Как называется верхний слой атмосферы. Атмосфера
Энциклопедичный YouTube
1 / 5
✪ Земля космический корабль (14 Серия) - Атмосфера
✪ Почему атмосферу не втянуло в космический вакуум?
✪ Вход в атмосферу Земли корабля "Союз ТМА-8"
✪ Атмосфера строение, значение, изучение
✪ О. С. Угольников "Верхняя атмосфера. Встреча Земли и космоса"
Субтитры
Граница атмосферы
Атмосферой принято считать ту область вокруг Земли, в которой газовая среда вращается вместе с Землёй как единое целое . Атмосфера переходит в межпланетное пространство постепенно, в экзосфере , начинающейся на высоте 500-1000 км от поверхности Земли .
По определению, предложенному Международной авиационной федерацией , граница атмосферы и космоса проводится по линии Кармана , расположенной на высоте около 100 км, выше которой авиационные полёты становятся полностью невозможными. NASA использует в качестве границы атмосферы отметку в 122 километра (400 000 футов ), где «шаттлы » переключаются с маневрирования с помощью двигателей на аэродинамическое маневрирование .
Физические свойства
Кроме указанных в таблице газов, в атмосфере содержатся 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}}} , углеводороды , HCl {\displaystyle {\ce {HCl}}} , HF {\displaystyle {\ce {HF}}} , HBr {\displaystyle {\ce {HBr}}} , HI {\displaystyle {{\ce {HI}}}} , пары Hg {\displaystyle {\ce {Hg}}} , I 2 {\displaystyle {\ce {I2}}} , Br 2 {\displaystyle {\ce {Br2}}} , а также и многие другие газы в незначительных количествах. В тропосфере постоянно находится большое количество взвешенных твёрдых и жидких частиц (аэрозоль). Самым редким газом в Земной атмосфере является Rn {\displaystyle {\ce {Rn}}} .
Строение атмосферы
Пограничный слой атмосферы
Нижний слой тропосферы (1-2 км толщиной), в котором состояние и свойства поверхности Земли непосредственно влияют на динамику атмосферы.
Тропосфера
Её верхняя граница находится на высоте 8-10 км в полярных, 10-12 км в умеренных и 16-18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом.
Нижний, основной слой атмосферы содержит более 80 % всей массы атмосферного воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция , возникают облака , развиваются циклоны и антициклоны . Температура убывает с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 метров.
Тропопауза
Переходный слой от тропосферы к стратосфере, слой атмосферы, в котором прекращается снижение температуры с высотой.
Стратосфера
Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11-25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25-40 км от минус 56,5 до плюс 0,8 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии). Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (почти 0 °C), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой .
Стратопауза
Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °C).
Мезосфера
Термосфера
Верхний предел - около 800 км. Температура растёт до высот 200-300 км, где достигает значений порядка 1500 К, после чего остаётся почти постоянной до больших высот. Под действием солнечной радиации и космического излучения происходит ионизация воздуха («полярные сияния ») - основные области ионосферы лежат внутри термосферы. На высотах свыше 300 км преобладает атомарный кислород. Верхний предел термосферы в значительной степени определяется текущей активностью Солнца . В периоды низкой активности - например, в 2008-2009 годах - происходит заметное уменьшение размеров этого слоя .
Термопауза
Область атмосферы, прилегающая сверху к термосфере. В этой области поглощение солнечного излучения незначительно и температура фактически не меняется с высотой.
Экзосфера (сфера рассеяния)
До высоты 100 км атмосфера представляет собой гомогенную хорошо перемешанную смесь газов. В более высоких слоях распределение газов по высоте зависит от их молекулярных масс, концентрация более тяжёлых газов убывает быстрее по мере удаления от поверхности Земли. Вследствие уменьшения плотности газов температура понижается от 0 °C в стратосфере до минус 110 °C в мезосфере. Однако кинетическая энергия отдельных частиц на высотах 200-250 км соответствует температуре ~ 150 °C. Выше 200 км наблюдаются значительные флуктуации температуры и плотности газов во времени и пространстве.
На высоте около 2000-3500 км экзосфера постепенно переходит в так называемый ближнекосмический вакуум , который заполнен редкими частицами межпланетного газа, главным образом атомами водорода. Но этот газ представляет собой лишь часть межпланетного вещества. Другую часть составляют пылевидные частицы кометного и метеорного происхождения. Кроме чрезвычайно разрежённых пылевидных частиц, в это пространство проникает электромагнитная и корпускулярная радиация солнечного и галактического происхождения.
Обзор
На долю тропосферы приходится около 80 % массы атмосферы, на долю стратосферы - около 20 %; масса мезосферы - не более 0,3 %, термосферы - менее 0,05 % от общей массы атмосферы.
На основании электрических свойств в атмосфере выделяют нейтросферу и ионосферу .
В зависимости от состава газа в атмосфере выделяют гомосферу и гетеросферу . Гетеросфера - это область, где гравитация оказывает влияние на разделение газов, так как их перемешивание на такой высоте незначительно. Отсюда следует переменный состав гетеросферы. Ниже её лежит хорошо перемешанная, однородная по составу часть атмосферы, называемая гомосфера . Граница между этими слоями называется турбопаузой , она лежит на высоте около 120 км.
Другие свойства атмосферы и воздействие на человеческий организм
Уже на высоте 5 км над уровнем моря у нетренированного человека появляется кислородное голодание и без адаптации работоспособность человека значительно снижается. Здесь кончается физиологическая зона атмосферы. Дыхание человека становится невозможным на высоте 9 км, хотя примерно до 115 км атмосфера содержит кислород.
Атмосфера снабжает нас необходимым для дыхания кислородом. Однако вследствие падения общего давления атмосферы по мере подъёма на высоту соответственно снижается и парциальное давление кислорода.
История образования атмосферы
Согласно наиболее распространённой теории, атмосфера Земли на протяжении истории последней перебыла в трёх различных составах. Первоначально она состояла из лёгких газов (водорода и гелия), захваченных из межпланетного пространства. Это так называемая первичная атмосфера . На следующем этапе активная вулканическая деятельность привела к насыщению атмосферы и другими газами, кроме водорода (углекислым газом, аммиаком , водяным паром). Так образовалась вторичная атмосфера . Эта атмосфера была восстановительной. Далее процесс образования атмосферы определялся следующими факторами:
- утечка легких газов (водорода и гелия) в межпланетное пространство ;
- химические реакции, происходящие в атмосфере под влиянием ультрафиолетового излучения, грозовых разрядов и некоторых других факторов.
Постепенно эти факторы привели к образованию третичной атмосферы , характеризующейся гораздо меньшим содержанием водорода и гораздо большим - азота и углекислого газа (образованы в результате химических реакций из аммиака и углеводородов).
Азот
Образование большого количества азота обусловлено окислением аммиачно-водородной атмосферы молекулярным кислородом O 2 {\displaystyle {\ce {O2}}} , который стал поступать с поверхности планеты в результате фотосинтеза, начиная с 3 млрд лет назад. Также азот N 2 {\displaystyle {\ce {N2}}} выделяется в атмосферу в результате денитрификации нитратов и других азотосодержащих соединений. Азот окисляется озоном до NO {\displaystyle {{\ce {NO}}}} в верхних слоях атмосферы.
Азот N 2 {\displaystyle {\ce {N2}}} вступает в реакции лишь в специфических условиях (например, при разряде молнии). Окисление молекулярного азота озоном при электрических разрядах в малых количествах используется в промышленном изготовлении азотных удобрений. Окислять его с малыми энергозатратами и переводить в биологически активную форму могут цианобактерии (сине-зелёные водоросли) и клубеньковые бактерии, формирующие ризобиальный симбиоз с бобовыми растениями, которые могут быть эффективными сидератами - растениями, которые не истощают, а обогащают почву естественными удобрениями.
Кислород
Состав атмосферы начал радикально меняться с появлением на Земле живых организмов , в результате фотосинтеза , сопровождающегося выделением кислорода и поглощением углекислого газа. Первоначально кислород расходовался на окисление восстановленных соединений - аммиака, углеводородов, закисной формы железа , содержавшейся в океанах и другом. По окончании данного этапа содержание кислорода в атмосфере стало расти. Постепенно образовалась современная атмосфера, обладающая окислительными свойствами. Поскольку это вызвало серьёзные и резкие изменения многих процессов, протекающих в атмосфере , литосфере и биосфере , это событие получило название Кислородная катастрофа .
Благородные газы
Загрязнение атмосферы
В последнее время на эволюцию атмосферы стал оказывать влияние человек. Результатом человеческой деятельности стал постоянный рост содержания в атмосфере углекислого газа из-за сжигания углеводородного топлива, накопленного в предыдущие геологические эпохи. Громадные количества потребляются при фотосинтезе и поглощаются мировым океаном . Этот газ поступает в атмосферу благодаря разложению карбонатных горных пород и органических веществ растительного и животного происхождения, а также вследствие вулканизма и производственной деятельности человека. За последние 100 лет содержание CO 2 {\displaystyle {\ce {CO2}}} в атмосфере возросло на 10 %, причём основная часть (360 млрд тонн) поступила в результате сжигания топлива. Если темпы роста сжигания топлива сохранятся, то в ближайшие 200-300 лет количество CO 2 {\displaystyle {\ce {CO2}}} в атмосфере удвоится и может привести к
Атмосфера начала образовываться вместе с формированием Земли. В процессе эволюции планеты и по мере приближения ее параметров к современным значениям произошли принципиально качественные изменения ее химического состава и физических свойств. Согласно эволюционной модели, на раннем этапе Земля находилась в расплавленном состоянии и около 4,5 млрд. лет назад сформировалась как твердое тело. Этот рубеж принимается за начало геологического летоисчисления. С этого времени началась медленная эволюция атмосферы. Некоторые геологические процессы, (например, излияния лавы при извержениях вулканов) сопровождались выбросом газов из недр Земли. В их состав входили азот, аммиак, метан, водяной пар, оксид СО и диоксид СО 2 углерода. Под воздействием солнечной ультрафиолетовой радиации водяной пар разлагался на водород и кислород, но освободившийся кислород вступал в реакцию с оксидом углерода, образуя углекислый газ. Аммиак разлагался на азот и водород. Водород в процессе диффузии поднимался вверх и покидал атмосферу, а более тяжелый азот не мог улетучиться и постепенно накапливался, становясь основным компонентом, хотя некоторая его часть связывалась в молекулы в результате химических реакций (см . ХИМИЯ АТМОСФЕРЫ). Под воздействием ультрафиолетовых лучей и электрических разрядов смесь газов, присутствовавших в первоначальной атмосфере Земли, вступала в химические реакции, в результате которых происходило образование органических веществ, в частности аминокислот. С появлением примитивных растений начался процесс фотосинтеза, сопровождавшийся выделением кислорода. Этот газ, особенно после диффузии в верхние слои атмосферы, стал защищать ее нижние слои и поверхность Земли от опасных для жизни ультрафиолетового и рентгеновского излучений. Согласно теоретическим оценкам, содержание кислорода, в 25 000 раз меньшее, чем сейчас, уже могло привести к формированию слоя озона со всего лишь вдвое меньшей, чем сейчас, концентрацией. Однако этого уже достаточно, чтобы обеспечить весьма существенную защиту организмов от разрушительного действия ультрафиолетовых лучей.
Вероятно, что в первичной атмосфере содержалось много углекислого газа. Он расходовался в ходе фотосинтеза, и его концентрация должна была уменьшаться по мере эволюции мира растений, а также из-за поглощения в ходе некоторых геологических процессов. Поскольку парниковый эффект связан с присутствием углекислого газа в атмосфере, колебания его концентрации являются одной из важных причин таких крупномасштабных климатических изменений в истории Земли, как ледниковые периоды .
Присутствующий в современной атмосфере гелий большей частью является продуктом радиоактивного распада урана, тория и радия. Эти радиоактивные элементы испускают a-частицы, которые представляют собой ядра атомов гелия. Поскольку в ходе радиоактивного распада электрический заряд не образуется и не исчезает, с образованием каждой a-частицы появляются по два электрона, которые, рекомбинируя с a-частицами, образуют нейтральные атомы гелия. Радиоактивные элементы содержатся в минералах, рассеянных в толще горных пород, поэтому значительная часть гелия, образовавшегося в результате радиоактивного распада, сохраняется в них, очень медленно улетучиваясь в атмосферу. Некоторое количество гелия за счет диффузии поднимается вверх в экзосферу, но благодаря постоянному притоку от земной поверхности, объем этого газа в атмосфере почти не меняется. На основании спектрального анализа света звезд и изучения метеоритов можно оценить относительное содержание различных химических элементов во Вселенной. Концентрация неона в космосе примерно в десять миллиардов раз выше, чем на Земле, криптона – в десять миллионов раз, а ксенона – в миллион раз. Отсюда следует, что концентрация этих инертных газов, по-видимому, изначально присутствовавших в земной атмосфере и не пополнявшихся в процессе химических реакций, сильно снизилась, вероятно, еще на этапе утраты Землей своей первичной атмосферы. Исключение составляет инертный газ аргон, поскольку в форме изотопа 40 Ar он и сейчас образуется в процессе радиоактивного распада изотопа калия.
Барометрическое распределение давления.
Общий вес газов атмосферы составляет приблизительно 4,5·10 15 т. Таким образом, «вес» атмосферы, приходящийся на единицу площади, или атмосферное давление, составляет на уровне моря примерно 11 т/м 2 = 1,1 кг/см 2 . Давление, равное Р 0 = 1033,23 г/см 2 = 1013,250 мбар = 760 мм рт. ст. = 1 атм, принимается в качестве стандартного среднего значения атмосферного давления. Для атмосферы в состоянии гидростатического равновесия имеем: dP = –rgdh , это означает, что на интервале высот от h до h + dh имеет место равенство между изменением атмосферного давления dP и весом соответствующего элемента атмосферы с единичной площадью, плотностью r и толщиной dh. В качестве соотношения между давлением Р и температурой Т используется достаточно применимое для земной атмосферы уравнение состояния идеального газа c плотностью r: P = r R T /m, где m – молекулярная масса, и R = 8,3 Дж/(К моль) – универсальная газовая постоянная. Тогда d logP = – (mg/RT )dh = – bdh = – dh /H, где градиент давления в логарифмической шкале. Обратную ему величину Н принять называть шкалой высоты атмосферы.
При интегрировании этого уравнения для изотермичой атмосферы (Т = const) или для ее части, где такое приближение допустимо, получается барометрический закон распределения давления с высотой: P = P 0 exp(–h /H 0), где отсчет высот h производится от уровня океана, где стандартное среднее давление составляет P 0 . Выражение H 0 = RT / mg, называется шкалой высоты, которая характеризует протяженность атмосферы, при условии, что температура в ней всюду одинакова (изотермичная атмосфера). Если атмосфера не изотермична, то интегрировать надо с учетом изменения температуры с высотой, а параметр Н – некоторая локальная характеристика слоев атмосферы, зависящая от их температуры и свойств среды.
Стандартная атмосфера.
Модель (таблица значений основных параметров), соответствующая стандартным давлению у основания атмосферы Р 0 и химическому составу, называется стандартной атмосферой. Точнее, это условная модель атмосферы, для которой заданы средние для широты 45° 32ў 33І значения температуры, давления, плотности, вязкости и др. характеристик воздуха на высотах от 2 км ниже уровня моря до внешней границы земной атмосферы. Параметры средней атмосферы на всех высотах рассчитаны по уравнению состояния идеального газа и барометрическому закону в предположении, что на уровне моря давление равно 1013,25 гПа (760 мм рт. ст.), а температура 288,15 К (15,0° С). По характеру вертикального распределения температуры средняя атмосфера состоит из нескольких слоев, в каждом из которых температура аппроксимирована линейной функцией высоты. В самом нижнем из слоев – тропосфере (h Ј 11 км) температура падает на 6,5° C каждым километром подъема. На больших высотах значение и знак вертикального градиента температуры меняются от слоя к слою. Выше 790 км температура составляет около 1000 К и практически не меняется с высотой.
Стандартная атмосфера является периодически уточняемым, узаконенным стандартом, выпускаемым в виде таблиц.
| Таблица 1. СТАНДАРТНАЯ МОДЕЛЬ АТМОСФЕРЫ ЗЕМЛИ . В таблице приведены: h – высота от уровня моря, Р – давление, Т – температура, r – плотность, N – число молекул или атомов в единице объема, H – шкала высоты, l – длина свободного пробега. Давление и температура на высоте 80–250 км, полученные по ракетным данным, имеют более низкие значения. Значения для высот, больших чем 250 км, полученные путем экстраполяции, не очень точны. | ||||||
| h (км) | P (мбар) | T (°К) | r (г/см 3) | N (см –3) | H (км) | l (см) |
| 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 | |
Тропосфера.
Самый нижний и наиболее плотный слой атмосферы, в котором температура быстро уменьшается с высотой, называется тропосферой. Он содержит до 80% всей массы атмосферы и простирается в полярных и средних широтах до высот 8–10 км, а в тропиках до 16–18 км. Здесь развиваются практически все погодообразующие процессы, происходит тепловой- и влагообмен между Землей и ее атмосферой, образуются облака, возникают различные метеорологические явления, возникают туманы и осадки. Эти слои земной атмосферы находятся в конвективном равновесии и, благодаря активному перемешиванию имеют однородный химический состав, в основном, из молекулярных азота (78%) и кислорода (21%). В тропосфере сосредоточено подавляющее количество природных и техногенных аэрозольных и газовых загрязнителей воздуха. Динамика нижней части тропосферы толщиной до 2 км сильно зависит от свойств подстилающей поверхности Земли, определяющей горизонтальные и вертикальные перемещения воздуха (ветры), обусловленные передачей тепла от более нагретой суши, через ИК-излучение земной поверхности, которое поглощается в тропосфере, в основном, парами воды и углекислого газа (парниковый эффект). Распределение температуры с высотой устанавливается в результате турбулентного и конвективного перемешивания. В среднем оно соответствует падению температуры с высотой примерно на 6,5 К/км.
Скорость ветра в приземном пограничном слое сначала быстро растет с высотой, а выше она продолжает увеличиваться на 2–3 км/с на каждый километр. Иногда в тропосфере возникают узкие планетарные потоки (со скоростью более 30 км/с), западные в средних широтах, а вблизи экватора – восточные. Их называют струйными течениями.
Тропопауза.
У верхней границы тропосферы (тропопаузы) температура достигает минимального значения для нижней атмосферы. Это переходный слой между тропосферой и расположенной над нею стратосферой. Толщина тропопаузы от сотен метров до 1,5–2 км, а температура и высота соответственно в пределах от 190 до 220 К и от 8 до 18 км в зависимости от географической широты и сезона. В умеренных и высоких широтах зимой она ниже, чем летом на 1–2 км и на 8–15 К теплее. В тропиках сезонные изменения значительно меньше (высота 16–18 км, температура 180–200 К). Над струйными течениями возможны разрывы тропопаузы.
Вода в атмосфере Земли.
Важнейшей особенностью атмосферы Земли является наличие значительного количества водяных паров и воды в капельной форме, которую легче всего наблюдать в виде облаков и облачных структур. Степень покрытия неба облаками (в определенный момент или в среднем за некоторый промежуток времени), выраженная в 10-балльной шкале или в процентах, называют облачностью. Форма облаков определяется по международной классификации. В среднем, облака покрывают около половины земного шара. Облачность – важный фактор, характеризующий погоду и климат. Зимой и ночью облачность препятствует понижению температуры земной поверхности и приземного слоя воздуха, летом и днем – ослабляет нагревание земной поверхности солнечными лучами, смягчая климат внутри материков.
Облака.
Облака – скопления взвешенных в атмосфере водяных капель (водяные облака), ледяных кристаллов (ледяные облака) или – тех и других вместе (смешанные облака). При укрупнении капель и кристаллов они выпадают из облаков в виде осадков. Облака образуются, главным образом, в тропосфере. Они возникают в результате конденсации водяного пара, содержащегося в воздухе. Диаметр облачных капель порядка нескольких мкм. Содержание жидкой воды в облаках – от долей до нескольких граммов на м 3 . Облака различают по высоте: Согласно международной классификации существует 10 родов облаков: перистые, перисто-кучевые, перисто-слоистые, высококучевые, высокослоистые, слоисто-дождевые, слоистые, слоисто-кучевые, кучево-дождевые, кучевые.
В стратосфере наблюдаются также перламутровые облака, а в мезосфере – серебристые облака.
Перистые облака – прозрачные облака в виде тонких белых нитей или пелены с шелковистым блеском, не дающие тени. Перистые облака состоят из ледяных кристаллов, образуются в верхних слоях тропосферы при очень низких температурах. Некоторые виды перистых облаков служат предвестниками смены погоды.
Перисто-кучевые облака – гряды или слои тонких белых облаков верхней тропосферы. Перисто-кучевые облака построены из мелких элементов, имеющих вид хлопьев, ряби, маленьких шариков без теней и состоят преимущественно из ледяных кристаллов.
Перисто-слоистые облака – белесоватая полупрозрачная пелена в верхней тропосфере, обычно волокнистая, иногда размытая, состоящая из мелких игольчатых или столбчатых ледяных кристаллов.
Высококучевые облака – белые, серые или бело-серые облака нижних и средних слоев тропосферы. Высококучевые облака имеют вид слоев и гряд, как бы построенных из лежащих друг над другом пластинок, округлых масс, валов, хлопьев. Высококучевые облака образуются при интенсивной конвективной деятельности и обычно состоят из переохлажденных капелек воды.
Высокослоистые облака – сероватые или синеватые облака волокнистой или однородной структуры. Высокослоистые облака наблюдаются в средней тропосфере, простираются на несколько км в высоту и иногда на тысячи км в горизонтальном направлении. Обычно высокослоистые облака входят в состав фронтальных облачных систем, связанных с восходящими движениями воздушных масс.
Слоисто-дождевые облака – низкий (от 2 и выше км) аморфный слой облаков однообразно-серого цвета, дающий начало обложному дождю или снегу. Слоисто-дождевые облака – сильно развиты по вертикали (до нескольких км) и горизонтали (несколько тысяч км), состоят из переохлажденных капель воды в смеси со снежинками обычно связаны с атмосферными фронтами.
Слоистые облака – облака нижнего яруса в виде однородного слоя без определенных очертаний, серого цвета. Высота слоистых облаков над земной поверхностью составляет 0,5–2 км. Изредка из слоистых облаков выпадает морось.
Кучевые облака – плотные, днем ярко-белые облака со значительным вертикальным развитием (до 5 км и более). Верхние части кучевых облаков имеют вид куполов или башен с округлыми очертаниями. Обычно кучевые облака возникают как облака конвекции в холодных воздушных массах.
Слоисто-кучевые облака – низкие (ниже 2 км) облака в виде серых или белых не волокнистых слоев или гряд из круглых крупных глыб. Вертикальная мощность слоисто-кучевых облаков невелика. Изредка слоисто-кучевых облака дают небольшие осадки.
Кучево-дождевые облака – мощные и плотные облака с сильным вертикальным развитием (до высоты 14 км), дающие обильные ливневые осадки с грозовыми явлениями, градом, шквалами. Кучево-дождевые облака развиваются из мощных кучевых облаков, отличаясь от них верхней частью, состоящей из кристаллов льда.
Стратосфера.
Через тропопаузу, в среднем на высотах от 12 до 50 км, тропосфера переходит в стратосферу. В нижней части, на протяжении около 10 км, т.е. до высот около 20 км, она изотермична (температура около 220 К). Затем она растет с высотой, достигая максимума около 270 К на высоте 50–55 км. Здесь находится граница между стратосферой и выше лежащей мезосферой, называемая стратопаузой.
В стратосфере значительно меньше водяных паров. Все же иногда наблюдаются – тонкие просвечивающие перламутровые облака, изредка возникающие в стратосфере на высоте 20–30 км. Перламутровые облака видны на темном небе после захода и перед восходом Солнца. По форме перламутровые облака напоминают перистые и перисто-кучевые облака.
Средняя атмосфера (мезосфера).
На высоте около 50 км с пика широкого температурного максимума начинается мезосфера. Причиной увеличения температуры в области этого максимума является экзотермическая (т.е. сопровождающаяся выделением тепла) фотохимическая реакция разложения озона: О 3 + hv ® О 2 + О. Озон возникает в результате фотохимического разложения молекулярного кислорода О 2
О 2 + hv ® О + О и последующей реакции тройного столкновения атома и молекулы кислорода с какой-нибудь третьей молекулой М.
О + О 2 + М ® О 3 + М
Озон жадно поглощает ультрафиолетовое излучение в области от 2000 до 3000Å, и это излучение разогревает атмосферу. Озон, находящийся в верхней атмосфере, служит своеобразным щитом, охраняющим нас от действия ультрафиолетового излучения Солнца. Без этого щита развитие жизни на Земле в ее современных формах вряд ли было бы возможным.
В целом, на всем протяжении мезосферы температура атмосферы уменьшается до минимального ее значения около 180 К на верхней границе мезосферы (называемой мезопауза, высота около 80 км). В окрестности мезопаузы, на высотах 70–90 км, может возникать очень тонкий слой ледяных кристаллов и частиц вулканической и метеоритной пыли, наблюдаемый в виде красивого зрелища серебристых облаков вскоре после захода Солнца.
В мезосфере большей частью сгорают попадающие на Землю мелкие твердые метеоритные частицы, вызывающие явление метеоров.
Метеоры, метеориты и болиды.
Вспышки и другие явления в верхней атмосфере Земли вызванные вторжением в нее со скоростью от 11 км/с и выше твердых космических частиц или тел, называются метеороидами. Возникает наблюдаемый яркий метеорный след; наиболее мощные явления, часто сопровождаемые падением метеоритов, называются болидами ; появление метеоров связано с метеорными потоками.
Метеорный поток :
1) явление множественного падения метеоров в течение нескольких часов или дней из одного радианта.
2) рой метеороидов, движущихся по одной орбите вокруг Солнца.
Систематическое появление метеоров в определенной области неба и в определенные дни года, вызванное пересечением орбиты Земли с общей орбитой множества метеоритных тел, движущихся с примерно одинаковыми и одинаково направленными скоростями, из-за чего их пути на небе кажутся выходящими из одной общей точки (радианта). Называются по имени созвездия, где находится радиант.
Метеорные дожди производят глубокое впечатление своими световыми эффектами, но отдельные метеоры видны довольно редко. Гораздо многочисленнее невидимые метеоры, слишком малые, чтобы быть различимыми в момент их поглощения атмосферой. Некоторые из мельчайших метеоров, вероятно, совершенно не нагреваются, а лишь захватываются атмосферой. Эти мелкие частицы с размерами от нескольких миллиметров до десятитысячных долей миллиметра называются микрометеоритами. Количество ежесуточно поступающего в атмосферу метеорного вещества составляет от 100 до 10 000 тонн, причем большая часть этого вещества приходится на микрометеориты.
Поскольку метеорное вещество частично сгорает в атмосфере, ее газовый состав пополняется следами различных химических элементов. Например, каменные метеоры привносят в атмосферу литий. Сгорание металлических метеоров приводит к образованию мельчайших сферических железных, железоникелевых и других капелек, которые проходят сквозь атмосферу и осаждаются на земной поверхности. Их можно обнаружить в Гренландии и Антарктиде, где почти без изменений годами сохраняются ледниковые покровы. Океанологи находят их в донных океанических отложениях.
Большая часть метеорных частиц, поступивших в атмосферу, осаждается примерно в течение 30 суток. Некоторые ученые считают, что эта космическая пыль играет важную роль в формировании таких атмосферных явлений, как дождь, поскольку служит ядрами конденсации водяного пара. Поэтому предполагают, что выпадение осадков статистически связано с крупными метеорными дождями. Однако некоторые специалисты полагают, что, поскольку общее поступление метеорного вещества во много десятков раз превышает его поступление даже с крупнейшим метеорным дождем, изменением в общем количестве этого вещества, происходящим в результате одного такого дождя, можно пренебречь.
Однако несомненно, что наиболее крупные микрометеориты и видимые метеориты оставляют длинные следы ионизации в высоких слоях атмосферы, главным образом в ионосфере. Такие следы можно использовать для дальней радиосвязи, так как они отражают высокочастотные радиоволны.
Энергия поступающих в атмосферу метеоров расходуется главным образом, а может быть и полностью, на ее нагревание. Это одна из второстепенных составляющих теплового баланса атмосферы.
Метеорит – твердое тело естественного происхождения, упавшее на поверхность Земли из космоса. Обычно различают каменные, железо-каменные и железные метеориты. Последние в основном состоят из железа и никеля. Среди найденных метеоритов большинство имеют вес от нескольких граммов до нескольких килограммов. Крупнейший из найденных, – железный метеорит Гоба весит около 60 тонн и до сих пор лежит там же, где был обнаружен, в Южной Африке. Большинство метеоритов представляют собой осколки астероидов, но некоторые метеориты, возможно, попали на Землю с Луны и даже с Марса.
Болид – очень яркий метеор, иногда наблюдаемый даже днем, часто оставляющий после себя дымный след и сопровождаемый звуковыми явлениями; нередко заканчивается падением метеоритов.
Термосфера.
Выше температурного минимума мезопаузы начинается термосфера, в которой температура, сначала медленно, а потом быстро вновь начинает расти. Причиной является поглощение ультрафиолетового, излучения Солнца на высотах 150–300 км, обусловленное ионизацией атомарного кислорода: О + hv ® О + + е.
В термосфере температура непрерывно растет до высоты около 400 км, где она достигает днем в эпоху максимума солнечной активности 1800 К. В эпоху минимума эта предельная температура может быть меньше 1000 К. Выше 400 км атмосфера переходит в изотермичную экзосферу. Критический уровень (основание экзосферы) находится на высоте около 500 км.
Полярные сияния и множество орбит искусственных спутников, а так же серебристые облака – все эти явления происходят в мезосфере и термосфере.
Полярные сияния.
В высоких широтах во время возмущений магнитного поля наблюдаются полярные сияния. Они могут продолжаться несколько минут, но часто видимы в течение нескольких часов. Полярные сияния сильно различаются по форме, цвету и интенсивности, причем все эти характеристики иногда очень быстро меняются во времени. Спектр полярных сияний состоит из эмиссионных линий и полос. В спектре сияний усиливаются некоторые из эмиссий ночного неба, прежде всего зеленая и красная линии l 5577 Å и l 6300 Å кислорода. Бывает, что одна из этих линий во много раз интенсивнее другой, и это определяет видимый цвет сияния: зеленый или красный. Возмущения магнитного поля сопровождаются также нарушениями радиосвязи в полярных районах. Причиной нарушения являются изменения в ионосфере, которые означают, что во время магнитных бурь действует мощный источник ионизации. Установлено, что сильные магнитные бури происходят при наличии вблизи центра солнечного диска больших групп пятен. Наблюдения показали, что бури связаны не с самими пятнами, а с солнечными вспышками, которые появляются во время развития группы пятен.
Полярные сияния – это световая гамма изменяющейся интенсивности с быстрыми движениями, наблюдаемая в высокоширотных районах Земли. Визуальное полярное сияние содержит зеленую 5577Å) и красную (6300/6364Å) эмиссионные линии атомарного кислорода и молекулярные полосы N 2 , которые возбуждаются энергичными частицами солнечного и магнитосферного происхождения. Эти эмиссии обычно высвечиваются на высоте около 100 км и выше. Термин оптическое полярное сияние используется для обозначения визуальных полярных сияний и их эмиссионного спектра от инфракрасной до ультрафиолетовой области. Энергия излучения в инфракрасной части спектра существенно превосходит энергию видимой области. При появлении полярных сияний наблюдались эмиссии в диапазоне УНЧ (
Реальные формы полярных сияний трудно классифицировать; наиболее употребительны следующие термины:
1. Спокойные однородные дуги или полосы. Дуга обычно простирается на ~1000 км в направлении геомагнитной параллели (в направлении на Солнце в полярных районах) и имеет ширину от одного до нескольких десятков километров. Полоса – это обобщение понятия дуги, она обычно не имеет правильной дугообразной формы, а изгибается в виде буквы S или в виде спиралей. Дуги и полосы располагаются на высотах 100–150 км.
2. Лучи полярного сияния. Этот термин относится к авроральной структуре, вытянутой вдоль магнитных силовых линий, с протяженностью по вертикали от нескольких десятков до нескольких сотен километров. Протяженность лучей по горизонтали невелика, от нескольких десятков метров до нескольких километров. Обычно лучи наблюдаются в дугах или как отдельные структуры.
3. Пятна или поверхности. Это изолированные области свечения, не имеющие определенной формы. Отдельные пятна могут быть связаны между собой.
4. Вуаль. Необычная форма полярного сияния, представляющая собой однородного свечение, покрывающее большие участки небосвода.
По структуре полярные сияния подразделяются на однородные, половатые и лучистые. Используются различные термины; пульсирующая дуга, пульсирующая поверхность, диффузная поверхность, лучистая полоса, драпри и т.д. Существует классификация полярных сияний по их цвету. По этой классификации полярные сияния типа А . Верхней части или полностью имеют красный цвет (6300–6364 Å). Они обычно появляются на высотах 300–400 км при высокой геомагнитной активности.
Полярные сияния типа В окрашены в нижней части в красный цвет и связанны со свечением полос первой положительной системы N 2 и первой отрицательной системы O 2 . Такие формы сияния появляются во время наиболее активных фаз полярных сияний.
Зоны полярных сияний – это зоны максимальной частоты появления сияний в ночное время, по данным наблюдателей в фиксированной точке на поверхности Земли. Зоны располагаются на 67° северной и южной широты, а их ширина составляет около 6°. Максимум появлений полярных сияний, соответствующий данному моменту геомагнитного местного времени, происходит в овалоподобных поясах (овал полярных сияний), которые располагаются асимметрично вокруг северного и южного геомагнитных полюсов. Овал полярных сияний фиксирован в координатах широта – время, а зона полярных сияний является геометрическим местом точек полуночной области овала в координатах широта – долгота. Овальный пояс располагается приблизительно на 23° от геомагнитного полюса в ночном секторе и на 15° в дневном секторе.
Овал полярных сияний и зоны полярных сияний. Расположение овала полярных сияний зависит от геомагнитной активности. Овал становится шире при высокой геомагнитной активности. Зоны полярных сияний или границы овала полярных сияний лучше представляются значением L 6,4, чем дипольными координатами. Геомагнитные силовые линии на границе дневного сектора овала полярных сияний совпадают с магнитопаузой. Наблюдается изменение положения овала полярных сияний в зависимости от угла между геомагнитной осью и направлением Земля – Солнце. Овал полярных сияний определяется также на основе данных о высыпаниях частиц (электронов и протонов) определенных энергий. Его положение может быть независимо определено по данным о каспах на дневной стороне и в хвосте магнитосферы.
Суточная вариация частоты появления полярных сияний в зоне полярных сияний имеет максимум в геомагнитную полночь и минимум в геомагнитный полдень. На приэкваториальной стороне овала частота появления полярных сияний резко уменьшается, но форма суточных вариаций сохраняется. На приполюсной стороне овала частота появления полярных сияний уменьшается постепенно и характеризуется сложными суточными изменениями.
Интенсивность полярных сияний.
Интенсивность полярных сияний определяется измерением кажущейся поверхности яркости. Поверхность яркости I полярного сияния в определенном направлении определяется суммарной эмиссией 4рI фотон/(см 2 с). Так как эта величина не является истинной поверхностной яркостью, а представляет собой эмиссию из столба, обычно при исследовании полярных сияний используют единицу фотон/(см 2 ·столб·с). Обычная единица для измерения суммарной эмиссии – Рэлей (Рл) равный 10 6 фотон/(см 2 ·столб.·с). Более практичные единицы интенсивности полярных сияний определяется по эмиссиям отдельной линии или полосы. Например, интенсивность полярных сияний определяется международным коэффициентами яркости (МКЯ) по данным об интенсивности зеленой линии (5577 Å); 1 кРл = I МКЯ, 10 кРл = II МКЯ, 100 кРл = III МКЯ, 1000 кРл = IV МКЯ (максимальная интенсивность полярного сияния). Эта классификация не может быть использована для сияний красного цвета. Одним из открытий эпохи (1957–1958) стало установление пространственно-временного распределения полярных сияний в виде овала, смещенного относительно магнитного полюса. От простых представлений о круговой форме распределения полярных сияний относительно магнитного полюса был совершен переход к современной физике магнитосферы. Честь открытия принадлежит О.Хорошевой, а интенсивную разработку идей овала полярных сияний осуществили Г.Старков, Я.Фельдштейн, С-И.Акасофу и ряд других исследователей. Овал полярных сияний представляет собой область наиболее интенсивного воздействия солнечного ветра на верхнюю атмосферу Земли. Интенсивность полярных сияний наибольшая именно в овале, а за его динамикой ведутся непрерывные наблюдения с помощью спутников.
Устойчивые авроральные красные дуги.
Устойчивая авроральная красная дуга, иначе называемая среднеширотной красной дугой или М-дугой , представляет собой субвизуальную (ниже предела чувствительности глаза) широкую дугу, вытянутую с востока на запад на тысячи километров и опоясывающую, возможно, всю Землю. Широтная протяженность дуги 600 км. Излучение устойчивой авроральной красной дуги практически монохроматично в красных линиях l 6300 Å и l 6364 Å. Недавно сообщалось также о слабых эмиссионных линиях l 5577 Å (OI) и l 4278 Å (N + 2). Устойчивые красные дуги классифицируются как полярные сияния, но они проявляются на гораздо больших высотах. Нижняя граница располагается на высоте 300 км, верхний предел около 700 км. Интенсивность спокойной авроральной красной дуги в эмиссии l 6300 Å составляет от 1 до 10 кРл (типичная величина 6 кРл). Порог чувствительности глаза на этой длине волны около 10 кРл, так что дуги редко наблюдаются визуально. Однако, наблюдения показали, что их яркость составляет >50 кРл в 10% ночей. Обычное время жизни дуг около одних суток, и они редко появляются в последующие дни. Радиоволны от спутников или радиоисточников, пересекающих устойчивые авроральные красные дуги, подвержены мерцаниям, что указывает на существование неоднородностей электронной плотности. Теоретическое объяснение красных дуг состоит в том, что нагретые электроны области F ионосферы вызывают увеличение атомов кислорода. Спутниковые наблюдения показывают увеличение электронной температуры вдоль силовых линий геомагнитного поля, которые пересекают устойчивые авроральные красные дуги. Интенсивность этих дуг положительно коррелирует с геомагнитной активностью (бурями), а частота появления дуг – с солнечной пятнообразовательной активностью.
Изменяющееся полярное сияние.
Некоторые формы полярных сияний испытывают квазипериодические и когерентные временные вариации интенсивности. Эти полярные сияния с примерно стационарной геометрией и быстрыми периодическими вариациями, происходящими в фазе, называются изменяющимися полярными сияниями. Они классифицируются как полярные сияния формы р по данным Международного атласа полярных сияний Более детальное подразделение изменяющихся полярных сияний:
р 1 (пульсирующее полярное сияние) представляет собой свечение с однородными фазовыми вариациями яркости по всей форме полярного сияния. По определению, в идеальном пульсирующем полярном сиянии пространственная и временная части пульсации могут быть разделены, т.е. яркость I (r,t ) = I s (r )·I T (t ). В типичном полярном сиянии р 1 происходят пульсации с частотой от 0,01 до 10 Гц низкой интенсивности (1–2 кРл). Большинство полярных сияний р 1 – это пятна или дуги, пульсирующие с периодом в несколько секунд.
р 2 (пламенное полярное сияние). Этот термин обычно используется для обозначения движений, подобных языкам пламени, заполняющим небосвод, а не для описания отдельной формы. Сияния имеют форму дуг и обычно движутся вверх с высоты 100 км. Эти полярные сияния относительно редки и чаще происходят за пределами полярных сияний.
р 3 (мерцающее полярное сияние). Это полярные сияния с быстрыми, иррегулярными или регулярными вариациями яркости, создающие впечатление мерцающего пламени на небосводе. Они появляются незадолго до распада полярного сияния. Обычно наблюдаемая частота вариаций р 3 равна 10 ± 3 Гц.
Термин струящееся полярное сияние, используемый для другого класса пульсирующих полярных сияний, относится к иррегулярным вариациям яркости, быстро движущимся горизонтально в дугах и полосах полярных сияний.
Изменяющееся полярное сияние – это одно из солнечно-земных явлений, сопровождающих пульсации геомагнитного поля и аврорального рентгеновского излучения, вызванные высыпанием частиц солнечного и магнитосферного происхождения.
Свечение полярной шапки характеризуется большой интенсивностью полосы первой отрицательной системы N + 2 (л 3914 Å). Обычно эти полосы N + 2 интенсивнее зеленой линии OI l 5577 Å в пять раз, абсолютная интенсивность свечения полярной шапки составляет от 0,1 до 10 кРл (обычно 1–3 кРл). При этих сияниях, появляющихся в периоды ППШ, однородное свечение охватывает всю полярную шапку вплоть до геомагнитной широты 60° на высотах о 30 до 80 км. Оно генерируется преимущественно солнечными протонами и d-частицами с энергиями 10–100 МэВ, создающими максимум ионизации на этих высотах. Имеется и другой тип свечения в зонах полярных сияний, называемый мантийным полярным сиянием. Для этого типа аврорального свечения суточный максимум интенсивности, приходящийся на утренние часы, составляет 1–10 кРл, а минимум интенсивности в пять раз слабее. Наблюдения мантийных полярных сияний немногочисленны, их интенсивность зависит от геомагнитной и солнечной активности.
Свечение атмосферы определяется как излучение, образованное и испускаемое атмосферой планеты. Это нетепловое излучение атмосферы, за исключением эмиссии полярных сияний, молниевых разрядов и излучения метеорных следов. Этот термин используется применительно к земной атмосфере (ночное свечение, сумеречное свечение и дневное свечение). Свечение атмосферы составляет только часть имеющегося в атмосфере света. Другими источниками являются свет звезд, зодиакальный свет и дневной рассеянный свет Солнца. Временами свечение атмосферы может составлять до 40% общего количества света. Свечение атмосферы возникает в атмосферных слоях изменяющейся высоты и толщины. Спектр свечения атмосферы охватывает длины волн от 1000 Å до 22,5 мкм. Основная линия излучения в свечении атмосферы – l 5577 Å, появляющаяся на высоте 90–100 км в слое толщиной 30–40 км. Возникновение свечения обусловлено механизмом Чемпена, основанным на рекомбинации атомов кислорода. Другие эмиссионные линии – это л 6300 Å, появляющаяся в случае диссоциативной рекомбинации О + 2 и эмиссии NI l 5198/5201 Å и NI l 5890/5896 Å.
Интенсивность свечения атмосферы измеряется в Рэлеях. Яркость (в Рэлеях) равна 4 рв, где в – угловая поверхность яркость излучающего слоя в единицах 10 6 фотон/(см 2 ·стер·с). Интенсивность свечения зависит от широты (по-разному для различных эмиссий), а также меняется в течение суток с максимумом вблизи полуночи. Отмечена положительная корреляция для свечения атмосферы в эмиссии l 5577 Å с числом солнечных пятен и потоком солнечного излучения на длине волны 10,7 см. Свечение атмосферы наблюдается во время спутниковых экспериментов. Из космического пространства оно выглядит как кольцо света вокруг Земли и имеет зеленоватый цвет.
Озоносфера.
На высотах 20–25 км достигается максимальная концентрация ничтожного количества озона О 3 (до 2Ч10 –7 от содержания кислорода!), который возникает под действием солнечного ультрафиолетового излучения на высотах примерно от 10 до 50 км, защищая планету от ионизующего солнечного излучения. Несмотря на исключительно малое количество молекул озона, они предохраняют все живое на Земле от губительного действия коротковолнового (ультрафиолетового и рентгеновского) излучения Солнца. Если осадить все молекулы к основанию атмосферы, то получится слой, толщиной не более 3–4 мм! На высотах более 100 км растет доля легких газов, и на очень больших высотах преобладают гелий и водород; многие молекулы диссоциируют на отдельные атомы, которые, ионизуясь под действием жесткого излучения Солнца, образуют ионосферу. Давление и плотность воздуха в атмосфере Земли с высотой убывают. В зависимости от распределения температуры атмосферу Земли подразделяют на тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу и экзосферу.
На высоте 20–25 км располагается озонный слой . Озон образуется за счет распада молекул кислорода при поглощении ультрафиолетового излучения Солнца с длинами волн короче 0,1–0,2 мкм. Свободный кислород соединяясь с молекулами О 2 и образует озон О 3 , который жадно поглощает весь ультрафиолет короче 0,29 мкм. Молекулы озона О 3 легко разрушаются под действием коротковолнового излучения. Поэтому, несмотря на свою разреженность, озонный слой эффективно поглощает ультрафиолетовое излучение Солнца, прошедшее сквозь более высокие и прозрачные атмосферные слои. Благодаря этому живые организмы на Земле защищены от губительного воздействия ультрафиолетового света Солнца.
Ионосфера.
Излучение Солнца ионизирует атомы и молекулы атмосферы. Степень ионизации становится существенной уже на высоте 60 километров и неуклонно растет с удалением от Земли. На различных высотах в атмосфере происходят последовательно процессы диссоциации различных молекул и последующая ионизация различных атомов и ионов. В основном это молекулы кислорода О 2 , азота N 2 и их атомы. В зависимости от интенсивности этих процессов различные слои атмосферы, лежащие выше 60-ти километров, называются ионосферными слоями, а их совокупность ионосферой. Нижний слой, ионизация которого несущественна, называют нейтросферой.
Максимальная концентрация заряженных частиц в ионосфере достигается на высотах 300–400 км.
История изучения ионосферы.
Гипотеза о существовании проводящего слоя в верхней атмосфере была высказана в 1878 английским ученым Стюартом для объяснения особенностей геомагнитного поля. Затем в 1902, независимо друг от друга, Кеннеди в США и Хевисайд в Англии указали, что для объяснения распространения радиоволн на большие расстояния необходимо предположить существование в высоких слоях атмосферы областей с большой проводимостью. В 1923 академик М.В.Шулейкин, рассматривая особенности распространения радиоволн различных частот, пришел к выводу о наличии в ионосфере не менее двух отражающих слоев. Затем в 1925 английские исследователи Эпплтон и Барнет, а также Брейт и Тьюв впервые экспериментально доказали существование областей, отражающих радиоволны, и положили начало их систематическому изучению. С того времени ведется систематическое изучение свойств этих слоев, в целом называемых ионосферой, играющих существенную роль в ряде геофизических явлений, определяющих отражение и поглощение радиоволн, что очень важно для практических целей, в частности для обеспечения надежной радиосвязи.
В 1930-е были начаты систематические наблюдения состояния ионосферы. В нашей стране по инициативе М.А.Бонч-Бруевича были созданы установки для импульсного ее зондирования. Были исследованы многие общие свойства ионосферы, высоты и электронная концентрацию основных ее слоев.
На высотах 60–70 км наблюдается слой D, на высотах 100–120 км слой Е , на высотах, на высотах 180–300 км двойной слой F 1 и F 2 . Основные параметры этих слоев приведены в Таблице 4.
| Таблица 4. | ||||||
| Область ионосферы | Высота максимума, км | T i , K | День | Ночь n e , см –3 | a΄, ρм 3 с – 1 | |
| мин n e , см –3 | макс n e , см –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 (зима) | 220–280 | 1000–2000 | 6·10 5 | 25·10 5 | ~10 5 | 2·10 –10 |
| F 2 (лето) | 250–320 | 1000–2000 | 2·10 5 | 8·10 5 | ~3·10 5 | 10 –10 |
| n e – электронная концентрация, е – заряд электрона, T i – температура ионов, a΄ – κоэффициент рекомбинации (который определяет величину n e и ее изменение во времени) | ||||||
Приведены средние значения, поскольку они меняются для различных широт, в зависимости от времени суток и сезонов. Подобные данные необходимы для обеспечения дальней радиосвязи. Они используются при выборе рабочих частот для различных коротковолновых линий радиосвязи. Знание их изменения в зависимости от состояния ионосферы в разное время суток и в разные сезоны исключительно важно для обеспечения надежности радиосвязи. Ионосферой называется совокупность ионизированных слоев земной атмосферы, начинающаяся с высот порядка 60 км и простирающаяся до высот в десятки тысяч км. Основной источник ионизации земной атмосферы – ультрафиолетовое и рентгеновское излучение Солнца, возникающее главным образом в солнечной хромосфере и короне. Кроме того, на степень ионизации верхней атмосферы влияют солнечные корпускулярные потоки, возникающие во время вспышек на Солнце, а также космические лучи и метеорные частицы.
Ионосферные слои
– это области в атмосфере, в которых достигаются максимальные значения концентрации свободных электронов (т.е. их числа в единице объема). Электрически заряженные свободные электроны и (в меньшей степени менее подвижные ионы), возникающие в результате ионизации атомов атмосферных газов, взаимодействуя с радиоволнами (т.е. электромагнитными колебаниями), могут изменять их направление, отражая или преломляя их, и поглощать их энергию. В результате этого при приеме далеких радиостанций могут возникать различные эффекты, например, замирания радиосвязи, усиления слышимости удаленных станций, блекауты и т.п. явления.
Методы исследования.
Классические методы изучения ионосферы с Земли сводятся к импульсному зондированию - посылки радиоимпульсов и наблюдения их отражений от различных слоев ионосферы с измерением времени запаздывания и изучением интенсивности и формы отраженных сигналов. Измеряя высоты отражения радиоимпульсов на различных частотах, определяя критические частоты различных областей (критической называется несущая частота радиоимпульса, для которой данная область ионосферы становится прозрачной), можно определять значение электронной концентрации в слоях и действующие высоты для заданных частот, выбирать оптимальные частоты для заданных радиотрасс. С развитием ракетной техники и с наступлением космической эры искусственных спутников Земли (ИСЗ) и других космических аппаратов, появилась возможность непосредственного измерения параметров околоземной космической плазмы, нижней частью которой и является ионосфера.
Измерения электронной концентрации, проводимые с борта специально запускаемых ракет и по трассам полетов ИСЗ, подтвердили и уточнили ранее полученные наземными методами данные о структуре ионосферы, распределении концентрации электронов с высотой над различными районами Земли и позволили получить значения электронной концентрации выше главного максимума – слоя F . Ранее это было невозможно сделать методами зондирования по наблюдениям отраженных коротковолновых радиоимпульсов. Обнаружено, что в некоторых районах земного шара существуют достаточно устойчивые области с пониженной электронной концентрацией, регулярные «ионосферные ветры», в ионосфере возникают своеобразные волновые процессы, переносящие местные возмущения ионосферы на тысячи километров от места их возбуждения, и многое другое. Создание особо высокочувствительных приемных устройств позволило осуществить на станциях импульсного зондирования ионосферы прием импульсных сигналов, частично отраженных от самых нижних областей ионосферы (станции частичных отражений). Использование мощных импульсных установок в метровом и дециметровом диапазонах волн с применением антенн, позволяющих осуществлять высокую концентрацию излучаемой энергии, дало возможность наблюдать сигналы, рассеянные ионосферой на различных высотах. Изучение особенностей спектров этих сигналов, не когерентно рассеянных электронами и ионами ионосферной плазмы (для этого использовались станции некогерентного рассеяния радиоволн) позволило определить концентрацию электронов и ионов, их эквивалентную температуру на различных высотах вплоть до высот в несколько тысяч километров. Оказалось, что для используемых частот ионосфера достаточно прозрачна.
Концентрация электрических зарядов (электронная концентрация равна ионной) в земной ионосфере на высоте 300 км составляет днем около 10 6 см –3 . Плазма такой плотности отражает радиоволны длиной более 20 м, а более короткие пропускает.
Типичное вертикальное распределение электронной концентрации в ионосфере для дневных и ночных условий.
Распространение радиоволн в ионосфере.
Стабильный прием дальних радиовещательных станций зависит от используемых частот, а также от времени суток, сезона и, кроме того, от солнечной активности. Солнечная активность существенно влияет на состояние ионосферы. Радиоволны, излучаемые наземной станцией, распространяются прямолинейно, как и все виды электромагнитных колебаний. Однако следует учесть, что как поверхность Земли, так и ионизированные слои ее атмосферы, служат как бы обкладками огромного конденсатора, воздействующими на них подобно действию зеркал на свет. Отражаясь от них, радиоволны могут преодолевать многие тысячи километров, огибая земной шар громадными скачками в сотни и тысячи км, отражаясь попеременно от слоя ионизированного газа и от поверхности Земли или воды.
В 20-х годах прошлого столетия считалось, что радиоволны короче 200 м вообще не пригодны для дальней связи из-за сильного поглощения. Первые эксперименты по дальнему приёму коротких волн через Атлантику между Европой и Америкой провели английский физик Оливер Хэвисайд и американский инженер-электрик Артур Кеннели. Независимо друг от друга они предположили, что где-то вокруг Земли существует ионизированный слой атмосферы, способный отражать радиоволны. Его назвали слоем Хэвисайда – Кеннели, а затем – ионосферой.
Согласно современным представлениям ионосфера состоит из отрицательно заряженных свободных электронов и положительно заряженных ионов, в основном молекулярного кислорода O + и окиси азота NO + . Ионы и электроны образуются в результате диссоциации молекул и ионизации нейтральных атомов газа солнечным рентгеновским и ультрафиолетовым излучением. Для того, чтобы ионизовать атом необходимо сообщить ему энергию ионизации, основным источником которой для ионосферы является ультрафиолетовое, рентгеновское и корпускулярное излучение Солнца.
Пока газовая оболочка Земли освещена Солнцем, в ней непрерывно образуются всё новые и новые электроны, но одновременно часть электронов, сталкиваясь с ионами, рекомбинирует, вновь образуя нейтральные частицы. После захода Солнца образование новых электронов почти прекращается, и число свободных электронов начинает убывать. Чем больше свободных электронов в ионосфере, тем лучше от неё отражаются волны высокой частоты. С уменьшением электронной концентрации прохождение радиоволн возможно только на низкочастотных диапазонах. Вот почему ночью, как правило, возможен приём дальних станций лишь в диапазонах 75, 49, 41 и 31 м. Электроны распределены в ионосфере неравномерно. На высоте от 50 до 400 км имеется несколько слоёв или областей повышенной концентрации электронов. Эти области плавно переходят одна в другую и по-разному влияют на распространение радиоволн КВ диапазона. Верхний слой ионосферы обозначают буквой F . Здесь наиболее высокая степень ионизации (доля заряженных частиц порядка 10 –4). Она расположена на высоте более 150 км над поверхностью Земли и играет основную отражательную роль при дальнем распространении радиоволн высокочастотных КВ диапазонов. В летние месяцы область F распадается на два слоя – F 1 и F 2 . Слой F1 может занимать высоты от 200 до 250 км, а слой F 2 как бы «плавает» в интервале высот 300–400 км. Обычно слой F 2 ионизирован значительно сильнее слоя F 1 . Ночью слой F 1 исчезает, а слой F 2 остается, медленно теряя до 60% степени своей ионизации. Ниже слоя F на высотах от 90 до 150 км расположен слой E , ионизация которого происходит под воздействием мягкого рентгеновского излучения Солнца. Степень ионизации слоя E ниже, чем слоя F , днем прием станций низкочастотных КВ диапазонов 31 и 25 м происходит при отражении сигналов от слоя E . Обычно это станции, расположенные на расстоянии 1000–1500 км. Ночью в слое E ионизация резко уменьшается, но и в это время она продолжает играть заметную роль в приёме сигналов станций диапазонов 41, 49 и 75 м.
Большой интерес для приема сигналов высокочастотных КВ диапазонов 16, 13 и 11 м представляют возникающие в области E прослойки (облака) сильно повышенной ионизации. Площадь этих облаков может изменяться от единиц до сотен квадратных километров. Этот слой повышенной ионизации получил название – спорадический слой E и обозначается Es . Облака Es могут перемещаться в ионосфере под воздействием ветра и достигать скорости до 250 км/час. Летом в средних широтах в дневное время происхождение радиоволн за счет облаков Es за месяц бывает 15–20 дней. В районе экватора он присутствует почти всегда, а в высоких широтах обычно появляется ночью. Иногда, в годы низкой солнечной активности, когда нет прохождения на высокочастотный КВ диапазонах, на диапазонах 16, 13 и 11 м с хорошей громкостью вдруг появляются дальние станции, сигналы которых многократно отразились от Es.
Самая нижняя область ионосферы – область D расположена на высотах между 50 и 90 км. Здесь сравнительно мало свободных электронов. От области D хорошо отражаются длинные и средние волны, а сигналы станций низкочастотный КВ диапазонов сильно поглощаются. После захода Солнца ионизация очень быстро исчезает и появляется возможность принимать дальние станции в диапазонах 41, 49 и 75 м, сигналы которых отражаются от слоев F 2 и E . Отдельные слои ионосферы играют важную роль в распространении сигналов КВ радиостанций. Воздействие на радиоволны происходит главным образом из-за наличия в ионосфере свободных электронов, хотя механизм распространения радиоволн связан с наличием крупных ионов. Последние также представляют интерес при изучении химических свойств атмосферы, поскольку они активнее нейтральных атомов и молекул. Химические реакции, протекающие в ионосфере, играют важную роль в ее энергетическом и электрическом балансе.
Нормальная ионосфера. Наблюдения, проведенные при помощи геофизических ракет и спутников, дали массу новой информации, свидетельствующей, что ионизация атмосферы происходит под воздействием солнечной радиации широкого спектра. Основная ее часть (более 90%) сосредоточена в видимой части спектра. Ультрафиолетовое излучение с меньшей длиной волны и большей энергией, чем у фиолетовых световых лучей, испускается водородом внутренней части атмосферы Солнца (хромосферы), а рентгеновское излучение, обладающее еще более высокой энергией, – газами внешней оболочки Солнца (короны).
Нормальное (среднее) состояние ионосферы обусловлено постоянным мощным излучением. Регулярные изменения происходят в нормальной ионосфере под воздействием суточного вращения Земли и сезонных различий угла падения солнечных лучей в полдень, но происходят также непредсказуемые и резкие изменения состояния ионосферы.
Возмущения в ионосфере.
Как известно, на Солнце возникают мощные циклически повторяющиеся проявления активности, которые достигают максимума каждые 11 лет. Наблюдения по программе Международного геофизического года (МГГ) совпали с периодом наиболее высокой солнечной активности за весь срок систематических метеорологических наблюдений, т.е. с начала 18 века. В периоды высокой активности яркость некоторых областей на Солнце возрастает в несколько раз, и резко увеличивается мощность ультрафиолетового и рентгеновского излучения. Такие явления называются вспышками на Солнце. Они продолжаются от нескольких минут до одного-двух часов. Во время вспышки извергается солнечная плазма (в основном протоны и электроны), и элементарные частицы устремляются в космическое пространство. Электромагнитное и корпускулярное излучение Солнца в моменты таких вспышек оказывает сильное воздействие на атмосферу Земли.
Первоначальная реакция отмечается через 8 минут после вспышки, когда интенсивное ультрафиолетовое и рентгеновское излучение достигает Земли. В результате резко повышается ионизация; рентгеновские лучи проникают в атмосферу до нижней границы ионосферы; количество электронов в этих слоях возрастает настолько, что радиосигналы почти полностью поглощаются («гаснут»). Дополнительное поглощение радиации вызывает нагрев газа, что способствует развитию ветров. Ионизированный газ является электрическим проводником, и когда он движется в магнитном поле Земли, проявляется эффект динамо-машины и возникает электрический ток. Такие токи могут в свою очередь вызывать заметные возмущения магнитного поля и проявляться в виде магнитных бурь.
Структура и динамика верхней атмосферы существенно определяется неравновесными в термодинамическом смысле процессами, связанными с ионизацией и диссоциацией солнечным излучением, химическими процессами, возбуждением молекул и атомов, их дезактивацией, соударением и другими элементарными процессами. При этом степень неравновесности возрастает с высотой по мере уменьшения плотности. Вплоть до высот 500–1000 км, а часто и выше, степень неравновесности для многих характеристик верхней атмосферы достаточно мала, что позволяет использовать для ее описания классическую и гидромагнитную гидродинамику с учетом химических реакций.
Экзосфера – внешний слой атмосферы Земли, начинающийся с высот в несколько сотен км, из которого легкие, быстро движущиеся атомы водорода могут ускользать в космическое пространство.
Эдвард Кононович
Литература:
Пудовкин М.И. Основы физики Солнца
. СПб, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomy today
. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Материалы в Интернете: http://ciencia.nasa.gov/
Атмосфера (от. греч. ατμός - «пар» и σφαῖρα - «сфера») - газовая оболочка небесного тела, удерживаемая около него гравитацией. Атмосфера - газообразная оболочка планеты, состоящая из смеси различных газов, водных паров и пыли. Через атмосферу осуществляется обмен вещества Земли с Космосом. Земля получает космическую пыль и метеоритный материал, теряет самые легкие газы: водород и гелий. Атмосфера Земли насквозь пронизывается мощной радиацией Солнца, определяющей тепловой режим поверхности планеты, вызывающей диссоциацию молекул атмосферных газов и ионизацию атомов.
Атмосфера Земли содержит кислород, используемый большинством живых организмов для дыхания, и диоксид углерода, потребляемый растениями, водорослями и цианобактериями в процессе фотосинтеза. Атмосфера также является защитным слоем планеты, защищая её обитателей от солнечного ультрафиолетового излучения.
Атмосфера есть у всех массивных тел - планет земного типа, газовых гигантов.
Состав атмосферы
Атмосфера - это смесь газов, состоящая из азота (78,08 %), кислорода (20,95 %), углекислого газа (0,03 %), аргона (0,93 %), небольшого количества гелия, неона, ксенона, криптона (0,01 %), 0,038 % двуокиси углерода, и небольшое количество водорода, гелия, других благородных газов и загрязнителей.
Современный состав воздуха Земли установился более сотни миллионов лет назад, однако резко возросшая производственная деятельность человека все же привела к его изменению. В настоящее время отмечается увеличение содержания СО 2 примерно на 10-12 %.Входящие в состав атмосферы газы выполняют различные функциональные роли. Однако основное значение этих газов определяется прежде всего тем, что они очень сильно поглощают лучистую энергию и тем самым оказывают существенное влияние на температурный режим поверхности Земли и атмосферы.
Начальный состав атмосферы планеты обычно зависит от химических и температурных свойств солнца в период формирования планет и последующего выхода внешних газов. Затем состав газовой оболочки эволюционирует под действием различных факторов.
Атмосфера Венеры и Марса в основном состоят из двуокиси углерода с небольшими добавлениями азота, аргона, кислорода и других газов. Земная атмосфера в большой степени является продуктом живущих в ней организмов. Низкотемпературные газовые гиганты - Юпитер, Сатурн, Уран и Нептун - могут удерживать в основном газы с низкой молекулярной массой - водород и гелий. Высокотемпературные газовые гиганты, такие как Осирис или 51 Пегаса b, наоборот, не могут её удержать и молекулы их атмосферы рассеиваются в пространстве. Этот процесс протекает медленно, постоянно.
Азот, самый распространенный газ в атмосфере, химически мало активен.
Кислород , в отличие от азота, химически очень активный элемент. Специфическая функция кислорода - окисление органического вещества гетеротрофных организмов, горных пород и недоокисленных газов, выбрасываемых в атмосферу вулканами. Без кислорода не было бы разложения мертвого органического вещества.
Структура атмосферы
Структура атмосферы складывается из двух частей: внутренней- тропосферы, стратосферы, мезосферы и термосферы, или ионосферы, и внешней - магнитосферы (экзосферы).
1)Тропосфера – это нижняя часть атмосферы, в которой сосредоточено 3\4 т.е. ~ 80% всей земной атмосферы. Её высота определяется интенсивностью вертикальных (восходящих или нисходящих) потоков воздуха, вызванных нагреванием земной поверхности и океана, поэтому толщина тропосферы на экваторе составляет 16 – 18 км, в умеренных широтах 10-11 км, а на полюсах – до 8 км. Температура воздуха в тропосфере на высоте понижается на 0,6ºС на каждые 100м и колеблется от +40 до - 50ºС.
2)Стратосфера находится выше тропосферы и имеет высоту до 50км от поверхности планеты. Температура на высоте до 30км постоянная -50ºС. Затем она начинает повышаться и на высоте 50 км достигает +10ºС.
Верхней границей биосферы являются озоновый экран.
Озоновый экран – это слой атмосферы в пределах стратосферы, расположенный на разной высоте от поверхности Земли и имеющей максимальную плотность озона на высоте 20-26 км.
Высота озонового слоя у полюсов оценивается в 7 - 8 км, у экватора в 17-18км, а максимальная высота присутствия озона – 45-50 км. Выше озонового экрана жизнь невозможна из-за жёсткого ультрафиолетового излучения Солнца. Если спрессовать все молекулы озона, то получится слой ~ 3мм вокруг планеты.
3)Мезосфера – верхняя граница этого слоя располагается до высоты 80км. Главная её особенность – резкое понижение температуры -90ºС у её верхней границы. Здесь фиксируется серебристые облака, состоящие из ледяных кристаллов.
4)Ионосфера (термосфера)- располагается до высоты 800 км и для неё характерно значительное повышение температуры:
150км температура +240ºС,
200км температура +500ºС,
600км температура +1500ºС.
Под действием ультрафиолетового излучения Солнца газы находятся в ионизированном состоянии. С ионизацией связано свечение газов и возникновение полярных сияний.
Ионосфера обладает способностью многократного отражения радиоволн, что обеспечивает дальнюю радиосвязь на планете.
5)Экзосфера – располагается выше 800км и простирается до 3000км. Здесь температура >2000ºС. Скорость движения газов приближается к критической ~ 11,2 км/сек. Господствуют атомы водорода и гелия, которые образуют вокруг Земли светящуюся корону, простирающуюся до высоты 20000км.
Функций атмосферы
1) Терморегулирующая – погода и климат на Земле зависит от распределения тепла, давления.
2) Жизнеобеспечивающая.
3) В тропосфере происходит глобальные вертикальные и горизонтальные перемещения воздушных масс определяющий круговорот воды, теплообмен.
4) Практически все поверхности геологические процессы обусловлены взаимодействием атмосферы, литосферы и гидросферы.
5) Защитная – атмосфера защищает землю от космоса, солнечной радиации и метеоритной пыли.
Функции атмосферы . Без атмосферы жизнь на Земле была бы невозможна. Человек ежедневно потребляет 12-15 кг. воздуха, вдыхая каждую минуту от 5 до 100л, что значительно превосходит среднесуточную потребность в пище и воде. Кроме того, атмосфера надежно оберегает человека от опасностей, угрожающих ему из космоса: не пропускает метеориты, космические излучения. Без пищи человек может прожить пять недель, без воды - пять дней, без воздуха - пять минут. Нормальная жизнедеятельность людей требует не только воздуха, но и определенной его чистоты. От качества воздуха воздуха зависят здоровье людей, состояние растительного и животного мира, прочность и долговечность конструкций зданий, сооружений. Загрязненный воздух губителен для вод, суши, морей, почв. Атмосфера определяет световой и регулирует тепловой режимы земли, способствует перераспределению тепла на земном шаре. Газовая оболочка предохраняет Землю от чрезмерного остывания и нагревания. Если бы наша планета не была бы окружена воздушной оболочкой, то в течение одних суток амплитуда колебаний температуры достигла бы 200 С. Атмосфера спасает все живущее на Земле от губительных ультрафиолетовых, рентгеновских и космических лучей. Велико значение атмосферы в распределении света. Ее воздух разбивает солнечные лучи на миллион мелких лучей, рассеивает их и создает равномерное освещение. Атмосфера служит проводником звуков.
Атмосфера – это воздушная оболочка Земли. Простирающаяся вверх на 3000 км от земной поверхности. Ее следы прослеживаются до высоты до 10 000 км. А. имеет неравномерную плотности 50 5 ее массы сосредоточены до 5 км, 75 % – до 10 км, 90 % до 16 км.
Атмосфера состоит из воздуха – механической смеси нескольких газов.
Азот (78 %) в атмосфере играет роль разбавителя кислорода, регулируя темп окисления, а, следовательно, скорость и напряженность биологических процессов. Азот – главный элемент земной атмосферы, который непрерывно обменивается с живым веществом биосферы, причем составными частями последнего служат соединения азота (аминокислоты, пурины и др.). Извлечение азота из атмосферы происходит неорганическим и биохимическим путями, хотя они тесно взаимосвязаны. Неорганическое извлечение связано с образованием его соединений N 2 O, N 2 O 5 , NO 2 , NH 3 . Они находятся в атмосферных осадках и образуются в атмосфере под действием электрических разрядов во время гроз или фотохимических реакций под влиянием солнечной радиации.
Биологическое связывание азота осуществляется некоторыми бактериями в симбиозе с высшими растениями в почвах. Азот также фиксируется некоторыми микроорганизмами планктона и водорослями в морской среде. В количественном отношении биологическое связывание азота превышает его неорганическую фиксацию. Обмен всего азота атмосферы происходит примерно в течение 10 млн. лет. Азот содержится в газах вулканического происхождения и в изверженных горных породах. При нагревании различных образцов кристаллических пород и метеоритов азот освобождается в виде молекул N 2 и NH 3 . Однако главной формой присутствия азота, как на Земле, так и на планетах земной группы, является молекулярная. Аммиак, попадая в верхние слои атмосферы, быстро окисляется, высвобождая азот. В осадочных горных породах он захороняется совместно с органическим веществом и находится в повышенном количестве в битуминозных отложениях. В процессе регионального метаморфизма этих пород азот в различной форме выделяется в атмосферу Земли.
Геохимический круговорот азота (
Кислород (21 %) используется живыми организмами для дыхания, входит в состав органического вещества (белки, жиры, углеводы). Озон О 3 . задерживает губительную для жизни ультрафиолетовую радиацию Солнца.
Кислород – второй по распространению газ атмосферы, играющий исключительно важную роль во многих процессах биосферы. Господствующей формой его существования является О 2 . В верхних слоях атмосферы под влиянием ультрафиолетовой радиации происходит диссоциация молекул кислорода, а на высоте примерно 200 км отношение атомарного кислорода к молекулярному (О: О 2) становится равным 10. При взаимодействии этих форм кислорода в атмосфере (на высоте 20- 30 км) возникает озоновый пояс (озоновый экран). Озон (О 3) необходим живым организмам, задерживая губительную для них большую часть ультрафиолетовой радиации Солнца.
На ранних этапах развития Земли свободный кислород возникал в очень малых количествах в результате фотодиссоциации молекул углекислого газа и воды в верхних слоях атмосферы. Однако эти малые количества быстро расходовались на окисление других газов. С появлением в океане автотрофных фотосинтезирующих организмов положение существенно изменилось. Количество свободного кислорода в атмосфере стало прогрессивно возрастать, активно окисляя многие компоненты биосферы. Так, первые порции свободного кислорода способствовали прежде всего переходу закисных форм железа в окисные, а сульфидов в сульфаты.
В конце концов количество свободного кислорода в атмосфере Земли достигло определенной массы и оказалось сбалансированным таким образом, что количество производимого стало равно количеству поглощаемого. В атмосфере установилось относительное постоянство содержания свободного кислорода.
Геохимический круговорот кислорода (В.А. Вронский, Г.В. Войткевич)
Углекислый газ , идет на образование живого вещества, а вместе с водяным паром создает так называемый «оранжерейный (парниковый) эффект».
Углерод (углекислота) – его большая часть в атмосфере находится в виде СО 2 и значительно меньшая в форме СН 4 . Значение геохимической истории углерода в биосфере исключительно велико, поскольку он входит в состав всех живых организмов. В пределах живых организмов преобладают восстановленные формы нахождения углерода, а в окружающей среде биосферы – окисленные. Таким образом, устанавливается химический обмен жизненного цикла: СО 2 ↔ живое вещество.
Источником первичной углекислоты в биосфере является вулканическая деятельность, связанная с вековой дегазацией мантии и нижних горизонтов земной коры. Часть этой углекислоты возникает при термическом разложении древних известняков в различных зонах метаморфизма. Миграция СО 2 в биосфере протекает двумя способами.
Первый способ выражается в поглощении СО 2 в процессе фотосинтеза с образованием органических веществ и в последующем захоронении в благоприятных восстановительных условиях в литосфере в виде торфа, угля, нефти, горючих сланцев. По второму способу миграция углерода приводит к созданию карбонатной системы в гидросфере, где СО 2 переходит в Н 2 СО 3 , НСО 3 -1 , СО 3 -2 . Затем с участием кальция (реже магния и железа) происходит осаждение карбонатов биогенным и абиогенным путем. Возникают мощные толщи известняков и доломитов. По оценке А.Б. Ронова, соотношение органического углерода (С орг) к углероду карбонатному (С карб) в истории биосферы составляло 1:4.
Наряду с глобальным круговоротом углерода существует еще ряд его малых круговоротов. Так, на суше зеленые растения поглощают СО 2 для процесса фотосинтеза в дневное время, а в ночное – выделяют его в атмосферу. С гибелью живых организмов на земной поверхности происходит окисление органических веществ (с участием микроорганизмов) с выделением СО 2 в атмосферу. В последние десятилетия особое место в круговороте углерода занимает массовое сжигание ископаемого топлива и возрастание его содержания в современной атмосфере.
Круговорот углерода в географической оболочке (по Ф. Рамаду, 1981)
Аргон – третий по распространению атмосферный газ, что резко отличает его от крайне скудно распространенных других инертных газов. Однако аргон в своей геологической истории разделяет судьбу этих газов, для которых характерны две особенности:
- необратимость их накопления в атмосфере;
- тесная связь с радиоактивным распадом определенных неустойчивых изотопов.
Инертные газы находятся вне круговорота большинства циклических элементов в биосфере Земли.
Все инертные газы можно подразделить на первичные и радиогенные. К первичным относятся те, которые были захвачены Землей в период ее образования. Они распространены крайне редко. Первичная часть аргона представлена преимущественно изотопами 36 Аr и 38 Аr, в то время как атмосферный аргон состоит полностью из изотопа 40 Аr (99,6%), который, несомненно, является радиогенным. В калийсодержащих породах происходило и происходит накопление радиогенного аргона за счет распада калия-40 путем электронного захвата: 40 К + е → 40 Аr.
Поэтому содержание аргона в горных породах определяется их возрастом и количеством калия. В такой мере концентрация гелия в породах служит функцией их возраста и содержания тория и урана. Аргон и гелий выделяются в атмосферу из земных недр во время вулканических извержений, по трещинам в земной коре в виде газовых струй, а также при выветривании горных пород. Согласно расчетам, выполненным П. Даймоном и Дж. Калпом, гелий и аргон в современную эпоху накапливаются в земной коре и в сравнительно малых количествах поступают в атмосферу. Скорость поступления этих радиогенных газов настолько мала, что не могла в течение геологической истории Земли обеспечить наблюдаемое содержание их в современной атмосфере. Поэтому остается предположить, что большая часть аргона атмосферы поступила из недр Земли на самых ранних этапах ее развития и значительно меньшая добавилась впоследствии в процессе вулканизма и при выветривании калийсодержащих горных пород.
Таким образом, в течение геологического времени у гелия и аргона были разные процессы миграции. Гелия в атмосфере весьма мало (около 5*10 -4 %), причем «гелиевое дыхание» Земли было более облегченным, так как он, как самый легкий газ, улетучивался в космическое пространство. А «аргоновое дыхание» – тяжелым и аргон оставался в пределах нашей планеты. Большая часть первичных инертных газов, как неон и ксенон, была связана с первичным неоном, захваченным Землей в период ее образования, а также с выделением при дегазации мантии в атмосферу. Вся совокупность данных по геохимии благородных газов свидетельствует о том, что первичная атмосфера Земли возникла на самых ранних стадиях своего развития.
В атмосфере содержится и водяной пар и вода в жидком и твердом состоянии. Вода в атмосфере является важным аккумулятором тепла.
В нижних слоях атмосферы содержится большое количество минеральной и техногенной пыли и аэрозолей, продуктов горения, солей, спор и пыльцы растений и т.д.
До высоты 100- 120 км, вследствие полного перемешивания воздуха состав атмосферы однороден. Соотношение между азотом и кислородом постоянно. Выше преобладают инертные газы, водород и др. В нижних слоях атмосферы находится водяной пар. С удалением от земли содержание его падает. Выше соотношение газов изменяется, например на высоте 200- 800 км, кислород преобладает над азотом в 10-100 раз.
> Атмосфера Земли
Описание атмосферы Земли для детей всех возрастов: из чего состоит воздух, наличие газов, слои с фото, климат и погода третьей планеты Солнечной системы.
Для самых маленьких уже известно, что Земля выступает единственной планетой в нашей системе, которая обладает жизнеспособной атмосферой. Газовое покрывало не только богато на воздух, но и защищает нас от чрезмерного нагрева и солнечного излучения. Важно объяснить детям , что система устроена невероятно удачно, ведь позволяет поверхности прогреваться днем и остывать ночью, сохраняя допустимый баланс.
Начать объяснение для детей можно с того, что шар земной атмосферы распространяется на 480 км, но большая часть находится в 16 км от поверхности. Чем больше высота, тем ниже давление. Если брать уровень моря, то там давление равняется 1 кг на квадратный сантиметр. А вот на высоте в 3 км, оно изменится – 0.7 кг на квадратный сантиметр. Конечно, в таких условиях дышать сложнее (дети могли это прочувствовать, если когда-нибудь отправлялись в поход в горы).
Состав воздуха Земли - объяснение для детей
Среди газов различают:
- Азот – 78%.
- Кислород – 21%.
- Аргон – 0.93%.
- Двуокись углерода – 0.038%.
- В небольших количествах есть также водяной пар и прочие примеси газов.
Атмосферные слои Земли - объяснение для детей
Родители или учителя в школе должны напомнить, что земная атмосфера делится на 5 уровней: экзосфера, термосфера, мезосфера, стратосфера и тропосфера. С каждым слоем атмосфера растворяется все больше, пока газы окончательно не рассеются в пространстве.
Тропосфера – находится ближе всего к поверхности. С толщиною в 7-20 км она составляет половину земной атмосферы. Чем ближе к Земле, тем сильнее прогревается воздух. Здесь собран почти весь водяной пар и пыль. Дети могут не удивляться, что именно на этом уровне плавают облака.
Стратосфера начинается от тропосферы и поднимается на 50 км над поверхностью. Здесь много озона, нагревающего атмосферу и спасающего от вредного солнечного излучения. Воздух в 1000 раз тоньше, чем над уровнем моря и необычайно сухой. Именно поэтому здесь прекрасно себя чувствуют самолеты.
Мезосфера: от 50 км до 85 км над поверхностью. Вершина называется мезопаузой и выступает наиболее прохладным местом в земной атмосфере (-90°C). Ее очень сложно исследовать, потому что туда не могут подобраться реактивные самолеты, а орбитальная высота спутников чересчур высока. Ученые лишь знают, что именно здесь сгорают метеоры.
Термосфера: 90 км и между 500-1000 км. Температура достигает 1500°C. Ее считают частью земной атмосферы, но важно объяснить детям , что плотность воздуха здесь настолько низкая, что большая часть воспринимается уже как космическое пространство. Фактически именно здесь размещаются космические шаттлы и Международная космическая станция. Кроме того, здесь образуются полярные сияния. Заряженные космические частицы соприкасаются с атомами и молекулами термосферы, переводя их на более высокий энергетический уровень. Благодаря этому мы и видим эти фотоны света в виде полярного сияния.
Экзосфера – наивысший слой. Невероятно тонкая линия слияния атмосферы с космосом. Состоит из широко рассеянных водородных и гелиевых частичек.
Климат и погода Земли - объяснение для детей
Для самых маленьких нужно объяснить , что Земле удается удерживать множество живых видов благодаря региональному климату, который представлен экстремальным холодом на полюсах и тропическим теплом на экваторе. Дети должны знать, что региональный климат – это погода, которая в конкретном участке остается неизменной 30 лет. Конечно, иногда она может меняться на несколько часов, но по больше части остается стабильной.
Кроме того, выделяют и глобальный земной климат – средний показатель регионального. Он изменялся в течении всей человеческой истории. Сегодня наблюдается стремительное потепление. Ученые бьют тревогу, так как парниковые газы, вызванные человеческой деятельностью, удерживают тепло в атмосфере, рискуя превратить нашу планету в Венеру.