13 e 11 m, i cui segnali sono stati ripetutamente riflessi da Es.
La regione più bassa della ionosfera è la regione D situato ad altitudini comprese tra 50 e 90 km. Ci sono relativamente pochi elettroni liberi qui. Dalla zona D le onde lunghe e medie sono ben riflesse e i segnali delle stazioni HF a bassa frequenza sono fortemente assorbiti. Dopo il tramonto, la ionizzazione scompare molto rapidamente e diventa possibile ricevere stazioni lontane comprese tra 41, 49 e 75 m, i cui segnali vengono riflessi dagli strati F 2 e e. Gli strati separati della ionosfera svolgono un ruolo importante nella propagazione dei segnali radio HF. L'impatto sulle onde radio è dovuto principalmente alla presenza di elettroni liberi nella ionosfera, sebbene il meccanismo di propagazione delle onde radio sia associato alla presenza di grandi ioni. Anche questi ultimi sono di interesse per lo studio proprietà chimiche atmosfera, perché sono più attivi degli atomi neutri e delle molecole. reazioni chimiche che scorre nella ionosfera svolgono un ruolo importante nel suo equilibrio energetico ed elettrico.
ionosfera normale. Le osservazioni effettuate con l'aiuto di razzi e satelliti geofisici hanno dato molto nuova informazione, indicando che la ionizzazione dell'atmosfera avviene sotto l'influenza della radiazione solare ad ampio spettro. La sua parte principale (oltre il 90%) è concentrata nella parte visibile dello spettro. La radiazione ultravioletta, più corta in lunghezza d'onda e più energetica della luce viola, è emessa dall'idrogeno nella parte interna dell'atmosfera solare (cromosfera), mentre i raggi X di energia ancora più elevata sono emessi dai gas guscio esterno Sole (corona).
Lo stato normale (medio) della ionosfera è dovuto alla radiazione potente e costante. Nella normale ionosfera si verificano cambiamenti regolari sotto l'influenza della rotazione giornaliera della Terra e differenze stagionali nell'angolo di incidenza dei raggi solari a mezzogiorno, ma si verificano anche cambiamenti imprevedibili e bruschi nello stato della ionosfera.
Disturbi nella ionosfera.
Come è noto, sul Sole si verificano potenti manifestazioni di attività che si ripetono ciclicamente, che raggiungono un massimo ogni 11 anni. Le osservazioni nell'ambito del programma dell'Anno geofisico internazionale (IGY) hanno coinciso con il periodo della massima attività solare per l'intero periodo delle osservazioni meteorologiche sistematiche, ad es. dall'inizio del 18° secolo. Durante i periodi di alta attività, la luminosità di alcune aree del Sole aumenta più volte e la potenza delle radiazioni ultraviolette e dei raggi X aumenta notevolmente. Tali fenomeni sono chiamati brillamenti solari. Durano da alcuni minuti a una o due ore. Durante un bagliore, il plasma solare erutta (principalmente protoni ed elettroni) e le particelle elementari si precipitano nello spazio. La radiazione elettromagnetica e corpuscolare del Sole nei momenti di tali bagliori ha un forte effetto sull'atmosfera terrestre.
La reazione iniziale si nota 8 minuti dopo il lampo, quando un'intensa radiazione ultravioletta e di raggi X raggiunge la Terra. Di conseguenza, la ionizzazione aumenta notevolmente; i raggi X penetrano nell'atmosfera fino al limite inferiore della ionosfera; il numero di elettroni in questi strati aumenta a tal punto che i segnali radio vengono quasi completamente assorbiti ("estinti"). L'assorbimento aggiuntivo delle radiazioni provoca il riscaldamento del gas, che contribuisce allo sviluppo dei venti. Il gas ionizzato è un conduttore elettrico e quando si muove nel campo magnetico terrestre, appare un effetto dinamo e viene generata una corrente elettrica. Tali correnti possono, a loro volta, causare notevoli perturbazioni del campo magnetico e manifestarsi sotto forma di tempeste magnetiche.
La struttura e la dinamica dell'alta atmosfera sono essenzialmente determinate da processi termodinamicamente disequilibrati associati alla ionizzazione e dissociazione dalla radiazione solare, processi chimici, eccitazione di molecole e atomi, loro disattivazione, collisione e altri processi elementari. In questo caso, il grado di non equilibrio aumenta con l'altezza al diminuire della densità. Fino ad altitudini di 500–1000 km, e spesso anche più elevate, il grado di non equilibrio per molte caratteristiche dell'alta atmosfera è sufficientemente piccolo, il che consente di utilizzare l'idrodinamica classica e idromagnetica tenendo conto delle reazioni chimiche per descriverlo.
L'esosfera è lo strato esterno dell'atmosfera terrestre, a partire da altitudini di diverse centinaia di chilometri, da cui atomi di idrogeno leggeri e in rapido movimento possono fuggire nello spazio.
Edoardo Kononovich
Letteratura:
Pudovkin MI Fondamenti di fisica solare. San Pietroburgo, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan L'astronomia oggi. Prentice Hall Inc. Upper Saddle River, 2002
Materiali in linea: http://ciencia.nasa.gov/
Atmosfera (dal greco ατμός - "vapore" e σφαῖρα - "sfera") - il guscio gassoso di un corpo celeste, tenuto attorno ad esso dalla gravità. Atmosfera: il guscio gassoso del pianeta, costituito da una miscela di vari gas, vapore acqueo e polvere. Lo scambio di materia tra la Terra e il Cosmo avviene attraverso l'atmosfera. La Terra riceve polvere cosmica e materiale meteoritico, perde i gas più leggeri: idrogeno ed elio. L'atmosfera terrestre è penetrata in tutto e per tutto dalla potente radiazione del Sole, che determina il regime termico della superficie del pianeta, provocando la dissociazione delle molecole di gas atmosferico e la ionizzazione degli atomi.
L'atmosfera terrestre contiene ossigeno, che viene utilizzato dalla maggior parte degli organismi viventi per la respirazione, e anidride carbonica, che viene consumata da piante, alghe e cianobatteri durante la fotosintesi. L'atmosfera è anche lo strato protettivo del pianeta, che protegge i suoi abitanti dalle radiazioni ultraviolette solari.
Tutti i corpi massicci hanno un'atmosfera: pianeti terrestri, giganti gassosi.
Composizione dell'atmosfera
L'atmosfera è una miscela di gas composta da azoto (78,08%), ossigeno (20,95%), anidride carbonica (0,03%), argon (0,93%), una piccola quantità di elio, neon, xeno, krypton (0,01%), 0,038% di anidride carbonica e piccole quantità di idrogeno, elio, altri gas nobili e inquinanti.
La moderna composizione dell'aria terrestre è stata stabilita più di cento milioni di anni fa, ma l'attività di produzione umana in forte aumento ha comunque portato al suo cambiamento. Attualmente si registra un aumento del contenuto di CO 2 di circa il 10-12% I gas che compongono l'atmosfera svolgono vari ruoli funzionali. Tuttavia, il significato principale di questi gas è determinato principalmente dal fatto che assorbono molto fortemente l'energia radiante e quindi hanno un effetto significativo sul regime di temperatura della superficie terrestre e dell'atmosfera.
La composizione iniziale dell'atmosfera di un pianeta dipende solitamente dalle proprietà chimiche e termiche del sole durante la formazione dei pianeti e dal successivo rilascio di gas esterni. Quindi la composizione dell'involucro del gas evolve sotto l'influenza di vari fattori.
Le atmosfere di Venere e Marte sono per lo più anidride carbonica con piccole aggiunte di azoto, argon, ossigeno e altri gas. L'atmosfera terrestre è in gran parte un prodotto degli organismi che vivono in essa. I giganti gassosi a bassa temperatura - Giove, Saturno, Urano e Nettuno - possono contenere principalmente gas a basso peso molecolare - idrogeno ed elio. I giganti gassosi ad alta temperatura, come Osiride o 51 Pegasi b, al contrario, non possono trattenerlo e le molecole della loro atmosfera sono sparse nello spazio. Questo processo è lento e continuo.
Azoto, il gas più comune nell'atmosfera, chimicamente poco attivo.
Ossigeno, a differenza dell'azoto, è un elemento chimicamente molto attivo. La funzione specifica dell'ossigeno è l'ossidazione della materia organica degli organismi eterotrofi, delle rocce e dei gas poco ossidati emessi nell'atmosfera dai vulcani. Senza ossigeno, non ci sarebbe la decomposizione della materia organica morta.
Struttura atmosferica
La struttura dell'atmosfera è composta da due parti: l'interno - troposfera, stratosfera, mesosfera e termosfera, o ionosfera, e l'esterno - magnetosfera (esosfera).
1) Troposfera- questa è la parte più bassa dell'atmosfera, in cui è concentrato 3/4 cioè ~ 80% dell'intera atmosfera terrestre. La sua altezza è determinata dall'intensità delle correnti d'aria verticali (ascendenti o discendenti) causate dal riscaldamento della superficie terrestre e dell'oceano, quindi lo spessore della troposfera all'equatore è di 16-18 km, a latitudini temperate 10-11 km , e ai poli - fino a 8 km. La temperatura dell'aria nella troposfera in quota diminuisce di 0,6ºС ogni 100 m e varia da +40 a -50ºС.
2) Stratosfera situato sopra la troposfera e ha un'altezza fino a 50 km dalla superficie del pianeta. La temperatura ad un'altitudine fino a 30 km è costante -50ºС. Quindi inizia a salire e ad un'altitudine di 50 km raggiunge +10ºС.
Il limite superiore della biosfera è lo schermo dell'ozono.
Lo schermo dell'ozono è uno strato dell'atmosfera all'interno della stratosfera, situato a diverse altezze dalla superficie terrestre e avente una densità di ozono massima ad un'altitudine di 20-26 km.
L'altezza dello strato di ozono ai poli è stimata in 7-8 km, all'equatore in 17-18 km, e l'altezza massima della presenza di ozono è di 45-50 km. Sopra lo schermo dell'ozono, la vita è impossibile a causa della forte radiazione ultravioletta del Sole. Se comprimi tutte le molecole di ozono, ottieni uno strato di circa 3 mm attorno al pianeta.
3) Mesosfera– il limite superiore di questo strato si trova fino a un'altezza di 80 km. La sua caratteristica principale è un forte calo della temperatura -90ºС al suo limite superiore. Qui sono fissate nubi argentate costituite da cristalli di ghiaccio.
4) Ionosfera (termosfera) - situata fino ad una quota di 800 km ed è caratterizzata da un notevole aumento della temperatura:
150 km di temperatura +240ºС,
200 km di temperatura +500ºС,
600 km di temperatura +1500ºС.
Sotto l'influenza della radiazione ultravioletta del sole, i gas sono in uno stato ionizzato. La ionizzazione è associata al bagliore dei gas e al verificarsi di aurore.
La ionosfera ha la capacità di riflettere ripetutamente le onde radio, che forniscono comunicazioni radio a lungo raggio sul pianeta.
5) Esosfera- si trova sopra gli 800 km e si estende fino a 3000 km. Qui la temperatura è >2000ºС. La velocità del movimento del gas si avvicina al valore critico di ~ 11,2 km/sec. Dominano atomi di idrogeno ed elio, che formano una corona luminosa attorno alla Terra, che si estende fino a un'altitudine di 20.000 km.
Funzioni dell'atmosfera
1) Termoregolazione: il tempo e il clima sulla Terra dipendono dalla distribuzione del calore, dalla pressione.
2) Sostegno vitale.
3) Nella troposfera, c'è un movimento verticale e orizzontale globale delle masse d'aria, che determina il ciclo dell'acqua, il trasferimento di calore.
4) Quasi tutti i processi geologici di superficie sono dovuti all'interazione di atmosfera, litosfera e idrosfera.
5) Protettivo - l'atmosfera protegge la terra dallo spazio, dalla radiazione solare e dalla polvere di meteoriti.
Funzioni dell'atmosfera. Senza un'atmosfera, la vita sulla Terra sarebbe impossibile. Una persona consuma quotidianamente 12-15 kg. aria, inalando ogni minuto da 5 a 100 litri, che supera notevolmente il fabbisogno medio giornaliero di cibo e acqua. Inoltre, l'atmosfera protegge in modo affidabile una persona dai pericoli che la minacciano dallo spazio: non lascia passare meteoriti e radiazioni cosmiche. Una persona può vivere cinque settimane senza cibo, cinque giorni senza acqua e cinque minuti senza aria. La vita normale delle persone richiede non solo aria, ma anche una certa purezza di essa. La salute delle persone, lo stato della flora e della fauna, la forza e la durata delle strutture degli edifici e delle strutture dipendono dalla qualità dell'aria. L'aria inquinata è dannosa per le acque, la terra, i mari, il suolo. L'atmosfera determina la luce e regola i regimi termici della terra, contribuisce alla ridistribuzione del calore sul globo terrestre. L'involucro del gas protegge la Terra dal raffreddamento e dal riscaldamento eccessivi. Se il nostro pianeta non fosse circondato da un guscio d'aria, in un giorno l'ampiezza delle fluttuazioni di temperatura raggiungerebbe i 200 °C. L'atmosfera salva tutto ciò che vive sulla Terra dai distruttivi raggi ultravioletti, raggi X e raggi cosmici. L'importanza dell'atmosfera nella distribuzione della luce è grande. Le si spezza l'aria i raggi del sole in un milione di piccoli raggi, li disperde e crea un'illuminazione uniforme. L'atmosfera funge da conduttore di suoni.
L'atmosfera è l'involucro d'aria della Terra. Si estende fino a 3000 km dalla superficie terrestre. Le sue tracce possono essere rintracciate fino a un'altezza di 10.000 km. A. ha una densità irregolare di 50 5, le sue masse sono concentrate fino a 5 km, 75% - fino a 10 km, 90% - fino a 16 km.
L'atmosfera è costituita da aria, una miscela meccanica di diversi gas.
Azoto(78%) nell'atmosfera svolge il ruolo di diluente dell'ossigeno, regolando la velocità di ossidazione e, di conseguenza, la velocità e l'intensità dei processi biologici. L'azoto è l'elemento principale dell'atmosfera terrestre, che viene continuamente scambiata con la materia vivente della biosfera, e i componenti di quest'ultima sono composti azotati (aminoacidi, purine, ecc.). L'estrazione dell'azoto dall'atmosfera avviene in modo inorganico e biochimico, sebbene siano strettamente correlati. L'estrazione inorganica è associata alla formazione dei suoi composti N 2 O, N 2 O 5 , NO 2 , NH 3 . Si trovano nelle precipitazioni atmosferiche e si formano nell'atmosfera sotto l'azione di scariche elettriche durante i temporali o reazioni fotochimiche sotto l'influenza della radiazione solare.
La fissazione biologica dell'azoto è effettuata da alcuni batteri in simbiosi con piante superiori nei terreni. L'azoto è anche fissato da alcuni microrganismi plancton e alghe nell'ambiente marino. In termini quantitativi, il legame biologico dell'azoto supera la sua fissazione inorganica. Lo scambio di tutto l'azoto nell'atmosfera dura circa 10 milioni di anni. L'azoto si trova nei gas di origine vulcanica e nelle rocce ignee. Quando vari campioni di rocce cristalline e meteoriti vengono riscaldati, l'azoto viene rilasciato sotto forma di molecole di N 2 e NH 3. Tuttavia, la principale forma di presenza di azoto, sia sulla Terra che sui pianeti terrestri, è molecolare. L'ammoniaca, entrando nell'alta atmosfera, si ossida rapidamente, liberando azoto. Nelle rocce sedimentarie è sepolto insieme alla materia organica e si trova in maggior quantità nei depositi bituminosi. Nel processo di metamorfismo regionale di queste rocce, l'azoto in varie forme viene rilasciato nell'atmosfera terrestre.
Ciclo geochimico dell'azoto (
Ossigeno(21%) è utilizzato dagli organismi viventi per la respirazione, fa parte della materia organica (proteine, grassi, carboidrati). Ozono O 3 . bloccando le radiazioni ultraviolette pericolose per la vita provenienti dal sole.
L'ossigeno è il secondo gas più abbondante nell'atmosfera e svolge un ruolo estremamente importante in molti processi della biosfera. La forma dominante della sua esistenza è O 2 . Negli strati superiori dell'atmosfera, sotto l'influenza della radiazione ultravioletta, si verifica la dissociazione delle molecole di ossigeno e, ad un'altitudine di circa 200 km, il rapporto tra ossigeno atomico e molecolare (O: O 2) diventa uguale a 10. Quando queste forme di ossigeno interagiscono nell'atmosfera (ad un'altitudine di 20-30 km), cintura di ozono (scudo di ozono). L'ozono (O 3) è necessario per gli organismi viventi, ritardando la maggior parte della radiazione ultravioletta solare che è loro dannosa.
Nelle prime fasi dello sviluppo della Terra, l'ossigeno libero è sorto in quantità molto piccole come risultato della fotodissociazione dell'anidride carbonica e delle molecole d'acqua nell'atmosfera superiore. Tuttavia, queste piccole quantità sono state rapidamente consumate nell'ossidazione di altri gas. Con l'avvento degli organismi fotosintetici autotrofi nell'oceano, la situazione è cambiata in modo significativo. La quantità di ossigeno libero nell'atmosfera iniziò ad aumentare progressivamente, ossidando attivamente molti componenti della biosfera. Pertanto, le prime porzioni di ossigeno libero hanno contribuito principalmente alla transizione di forme ferrose di ferro in ossido e solfuri in solfati.
Alla fine, la quantità di ossigeno libero nell'atmosfera terrestre ha raggiunto una certa massa e si è rivelata bilanciata in modo tale che la quantità prodotta diventasse uguale a quella assorbita. Nell'atmosfera è stata stabilita una relativa costanza del contenuto di ossigeno libero.
Ciclo geochimico dell'ossigeno (VA Vronsky, GV Voitkevič)
Diossido di carbonio, va alla formazione della materia vivente e, insieme al vapore acqueo, crea il cosiddetto "effetto serra (serra)".
Carbonio (anidride carbonica) - la maggior parte nell'atmosfera è sotto forma di CO 2 e molto meno sotto forma di CH 4. Il significato della storia geochimica del carbonio nella biosfera è eccezionalmente grande, poiché fa parte di tutti gli organismi viventi. All'interno degli organismi viventi si verificano forme ridotte di carbonio e in ambiente le biosfere sono ossidate. Si stabilisce così lo scambio chimico del ciclo vitale: CO 2 ↔ materia vivente.
La fonte primaria di anidride carbonica nella biosfera è l'attività vulcanica associata al degassamento secolare del mantello e degli orizzonti inferiori della crosta terrestre. Parte di questa anidride carbonica deriva dalla decomposizione termica di antichi calcari in varie zone metamorfiche. La migrazione di CO 2 nella biosfera procede in due modi.
Il primo metodo si esprime nell'assorbimento di CO 2 nel processo di fotosintesi con formazione di sostanze organiche e successiva sepoltura in condizioni riducenti favorevoli nella litosfera sotto forma di torba, carbone, olio, scisto bituminoso. Secondo il secondo metodo, la migrazione del carbonio porta alla creazione di un sistema carbonatico nell'idrosfera, dove la CO 2 si trasforma in H 2 CO 3, HCO 3 -1, CO 3 -2. Quindi, con la partecipazione del calcio (meno spesso magnesio e ferro), la precipitazione dei carbonati avviene in modo biogenico e abiogenico. Appaiono spessi strati di calcari e dolomiti. Secondo A.B. Ronov, il rapporto tra carbonio organico (Corg) e carbonio carbonato (Ccarb) nella storia della biosfera era 1:4.
Insieme al ciclo globale del carbonio, ci sono un certo numero di suoi piccoli cicli. Quindi, sulla terraferma, le piante verdi assorbono CO 2 per il processo di fotosintesi durante il giorno e di notte la rilasciano nell'atmosfera. Con la morte degli organismi viventi sulla superficie terrestre, la materia organica viene ossidata (con la partecipazione di microrganismi) con il rilascio di CO 2 nell'atmosfera. Negli ultimi decenni, un posto speciale nel ciclo del carbonio è stato occupato dalla massiccia combustione di combustibili fossili e dall'aumento del suo contenuto nell'atmosfera moderna.
Ciclo del carbonio in un involucro geografico (secondo F. Ramad, 1981)
Argon- il terzo gas atmosferico più comune, che lo distingue nettamente dagli altri gas inerti estremamente poco comuni. Tuttavia, l'argon nella sua storia geologica condivide il destino di questi gas, che sono caratterizzati da due caratteristiche:
- l'irreversibilità del loro accumulo nell'atmosfera;
- stretta associazione con il decadimento radioattivo di alcuni isotopi instabili.
I gas inerti sono al di fuori della circolazione della maggior parte degli elementi ciclici nella biosfera terrestre.
Tutti i gas inerti possono essere suddivisi in primari e radiogeni. I primari sono quelli che sono stati catturati dalla Terra durante la sua formazione. Sono estremamente rari. La parte primaria dell'argon è rappresentata principalmente dagli isotopi 36 Ar e 38 Ar, mentre l'argon atmosferico è costituito interamente dall'isotopo 40 Ar (99,6%), che è indubbiamente radiogeno. Nelle rocce contenenti potassio, l'argon radiogeno si è accumulato a causa del decadimento del potassio-40 per cattura di elettroni: 40 K + e → 40 Ar.
Pertanto, il contenuto di argon nelle rocce è determinato dalla loro età e dalla quantità di potassio. In questa misura, la concentrazione di elio nelle rocce è una funzione della loro età e del contenuto di torio e uranio. Argon ed elio vengono rilasciati nell'atmosfera dall'interno della terra durante le eruzioni vulcaniche, attraverso le crepe nella crosta terrestre sotto forma di getti di gas e anche durante l'erosione delle rocce. Secondo i calcoli di P. Dimon e J. Culp, elio e argon si accumulano nella crosta terrestre nell'era moderna ed entrano nell'atmosfera in quantità relativamente piccole. Il tasso di ingresso di questi gas radiogeni è così basso che durante la storia geologica della Terra non è stato in grado di fornire il loro contenuto osservato nell'atmosfera moderna. Pertanto, resta da presumere che la maggior parte dell'argon nell'atmosfera provenisse dalle viscere della Terra nelle prime fasi del suo sviluppo, e una parte molto più piccola sia stata aggiunta in seguito nel processo di vulcanismo e durante l'erosione del potassio- contenente rocce.
Pertanto, durante il periodo geologico, elio e argon hanno avuto processi migratori diversi. C'è pochissimo elio nell'atmosfera (circa 5 * 10 -4%) e il "respiro di elio" della Terra era più leggero, poiché, essendo il gas più leggero, fuggiva nello spazio. E il "respiro di argon" - pesante e argon è rimasto nel nostro pianeta. La maggior parte dei gas inerti primari, come neon e xeno, erano associati al neon primario catturato dalla Terra durante la sua formazione, nonché al rilascio nell'atmosfera durante il degassamento del mantello. La totalità dei dati sulla geochimica dei gas nobili indica che l'atmosfera primaria della Terra è sorta nelle prime fasi del suo sviluppo.
L'atmosfera contiene vapore acqueo e acqua allo stato liquido e solido. L'acqua nell'atmosfera è un importante accumulatore di calore.
Gli strati inferiori dell'atmosfera contengono una grande quantità di polvere e aerosol minerali e tecnogeni, prodotti di combustione, sali, spore e polline delle piante, ecc.
Fino a un'altezza di 100-120 km, grazie alla completa miscelazione dell'aria, la composizione dell'atmosfera è omogenea. Il rapporto tra azoto e ossigeno è costante. Sopra predominano gas inerti, idrogeno, ecc.. Negli strati inferiori dell'atmosfera c'è vapore acqueo. Con la distanza dalla terra, il suo contenuto diminuisce. Sopra, il rapporto tra i gas cambia, ad esempio, ad un'altitudine di 200-800 km, l'ossigeno prevale sull'azoto di 10-100 volte.
> L'atmosfera terrestre
Descrizione L'atmosfera terrestre per bambini di tutte le età: in cosa consiste l'aria, la presenza di gas, fotostrati, clima e clima del terzo pianeta del sistema solare.
Per i più piccoliÈ già noto che la Terra è l'unico pianeta del nostro sistema che ha un'atmosfera vitale. La coperta di gas non è solo ricca di aria, ma ci protegge anche dal calore eccessivo e dai raggi solari. Importante spiegare ai bambini che il sistema è incredibilmente ben progettato, perché permette alla superficie di riscaldarsi durante il giorno e di raffreddarsi di notte, mantenendo un equilibrio accettabile.
Inizio spiegazione per i bambiniÈ possibile dal fatto che il globo dell'atmosfera terrestre si estende per oltre 480 km, ma la maggior parte si trova a 16 km dalla superficie. Maggiore è l'altitudine, minore è la pressione. Se prendiamo il livello del mare, lì la pressione è di 1 kg per centimetro quadrato. Ma a un'altitudine di 3 km, cambierà: 0,7 kg per centimetro quadrato. Naturalmente, in tali condizioni è più difficile respirare ( bambini potresti sentirlo se mai andassi a fare un'escursione in montagna).
La composizione dell'aria terrestre: una spiegazione per i bambini
I gas includono:
- Azoto - 78%.
- Ossigeno - 21%.
- Argon - 0,93%.
- Anidride carbonica - 0,038%.
- In piccole quantità sono presenti anche vapore acqueo e altre impurità gassose.
Strati atmosferici della Terra: una spiegazione per i bambini
Genitori o insegnanti a scuola Va ricordato che l'atmosfera terrestre è suddivisa in 5 livelli: esosfera, termosfera, mesosfera, stratosfera e troposfera. Con ogni strato, l'atmosfera si dissolve sempre di più, fino a quando i gas si disperdono finalmente nello spazio.
La troposfera è la più vicina alla superficie. Con uno spessore di 7-20 km, costituisce la metà dell'atmosfera terrestre. Più vicino alla Terra, più l'aria si riscalda. Quasi tutto il vapore acqueo e la polvere vengono raccolti qui. I bambini potrebbero non essere sorpresi dal fatto che è a questo livello che le nuvole galleggiano.
La stratosfera parte dalla troposfera e sale a 50 km sopra la superficie. C'è molto ozono qui, che riscalda l'atmosfera e risparmia dai dannosi raggi solari. L'aria è 1000 volte più rarefatta rispetto al livello del mare ed è insolitamente secca. Ecco perché gli aerei si sentono benissimo qui.
Mesosfera: da 50 km a 85 km sopra la superficie. La sommità è chiamata mesopausa ed è il luogo più fresco dell'atmosfera terrestre (-90°C). È molto difficile da esplorare perché gli aerei a reazione non possono arrivarci e l'altitudine orbitale dei satelliti è troppo alta. Gli scienziati sanno solo che è qui che bruciano le meteore.
Termosfera: 90 km e tra 500-1000 km. La temperatura raggiunge i 1500°C. È considerato parte dell'atmosfera terrestre, ma è importante spiegare ai bambini che la densità dell'aria qui è così bassa che la maggior parte di essa è già percepita come spazio esterno. In effetti, è qui che si trovano le navette spaziali e la Stazione Spaziale Internazionale. Inoltre, qui si formano le aurore. Le particelle cosmiche cariche entrano in contatto con atomi e molecole della termosfera, trasferendole a un livello energetico superiore. Per questo motivo, vediamo questi fotoni di luce sotto forma di aurore.
L'esosfera è lo strato più alto. Incredibilmente sottile linea di fusione dell'atmosfera con lo spazio. È costituito da particelle di idrogeno ed elio ampiamente disperse.
Clima e tempo della Terra: una spiegazione per i bambini
Per i più piccoli necessario spiegare che la Terra riesca a sostenere molte specie viventi a causa del clima regionale, caratterizzato da freddo estremo ai poli e caldo tropicale all'equatore. Bambini Dovrebbe sapere che il clima regionale è il tempo che in una determinata zona rimane invariato per 30 anni. Certo, a volte può cambiare per diverse ore, ma per la maggior parte rimane stabile.
Inoltre, si distingue anche il clima terrestre globale, la media di quello regionale. È cambiato nel corso della storia umana. Oggi c'è un riscaldamento rapido. Gli scienziati stanno lanciando l'allarme poiché i gas serra causati dall'uomo intrappolano il calore nell'atmosfera, rischiando di trasformare il nostro pianeta in Venere.