Jak nazywa się górna warstwa atmosfery? Atmosfera
Encyklopedyczny YouTube
1 / 5
✪ Ziemia statek kosmiczny(Odcinek 14) – Atmosfera
✪ Dlaczego atmosfera nie została wciągnięta w próżnię kosmiczną?
✪ Wejście w ziemską atmosferę statku kosmicznego „Sojuz TMA-8”
✪ Struktura atmosfery, znaczenie, badanie
✪ O. S. Ugolnikov „Górna atmosfera. Spotkanie Ziemi i kosmosu”
Napisy na filmie obcojęzycznym
Granica atmosfery
Atmosferę uważa się za obszar wokół Ziemi, w którym ośrodek gazowy obraca się razem z Ziemią jako całością. Atmosfera przechodzi w przestrzeń międzyplanetarną stopniowo, w egzosferze, zaczynając na wysokości 500-1000 km od powierzchni Ziemi.
Zgodnie z definicją zaproponowaną przez Międzynarodową Federację Lotniczą granica między atmosferą a przestrzenią przebiega wzdłuż linii Karmana, położonej na wysokości około 100 km, powyżej której loty lotnicze stają się całkowicie niemożliwe. NASA używa znaku 122 km (400 000 stóp) jako granicy atmosfery, gdzie wahadłowce przestawiają się z manewrowania z napędem na manewrowanie aerodynamiczne.
Właściwości fizyczne
Oprócz gazów wymienionych w tabeli atmosfera zawiera 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))), węglowodory, HCl (\ Displaystyle (\ ce (HCl))) , HF (\displaystyle (\ce (HF))) , HBr (\displaystyle (\ce (HBr))) , HI (\displaystyle ((\ce (HI)))), pary Hg (\displaystyle (\ce (Hg))) , I 2 (\displaystyle (\ce (I2))) , Br 2 (\displaystyle (\ce (Br2))), a także wiele innych gazów w niewielkich ilościach. W troposferze stale znajduje się duża liczba zawieszonych cząstek stałych i ciekłych (aerozolu). Najrzadszym gazem w ziemskiej atmosferze jest Rn (\displaystyle (\ce (Rn))) .
Struktura atmosfery
warstwa graniczna atmosfery
Dolna warstwa troposfery (1-2 km grubości), w której stan i właściwości powierzchni Ziemi bezpośrednio wpływają na dynamikę atmosfery.
Troposfera
Jej górna granica znajduje się na wysokości 8-10 km w polarnych, 10-12 km w umiarkowanych i 16-18 km w tropikalnych szerokościach geograficznych; niższa zimą niż latem.
Dolna, główna warstwa atmosfery zawiera ponad 80% całkowitej masy powietrza atmosferycznego i około 90% całej pary wodnej znajdującej się w atmosferze. Turbulencja i konwekcja są silnie rozwinięte w troposferze, pojawiają się chmury, rozwijają się cyklony i antycyklony. Temperatura spada wraz z wysokością ze średnim pionowym nachyleniem 0,65°/100 metrów.
tropopauza
Warstwa przejściowa od troposfery do stratosfery, warstwa atmosfery, w której temperatura spada wraz z wysokością.
Stratosfera
Warstwa atmosfery znajdująca się na wysokości od 11 do 50 km. Niewielka zmiana temperatury w warstwie 11-25 km (dolna warstwa stratosfery) i jej wzrost w warstwie 25-40 km od minus 56,5 do plus 0,8 ° C (górna warstwa stratosfery lub region inwersji ) są charakterystyczne. Po osiągnięciu wartości około 273 K (prawie 0 ° C) na wysokości około 40 km, temperatura pozostaje stała do wysokości około 55 km. Ten obszar o stałej temperaturze nazywany jest stratopauzą i stanowi granicę między stratosferą a mezosferą.
Stratopauza
Warstwa graniczna atmosfery między stratosferą a mezosferą. W pionowym rozkładzie temperatury występuje maksimum (około 0°C).
Mezosfera
Termosfera
Górna granica to około 800 km. Temperatura wzrasta do wysokości 200-300 km, gdzie osiąga wartości rzędu 1500 K, po czym pozostaje prawie stała do dużych wysokości. Pod wpływem promieniowania słonecznego i kosmicznego powietrze ulega jonizacji („światła polarne”) – główne obszary jonosfery leżą wewnątrz termosfery. Na wysokościach powyżej 300 km dominuje tlen atomowy. Górna granica termosfery jest w dużej mierze zdeterminowana obecną aktywnością Słońca. W okresach niskiej aktywności - np. w latach 2008-2009 - zauważalny jest spadek wielkości tej warstwy.
Termopauza
Region atmosfery nad termosferą. W tym regionie absorpcja promieniowania słonecznego jest nieznaczna, a temperatura w rzeczywistości nie zmienia się wraz z wysokością.
Egzosfera (Kula Rozproszenia)
Do wysokości 100 km atmosfera jest jednorodną, dobrze wymieszaną mieszaniną gazów. W wyższych warstwach rozkład gazów na wysokość zależy od ich mas cząsteczkowych, stężenie cięższych gazów maleje szybciej wraz z odległością od powierzchni Ziemi. Ze względu na spadek gęstości gazu temperatura spada od 0 °C w stratosferze do minus 110 °C w mezosferze. Jednak energia kinetyczna poszczególnych cząstek na wysokościach 200-250 km odpowiada temperaturze ~150 °C. Powyżej 200 km obserwuje się znaczne wahania temperatury i gęstości gazu w czasie i przestrzeni.
Na wysokości około 2000-3500 km egzosfera stopniowo przechodzi w tzw próżnia kosmiczna, który jest wypełniony rzadkimi cząsteczkami gazu międzyplanetarnego, głównie atomami wodoru. Ale ten gaz to tylko część materii międzyplanetarnej. Druga część składa się z pyłopodobnych cząstek pochodzenia kometarnego i meteorytowego. Oprócz niezwykle rozrzedzonych cząstek pyłopodobnych w tę przestrzeń przenika promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne pochodzenia słonecznego i galaktycznego.
Przegląd
Troposfera stanowi około 80% masy atmosfery, stratosfera - około 20%; masa mezosfery nie przekracza 0,3%, termosfera jest mniejsza niż 0,05% całkowitej masy atmosfery.
Na podstawie właściwości elektrycznych w atmosferze emitują neutrosfera oraz jonosfera .
W zależności od składu gazu w atmosferze, homosfera oraz heterosfera. Heterosfera- jest to obszar, w którym grawitacja wpływa na separację gazów, ponieważ ich mieszanie na tej wysokości jest znikome. Stąd wynika zmienny skład heterosfery. Poniżej znajduje się dobrze wymieszana część atmosfery o jednorodnym składzie, zwana homosferą. Granica między tymi warstwami nazywana jest turbopauzą i leży na wysokości około 120 km.
Inne właściwości atmosfery i wpływ na organizm człowieka
Już na wysokości 5 km nad poziomem morza niewytrenowana osoba rozwija głód tlenu, a bez adaptacji wydajność osoby jest znacznie zmniejszona. Tu kończy się fizjologiczna strefa atmosfery. Oddychanie człowieka staje się niemożliwe na wysokości 9 km, chociaż atmosfera zawiera tlen do około 115 km.
Atmosfera dostarcza nam tlenu, którego potrzebujemy do oddychania. Jednak ze względu na spadek całkowitego ciśnienia atmosfery podczas wznoszenia się na wysokość, ciśnienie cząstkowe tlenu również odpowiednio się zmniejsza.
Historia powstawania atmosfery
Zgodnie z najpowszechniejszą teorią, atmosfera ziemska w swojej historii miała trzy różne składy. Początkowo składał się z lekkich gazów (wodoru i helu) wychwyconych z przestrzeni międzyplanetarnej. To tak zwane pierwotna atmosfera. W kolejnym etapie aktywna aktywność wulkaniczna doprowadziła do nasycenia atmosfery gazami innymi niż wodór (dwutlenek węgla, amoniak, para wodna). Więc powstał atmosfera wtórna. Atmosfera była regenerująca. Ponadto proces tworzenia atmosfery był determinowany przez następujące czynniki:
- wyciek lekkich gazów (wodoru i helu) do przestrzeni międzyplanetarnej;
- reakcje chemiczne zachodzące w atmosferze pod wpływem promieniowania ultrafioletowego, wyładowań atmosferycznych i innych czynników.
Stopniowo te czynniki doprowadziły do powstania trzeciorzędowa atmosfera, charakteryzujący się znacznie niższą zawartością wodoru oraz znacznie wyższą zawartością azotu i dwutlenku węgla (powstałego w wyniku reakcji chemicznych z amoniakiem i węglowodorami).
Azot
Powstawanie dużej ilości azotu wynika z utleniania atmosfery amoniak-wodór przez tlen cząsteczkowy O 2 (\displaystyle (\ce (O2))), który zaczął wydobywać się z powierzchni planety w wyniku fotosyntezy, począwszy od 3 miliardów lat temu. Również azot N 2 (\displaystyle (\ce (N2))) jest uwalniany do atmosfery w wyniku denitryfikacji azotanów i innych związków zawierających azot. Azot jest utleniany przez ozon do NIE (\displaystyle ((\ce (NIE)))) w górnych warstwach atmosfery.
Azot N 2 (\displaystyle (\ce (N2))) wchodzi w reakcje tylko w określonych warunkach (na przykład podczas wyładowania atmosferycznego). W przemysłowej produkcji nawozów azotowych stosuje się utlenianie azotu cząsteczkowego przez ozon z wyładowaniami elektrycznymi w niewielkich ilościach. Może być utleniany przy niskim zużyciu energii i przekształcany w biologicznie aktywną formę przez cyjanobakterie (sinice (sinice) i bakterie brodawkowe, które tworzą symbiozę ryzobialną z roślinami strączkowymi, które mogą być skutecznymi roślinami zielonego nawozu, które nie zubożają, ale wzbogacają glebę z nawozami naturalnymi.
Tlen
Wraz z pojawieniem się na Ziemi organizmów żywych, w wyniku fotosyntezy, której towarzyszyło wydzielanie tlenu i absorpcja dwutlenku węgla, skład atmosfery zaczął się radykalnie zmieniać. Początkowo tlen zużywano na utlenianie zredukowanych związków - amoniaku, węglowodorów, żelaza w postaci żelaza zawartego w oceanach i innych. Pod koniec tego etapu zawartość tlenu w atmosferze zaczęła rosnąć. Stopniowo utworzyła się nowoczesna atmosfera o właściwościach utleniających. Ponieważ spowodowało to poważne i gwałtowne zmiany w wielu procesach zachodzących w atmosferze, litosferze i biosferze, wydarzenie to nazwano Katastrofą tlenową.
Gazy szlachetne
Zanieczyszczenie powietrza
Ostatnio ludzie zaczęli wpływać na ewolucję atmosfery. Efektem działalności człowieka stał się stały wzrost zawartości dwutlenku węgla w atmosferze na skutek spalania paliw węglowodorowych nagromadzonych w poprzednich epokach geologicznych. Ogromne ilości są zużywane w procesie fotosyntezy i wchłaniane przez oceany na świecie. Gaz ten przedostaje się do atmosfery w wyniku rozkładu skał węglanowych i materii organicznej pochodzenia roślinnego i zwierzęcego, a także w wyniku działalności wulkanicznej i produkcji człowieka. Treść w ciągu ostatnich 100 lat CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2))) w atmosferze wzrosła o 10%, przy czym główna część (360 mld ton) pochodzi ze spalania paliw. Jeśli tempo wzrostu spalania paliw będzie się utrzymywać, to w ciągu najbliższych 200-300 lat ilość CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2))) podwaja się w atmosferze i może prowadzić do
Atmosfera zaczęła się formować wraz z formowaniem się Ziemi. W toku ewolucji planety i gdy jej parametry zbliżały się do współczesnych wartości, nastąpiły fundamentalnie jakościowe zmiany w jej składzie chemicznym i właściwości fizyczne. Zgodnie z modelem ewolucyjnym, na wczesnym etapie Ziemia była w stanie stopionym i uformowała się jako ciało stałe około 4,5 miliarda lat temu. Ta granica jest uważana za początek chronologii geologicznej. Od tego czasu zaczęła się powolna ewolucja atmosfery. Niektórym procesom geologicznym (na przykład wylewaniu lawy podczas erupcji wulkanicznych) towarzyszyło uwalnianie gazów z wnętrzności Ziemi. Były to między innymi azot, amoniak, metan, para wodna, tlenek CO i dwutlenek węgla CO 2. Pod wpływem słonecznego promieniowania ultrafioletowego para wodna rozkładała się na wodór i tlen, ale uwolniony tlen reagował z tlenkiem węgla, tworząc dwutlenek węgla. Amoniak rozkłada się na azot i wodór. W procesie dyfuzji wodór unosił się i opuszczał atmosferę, a cięższy azot nie mógł uciec i stopniowo gromadzić się, stając się głównym składnikiem, chociaż część z niego została związana w molekuły w wyniku reakcji chemicznych ( cm. CHEMIA ATMOSFERY). Pod wpływem promieni ultrafioletowych i wyładowań elektrycznych mieszanina gazów obecnych w pierwotnej atmosferze Ziemi weszła w reakcje chemiczne, w wyniku których powstały substancje organiczne, w szczególności aminokwasy. Wraz z pojawieniem się prymitywnych roślin rozpoczął się proces fotosyntezy, któremu towarzyszyło uwalnianie tlenu. Gaz ten, zwłaszcza po dyfuzji do górnych warstw atmosfery, zaczął chronić swoje dolne warstwy i powierzchnię Ziemi przed zagrażającym życiu promieniowaniem ultrafioletowym i rentgenowskim. Według teoretycznych szacunków zawartość tlenu, 25 000 razy mniejsza niż obecnie, może już doprowadzić do powstania warstwy ozonu o zaledwie połowie stężenia dzisiejszego. To już jednak wystarcza, aby zapewnić bardzo znaczącą ochronę organizmów przed niszczącym działaniem promieni ultrafioletowych.
Jest prawdopodobne, że atmosfera pierwotna zawierała dużo dwutlenku węgla. Został on zużyty w procesie fotosyntezy, a jego koncentracja powinna się zmniejszać wraz z ewolucją świata roślinnego, a także w wyniku wchłaniania w toku pewnych procesów geologicznych. O ile Efekt cieplarniany związane z obecnością dwutlenku węgla w atmosferze, wahania jego stężenia są jedną z ważnych przyczyn tak zakrojonych na dużą skalę zmian klimatycznych w historii Ziemi, m.in. epoka lodowcowa.
Hel obecny we współczesnej atmosferze jest w większości produktem rozpadu radioaktywnego uranu, toru i radu. Te pierwiastki promieniotwórcze emitują cząstki a, które są jądrami atomów helu. Ponieważ w trakcie rozpadu promieniotwórczego ładunek elektryczny nie powstaje i nie zanika, wraz z powstawaniem każdej cząstki a pojawiają się dwa elektrony, które po ponownym połączeniu z cząstkami a tworzą obojętne atomy helu. Pierwiastki promieniotwórcze zawarte są w minerałach rozproszonych w miąższości skał, dlatego znaczna część helu powstałego w wyniku rozpadu promieniotwórczego jest w nich zmagazynowana, bardzo powoli uchodząc do atmosfery. Pewna ilość helu w wyniku dyfuzji unosi się do egzosfery, ale z powodu stałego napływu z powierzchni ziemi objętość tego gazu w atmosferze pozostaje prawie niezmieniona. Na podstawie analizy spektralnej światła gwiazd i badania meteorytów można oszacować względną obfitość różnych pierwiastki chemiczne we wszechświecie. Stężenie neonu w kosmosie jest około dziesięć miliardów razy wyższe niż na Ziemi, krypton dziesięć milionów razy, a ksenon milion razy. Z tego wynika, że koncentracja tych gazów obojętnych, najwyraźniej obecnych pierwotnie w atmosferze ziemskiej i nie uzupełnianych w procesie reakcji chemicznych, znacznie się zmniejszyła, prawdopodobnie nawet na etapie utraty przez Ziemię swojej pierwotnej atmosfery. Wyjątkiem jest argon z gazu obojętnego, ponieważ nadal powstaje w postaci izotopu 40 Ar podczas radioaktywnego rozpadu izotopu potasu.
Rozkład ciśnienia atmosferycznego.
Całkowita waga gazów atmosferycznych wynosi około 4,5 · 10 15 t. Tak więc „waga” atmosfery na jednostkę powierzchni lub ciśnienie atmosferyczne na poziomie morza wynosi około 11 ton / m2 = 1,1 kg / cm2. Ciśnienie równe P 0 = 1033,23 g / cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Sztuka. = 1 atm, przyjęta jako standardowa średnia wartość ciśnienia atmosferycznego. Dla atmosfery w stanie równowagi hydrostatycznej mamy: d P= –Rgd h, oznacza to, że w przedziale wysokości od h zanim h+d h ma miejsce równość między zmianą ciśnienia atmosferycznego d P oraz ciężar odpowiedniego pierwiastka atmosfery z jednostką powierzchni, gęstością r i grubością d h. Jako związek między presją r i temperatura T stosuje się równanie stanu gazu doskonałego o gęstości r, które jest dość odpowiednie dla atmosfery ziemskiej: P= r R T/ m, gdzie m jest masą cząsteczkową, a R = 8,3 J / (K mol) jest uniwersalną stałą gazową. Następnie d log P= - (m g / RT) D h= - bd h= - d h/ H, gdzie jest gradientem ciśnienia w skali logarytmicznej. Jej odwrotność H należy nazwać skalą wysokości atmosfery.
Podczas całkowania tego równania dla atmosfery izotermicznej ( T= const) lub dla tej części, w której takie przybliżenie jest dopuszczalne, otrzymuje się barometryczne prawo rozkładu ciśnienia wraz z wysokością: P = P 0 exp (- h/h 0), gdzie liczone są wysokości h produkowane z poziomu oceanu, gdzie standardowe średnie ciśnienie wynosi P 0 . Wyrażenie h 0 = R T/mg nazywana jest skalą wysokości, która charakteryzuje zasięg atmosfery pod warunkiem, że temperatura w niej jest wszędzie taka sama (atmosfera izotermiczna). Jeżeli atmosfera nie jest izotermiczna, konieczne jest zintegrowanie uwzględniające zmianę temperatury wraz z wysokością oraz parametr h- pewne lokalne cechy warstw atmosfery, w zależności od ich temperatury i właściwości środowiska.
Standardowa atmosfera.
Model (tabela wartości głównych parametrów) odpowiadająca standardowemu ciśnieniu u podstawy atmosfery r 0 a skład chemiczny nazywany jest atmosferą standardową. Dokładniej jest to warunkowy model atmosfery, dla którego podane są średnie wartości temperatury, ciśnienia, gęstości, lepkości i innych charakterystyk powietrza na wysokościach od 2 km poniżej poziomu morza do zewnętrznej granicy atmosfery ziemskiej dla szerokości geograficznej 45° 32ў 33І. Parametry atmosfery środkowej na wszystkich wysokościach są obliczane przy użyciu równania stanu gazu doskonałego i prawa barometrycznego zakładając, że na poziomie morza ciśnienie wynosi 1013,25 hPa (760 mm Hg), a temperatura 288,15 K (15,0°C). Ze względu na pionowy rozkład temperatury przeciętna atmosfera składa się z kilku warstw, w każdej z których temperatura jest przybliżona funkcja liniowa wysokości. W najniższej z warstw, troposferze (h Ј 11 km), temperatura spada o 6,5°C na każdy kilometr wzniesienia. Na dużych wysokościach wartość i znak pionowego gradientu temperatury zmieniają się z warstwy na warstwę. Powyżej 790 km temperatura wynosi około 1000 K i praktycznie nie zmienia się wraz z wysokością.
Atmosfera standardowa to okresowo aktualizowany, zalegalizowany standard wydawany w formie tabel.
| Tabela 1. STANDARDOWY MODEL ATMOSFERY ZIEMSKIEJ. Tabela przedstawia: h- wysokość od poziomu morza, r- ciśnienie, T- temperatura, r - gęstość, n- liczba cząsteczek lub atomów na jednostkę objętości, h- skala wzrostu, ja- długość ścieżki swobodnej. Ciśnienie i temperatura na wysokości 80–250 km, uzyskane z danych rakietowych, mają niższe wartości. Wartości ekstrapolacji dla wysokości większych niż 250 km nie są zbyt dokładne. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g/cm3) | n(cm –3) | h(km) | ja(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.
Najniższa i najgęstsza warstwa atmosfery, w której temperatura gwałtownie spada wraz z wysokością, nazywana jest troposferą. Zawiera do 80% całkowitej masy atmosfery i rozciąga się w polarnych i średnich szerokościach geograficznych do wysokości 8-10 km, aw tropikach do 16-18 km. Rozwijają się tu prawie wszystkie procesy pogodowe, zachodzi wymiana ciepła i wilgoci między Ziemią a jej atmosferą, tworzą się chmury, powstają różne zjawiska meteorologiczne, występują mgły i opady. Te warstwy atmosfery ziemskiej znajdują się w równowadze konwekcyjnej i dzięki aktywnemu mieszaniu mają jednorodny skład chemiczny, składający się głównie z azotu cząsteczkowego (78%) i tlenu (21%). Przytłaczająca ilość naturalnych i wytworzonych przez człowieka aerozolowych i gazowych zanieczyszczeń powietrza jest skoncentrowana w troposferze. Dynamika dolnej części troposfery o grubości do 2 km silnie zależy od właściwości leżącej pod nią powierzchni Ziemi, która determinuje poziome i pionowe ruchy powietrza (wiatry) wywołane przenoszeniem ciepła z cieplejszego lądu przez podczerwień promieniowanie powierzchni ziemi, które jest pochłaniane w troposferze głównie przez opary, wodę i dwutlenek węgla (efekt cieplarniany). Rozkład temperatury wraz z wysokością ustala się w wyniku mieszania turbulentnego i konwekcyjnego. Średnio odpowiada to spadkowi temperatury przy wysokości około 6,5 K/km.
Prędkość wiatru w przyściennej warstwie przyściennej najpierw gwałtownie rośnie wraz z wysokością, a powyżej niej stale rośnie o 2–3 km/s na kilometr. Czasami w troposferze występują wąskie strumienie planetarne (z prędkością ponad 30 km / s), zachodnie na średnich szerokościach geograficznych i w pobliżu równika - wschodnie. Nazywane są strumieniami strumieniowymi.
Tropopauza.
Na górnej granicy troposfery (tropopauza) temperatura osiąga wartość minimalną dla dolnej atmosfery. Jest to warstwa przejściowa między troposferą a stratosferą nad nią. Miąższość tropopauzy wynosi od setek metrów do 1,5–2 km, a temperatura i wysokość odpowiednio od 190 do 220 K i od 8 do 18 km, w zależności od szerokości geograficznej i pory roku. Zimą w umiarkowanych i wysokich szerokościach geograficznych jest o 1–2 km niższa niż latem i cieplejsza o 8–15 K. W tropikach zmiany sezonowe są znacznie mniejsze (wysokość 16-18 km, temperatura 180-200 K). Nad strumienie odrzutowe możliwe są pęknięcia tropopauzy.
Woda w atmosferze ziemskiej.
Najważniejszą cechą atmosfery ziemskiej jest obecność znacznej ilości pary wodnej i wody w postaci kropel, co najłatwiej zaobserwować w postaci chmur i struktur chmur. Stopień zachmurzenia nieba (w pewnym momencie lub średnio w określonym przedziale czasu), wyrażony w skali 10-punktowej lub w procentach, nazywamy zachmurzeniem. Kształt chmur określa klasyfikacja międzynarodowa. Średnio chmury pokrywają około połowy globu. Zachmurzenie jest ważnym czynnikiem wpływającym na pogodę i klimat. Zimą i nocą zachmurzenie zapobiega spadkowi temperatury powierzchni ziemi i przypowierzchniowej warstwy powietrza, latem i w dzień osłabia nagrzewanie się powierzchni ziemi przez promienie słoneczne, łagodząc klimat wewnątrz kontynentów .
Chmury.
Chmury to skupiska kropelek wody zawieszonych w atmosferze (chmury wodne), kryształki lodu (chmury lodowe) lub oba razem (chmury mieszane). Wraz z powiększaniem się kropli i kryształków wypadają one z chmur w postaci opadów. Chmury tworzą się głównie w troposferze. Powstają w wyniku kondensacji pary wodnej w powietrzu. Średnica kropelek chmur jest rzędu kilku mikronów. Zawartość ciekłej wody w chmurach wynosi od ułamków do kilku gramów na m3. Chmury wyróżniają się wysokością: Według klasyfikacji międzynarodowej istnieje 10 rodzajów chmur: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratocumulus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
W stratosferze obserwuje się również chmury perłowe, a w mezosferze chmury noctilucent.
Chmury Cirrus to przezroczyste chmury w postaci cienkich białych włókien lub jedwabistej połyskującej zasłony, nie dającej cienia. Chmury Cirrus składają się z kryształków lodu, które tworzą się w górnej troposferze w bardzo niskich temperaturach. Niektóre rodzaje chmur cirrus są zwiastunami zmian pogody.
Chmury Cirrocumulus to grzbiety lub warstwy cienkich białych chmur w górnej troposferze. Chmury Cirrocumulus zbudowane są z drobnych elementów w postaci płatków, zmarszczek, małych kulek bez cieni i składają się głównie z kryształków lodu.
Chmury Cirrostratus są białawą, półprzezroczystą zasłoną w górnej troposferze, zwykle włóknistą, czasem rozproszoną, składającą się z małych igiełkowatych lub kolumnowych kryształków lodu.
Chmury Altocumulus to białe, szare lub biało-szare chmury w dolnej i środkowej troposferze. Chmury Altocumulus mają postać warstw i grzbietów, jakby zbudowane z leżących jedna nad drugą płyt, zaokrąglonych mas, wałów, płatków. Chmury Altocumulus tworzą się podczas intensywnej aktywności konwekcyjnej i zwykle składają się z przechłodzonych kropelek wody.
Chmury Altostratus to szarawe lub niebieskawe chmury o włóknistej lub jednolitej strukturze. Chmury Altostratus obserwowane są w środkowej troposferze, rozciągające się na kilka kilometrów na wysokość, a czasem tysiące kilometrów w kierunku poziomym. Zwykle chmury wysokowarstwowe są częścią systemów chmur czołowych związanych z ruchami wznoszącymi się mas powietrza.
Chmury Stratus to niska (od 2 km i więcej) amorficzna warstwa chmur o jednolitym szarym kolorze, powodująca ulewny deszcz lub śnieg. Chmury Nimbostratus są wysoko rozwinięte pionowo (do kilku kilometrów) i poziomo (kilka tysięcy kilometrów), składają się z przechłodzonych kropelek wody zmieszanych z płatkami śniegu, zwykle związanymi z frontami atmosferycznymi.
Chmury Stratus - chmury dolnej kondygnacji w postaci jednolitej warstwy bez wyraźnych konturów, szare. Wysokość chmur stratus nad powierzchnią ziemi wynosi 0,5–2 km. Czasami z chmur Stratus pada mżawka.
Chmury Cumulus są gęstymi, jasnymi, białymi chmurami w ciągu dnia ze znacznym rozwojem pionowym (do 5 km lub więcej). Wierzchołki cumulusów to kopuły lub wieże o zaokrąglonych konturach. Chmury Cumulus zwykle pojawiają się jako chmury konwekcyjne w masach zimnego powietrza.
Chmury Stratocumulus są niskimi (poniżej 2 km) chmurami w postaci szarych lub białych niewłóknistych warstw lub grzbietów okrągłych dużych bloków. Pionowa grubość stratocumulus jest niewielka. Czasami chmury stratocumulus dają lekkie opady.
Chmury Cumulonimbus to silne i gęste chmury o silnym pionowym rozwoju (do wysokości 14 km), dające obfite opady deszczu z burzami, gradem, szkwałami. Chmury Cumulonimbus rozwijają się z potężnych cumulusów, różniących się od nich w górnej części, składającymi się z kryształków lodu.
Stratosfera.
Poprzez tropopauzę, średnio na wysokości od 12 do 50 km, troposfera przechodzi do stratosfery. W dolnej części przez około 10 km, tj. do wysokości ok. 20 km jest izotermiczna (temperatura ok. 220 K). Następnie rośnie wraz z wysokością, osiągając maksymalnie około 270 K na wysokości 50–55 km. Oto granica między stratosferą a wyżej leżącą mezosferą, zwaną stratopauzą .
W stratosferze jest znacznie mniej pary wodnej. Niemniej jednak czasami są obserwowane - cienkie półprzezroczyste chmury perłowe, sporadycznie pojawiające się w stratosferze na wysokości 20-30 km. Perłowe chmury widoczne są na ciemnym niebie po zachodzie słońca i przed wschodem słońca. Kształtem perłowe chmury przypominają chmury cirrus i cirrocumulus.
Atmosfera środkowa (mezosfera).
Na wysokości około 50 km mezosfera zaczyna się od szczytu szerokiego maksimum temperatury . Powód wzrostu temperatury w obszarze tego maksimum jest egzotermiczną (tj. z wydzieleniem ciepła) fotochemiczną reakcją rozkładu ozonu: О 3 + hv® О 2 + O. Ozon powstaje w wyniku fotochemicznego rozkładu tlenu cząsteczkowego О 2
Około 2 + hv® О + О i następująca po niej reakcja potrójnego zderzenia atomu i cząsteczki tlenu z trzecią cząsteczką M.
O + O 2 + M ® O 3 + M
Ozon łapczywie pochłania promieniowanie ultrafioletowe w zakresie od 2000 do 3000 Å, a promieniowanie to ogrzewa atmosferę. Ozon w górnych warstwach atmosfery służy jako rodzaj osłony, która chroni nas przed działaniem promieniowania ultrafioletowego ze Słońca. Bez tej tarczy rozwój życia na Ziemi we współczesnych formach byłby prawie niemożliwy.
Ogólnie rzecz biorąc, w całej mezosferze temperatura atmosfery spada do minimalnej wartości około 180 K na górnej granicy mezosfery (tzw. mesopauza, wysokość około 80 km). W okolicach mezopauzy, na wysokości 70–90 km, może pojawić się bardzo cienka warstwa kryształków lodu i drobin pyłu wulkanicznego i meteorytowego, obserwowana jako piękny spektakl noctylucznych chmur zaraz po zachodzie słońca.
W mezosferze w większości spalane są małe cząstki stałych meteorytów, które spadają na Ziemię, powodując zjawisko meteorów.
Meteory, meteoryty i kule ognia.
Rozbłyski i inne zjawiska w górnych warstwach atmosfery Ziemi spowodowane wtargnięciem do niej z prędkością 11 km/s i większą przez stałe cząstki kosmiczne lub ciała nazywane są meteoroidami. Pojawia się obserwowalny jasny ślad meteoru; najpotężniejsze zjawiska, którym często towarzyszy upadek meteorytów, nazywa się kule ognia; pojawienie się meteorów wiąże się z deszczami meteorów.
Deszcz meteorytów:
1) zjawisko wielokrotnych uderzeń meteorów w ciągu kilku godzin lub dni od jednego promieniowania.
2) rój meteoroidów poruszających się po jednej orbicie wokół Słońca.
Systematyczne pojawianie się meteorów na pewnym obszarze nieba i w określone dni w roku, spowodowane przecięciem orbity Ziemi ze wspólną orbitą wielu ciał meteorytowych poruszających się z mniej więcej takimi samymi i jednakowo ukierunkowanymi prędkościami, z powodu które ich ścieżki na niebie wydają się wychodzić z jednego wspólnego punktu (promieniującego)... Ich nazwa pochodzi od konstelacji, w której znajduje się promień.
Deszcze meteorów robią wrażenie swoimi efektami świetlnymi, ale pojedyncze meteory są rzadko widywane. Dużo liczniejsze są niewidzialne meteory, zbyt małe, by były dostrzegalne po wchłonięciu przez atmosferę. Niektóre z najmniejszych meteorów prawdopodobnie wcale się nie nagrzewają, a jedynie są wychwytywane przez atmosferę. Te małe cząstki o rozmiarach od kilku milimetrów do dziesiątych tysięcznych milimetra nazywane są mikrometeorytami. Ilość materii meteorytowej wchodzącej do atmosfery każdego dnia waha się od 100 do 10 000 ton, a większość tej materii spada na mikrometeoryty.
Ponieważ substancja meteorytowa częściowo spala się w atmosferze, jej skład gazowy jest uzupełniany śladami różnych pierwiastków chemicznych. Na przykład kamienne meteory wprowadzają do atmosfery lit. Spalanie metalowych meteorów prowadzi do powstania maleńkich kulistych cząstek żelaza, żelazo-niklu i innych kropelek, które przechodzą przez atmosferę i osadzają się na powierzchni Ziemi. Można je znaleźć na Grenlandii i Antarktydzie, gdzie lądolody pozostają prawie niezmienione od lat. Oceanolodzy znajdują je w osadach dna oceanicznego.
Większość cząstek meteorytów, które dostają się do atmosfery, osadza się w ciągu około 30 dni. Niektórzy naukowcy uważają, że ten kosmiczny pył odgrywa ważną rolę w powstawaniu zjawisk atmosferycznych, takich jak deszcz, ponieważ służy jako jądra kondensacji pary wodnej. Dlatego zakłada się, że opady są statystycznie powiązane z dużymi deszczami meteorytowymi. Jednak niektórzy eksperci uważają, że skoro łączne spożycie materii meteorytowej jest kilkadziesiąt razy wyższe niż w przypadku nawet największego deszczu meteorów, zmianę całkowitej ilości tej materii w wyniku jednego takiego deszczu można pominąć.
Nie ulega jednak wątpliwości, że największe mikrometeoryty i widoczne meteoryty pozostawiają długie ślady jonizacji w wysokich warstwach atmosfery, głównie w jonosferze. Takie ślady mogą być wykorzystywane do komunikacji radiowej na duże odległości, ponieważ odbijają fale radiowe o wysokiej częstotliwości.
Energia meteorów wchodzących do atmosfery jest zużywana głównie, a być może całkowicie, na jej ogrzewanie. Jest to jeden z pomniejszych elementów bilansu cieplnego atmosfery.
Meteoryt to naturalnie występujące ciało stałe, które spadło z kosmosu na powierzchnię Ziemi. Zwykle rozróżnia się meteoryty kamienne, żelazno-kamienne i żelazne. Te ostatnie składają się głównie z żelaza i niklu. Większość znalezionych meteorytów waży od kilku gramów do kilku kilogramów. Największy ze znalezionych meteoryt żelazny Goba waży około 60 ton i nadal leży w tym samym miejscu, w którym został odkryty, w Afryce Południowej. Większość meteorytów to fragmenty asteroid, ale niektóre meteoryty mogły przybyć na Ziemię z Księżyca, a nawet z Marsa.
Bolid to bardzo jasny meteor, czasami obserwowany nawet w ciągu dnia, często pozostawiający zadymiony ślad i towarzyszący mu zjawiska dźwiękowe; często kończy się upadkiem meteorytów.
Termosfera.
Powyżej temperatury minimum mezopauzy zaczyna się termosfera, w którym temperatura najpierw powoli, a potem szybko zaczyna ponownie rosnąć. Powodem jest pochłanianie promieniowania ultrafioletowego ze Słońca na wysokościach 150-300 km, spowodowane jonizacją tlenu atomowego: O + hv® О + + mi.
W termosferze temperatura stale rośnie do wysokości około 400 km, gdzie w godzinach popołudniowych w epoce aktywności słonecznej osiąga maksimum 1800 K. W epoce minimum ta graniczna temperatura może być mniejsza niż 1000 K. Powyżej 400 km atmosfera przechodzi w izotermiczną egzosferę. Poziom krytyczny (podstawa egzosfery) znajduje się na wysokości około 500 km.
Zorze polarne i wiele orbit sztucznych satelitów, a także nocne chmury - wszystkie te zjawiska zachodzą w mezosferze i termosferze.
Zorze polarne.
Zorze polarne obserwuje się na dużych szerokościach geograficznych podczas zaburzeń pola magnetycznego. Mogą trwać kilka minut, ale często są widoczne przez kilka godzin. Zorze polarne różnią się znacznie kształtem, kolorem i intensywnością, z których wszystkie czasami zmieniają się bardzo szybko w czasie. Widmo zorzowe składa się z linii i pasm emisyjnych. W widmie zorzy polarnej niektóre emisje z nocnego nieba są wzmocnione, głównie zielone i czerwone linie przy 5577 Å i 1 6300 Å tlenu. Zdarza się, że jedna z tych linii jest wielokrotnie intensywniejsza od drugiej, a to determinuje widoczny kolor blask: zielony lub czerwony. Zaburzeniom pola magnetycznego towarzyszą również zakłócenia w komunikacji radiowej w rejonach polarnych. Przyczyną zaburzenia są zmiany w jonosferze, co oznacza, że podczas burz magnetycznych działa silne źródło jonizacji. Ustalono, że silne burze magnetyczne występują, gdy w pobliżu środka dysku słonecznego znajdują się duże grupy plam słonecznych. Obserwacje wykazały, że burze nie są związane z samymi plamami słonecznymi, ale z rozbłyskami słonecznymi, które pojawiają się podczas rozwoju grupy plam słonecznych.
Zorza polarna to widmo światła o różnym natężeniu z szybkimi ruchami, obserwowane w regionach Ziemi o dużych szerokościach geograficznych. Wizualna zorza polarna zawiera zielone (5577 Å) i czerwone (6300 / 6364 Ł) linie emisyjne tlenu atomowego i pasma molekularne N 2, które są wzbudzane przez energetyczne cząstki pochodzenia słonecznego i magnetosferycznego. Emisje te są zwykle wyświetlane na wysokości około 100 km i powyżej. Termin zorza optyczna jest używany w odniesieniu do zórz wizualnych i ich widma emisyjnego od podczerwieni do ultrafioletu. Energia promieniowania w podczerwonej części widma znacznie przewyższa energię widzialnego obszaru. Kiedy pojawiły się zorze polarne, zaobserwowano emisje w ULF (
Rzeczywiste formy zorzy są trudne do sklasyfikowania; najczęściej używane są następujące terminy:
1. Spokojne jednolite łuki lub paski. Łuk zwykle rozciąga się na ~1000 km w kierunku równoleżnika geomagnetycznego (w kierunku Słońca w rejonach polarnych) i ma szerokość od jednego do kilkudziesięciu kilometrów. Pasek jest uogólnieniem pojęcia łuku, zwykle nie ma regularnego łukowatego kształtu, lecz wygina się w formie litery S lub w formie spirali. Łuki i paski znajdują się na wysokości 100-150 km.
2. Promienie zorzy polarnej . Termin ten odnosi się do struktury zorzy rozciągającej się wzdłuż pola magnetycznego linie siły, o długości pionowej od kilkudziesięciu do kilkuset kilometrów. Długość promieni w poziomie jest niewielka, od kilkudziesięciu metrów do kilku kilometrów. Promienie są zwykle obserwowane w łukach lub jako oddzielne struktury.
3. Plamy lub powierzchnie . Są to wyizolowane obszary poświaty, które nie mają określonego kształtu. Poszczególne plamy mogą być powiązane.
4. Welon. Niezwykła forma zorzy polarnej, która jest jednolitą poświatą obejmującą duże obszary nieba.
Pod względem struktury zorze dzielą się na jednorodne, plew i promienne. Używane są różne terminy; pulsujący łuk, pulsująca powierzchnia, rozproszona powierzchnia, promienny pasek, draperia itp. Istnieje klasyfikacja zórz polarnych według ich koloru. Zgodnie z tą klasyfikacją, zorze tego typu A. Górna część lub wszystkie są czerwone (6300–6364 Å). Zwykle pojawiają się na wysokościach 300–400 km z dużą aktywnością geomagnetyczną.
Rodzaj zorzy polarnej V są zabarwione w dolnej części na czerwono i są związane z luminescencją pasm pierwszego układu dodatniego N 2 i pierwszego układu ujemnego O 2. Te formy zorzy pojawiają się podczas najbardziej aktywnych faz zorzy.
Strefy zorze polarne – według obserwatorów w ustalonym punkcie na powierzchni Ziemi są to strefy największej częstości występowania zorzy polarnej w nocy. Strefy znajdują się na 67° szerokości geograficznej północnej i południowej, a ich szerokość wynosi około 6°. Maksymalne występowanie zórz polarnych, odpowiadające danemu momentowi geomagnetycznego czasu lokalnego, występuje w owalnych pasach (owalu zorzy polarnej), które są rozmieszczone asymetrycznie wokół północnego i południowego bieguna geomagnetycznego. Owal zorzy jest ustalony we współrzędnych szerokości i czasu, a strefa zorzy jest miejscem umiejscowienia punktów północnego regionu owalu we współrzędnych szerokość-długość geograficzna. Pas owalny znajduje się około 23° od bieguna geomagnetycznego w sektorze nocnym i 15° w sektorze dziennym.
Owal zorzy polarnej i stref zorzowych. Lokalizacja owalu zorzowego zależy od aktywności geomagnetycznej. Owal staje się szerszy przy dużej aktywności geomagnetycznej. Obszary granic zorzy lub owalu zorzowego są lepiej reprezentowane przez wartość L wynoszącą 6,4 niż przez współrzędne dipolowe. Linie pola geomagnetycznego na granicy dziennego sektora owalu zorzowego pokrywają się z magnetopauza. Obserwuje się zmianę położenia owalu zorzy polarnej w zależności od kąta między osią geomagnetyczną a kierunkiem Ziemia - Słońce. Owal zorzy jest również określany na podstawie danych o wytrącaniu cząstek (elektronów i protonów) o określonych energiach. Jego pozycję można niezależnie określić na podstawie danych dotyczących szpic po stronie dziennej iw ogonie magnetosfery.
Dobowa zmienność częstotliwości występowania zorzy polarnej w strefie zorzowej ma maksimum o północy geomagnetycznej i minimum w południe geomagnetyczne. Po równikowej stronie owalu częstotliwość występowania zórz gwałtownie spada, ale forma dobowych zmian pozostaje. Po polarnej stronie owalu częstość występowania zorzy maleje stopniowo i charakteryzuje się złożonymi zmianami dobowymi.
Intensywność zorzy.
Intensywność zorzy polarnej jest określana przez pomiar pozornej powierzchni jasności. Jasność powierzchni i zorza polarna w określonym kierunku jest określona przez całkowitą emisję 4p i foton / (cm 2 s). Ponieważ ta wartość nie jest rzeczywistą jasnością powierzchni, ale reprezentuje emisję z kolumny, jednostka foton / (cm 2 kolumna s) jest zwykle używana w badaniu zórz polarnych. Typową jednostką pomiaru całkowitej emisji jest Rayleigh (Rl) równy 106 fotonów / (cm 2 · kolumna · s). Bardziej praktyczną jednostkę intensywności zorzy określają emisje pojedynczej linii lub pasma. Na przykład intensywność zorzy jest określana przez międzynarodowe współczynniki jasności (ICF) zgodnie z danymi o intensywności zielonej linii (5577 Å); 1 kRL = I MCQ, 10 kRL = II MCQ, 100 kRL = III MCQ, 1000 CRL = IV MCQ (maksymalna intensywność zorzy polarnej). Ta klasyfikacja nie może być stosowana do czerwonych zórz polarnych. Jednym z odkryć epoki (1957–1958) było ustalenie rozkładu czasoprzestrzeni zorzy w postaci owalu przesuniętego względem bieguna magnetycznego. Z prostych pomysłów dotyczących okrągłego kształtu rozkładu zórz polarnych względem bieguna magnetycznego wyszło przejście do współczesnej fizyki magnetosfery zostało zakończone. Zaszczyt odkrycia należy do O. Khorosheva, a G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasof i wielu innych badaczy przeprowadzili intensywny rozwój idei owalu zorzowego. Owal zorzy przedstawia obszar najbardziej intensywnego oddziaływania wiatru słonecznego na górną warstwę atmosfery Ziemi. Intensywność zorzy jest największa w owalu, a jej dynamika jest stale monitorowana przez satelity.
Stabilne czerwone łuki zorzy polarnej.
Trwały czerwony łuk zorzy, inaczej zwany czerwonym łukiem średniej szerokości geograficznej lub M-arc, jest subwizualnym (poniżej granicy wrażliwości oka) szerokim łukiem rozciągniętym ze wschodu na zachód na tysiące kilometrów i prawdopodobnie otaczającym całą Ziemię. Długość równoleżnikowa łuku wynosi 600 km. Emisja ze stabilnego czerwonego łuku zorzowego jest praktycznie monochromatyczna w czerwonych liniach l 6300 Å i l 6364 Å. Słabe linie emisyjne przy 5577 Å (OI) i l 4278 Å (N + 2) również zostały niedawno zgłoszone. Trwałe czerwone łuki są klasyfikowane jako zorze, ale pojawiają się na znacznie wyższych wysokościach. Dolna granica znajduje się na wysokości 300 km, górna granica to około 700 km. Intensywność cichego czerwonego łuku zorzowego w emisji l 6300 Å wynosi od 1 do 10 kRl (typowa wartość to 6 kRl). Próg czułości oka przy tej długości fali wynosi około 10 kRl, tak że łuki są rzadko obserwowane wizualnie. Jednak obserwacje wykazały, że ich jasność wynosi >50 kRl przez 10% nocy. Zwykły czas życia łuków wynosi około jednego dnia i rzadko pojawiają się w kolejnych dniach. Fale radiowe z satelitów lub źródeł radiowych przechodzących przez stabilne czerwone łuki zorzy polarnej są podatne na scyntylację, co wskazuje na występowanie nieregularności gęstości elektronowej. Teoretycznym wyjaśnieniem czerwonych łuków jest to, że rozgrzane elektrony obszaru F jonosfera powoduje wzrost atomów tlenu. Obserwacje satelitarne pokazują wzrost temperatury elektronów wzdłuż linii siły pola geomagnetycznego, które przecinają stabilne czerwone łuki zorzy polarnej. Intensywność tych łuków jest dodatnio skorelowana z aktywnością geomagnetyczną (burzami), a częstotliwość pojawiania się łuków jest dodatnio skorelowana z aktywnością tworzącą plamy słoneczne.
Zmieniająca się zorza polarna.
Niektóre formy zórz doświadczają quasiokresowych i spójnych czasowych zmian intensywności. Te zorze, o mniej więcej nieruchomej geometrii i szybkich okresowych zmianach występujących w fazie, nazywane są zorami zmieniającymi się. Są klasyfikowane jako zorze polarne kształt r według Międzynarodowego Atlasu Aurora Borealis Bardziej szczegółowy podział zmieniających się zórz polarnych:
r 1 (pulsująca zorza polarna) to poświata z jednorodnymi fazowymi zmianami jasności w całej formie zorzy. Z definicji w idealnej pulsującej zorzy polarnej można oddzielić przestrzenną i czasową część pulsacji, tj. jasność i(r, t)= ja s(r)· TO(T). W typowych światłach polarnych r 1, pulsacje występują z częstotliwością od 0,01 do 10 Hz o małej intensywności (1–2 kRl). Większość zórz polarnych r 1 - są to plamki lub łuki pulsujące z okresem kilku sekund.
r 2 (ognista zorza polarna). Termin ten jest zwykle używany w odniesieniu do ruchów przypominających płomienie, które wypełniają firmament, a nie do opisania pojedynczego kształtu. Zorza polarna ma kształt łuków i zwykle porusza się w górę z wysokości 100 km. Te zorze są stosunkowo rzadkie i występują częściej poza zorzą polarną.
r 3 (migocząca zorza polarna). Są to zorze z szybkimi, nieregularnymi lub regularnymi zmianami jasności, które sprawiają wrażenie migoczących płomieni na firmamencie. Pojawiają się na krótko przed rozpadem zorzy. Powszechnie obserwowana częstotliwość zmienności r 3 jest równe 10 ± 3 Hz.
Termin zorza strumieniowa, używany dla innej klasy pulsujących zorz, odnosi się do nieregularnych zmian jasności, szybko poruszających się poziomo w łukach i pasmach zorzy.
Zmieniająca się zorza jest jednym ze zjawisk słoneczno-ziemskich towarzyszącym pulsacjom pola geomagnetycznego i zorzowemu promieniowaniu rentgenowskiemu, spowodowanym wytrącaniem się cząstek pochodzenia słonecznego i magnetosferycznego.
Luminescencja czapeczki polarnej charakteryzuje się dużą intensywnością pasma pierwszego układu ujemnego N+2 (l 3914 Å). Zazwyczaj te pasma N+2 są pięciokrotnie bardziej intensywne niż zielona linia OI l 5577 Å, bezwzględna intensywność luminescencji czapeczki polarnej wynosi od 0,1 do 10 kPl (zwykle 1–3 kPl). Z tymi zorzami, pojawiającymi się w okresach PCA, jednolita poświata pokrywa całą czapę polarną aż do szerokości geograficznej 60 ° na wysokości od około 30 do 80 km. Jest generowany głównie przez protony słoneczne i cząstki d o energiach 10–100 MeV, które powodują maksymalną jonizację na tych wysokościach. W strefach zorzowych występuje inny rodzaj poświaty, zwany zorzą płaszczową. Dla tego typu luminescencji zorzy dobowej maksymalna intensywność w godzinach porannych wynosi 1–10 kRl, a minimalna jest pięciokrotnie słabsza. Obserwacje zórz w płaszczu są nieliczne, a ich intensywność zależy od aktywności geomagnetycznej i słonecznej.
Atmosfera blask zdefiniowane jako promieniowanie generowane i emitowane przez atmosferę planety. Jest to promieniowanie nietermiczne z atmosfery, z wyjątkiem emisji zorzy polarnej, wyładowań atmosferycznych oraz emisji śladów meteorytów. Termin ten jest używany w odniesieniu do atmosfery ziemskiej (poświata nocy, zmierzchu i dnia). Blask atmosfery to tylko ułamek światła w atmosferze. Inne źródła to światło gwiazd, światło zodiakalne i rozproszone światło dzienne ze Słońca. Czasami blask atmosfery może stanowić do 40% całkowitej ilości światła. Blask atmosfery występuje w warstwach atmosferycznych o różnej wysokości i grubości. Widmo poświaty atmosferycznej obejmuje fale o długości od 1000 Å do 22,5 µm. Główna linia emisyjna w blasku atmosfery wynosi 5577 Å, pojawiając się na wysokości 90–100 km w warstwie o grubości 30–40 km. Pojawienie się poświaty wynika z mechanizmu Chempena opartego na rekombinacji atomów tlenu. Inne linie emisji to 1 6300 Å, występujące w przypadku dysocjacyjnej rekombinacji O+2 i emisji NI l 5198/5201 Å i NI l 5890/5896 Å.
Intensywność blasku atmosfery mierzy się w Rayleighach. Jasność (w Rayleighs) jest równa 4 pw, gdzie w to powierzchnia kątowa, jasność warstwy emitującej w jednostkach 106 fotonów / (cm 2 · sr · s). Intensywność jarzenia zależy od szerokości geograficznej (inaczej dla różnych emisji), a także zmienia się w ciągu dnia z maksimum blisko północy. Stwierdzono dodatnią korelację dla emisji atmosfery l 5577 Å z liczbą plam słonecznych i strumieniem promieniowania słonecznego o długości fali 10,7 cm Podczas eksperymentów satelitarnych obserwuje się poświatę atmosfery. Z kosmosu wygląda jak pierścień światła wokół Ziemi i ma zielonkawy kolor.
Ozonosfera.
Na wysokościach 20–25 km osiągane jest maksymalne stężenie znikomych ilości ozonu O 3 (do 2 × 10 –7 zawartości tlenu!), które powstaje pod wpływem słonecznego promieniowania ultrafioletowego na wysokościach około 10 do 50 km, chroniąc planetę przed jonizującym promieniowaniem słonecznym. Pomimo niezwykle małej liczby cząsteczek ozonu chronią one całe życie na Ziemi przed niszczącym działaniem krótkofalowego (ultrafioletowego i rentgenowskiego) promieniowania słonecznego. Jeśli osadzisz wszystkie cząsteczki na dnie atmosfery, otrzymasz warstwę o grubości nie większej niż 3-4 mm! Na wysokościach powyżej 100 km wzrasta udział lekkich gazów, a na bardzo dużych wysokościach dominuje hel i wodór; wiele cząsteczek dysocjuje na oddzielne atomy, które jonizując się pod wpływem twardego promieniowania słonecznego, tworzą jonosferę. Ciśnienie i gęstość powietrza w atmosferze ziemskiej maleją wraz z wysokością. W zależności od rozkładu temperatur atmosfera ziemska dzieli się na troposferę, stratosferę, mezosferę, termosferę i egzosferę. .
Na wysokości 20-25 km jest warstwa ozonowa. Ozon powstaje w wyniku rozpadu cząsteczek tlenu po absorpcji promieniowania ultrafioletowego ze Słońca o długości fali mniejszej niż 0,1–0,2 mikrona. Wolny tlen łączy się z cząsteczkami O 2 i tworzy ozon O 3 , który łapczywie pochłania całe światło ultrafioletowe krótsze niż 0,29 mikrona. Cząsteczki ozonu O 3 są łatwo niszczone przez promieniowanie krótkofalowe. Dlatego pomimo swojego rozrzedzenia warstwa ozonowa skutecznie pochłania promieniowanie ultrafioletowe Słońca, które przeszło przez wyższe i przezroczyste warstwy atmosferyczne. Dzięki temu żywe organizmy na Ziemi są chronione przed szkodliwym działaniem ultrafioletowego światła słonecznego.
Jonosfera.
Promieniowanie słoneczne jonizuje atomy i cząsteczki atmosfery. Stopień jonizacji staje się znaczący już na wysokości 60 kilometrów i stale rośnie wraz z odległością od Ziemi. Na różnych wysokościach w atmosferze procesy dysocjacji różnych cząsteczek i następująca po niej jonizacja różnych atomów i jonów przebiegają sekwencyjnie. Są to głównie cząsteczki tlenu O 2, azotu N 2 i ich atomy. W zależności od intensywności tych procesów różne warstwy atmosfery leżące powyżej 60 kilometrów nazywane są warstwami jonosferycznymi. , i ich całość przez jonosferę . Dolna warstwa, której jonizacja jest nieznaczna, nazywana jest neutrosferą.
Maksymalne stężenie naładowanych cząstek w jonosferze osiągane jest na wysokościach 300–400 km.
Historia badań jonosfery.
Hipotezę istnienia warstwy przewodzącej w górnej atmosferze przedstawił w 1878 r. angielski naukowiec Stuart, aby wyjaśnić cechy pola geomagnetycznego. Następnie w 1902 r. niezależnie od siebie Kennedy w USA i Heaviside w Anglii wskazali, że aby wyjaśnić propagację fal radiowych na duże odległości, konieczne jest założenie istnienia regionów o wysokiej przewodności w wysokich warstwach atmosfera. W 1923 roku akademik M.V. Shuleikin, biorąc pod uwagę cechy propagacji fal radiowych o różnych częstotliwościach, doszedł do wniosku, że w jonosferze istnieją co najmniej dwie warstwy odbijające. Następnie, w 1925 r. angielscy badacze Appleton i Barnett, a także Breit i Tuve, po raz pierwszy eksperymentalnie udowodnili istnienie regionów odbijających fale radiowe i położyli podwaliny pod swoje systematyczne badania. Od tego czasu prowadzono systematyczne badania właściwości tych warstw, ogólnie nazywanych jonosferą, które odgrywają zasadniczą rolę w szeregu zjawisk geofizycznych determinujących odbijanie i pochłanianie fal radiowych, co jest bardzo ważne dla celów praktycznych, w szczególności dla zapewnienia niezawodnej łączności radiowej.
W latach 30. rozpoczęto systematyczne obserwacje stanu jonosfery. W naszym kraju z inicjatywy M.A. Bonch-Bruevicha powstały instalacje do jej impulsowego brzmienia. Zbadano wiele ogólnych właściwości jonosfery, wysokości i koncentracji elektronów jej głównych warstw.
Na wysokości 60–70 km obserwuje się warstwę D, na wysokości 100–120 km warstwę mi, na wysokości, na wysokości 180-300 km podwójna warstwa F 1 i F 2. Główne parametry tych warstw przedstawia tabela 4.
| Tabela 4 | ||||||
| Region jonosfery | Maksymalna wysokość, km | T i , K | Dzień | Noc ne , cm –3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min ne , cm –3 | Maks. ne , cm –3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| mi | 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 (zima) | 220–280 | 1000–2000 | 6 · 10 5 | 25 · 10 5 | ~10 5 | 2 · 10 –10 |
| F 2 (lato) | 250–320 | 1000–2000 | 2 · 10 5 | 8 10 5 | ~ 3 · 10 5 | 10 –10 |
| ne- koncentracja elektronów, e - ładunek elektronu, T i Jest temperaturą jonów, a΄ jest współczynnikiem rekombinacji (który określa ne i jego zmiana w czasie) | ||||||
Podano wartości średnie, ponieważ różnią się one dla różnych szerokości geograficznych, pór dnia i pór roku. Takie dane są niezbędne do zapewnienia dalekosiężnej komunikacji radiowej. Służą do doboru częstotliwości roboczych dla różnych krótkofalowych linii radiowych. Znajomość ich zmian w zależności od stanu jonosfery w różnych porach dnia i w różnych porach roku jest niezwykle ważna dla zapewnienia niezawodności łączności radiowej. Jonosfera to zbiór zjonizowanych warstw atmosfery ziemskiej, które zaczynają się na wysokości rzędu 60 km i sięgają dziesiątek tysięcy kilometrów. Głównym źródłem jonizacji atmosfery ziemskiej jest promieniowanie ultrafioletowe i rentgenowskie pochodzące od Słońca, które występuje głównie w chromosferze i koronie słonecznej. Ponadto na stopień jonizacji górnej atmosfery wpływają strumienie korpuskularne słoneczne powstające podczas rozbłysków słonecznych, a także promienie kosmiczne i cząstki meteorów.
Warstwy jonosferyczne
- są to obszary w atmosferze, w których osiągane są maksymalne wartości stężenia wolnych elektronów (tj. ich liczba na jednostkę objętości). Elektrony swobodne naładowane elektrycznie i (w mniejszym stopniu mniej ruchliwe jony) powstałe w wyniku jonizacji atomów gazy atmosferyczne, oddziałując z falami radiowymi (tj. oscylacjami elektromagnetycznymi), mogą zmieniać ich kierunek, odbijając je lub załamując i pochłaniając ich energię. W efekcie przy odbiorze odległych stacji radiowych mogą wystąpić różne efekty, np. zanikanie łączności radiowej, zwiększające słyszalność odległych stacji, zaciemnienia itp. zjawiska.
Metody badawcze.
Klasyczne metody badania jonosfery z Ziemi sprowadzają się do sondowania pulsacyjnego - wysyłania impulsów radiowych i obserwacji ich odbić od różnych warstw jonosfery z pomiarem czasu opóźnienia oraz badaniem natężenia i kształtu odbitych sygnałów. Mierząc wysokości odbicia impulsów radiowych na różnych częstotliwościach, określając częstotliwości krytyczne różnych regionów (częstotliwość nośna impulsu radiowego nazywana jest krytyczną, dla której dany obszar jonosfery staje się przezroczysty) można określić wartości koncentracji elektronów w warstwach i wysokości efektywnych dla danych częstotliwości oraz doboru optymalnych częstotliwości dla danych ścieżek radiowych. Wraz z rozwojem technologii rakietowej i nadejściem ery kosmicznej sztucznych satelitów Ziemi (AES) i innych statków kosmicznych, stało się możliwe bezpośrednie mierzenie parametrów plazmy kosmicznej bliskiej Ziemi, której dolną częścią jest jonosfera.
Pomiary koncentracji elektronów, przeprowadzone z pokładu specjalnie wystrzelonych rakiet i wzdłuż tras przelotów satelitów, potwierdziły i uściśliły dane uzyskane wcześniej metodami naziemnymi dotyczące struktury jonosfery, rozkładu koncentracji elektronów z wysokością powyżej różnych rejonach Ziemi i umożliwiły uzyskanie wartości koncentracji elektronów powyżej głównego maksimum - warstwy F. Wcześniej nie było to możliwe metodami sondowania opartymi na obserwacjach odbitych krótkofalowych impulsów radiowych. Stwierdzono, że w niektórych regionach kuli ziemskiej występują dość stabilne regiony o niskim stężeniu elektronów, regularne „wiatry jonosferyczne”, w jonosferze powstają osobliwe procesy falowe, które przenoszą lokalne zaburzenia jonosfery tysiące kilometrów od miejsca ich wzbudzenia , i wiele więcej. Stworzenie szczególnie czułych urządzeń odbiorczych umożliwiło odbiór na stacjach impulsowego sondowania jonosfery odbioru sygnałów impulsowych, częściowo odbitych od najniższych rejonów jonosfery (stacje odbić cząstkowych). Zastosowanie potężnych instalacji pulsacyjnych na falach metrowych i decymetrowych z wykorzystaniem anten pozwalających na dużą koncentrację wypromieniowanej energii umożliwiło obserwację sygnałów rozproszonych przez jonosferę na różnych wysokościach. Badanie cech widm tych sygnałów, niespójnie rozproszonych przez elektrony i jony plazmy jonosferycznej (wykorzystano do tego stacje niekoherentnego rozpraszania fal radiowych) pozwoliło określić koncentrację elektronów i jonów, ich równoważna temperatura na różnych wysokościach do kilku tysięcy kilometrów. Okazało się, że jonosfera jest dość przezroczysta jak na używane częstotliwości.
Stężenie ładunków elektrycznych (gęstość elektronów równa jonowi jedynki) w jonosferze Ziemi na wysokości 300 km wynosi w ciągu dnia około 106 cm–3. Plazma o tej gęstości odbija fale radiowe dłuższe niż 20 m, a transmituje krótsze.
Typowy pionowy rozkład koncentracji elektronów w jonosferze dla warunków dziennych i nocnych.
Propagacja fal radiowych w jonosferze.
Stabilny odbiór odległych stacji nadawczych zależy od wykorzystywanych częstotliwości, a także pory dnia, pory roku i dodatkowo aktywności słonecznej. Aktywność słoneczna znacząco wpływa na stan jonosfery. Fale radiowe emitowane przez stację naziemną rozchodzą się w linii prostej, jak wszystkie rodzaje fal elektromagnetycznych. Należy jednak wziąć pod uwagę, że zarówno powierzchnia Ziemi, jak i zjonizowane warstwy jej atmosfery pełnią funkcję płytek ogromnego kondensatora, działając na nie niczym działanie luster na światło. Odbijając się od nich fale radiowe mogą podróżować wiele tysięcy kilometrów, pochylając się wokół Ziemi w ogromnych skokach setek i tysięcy kilometrów, odbijając się naprzemiennie od warstwy zjonizowanego gazu i od powierzchni Ziemi lub wody.
W latach dwudziestych uważano, że fale radiowe krótsze niż 200 m generalnie nie nadają się do komunikacji na duże odległości ze względu na silną absorpcję. Pierwsze eksperymenty nad odbiorem fal krótkich na dalekie odległości przez Atlantyk między Europą a Ameryką przeprowadzili angielski fizyk Oliver Heaviside i amerykański inżynier elektryk Arthur Kennelly. Niezależnie od siebie zakładali, że gdzieś wokół Ziemi znajduje się zjonizowana warstwa atmosfery zdolna do odbijania fal radiowych. Nazywano ją warstwą Heaviside - Kennelly, a następnie jonosferą.
Według współczesnych koncepcji jonosfera składa się z ujemnie naładowanych wolnych elektronów i dodatnio naładowanych jonów, głównie tlenu cząsteczkowego O + i tlenku azotu NO +. Jony i elektrony powstają w wyniku dysocjacji cząsteczek i jonizacji atomów gazu obojętnego przez promieniowanie rentgenowskie i ultrafioletowe. Aby zjonizować atom, konieczne jest poinformowanie go o energii jonizacji, której głównym źródłem dla jonosfery jest promieniowanie ultrafioletowe, rentgenowskie i korpuskularne Słońca.
Podczas gdy gazowa powłoka Ziemi oświetlana jest przez Słońce, coraz więcej elektronów powstaje w niej w sposób ciągły, ale jednocześnie część elektronów, zderzając się z jonami, rekombinuje ponownie tworząc neutralne cząstki. Po zachodzie słońca tworzenie się nowych elektronów prawie ustaje, a liczba wolnych elektronów zaczyna spadać. Im więcej wolnych elektronów w jonosferze, tym lepiej odbijają się od niej fale o wysokiej częstotliwości. Wraz ze spadkiem koncentracji elektronów transmisja fal radiowych jest możliwa tylko w zakresach niskich częstotliwości. Dlatego w nocy z reguły możliwe jest odbieranie odległych stacji tylko w zakresach 75, 49, 41 i 31 m. Elektrony są nierównomiernie rozmieszczone w jonosferze. Na wysokości od 50 do 400 km istnieje kilka warstw lub regionów o zwiększonej koncentracji elektronów. Obszary te płynnie przechodzą jeden w drugi i na różne sposoby wpływają na propagację fal radiowych HF. Górna warstwa jonosfery jest oznaczona literą F. Tutaj stopień jonizacji jest najwyższy (udział cząstek naładowanych jest rzędu 10 –4). Znajduje się na wysokości ponad 150 km nad powierzchnią Ziemi i odgrywa główną rolę odbijającą w propagacji fal radiowych o wysokiej częstotliwości na dalekie odległości. W miesiącach letnich region F dzieli się na dwie warstwy - F 1 i F 2. Warstwa F1 może zajmować wysokości od 200 do 250 km, a warstwa F 2 niejako „pływa” w zakresie wysokości 300–400 km. Zwykle warstwa F 2 jest zjonizowany znacznie silniej niż warstwa F jeden . Warstwa nocna F 1 znika i warstwa F 2 pozostaje, powoli tracąc do 60% swojego stopnia jonizacji. Poniżej warstwy F, na wysokości od 90 do 150 km znajduje się warstwa mi, którego jonizacja zachodzi pod wpływem miękkiego promieniowania rentgenowskiego ze Słońca. Stopień jonizacji warstwy E jest niższy niż warstwy F, w ciągu dnia odbiór stacji z pasm w.cz. o niskiej częstotliwości 31 i 25 m następuje, gdy sygnały odbijają się od warstwy mi. Zwykle są to stacje znajdujące się w odległości 1000-1500 km. W nocy w warstwie mi jonizacja gwałtownie spada, ale nawet w tym czasie nadal odgrywa zauważalną rolę w odbiorze sygnałów ze stacji w zasięgu 41, 49 i 75 m.
W regionie powstają duże zainteresowanie dla odbioru sygnałów z pasm wysokiej częstotliwości HF 16, 13 i 11 m mi międzywarstwy (chmury) o silnie zwiększonej jonizacji. Powierzchnia tych chmur może wahać się od kilku do kilkuset kilometrów kwadratowych. Ta warstwa o zwiększonej jonizacji nazywana jest warstwą sporadyczną mi i oznaczone Es. Chmury Es mogą poruszać się w jonosferze pod wpływem wiatru i osiągać prędkość do 250 km/h. Latem, na średnich szerokościach geograficznych, w ciągu dnia, źródło fal radiowych od chmur Es wynosi 15–20 dni w miesiącu. W rejonie równikowym jest prawie zawsze obecny, a na dużych szerokościach geograficznych zwykle pojawia się w nocy. Czasami, w latach małej aktywności słonecznej, gdy nie ma transmisji w pasmach wysokiej częstotliwości HF, w pasmach 16, 13 i 11 m, odległe stacje pojawiają się nagle z dobrą głośnością, których sygnały są wielokrotnie odbijane od Es.
Najniższy region jonosfery to region D położony na wysokości od 50 do 90 km. Jest tu stosunkowo mało wolnych elektronów. Z okolicy D fale długie i średnie są dobrze odbijane, a sygnały ze stacji HF o niskiej częstotliwości są silnie pochłaniane. Po zachodzie słońca jonizacja bardzo szybko zanika i możliwe staje się odbieranie odległych stacji w zakresach 41, 49 i 75 m, których sygnały odbijają się od warstw F 2 i mi. Oddzielne warstwy jonosfery odgrywają ważną rolę w propagacji sygnałów stacji radiowych HF. Wpływ na fale radiowe wynika głównie z obecności wolnych elektronów w jonosferze, chociaż mechanizm propagacji fal radiowych związany jest z obecnością dużych jonów. Te ostatnie są również przedmiotem zainteresowania badania właściwości chemiczne atmosfery, ponieważ są bardziej aktywne niż neutralne atomy i cząsteczki. Reakcje chemiczne zachodzące w jonosferze odgrywają ważną rolę w jej bilansie energetycznym i elektrycznym.
Normalna jonosfera. Obserwacje prowadzone za pomocą rakiet geofizycznych i satelitów dały wiele Nowa informacja, wskazując, że jonizacja atmosfery zachodzi pod wpływem promieniowania słonecznego o szerokim spektrum. Jego główna część (ponad 90%) jest skoncentrowana w widzialnej części widma. Promieniowanie ultrafioletowe o krótszej długości fali i wyższej energii niż promienie fioletowe emitowane jest przez wodór z wewnętrznej części atmosfery Słońca (chromosfera), natomiast promienie X, które mają jeszcze wyższą energię, są emitowane przez gazy z zewnętrznej powłoki Słońca. Słońce (korona).
Normalny (średni) stan jonosfery wynika z ciągłego silnego promieniowania. W normalnej jonosferze zachodzą regularne zmiany pod wpływem dobowej rotacji Ziemi i sezonowych różnic kąta padania światła słonecznego w południe, ale zdarzają się również nieprzewidywalne i gwałtowne zmiany stanu jonosfery.
Zaburzenia w jonosferze.
Jak wiadomo, na Słońcu pojawiają się potężne, cyklicznie powtarzające się przejawy aktywności, które osiągają maksimum co 11 lat. Obserwacje w ramach programu Międzynarodowego Roku Geofizycznego (IGY) zbiegły się z okresem największej aktywności Słońca w całym okresie systematycznych obserwacji meteorologicznych, tj. z początku XVIII wieku. W okresach wysokiej aktywności jasność niektórych obszarów na Słońcu wzrasta kilkakrotnie, a moc promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego gwałtownie wzrasta. Takie zjawiska nazywane są rozbłyskami słonecznymi. Trwają od kilku minut do jednej do dwóch godzin. Podczas wybuchu plazma słoneczna (głównie protony i elektrony) wybucha, a cząstki elementarne pędzą w kosmos. Promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne Słońca w momentach takich rozbłysków ma silny wpływ na ziemską atmosferę.
Początkową reakcję obserwuje się 8 minut po wybuchu, kiedy do Ziemi dociera intensywne promieniowanie ultrafioletowe i rentgenowskie. W rezultacie jonizacja gwałtownie wzrasta; Promienie rentgenowskie przenikają przez atmosferę do dolnej granicy jonosfery; liczba elektronów w tych warstwach wzrasta tak bardzo, że sygnały radiowe są prawie całkowicie pochłaniane („wygaszone”). Dodatkowa absorpcja promieniowania powoduje nagrzewanie się gazu, co przyczynia się do rozwoju wiatrów. Zjonizowany gaz jest przewodnikiem elektrycznym, a kiedy porusza się w polu magnetycznym Ziemi, pojawia się efekt dynama i generowany jest prąd elektryczny. Takie prądy mogą z kolei powodować zauważalne zaburzenia pola magnetycznego i objawiać się w postaci burz magnetycznych.
Struktura i dynamika górnej atmosfery jest zasadniczo zdeterminowana przez procesy nierównowagi w sensie termodynamicznym związane z jonizacją i dysocjacją przez promieniowanie słoneczne, procesy chemiczne, wzbudzanie cząsteczek i atomów, ich dezaktywację, zderzenia i inne procesy elementarne. W tym przypadku stopień nierównowagi wzrasta wraz z wysokością wraz ze spadkiem gęstości. Do wysokości 500–1000 km, a często nawet wyższych, stopień nierównowagi dla wielu cech górnych atmosfery jest dość mały, co umożliwia wykorzystanie do jego opisu hydrodynamiki klasycznej i hydromagnetycznej z uwzględnieniem reakcji chemicznych.
Egzosfera to zewnętrzna warstwa atmosfery ziemskiej, zaczynająca się na wysokości kilkuset kilometrów, z której lekkie, szybko poruszające się atomy wodoru mogą uciec w kosmos.
Edwarda Kononowicza
Literatura:
Pudowkin MI Podstawy fizyki słonecznej. Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomia dzisiaj. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Materiały w Internecie: http://ciencia.nasa.gov/
Atmosfera (z greckiego ατμός - „para” i σφαῖρα - „kula”) - gazowa powłoka ciała niebieskiego, utrzymywana wokół niej przez grawitację. Atmosfera - gazowa powłoka planety, składająca się z mieszaniny różnych gazów, pary wodnej i pyłu. Wymiana materii między Ziemią a Kosmosem odbywa się poprzez atmosferę. Ziemia otrzymuje kosmiczny pył i materiał meteorytowy, traci najlżejsze gazy: wodór i hel. Atmosferę Ziemi przenika na wskroś silne promieniowanie Słońca, które determinuje reżim termiczny powierzchni planety, powodując dysocjację cząsteczek gazu atmosferycznego i jonizację atomów.
Atmosfera ziemska zawiera tlen, który jest wykorzystywany przez większość żywych organizmów do oddychania, oraz dwutlenek węgla, który jest zużywany przez rośliny, glony i cyjanobakterie podczas fotosyntezy. Atmosfera jest również warstwą ochronną na planecie, chroniąc jej mieszkańców przed słonecznym promieniowaniem ultrafioletowym.
Wszystkie masywne ciała mają atmosferę - planety ziemskie, gazowe olbrzymy.
Skład atmosfery
Atmosfera to mieszanina gazów składająca się z azotu (78,08%), tlenu (20,95%), dwutlenku węgla (0,03%), argonu (0,93%), niewielkiej ilości helu, neonu, ksenonu, kryptonu (0,01%), 0,038% dwutlenku węgla oraz niewielkie ilości wodoru, helu, innych gazów szlachetnych i zanieczyszczeń.
Współczesny skład powietrza na Ziemi został ustalony ponad sto milionów lat temu, ale gwałtownie zwiększona działalność produkcyjna człowieka doprowadziła jednak do jego zmiany. Obecnie obserwuje się wzrost zawartości CO 2 o około 10-12% Gazy tworzące atmosferę pełnią różne funkcje funkcjonalne. Jednak o głównym znaczeniu tych gazów decyduje przede wszystkim fakt, że bardzo silnie pochłaniają energię promieniowania, a tym samym mają istotny wpływ na reżim temperaturowy powierzchni i atmosfery Ziemi.
Początkowy skład atmosfery planety zwykle zależy od chemicznych i termicznych właściwości Słońca podczas formowania się planet i późniejszego uwalniania gazów zewnętrznych. Wtedy skład otoczki gazowej zmienia się pod wpływem różnych czynników.
Atmosfera Wenus i Marsa to głównie dwutlenek węgla z niewielkimi dodatkami azotu, argonu, tlenu i innych gazów. Atmosfera ziemska jest w dużej mierze wytworem żyjących w niej organizmów. Niskotemperaturowe olbrzymy gazowe - Jowisz, Saturn, Uran i Neptun - mogą zawierać głównie gazy o niskiej masie cząsteczkowej - wodór i hel. Wręcz przeciwnie, wysokotemperaturowe olbrzymy gazowe, takie jak Ozyrys czy 51 Pegasi b, nie mogą go utrzymać, a cząsteczki ich atmosfery są rozproszone w przestrzeni. Ten proces jest powolny i ciągły.
Azot, najpowszechniejszy gaz w atmosferze, mało aktywny chemicznie.
Tlen, w przeciwieństwie do azotu, jest pierwiastkiem bardzo aktywnym chemicznie. Specyficzną funkcją tlenu jest utlenianie materii organicznej organizmów heterotroficznych, skał i niedotlenionych gazów emitowanych do atmosfery przez wulkany. Bez tlenu nie byłoby rozkładu martwej materii organicznej.
Struktura atmosfery
Struktura atmosfery składa się z dwóch części: wewnętrznej - troposfery, stratosfery, mezosfery i termosfery, czyli jonosfery, oraz zewnętrznej - magnetosfery (egzosfery).
1) Troposfera- jest to dolna część atmosfery, w której koncentruje się 3/4 tj. ~80% całej ziemskiej atmosfery. Jej wysokość określa intensywność pionowych (wznoszących lub opadających) prądów powietrza wywołanych nagrzewaniem się powierzchni ziemi i oceanu, a więc miąższość troposfery na równiku wynosi 16-18 km, a na umiarkowanych szerokościach geograficznych 10-11 km , a na biegunach - do 8 km. Temperatura powietrza w troposferze na wysokości spada o 0,6ºС na każde 100 m i waha się od +40 do -50ºС.
2) Stratosfera znajduje się nad troposferą i ma wysokość do 50 km od powierzchni planety. Temperatura na wysokości do 30 km jest stała -50ºС. Potem zaczyna się podnosić i na wysokości 50 km osiąga +10ºС.
Górną granicą biosfery jest ekran ozonowy.
Ekran ozonowy to warstwa atmosfery w stratosferze, znajdująca się na różnych wysokościach od powierzchni Ziemi i posiadająca maksymalną gęstość ozonu na wysokości 20-26 km.
Wysokość warstwy ozonowej na biegunach szacuje się na 7-8 km, na równiku na 17-18 km, a maksymalna wysokość występowania ozonu to 45-50 km. Nad ekranem ozonowym życie jest niemożliwe z powodu ostrego promieniowania ultrafioletowego słońca. Jeśli skompresujesz wszystkie cząsteczki ozonu, otrzymasz warstwę ~3mm wokół planety.
3) Mezosfera– górna granica tej warstwy znajduje się do wysokości 80 km. Jego główną cechą jest gwałtowny spadek temperatury -90ºС w górnej granicy. Tutaj utrwalane są srebrzyste chmury składające się z kryształków lodu.
4) Jonosfera (termosfera) - położona do 800 km n.p.m. i charakteryzuje się znacznym wzrostem temperatury:
150km temperatura +240ºС,
200km temperatura +500ºС,
600km temperatura +1500ºС.
Pod wpływem promieniowania ultrafioletowego ze słońca gazy znajdują się w stanie zjonizowanym. Jonizacja wiąże się ze świeceniem gazów i występowaniem zórz polarnych.
Jonosfera ma zdolność wielokrotnego odbijania fal radiowych, co zapewnia dalekosiężną komunikację radiową na planecie.
5) Egzosfera- znajduje się powyżej 800 km i rozciąga się do 3000 km. Tutaj temperatura wynosi >2000ºС. Prędkość ruchu gazu zbliża się do krytycznej ~11,2 km/sek. Dominują atomy wodoru i helu, które tworzą świecącą koronę wokół Ziemi, rozciągającą się na wysokość 20 000 km.
Funkcje atmosfery
1) Termoregulacja - pogoda i klimat na Ziemi zależą od rozkładu ciepła, ciśnienia.
2) Podtrzymywanie życia.
3) W troposferze występuje globalny pionowy i poziomy ruch mas powietrza, który determinuje obieg wody, wymianę ciepła.
4) Prawie wszystkie procesy geologiczne na powierzchni wynikają z interakcji atmosfery, litosfery i hydrosfery.
5) Ochronna - atmosfera chroni Ziemię przed kosmosem, promieniowaniem słonecznym i pyłem meteorytowym.
Funkcje atmosfery. Bez atmosfery życie na Ziemi byłoby niemożliwe. Osoba dziennie spożywa 12-15 kg. powietrze, wdychając co minutę od 5 do 100 litrów, co znacznie przekracza średnie dzienne zapotrzebowanie na żywność i wodę. Ponadto atmosfera niezawodnie chroni człowieka przed niebezpieczeństwami zagrażającymi mu z kosmosu: nie przepuszcza meteorytów i promieniowania kosmicznego. Człowiek może żyć pięć tygodni bez jedzenia, pięć dni bez wody i pięć minut bez powietrza. Normalne życie ludzi wymaga nie tylko powietrza, ale także pewnej jego czystości. Od jakości powietrza zależy zdrowie ludzi, stan flory i fauny, wytrzymałość i trwałość konstrukcji budynków i budowli. Zanieczyszczone powietrze jest szkodliwe dla wód, lądu, mórz, gleby. Atmosfera determinuje światło i reguluje reżimy termiczne ziemi, przyczynia się do redystrybucji ciepła na kuli ziemskiej. Otoczka gazowa chroni Ziemię przed nadmiernym ochłodzeniem i nagrzaniem. Gdyby nasza planeta nie była otoczona powłoką powietrzną, to w ciągu jednego dnia amplituda wahań temperatury osiągnęłaby 200 C. Atmosfera ratuje wszystko, co żyje na Ziemi przed niszczącym promieniowaniem ultrafioletowym, rentgenowskim i kosmicznym. Znaczenie atmosfery w rozkładzie światła jest ogromne. Jej powietrze się załamuje promienie słoneczne na milion małych promieni, rozprasza je i tworzy jednolite oświetlenie. Atmosfera pełni rolę dyrygenta dźwięków.
Atmosfera jest powłoką powietrzną Ziemi. Rozciąga się do 3000 km od powierzchni ziemi. Jego ślady można prześledzić do wysokości do 10 000 km. A. ma nierównomierną gęstość 50 5, jego masy są skoncentrowane do 5 km, 75% - do 10 km, 90% - do 16 km.
Atmosfera składa się z powietrza - mechanicznej mieszaniny kilku gazów.
Azot(78%) w atmosferze pełni rolę rozcieńczalnika tlenu, regulującego szybkość utleniania, a w konsekwencji szybkość i intensywność procesów biologicznych. Azot jest głównym elementem atmosfery ziemskiej, który podlega ciągłej wymianie z żywą materią biosfery, a jej składnikami są związki azotu (aminokwasy, puryny itp.). Ekstrakcja azotu z atmosfery odbywa się w sposób nieorganiczny i biochemiczny, chociaż są one ściśle ze sobą powiązane. Ekstrakcja nieorganiczna wiąże się z powstawaniem jej związków N 2 O, N 2 O 5 , NO 2 , NH 3 . Znajdują się one w opadach atmosferycznych i powstają w atmosferze pod wpływem wyładowań elektrycznych podczas burz lub reakcji fotochemicznych pod wpływem promieniowania słonecznego.
Biologiczne wiązanie azotu jest przeprowadzane przez niektóre bakterie w symbiozie z Wyższe rośliny w glebach. Azot jest również wiązany przez niektóre mikroorganizmy planktonowe i glony w środowisku morskim. Pod względem ilościowym wiązanie biologiczne azotu przewyższa jego wiązanie nieorganiczne. Wymiana całego azotu w atmosferze trwa około 10 milionów lat. Azot znajduje się w gazach pochodzenia wulkanicznego oraz w skałach magmowych. Podczas podgrzewania różnych próbek skał krystalicznych i meteorytów uwalniany jest azot w postaci cząsteczek N 2 i NH 3 . Jednak główna forma obecności azotu, zarówno na Ziemi, jak i na planetach ziemskich, ma charakter molekularny. Amoniak, przedostając się do górnych warstw atmosfery, jest szybko utleniany, uwalniając azot. W skałach osadowych jest zakopany wraz z materią organiczną i występuje w zwiększonej ilości w złożach bitumicznych. W procesie regionalnego metamorfizmu tych skał do atmosfery ziemskiej uwalniany jest azot w różnych formach.
Geochemiczny cykl azotu (
Tlen(21%) jest wykorzystywany przez organizmy żywe do oddychania, wchodzi w skład materii organicznej (białka, tłuszcze, węglowodany). Ozon O 3 . blokowanie zagrażającego życiu promieniowania ultrafioletowego ze Słońca.
Tlen jest drugim pod względem obfitości gazem w atmosferze, odgrywającym niezwykle ważną rolę w wielu procesach zachodzących w biosferze. Dominującą formą jego istnienia jest O 2 . W górnych warstwach atmosfery pod wpływem promieniowania ultrafioletowego dochodzi do dysocjacji cząsteczek tlenu, a na wysokości około 200 km stosunek tlenu atomowego do cząsteczkowego (O: O 2) staje się równy 10. Kiedy te formy tlenu oddziałują w atmosferze (na wysokości 20-30 km), pas ozonowy (tarcza ozonowa). Ozon (O 3) jest niezbędny organizmom żywym, opóźniając większość szkodliwego dla nich słonecznego promieniowania ultrafioletowego.
We wczesnych stadiach rozwoju Ziemi wolny tlen powstawał w bardzo małych ilościach w wyniku fotodysocjacji cząsteczek dwutlenku węgla i wody w górnych warstwach atmosfery. Jednak te niewielkie ilości zostały szybko zużyte w procesie utleniania innych gazów. Wraz z pojawieniem się w oceanie autotroficznych organizmów fotosyntetycznych sytuacja uległa znacznej zmianie. Ilość wolnego tlenu w atmosferze zaczęła stopniowo wzrastać, aktywnie utleniając wiele składników biosfery. Tak więc pierwsze porcje wolnego tlenu przyczyniły się przede wszystkim do przemiany form żelaza w tlenek, a siarczków w siarczany.
W końcu ilość wolnego tlenu w ziemskiej atmosferze osiągnęła określoną masę i okazała się zbilansowana w taki sposób, że wyprodukowana ilość stała się równa ilości pochłoniętej. Stwierdzono względną stałość zawartości wolnego tlenu w atmosferze.
Geochemiczny obieg tlenu (V.A. Wroński, G.V. Wojtkiewicz)
Dwutlenek węgla, idzie do tworzenia żywej materii, a wraz z parą wodną tworzy tak zwany „efekt cieplarniany”.
Węgiel (dwutlenek węgla) – większość w atmosferze występuje w postaci CO 2, a znacznie mniej w postaci CH 4. Znaczenie geochemicznej historii węgla w biosferze jest wyjątkowo duże, ponieważ wchodzi on w skład wszystkich żywych organizmów. W organizmach żywych dominują zredukowane formy węgla, aw środowisku biosfery utlenione. W ten sposób ustala się chemiczną wymianę cyklu życia: CO 2 ↔ materia żywa.
Podstawowym źródłem dwutlenku węgla w biosferze jest aktywność wulkaniczna związana ze świeckim odgazowaniem płaszcza i niższych poziomów skorupy ziemskiej. Część tego dwutlenku węgla powstaje w wyniku termicznego rozkładu dawnych wapieni w różnych strefach metamorficznych. Migracja CO 2 w biosferze przebiega dwojako.
Pierwsza metoda wyraża się w absorpcji CO 2 w procesie fotosyntezy z tworzeniem się substancji organicznych, a następnie zakopywaniem w sprzyjających warunkach redukcyjnych w litosferze w postaci torfu, węgla, ropy naftowej, łupków bitumicznych. Według drugiej metody migracja węgla prowadzi do powstania w hydrosferze układu węglanowego, w którym CO 2 zamienia się w H 2 CO 3, HCO 3 -1, CO 3 -2. Wówczas przy udziale wapnia (rzadziej magnezu i żelaza) wytrącanie węglanów zachodzi w sposób biogenny i abiogenny. Pojawiają się grube warstwy wapieni i dolomitów. Według A.B. Ronov, stosunek węgla organicznego (Corg) do węgla węglanowego (Ccarb) w historii biosfery wynosił 1:4.
Wraz z globalnym cyklem węgla istnieje szereg jego małych cykli. Tak więc na lądzie rośliny zielone w ciągu dnia pochłaniają CO 2 do procesu fotosyntezy, a nocą uwalniają go do atmosfery. Wraz ze śmiercią żywych organizmów na powierzchni ziemi materia organiczna jest utleniana (przy udziale mikroorganizmów) z uwolnieniem CO 2 do atmosfery. W ostatnich dziesięcioleciach szczególne miejsce w obiegu węgla zajmuje masowe spalanie paliw kopalnych i wzrost ich zawartości we współczesnej atmosferze.
Obieg węgla w otoczce geograficznej (wg F. Ramada, 1981)
Argon- trzeci najpopularniejszy gaz atmosferyczny, co wyraźnie odróżnia go od niezwykle rzadko spotykanych innych gazów obojętnych. Jednak argon w swojej geologicznej historii dzieli los tych gazów, które charakteryzują się dwiema cechami:
- nieodwracalność ich akumulacji w atmosferze;
- ścisły związek z radioaktywnym rozpadem niektórych niestabilnych izotopów.
Gazy obojętne znajdują się poza obiegiem większości pierwiastków cyklicznych w biosferze Ziemi.
Wszystkie gazy obojętne można podzielić na pierwotne i radiogeniczne. Podstawowymi są te, które zostały przechwycone przez Ziemię podczas jej formowania. Są niezwykle rzadkie. Pierwotna część argonu jest reprezentowana głównie przez izotopy 36 Ar i 38 Ar, podczas gdy argon atmosferyczny składa się wyłącznie z izotopu 40 Ar (99,6%), który jest niewątpliwie radiogeniczny. W skałach zawierających potas radiogeniczny argon gromadził się w wyniku rozpadu potasu-40 przez wychwytywanie elektronów: 40 K + e → 40 Ar.
Dlatego o zawartości argonu w skałach decyduje ich wiek i ilość potasu. W tym zakresie stężenie helu w skałach jest funkcją ich wieku oraz zawartości toru i uranu. Argon i hel uwalniane są do atmosfery z wnętrza Ziemi podczas erupcji wulkanicznych, poprzez pęknięcia w skorupie ziemskiej w postaci strumieni gazu, a także podczas wietrzenia skał. Według obliczeń P. Dimona i J. Culpa hel i argon gromadzą się w skorupie ziemskiej w czasach nowożytnych i przedostają się do atmosfery w stosunkowo niewielkich ilościach. Szybkość wnikania tych radiogenicznych gazów jest tak niska, że w historii geologicznej Ziemi nie mogła dostarczyć obserwowanej ich zawartości we współczesnej atmosferze. Pozostaje zatem przyjąć, że większość argonu atmosfery pochodziła z wnętrzności Ziemi w najwcześniejszych stadiach jej rozwoju, a znacznie mniejsza część została dodana później w procesie wulkanizmu i podczas wietrzenia potasu- zawierające skały.
Tak więc w czasie geologicznym hel i argon miały różne procesy migracji. W atmosferze jest bardzo mało helu (około 5*10-4%), a „oddech helu” Ziemi był lżejszy, ponieważ jako najlżejszy gaz uciekł w przestrzeń kosmiczną. I "oddech argonu" - ciężki i argon pozostał na naszej planecie. Większość pierwotnych gazów obojętnych, takich jak neon i ksenon, była związana z pierwotnym neonem wychwyconym przez Ziemię podczas jej formowania, a także z uwolnieniem do atmosfery podczas odgazowywania płaszcza. Całość danych dotyczących geochemii gazów szlachetnych wskazuje, że pierwotna atmosfera Ziemi powstała na najwcześniejszych etapach jej rozwoju.
Atmosfera zawiera para wodna oraz woda w stanie ciekłym i stałym. Woda w atmosferze jest ważnym akumulatorem ciepła.
Dolne warstwy atmosfery zawierają dużą ilość pyłów mineralnych i technogennych oraz aerozoli, produktów spalania, soli, zarodników i pyłków roślinnych itp.
Do wysokości 100-120 km, dzięki całkowitemu wymieszaniu powietrza, skład atmosfery jest jednorodny. Stosunek azotu do tlenu jest stały. Powyżej dominują gazy obojętne, wodór itp. W dolnych warstwach atmosfery znajduje się para wodna. Wraz z odległością od ziemi jego zawartość maleje. Powyżej stosunek gazów zmienia się, na przykład na wysokości 200-800 km tlen przeważa nad azotem 10-100 razy.
> Atmosfera ziemska
Opis atmosfera ziemska dla dzieci w każdym wieku: z czego składa się powietrze, obecność gazów, warstwy fotograficzne, klimat i pogoda trzeciej planety w Układzie Słonecznym.
Dla najmłodszych Wiadomo już, że Ziemia jest jedyną planetą w naszym systemie, która ma zdolną do życia atmosferę. Koc gazowy jest nie tylko bogaty w powietrze, ale także chroni nas przed nadmiernym ciepłem i promieniowaniem słonecznym. Ważny wyjaśnij dzieciomże system jest niesamowicie dobrze zaprojektowany, ponieważ pozwala na nagrzewanie się powierzchni w ciągu dnia i schładzanie w nocy, przy zachowaniu akceptowalnej równowagi.
Na początek wyjaśnienie dla dzieci Wynika to z faktu, że kula atmosfery ziemskiej rozciąga się na ponad 480 km, ale większość z nich znajduje się 16 km od powierzchni. Im wyższa wysokość, tym niższe ciśnienie. Jeśli weźmiemy pod uwagę poziom morza, wtedy ciśnienie wynosi 1 kg na centymetr kwadratowy. Ale na wysokości 3 km zmieni się - 0,7 kg na centymetr kwadratowy. Oczywiście w takich warunkach trudniej jest oddychać ( dzieci można to poczuć, gdybyś kiedykolwiek wybrał się na wędrówkę po górach).
Skład powietrza ziemskiego – wyjaśnienie dla dzieci
Gazy obejmują:
- Azot - 78%.
- Tlen - 21%.
- Argon - 0,93%.
- Dwutlenek węgla - 0,038%.
- W niewielkich ilościach występuje również para wodna i inne zanieczyszczenia gazowe.
Warstwy atmosferyczne Ziemi – wyjaśnienie dla dzieci
Rodzice lub nauczyciele w szkole Należy przypomnieć, że atmosfera ziemska dzieli się na 5 poziomów: egzosferę, termosferę, mezosferę, stratosferę i troposferę. Z każdą warstwą atmosfera coraz bardziej się rozpuszcza, aż w końcu gazy rozproszą się w kosmos.
Troposfera jest najbliżej powierzchni. Przy miąższości 7-20 km stanowi połowę ziemskiej atmosfery. Im bliżej Ziemi, tym bardziej powietrze się nagrzewa. Zbiera się tu prawie cała para wodna i kurz. Dzieci mogą się nie dziwić, że na tym poziomie unoszą się chmury.
Stratosfera zaczyna się w troposferze i wznosi się 50 km nad powierzchnię. Jest tu dużo ozonu, który ogrzewa atmosferę i chroni przed szkodliwym promieniowaniem słonecznym. Powietrze jest 1000 razy cieńsze niż nad poziomem morza i niezwykle suche. Dlatego samoloty świetnie się tu czują.
Mezosfera: 50 km do 85 km nad powierzchnią. Wierzchołek nazywany jest mezopauzą i jest najchłodniejszym miejscem w ziemskiej atmosferze (-90°C). Jest bardzo trudny do zbadania, ponieważ samoloty odrzutowe nie mogą się tam dostać, a wysokość orbitalna satelitów jest zbyt wysoka. Naukowcy wiedzą tylko, że to właśnie tam płoną meteory.
Termosfera: 90 km i między 500-1000 km. Temperatura dochodzi do 1500°C. Jest uważany za część atmosfery ziemskiej, ale jest ważny wyjaśnij dzieciomże gęstość powietrza jest tutaj tak niska, że większość z niego jest już postrzegana jako przestrzeń kosmiczna. W rzeczywistości to tutaj znajdują się promy kosmiczne i Międzynarodowa Stacja Kosmiczna. Ponadto powstają tutaj zorze polarne. Naładowane cząstki kosmiczne wchodzą w kontakt z atomami i cząsteczkami termosfery, przenosząc je na wyższy poziom energetyczny. Z tego powodu widzimy te fotony światła w postaci zorzy polarnej.
Egzosfera to najwyższa warstwa. Niesamowicie cienka linia połączenia atmosfery z przestrzenią. Składa się z szeroko rozproszonych cząsteczek wodoru i helu.
Klimat i pogoda Ziemi – wyjaśnienie dla dzieci
Dla najmłodszych potrzebować wyjaśniaćże Ziemia jest w stanie utrzymać wiele żyjących gatunków ze względu na regionalny klimat, który jest reprezentowany przez ekstremalne zimno na biegunach i tropikalny upał na równiku. Dzieci Warto wiedzieć, że regionalny klimat to pogoda, która na danym obszarze pozostaje niezmienna od 30 lat. Oczywiście czasami może się to zmienić przez kilka godzin, ale w większości pozostaje stabilne.
Ponadto wyróżnia się także globalny klimat lądowy – średni od regionalnego. Zmieniło się w całej historii ludzkości. Dziś następuje gwałtowne ocieplenie. Naukowcy biją na alarm, ponieważ wywołane przez człowieka gazy cieplarniane zatrzymują ciepło w atmosferze, ryzykując przekształcenie naszej planety w Wenus.