Namn på floder i världen. Rikedomen i vårt lands vattenartär: namnen på Rysslands floder
Atmosfären började bildas tillsammans med jordens bildande. Under planetens utveckling och när dess parametrar närmade sig moderna värden, skedde grundläggande kvalitativa förändringar i dess kemiska sammansättning och fysikaliska egenskaper. Enligt den evolutionära modellen var jorden i ett tidigt skede i smält tillstånd och bildades för cirka 4,5 miljarder år sedan som en fast kropp. Denna milstolpe tas som början på den geologiska kronologin. Från den tiden började atmosfärens långsamma utveckling. Vissa geologiska processer (till exempel lavautsläpp under vulkanutbrott) åtföljdes av utsläpp av gaser från jordens tarmar. De inkluderade kväve, ammoniak, metan, vattenånga, CO-oxid och koldioxid CO 2. Under påverkan av ultraviolett solstrålning bröts vattenånga ner till väte och syre, men det frigjorda syret reagerade med kolmonoxid och bildade koldioxid. Ammoniak sönderdelas till kväve och väte. Under diffusionsprocessen steg väte uppåt och lämnade atmosfären, och tyngre kväve kunde inte avdunsta och ackumulerades gradvis och blev huvudkomponenten, även om en del av det var bundet till molekyler som ett resultat av kemiska reaktioner ( centimeter. ATMOSFÄRENS KEMI). Under påverkan av ultravioletta strålar och elektriska urladdningar ingick en blandning av gaser som fanns i jordens ursprungliga atmosfär i kemiska reaktioner, vilket resulterade i bildandet av organiska ämnen, särskilt aminosyror. Med tillkomsten av primitiva växter började processen för fotosyntes, åtföljd av frisättning av syre. Denna gas, särskilt efter diffusion in i de övre lagren av atmosfären, började skydda sina nedre lager och jordens yta från livshotande ultraviolett och röntgenstrålning. Enligt teoretiska uppskattningar skulle syrehalten, 25 000 gånger mindre än nu, redan kunna leda till bildandet av ett ozonskikt med bara halva koncentrationen än nu. Detta är dock redan tillräckligt för att ge mycket betydande skydd av organismer från de destruktiva effekterna av ultravioletta strålar.
Det är troligt att den primära atmosfären innehöll mycket koldioxid. Det användes under fotosyntesen och dess koncentration måste ha minskat i takt med att växtvärlden utvecklats och även på grund av absorption under vissa geologiska processer. Eftersom den Växthuseffekt i samband med förekomsten av koldioxid i atmosfären är fluktuationer i dess koncentration en av de viktiga orsakerna till så storskaliga klimatförändringar i jordens historia som istider.
Heliumet som finns i den moderna atmosfären är mestadels en produkt av det radioaktiva sönderfallet av uran, torium och radium. Dessa radioaktiva grundämnen avger partiklar, som är kärnorna i heliumatomer. Eftersom det under radioaktivt sönderfall varken bildas eller förstörs en elektrisk laddning, uppstår vid bildningen av varje a-partikel två elektroner, som rekombineras med a-partiklarna och bildar neutrala heliumatomer. Radioaktiva grundämnen finns i mineraler spridda i bergarter, så en betydande del av heliumet som bildas till följd av radioaktivt sönderfall hålls kvar i dem och flyr mycket långsamt ut i atmosfären. En viss mängd helium stiger uppåt i exosfären på grund av diffusion, men på grund av det konstanta inflödet från jordytan förblir volymen av denna gas i atmosfären nästan oförändrad. Baserat på spektralanalys av stjärnljus och studiet av meteoriter är det möjligt att uppskatta den relativa förekomsten av olika kemiska grundämnen i universum. Koncentrationen av neon i rymden är ungefär tio miljarder gånger högre än på jorden, krypton - tio miljoner gånger och xenon - en miljon gånger. Det följer att koncentrationen av dessa inerta gaser, som uppenbarligen från början fanns i jordens atmosfär och inte fylldes på under kemiska reaktioner, minskade avsevärt, förmodligen även i det skede då jorden förlorade sin primära atmosfär. Ett undantag är den inerta gasen argon, eftersom den i form av 40 Ar-isotopen fortfarande bildas under det radioaktiva sönderfallet av kaliumisotopen.
Barometrisk tryckfördelning.
Den totala vikten av atmosfäriska gaser är cirka 4,5 10 15 ton. Således är atmosfärens ”vikt” per ytenhet, eller atmosfärstryck, vid havsnivån cirka 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Tryck lika med P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Konst. = 1 atm, taget som det normala genomsnittliga atmosfärstrycket. För atmosfären i ett tillstånd av hydrostatisk jämvikt har vi: d P= –rgd h, betyder detta att i höjdintervallet från h innan h+d h inträffar likhet mellan förändringen i atmosfärstryck d P och vikten av motsvarande element i atmosfären med enhetsyta, densitet r och tjocklek d h. Som ett förhållande mellan tryck R och temperatur T Tillståndsekvationen för en idealgas med densitet r, som är ganska tillämplig på jordens atmosfär, används: P= r R T/m, där m är molekylvikten och R = 8,3 J/(K mol) är den universella gaskonstanten. Sedan d logga P= – (m g/RT)d h= – bd h= – d h/H, där tryckgradienten är på en logaritmisk skala. Dess omvända värde H kallas atmosfärshöjdskalan.
När man integrerar denna ekvation för en isoterm atmosfär ( T= const) eller för sin del där en sådan approximation är tillåten, erhålls den barometriska lagen för tryckfördelning med höjd: P = P 0 exp(– h/H 0), där höjdreferensen h produceras från havsnivån, där standardmedeltrycket är P 0 . Uttryck H 0 = R T/ mg, kallas höjdskalan, som kännetecknar atmosfärens utbredning, förutsatt att temperaturen i den är densamma överallt (isotermisk atmosfär). Om atmosfären inte är isotermisk måste integrationen ta hänsyn till förändringen i temperatur med höjden och parametern N– vissa lokala egenskaper hos atmosfäriska skikt, beroende på deras temperatur och miljöns egenskaper.
Standard atmosfär.
Modell (tabell med värden för huvudparametrarna) som motsvarar standardtrycket vid basen av atmosfären R 0 och kemisk sammansättning kallas en standardatmosfär. Mer exakt är detta en villkorad modell av atmosfären, för vilken medelvärdena för temperatur, tryck, densitet, viskositet och andra egenskaper hos luft på höjder från 2 km under havsytan till den yttre gränsen av jordens atmosfär specificeras för latitud 45° 32ў 33І. Parametrarna för mellanatmosfären på alla höjder beräknades med hjälp av tillståndsekvationen för en idealgas och den barometriska lagen om man antar att trycket vid havsnivån är 1013,25 hPa (760 mm Hg) och temperaturen är 288,15 K (15,0 ° C). Enligt arten av den vertikala temperaturfördelningen består medelatmosfären av flera lager, i vart och ett av vilka temperaturen approximeras av en linjär funktion av höjden. I det lägsta lagret - troposfären (h Ј 11 km) sjunker temperaturen med 6,5 ° C med varje kilometers stigning. På hög höjd ändras värdet och tecknet för den vertikala temperaturgradienten från lager till lager. Över 790 km är temperaturen cirka 1000 K och förändras praktiskt taget inte med höjden.
Standardatmosfären är en periodiskt uppdaterad, legaliserad standard, utgiven i form av tabeller.
| Bord 1. STANDARDMODELL AV JORDENS ATMOSFÄR. Tabellen visar: h– höjd från havsnivån, R- tryck, T– temperatur, r – densitet, N– antal molekyler eller atomer per volymenhet, H– höjdskala, l– fri väglängd. Tryck och temperatur på en höjd av 80–250 km, erhållna från raketdata, har lägre värden. Värden för höjder över 250 km erhållna genom extrapolering är inte särskilt exakta. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g/cm 3) | N(cm –3) | H(km) | l(centimeter) |
| 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 | |
Troposfär.
Atmosfärens lägsta och tätaste skikt, där temperaturen sjunker snabbt med höjden, kallas troposfären. Den innehåller upp till 80 % av atmosfärens totala massa och sträcker sig på polära och mellersta breddgrader till höjder på 8–10 km och i tropikerna upp till 16–18 km. Här utvecklas nästan alla väderbildande processer, värme- och fuktutbyte sker mellan jorden och dess atmosfär, moln bildas, olika meteorologiska fenomen uppstår, dimma och nederbörd förekommer. Dessa lager av jordens atmosfär är i konvektiv jämvikt och har tack vare aktiv blandning en homogen kemisk sammansättning, huvudsakligen bestående av molekylärt kväve (78 %) och syre (21 %). Den stora majoriteten av naturliga och konstgjorda aerosol- och gasluftföroreningar är koncentrerade i troposfären. Dynamiken i den nedre delen av troposfären, upp till 2 km tjock, beror starkt på egenskaperna hos jordens underliggande yta, som bestämmer de horisontella och vertikala rörelserna av luft (vindar) orsakade av överföring av värme från varmare land genom den infraröda strålningen från jordytan, som absorberas i troposfären, främst av ångor vatten och koldioxid (växthuseffekt). Temperaturfördelningen med höjden fastställs som ett resultat av turbulent och konvektiv blandning. I genomsnitt motsvarar det ett temperaturfall med en höjd på cirka 6,5 K/km.
Vindhastigheten i ytgränsskiktet ökar till en början snabbt med höjden, och ovanför fortsätter den att öka med 2–3 km/s per kilometer. Ibland uppträder smala planetflöden (med en hastighet på mer än 30 km/s) i troposfären, västra på de mellersta breddgraderna och östliga nära ekvatorn. De kallas jetströmmar.
Tropopaus.
Vid den övre gränsen av troposfären (tropopausen) når temperaturen sitt lägsta värde för den nedre atmosfären. Detta är övergångsskiktet mellan troposfären och stratosfären som ligger ovanför den. Tjockleken på tropopausen sträcker sig från hundratals meter till 1,5–2 km, och temperaturen respektive höjden varierar från 190 till 220 K och från 8 till 18 km, beroende på breddgrad och säsong. På tempererade och höga breddgrader på vintern är det 1–2 km lägre än på sommaren och 8–15 K varmare. I tropikerna är säsongsförändringarna mycket mindre (höjd 16–18 km, temperatur 180–200 K). Ovan jetströmmar tropopausavbrott är möjliga.
Vatten i jordens atmosfär.
Den viktigaste egenskapen hos jordens atmosfär är närvaron av betydande mängder vattenånga och vatten i form av droppar, vilket är lättast att observera i form av moln och molnstrukturer. Graden av molntäckning av himlen (vid ett visst ögonblick eller i genomsnitt under en viss tidsperiod), uttryckt på en skala av 10 eller i procent, kallas molnighet. Formen på molnen bestäms enligt den internationella klassificeringen. I genomsnitt täcker molnen ungefär hälften av jordklotet. Molnighet är en viktig faktor som kännetecknar väder och klimat. På vintern och natten förhindrar molnighet en minskning av temperaturen på jordens yta och markskiktet av luft; på sommaren och på dagen försvagar det uppvärmningen av jordytan av solens strålar, vilket mjukar upp klimatet inne på kontinenterna .
Moln.
Moln är ansamlingar av vattendroppar suspenderade i atmosfären (vattenmoln), iskristaller (ismoln) eller båda tillsammans (blandade moln). När droppar och kristaller blir större faller de ut ur molnen i form av nederbörd. Moln bildas främst i troposfären. De uppstår som ett resultat av kondensering av vattenånga som finns i luften. Diametern på molndropparna är i storleksordningen flera mikrometer. Halten av flytande vatten i moln varierar från fraktioner till flera gram per m3. Moln klassificeras efter höjd: Enligt den internationella klassificeringen finns det 10 typer av moln: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
Pärlemorskimrande moln observeras också i stratosfären, och nattlysande moln observeras i mesosfären.
Cirrusmoln är genomskinliga moln i form av tunna vita trådar eller slöjor med en silkeslen glans som inte ger skuggor. Cirrusmoln består av iskristaller och bildas i den övre troposfären vid mycket låga temperaturer. Vissa typer av cirrusmoln fungerar som förebud om väderförändringar.
Cirrocumulusmoln är åsar eller lager av tunna vita moln i den övre troposfären. Cirrocumulusmoln är byggda av små element som ser ut som flingor, krusningar, små bollar utan skuggor och består huvudsakligen av iskristaller.
Cirrostratusmoln är en vitaktig genomskinlig slöja i den övre troposfären, vanligtvis fibrös, ibland suddig, bestående av små nålformade eller kolumnformade iskristaller.
Altocumulusmoln är vita, grå eller vitgrå moln i de nedre och mellersta lagren av troposfären. Altocumulusmoln har utseendet av lager och åsar, som om de byggdes av plattor, rundade massor, axlar, flingor som ligger ovanpå varandra. Altocumulusmoln bildas vid intensiv konvektiv aktivitet och består vanligtvis av underkylda vattendroppar.
Altostratusmoln är gråaktiga eller blåaktiga moln med en fibrös eller enhetlig struktur. Altostratusmoln observeras i den mellersta troposfären, som sträcker sig flera kilometer i höjd och ibland tusentals kilometer i horisontell riktning. Typiskt är altostratusmoln en del av frontala molnsystem associerade med uppåtgående rörelser av luftmassor.
Nimbostratusmoln är ett lågt (från 2 km och uppåt) amorft lager av moln, jämnt grå ger upphov till kontinuerligt regn eller snö. Nimbostratusmoln är högt utvecklade vertikalt (upp till flera km) och horisontellt (flera tusen km), består av underkylda vattendroppar blandade med snöflingor, vanligtvis förknippade med atmosfäriska fronter.
Stratusmoln är moln av det nedre skiktet i form av ett homogent lager utan bestämda konturer, grå till färgen. Höjden på stratusmoln över jordens yta är 0,5–2 km. Ibland faller duggregn från stratusmoln.
Cumulusmoln är täta, ljusa vita moln under dagen med betydande vertikal utveckling (upp till 5 km eller mer). De övre delarna av cumulusmoln ser ut som kupoler eller torn med rundade konturer. Typiskt uppstår cumulusmoln som konvektionsmoln i kalla luftmassor.
Stratocumulusmoln är låga (under 2 km) moln i form av gråa eller vita icke-fibrösa lager eller åsar av runda stora block. Den vertikala tjockleken av stratocumulusmoln är liten. Ibland producerar stratocumulusmoln lätt nederbörd.
Cumulonimbusmoln är kraftfulla och täta moln med stark vertikal utveckling (upp till en höjd av 14 km), som producerar kraftiga regn med åskväder, hagel och regn. Cumulonimbusmoln utvecklas från kraftfulla cumulusmoln, som skiljer sig från dem i den övre delen bestående av iskristaller.
Stratosfär.
Genom tropopausen, i genomsnitt på höjder från 12 till 50 km, passerar troposfären in i stratosfären. I den nedre delen, under ca 10 km, d.v.s. upp till ca 20 km höjder är den isotermisk (temperatur ca 220 K). Den ökar sedan med höjden och når maximalt cirka 270 K på en höjd av 50–55 km. Här går gränsen mellan stratosfären och den överliggande mesosfären, kallad stratopaus. .
Det finns betydligt mindre vattenånga i stratosfären. Ändå observeras ibland tunna genomskinliga pärlemorskimrande moln, som ibland dyker upp i stratosfären på en höjd av 20–30 km. Pärlemorskimrande moln är synliga på den mörka himlen efter solnedgången och före soluppgången. Till formen liknar pärlemormoln cirrus- och cirrocumulusmoln.
Mellersta atmosfär (mesosfären).
På en höjd av cirka 50 km börjar mesosfären från toppen av det breda temperaturmaximum . Anledningen till ökningen av temperaturen i området för detta maximum är en exoterm (d.v.s. åtföljd av frigöring av värme) fotokemisk reaktion av ozonnedbrytning: O 3 + hv® O 2 + O. Ozon uppstår som ett resultat av den fotokemiska nedbrytningen av molekylärt syre O 2
O2+ hv® O + O och den efterföljande reaktionen av en trippelkollision av en syreatom och molekyl med någon tredje molekyl M.
O + O2 + M® O3 + M
Ozon absorberar glupskt ultraviolett strålning i regionen från 2000 till 3000 Å, och denna strålning värmer atmosfären. Ozon, som ligger i den övre atmosfären, fungerar som en slags sköld som skyddar oss från effekterna av ultraviolett strålning från solen. Utan denna sköld hade utvecklingen av livet på jorden i dess moderna former knappast varit möjlig.
I allmänhet, i hela mesosfären, sjunker atmosfärstemperaturen till sitt lägsta värde på cirka 180 K vid den övre gränsen av mesosfären (kallad mesopaus, höjd cirka 80 km). I närheten av mesopausen, på höjder av 70–90 km, kan ett mycket tunt lager av iskristaller och partiklar av vulkaniskt och meteoritdamm uppträda, observerat i form av ett vackert skådespel av nattlysande moln strax efter solnedgången.
I mesosfären brinner för det mesta små fasta meteoritpartiklar som faller på jorden och orsakar meteorfenomenet.
Meteorer, meteoriter och eldklot.
Flaskor och andra fenomen i jordens övre atmosfär orsakade av intrång av fasta kosmiska partiklar eller kroppar i den med en hastighet av 11 km/s eller högre kallas meteoroider. Ett observerbart ljust meteorspår dyker upp; de mest kraftfulla fenomenen, ofta åtföljda av meteoriternas fall, kallas eldklot; uppkomsten av meteorer är förknippad med meteorskurar.
Meteorregn:
1) fenomenet med flera fall av meteorer under flera timmar eller dagar från en strålning.
2) en svärm av meteoroider som rör sig i samma bana runt solen.
Det systematiska uppträdandet av meteorer i ett visst område på himlen och vissa dagar på året, orsakat av korsningen av jordens omloppsbana med den gemensamma omloppsbanan för många meteoritkroppar som rör sig med ungefär samma och identiskt riktade hastigheter, p.g.a. som deras vägar på himlen verkar komma från en gemensam punkt (strålande) . De är uppkallade efter stjärnbilden där strålaren finns.
Meteorskurar gör ett djupt intryck med sina ljuseffekter, men enskilda meteorer är sällan synliga. Mycket fler är osynliga meteorer, för små för att vara synliga när de absorberas i atmosfären. Några av de minsta meteorerna värms förmodligen inte upp alls, utan fångas bara upp av atmosfären. Dessa små partiklar med storlekar från några millimeter till tio tusendels millimeter kallas mikrometeoriter. Mängden meteoriskt material som kommer in i atmosfären varje dag varierar från 100 till 10 000 ton, och majoriteten av detta material kommer från mikrometeoriter.
Eftersom meteorisk materia delvis brinner i atmosfären, fylls dess gassammansättning på med spår av olika kemiska element. Till exempel introducerar steniga meteorer litium i atmosfären. Förbränning av metallmeteorer leder till bildandet av små sfäriska järn, järn-nickel och andra droppar som passerar genom atmosfären och sätter sig på jordens yta. De kan hittas på Grönland och Antarktis, där inlandsisar förblir nästan oförändrade i flera år. Oceanologer hittar dem i bottensediment.
De flesta meteorpartiklar som kommer in i atmosfären sedimenterar inom cirka 30 dagar. Vissa forskare tror att detta kosmiska stoft spelar en viktig roll i bildandet av atmosfäriska fenomen som regn eftersom det fungerar som kondensationskärnor för vattenånga. Därför antas det att nederbörden är statistiskt relaterad till stora meteorskurar. Vissa experter tror dock att eftersom den totala tillgången på meteoriskt material är många tiotals gånger större än för till och med den största meteorregn, kan förändringen i den totala mängden av detta material till följd av ett sådant regn försummas.
Det råder dock ingen tvekan om att de största mikrometeoriterna och synliga meteoriterna lämnar långa spår av jonisering i atmosfärens höga lager, främst i jonosfären. Sådana spår kan användas för långdistansradiokommunikation, eftersom de reflekterar högfrekventa radiovågor.
Energin från meteorer som kommer in i atmosfären går huvudsakligen, och kanske helt, åt att värma upp den. Detta är en av de mindre komponenterna i atmosfärens termiska balans.
En meteorit är en naturligt förekommande fast kropp som föll till jordens yta från rymden. Vanligtvis görs en skillnad mellan steniga, steniga järn- och järnmeteoriter. De senare består huvudsakligen av järn och nickel. Bland de hittade meteoriterna väger de flesta från några gram till flera kilo. Den största av de hittade, Goba-järnmeteoriten väger cirka 60 ton och ligger fortfarande på samma plats där den upptäcktes, i Sydafrika. De flesta meteoriter är fragment av asteroider, men vissa meteoriter kan ha kommit till jorden från månen och till och med Mars.
En bolide är en mycket ljus meteor, ibland synlig även under dagen, som ofta lämnar efter sig ett rökigt spår och åtföljs av ljudfenomen; slutar ofta med meteoriternas fall.
Termosfär.
Över mesopausens temperaturminimum börjar termosfären, där temperaturen först långsamt och sedan snabbt börjar stiga igen. Anledningen är absorptionen av ultraviolett strålning från solen på höjder av 150–300 km, på grund av jonisering av atomärt syre: O + hv® O + + e.
I termosfären ökar temperaturen kontinuerligt till en höjd av cirka 400 km, där den når 1800 K under dagen under epoken av maximal solaktivitet. Under epoken med minimal solaktivitet kan denna begränsande temperatur vara mindre än 1000 K. Över 400 km förvandlas atmosfären till en isotermisk exosfär. Den kritiska nivån (basen av exosfären) är på en höjd av cirka 500 km.
Polarljus och många omloppsbanor av artificiella satelliter, såväl som nattlysande moln - alla dessa fenomen förekommer i mesosfären och termosfären.
Polarljus.
På höga breddgrader observeras norrsken under magnetfältstörningar. De kan pågå i några minuter, men är ofta synliga i flera timmar. Norrsken varierar mycket i form, färg och intensitet, som alla ibland förändras mycket snabbt med tiden. Spektrum av norrsken består av emissionslinjer och band. En del av natthimlens utsläpp förstärks i norrskensspektrat, främst de gröna och röda linjerna l 5577 Å och l 6300 Å syre. Det händer att en av dessa linjer är många gånger mer intensiv än den andra, och detta bestämmer den synliga färgen på norrskenet: grön eller röd. Magnetfältstörningar åtföljs också av störningar i radiokommunikationen i polarområdena. Orsaken till störningen är förändringar i jonosfären, vilket gör att det under magnetiska stormar finns en kraftfull joniseringskälla. Det har konstaterats att starka magnetiska stormar uppstår när det är nära mitten av solskivan stora grupper fläckar Observationer har visat att stormar inte är förknippade med själva solfläckarna, utan med solutbrott som uppstår under utvecklingen av en grupp solfläckar.
Norrsken är ett spektrum av ljus av varierande intensitet med snabba rörelser som observeras i områden med hög latitud på jorden. Det visuella norrskenet innehåller gröna (5577Å) och röda (6300/6364Å) atomära syreemissionslinjer och molekylära N2-band, som exciteras av energirika partiklar av sol- och magnetosfäriskt ursprung. Dessa utsläpp uppträder vanligtvis på höjder av cirka 100 km och uppåt. Termen optisk norrsken används för att hänvisa till visuella norrsken och deras emissionsspektrum från det infraröda till det ultravioletta området. Strålningsenergin i den infraröda delen av spektrumet överstiger avsevärt energin i det synliga området. När norrsken uppträdde observerades utsläpp i ULF-intervallet (
De faktiska formerna av norrsken är svåra att klassificera; De vanligaste termerna är:
1. Lugna, enhetliga bågar eller ränder. Bågen sträcker sig typiskt ~1000 km i riktning mot den geomagnetiska parallellen (mot solen i polära områden) och har en bredd på en till flera tiotals kilometer. En rand är en generalisering av begreppet en båge, den har vanligtvis inte en regelbunden bågform, utan böjer sig i form av bokstaven S eller i form av spiraler. Bågar och ränder finns på höjder av 100–150 km.
2. Auroras strålar . Denna term hänvisar till en norrskensstruktur som är förlängd längs magnetfältslinjer, med en vertikal utsträckning på flera tiotal till flera hundra kilometer. Strålarnas horisontella utsträckning är liten, från flera tiotals meter till flera kilometer. Strålarna observeras vanligtvis i bågar eller som separata strukturer.
3. Fläckar eller ytor . Dessa är isolerade områden med glöd som inte har en specifik form. Enskilda fläckar kan vara kopplade till varandra.
4. Slöja. Ovanlig form norrsken, som är ett enhetligt sken som täcker stora områden på himlen.
Enligt deras struktur delas norrsken in i homogena, ihåliga och strålande. Olika termer används; pulserande båge, pulserande yta, diffus yta, strålande rand, draperi, etc. Det finns en klassificering av norrsken efter deras färg. Enligt denna klassificering, norrsken av typen A. Den övre delen eller hela delen är röd (6300–6364 Å). De uppträder vanligtvis på höjder av 300–400 km med hög geomagnetisk aktivitet.
Aurora typ I färgad röd i den nedre delen och associerad med glöden från banden i det första positiva systemet N 2 och det första negativa systemet O 2. Sådana former av norrsken uppträder under de mest aktiva faserna av norrsken.
Zoner polarljus – Dessa är zonerna med maximal frekvens av norrsken på natten, enligt observatörer vid en fast punkt på jordens yta. Zonerna är belägna på 67° nordlig och sydlig latitud, och deras bredd är cirka 6°. Maximal förekomst av norrsken motsvarande i detta ögonblick geomagnetisk lokal tid, förekommer i ovala bälten (ovala norrsken), som är placerade asymmetriskt runt de norra och södra geomagnetiska polerna. Norrskensovalen är fixerad i latitud - tidskoordinater, och norrskenszonen är den geometriska platsen för punkterna i ovalens midnattsregion i latitud - longitudkoordinater. Det ovala bältet är placerat cirka 23° från den geomagnetiska polen i nattsektorn och 15° i dagssektorn.
Aurora ovala och norrskenszoner. Placeringen av norrskensovalen beror på geomagnetisk aktivitet. Ovalen blir bredare vid hög geomagnetisk aktivitet. Norrledszoner eller norrskens ovala gränser representeras bättre av L 6,4 än av dipolkoordinater. Geomagnetiska fältlinjer vid gränsen för dagssektorn av norrskensovalen sammanfaller med magnetopaus. En förändring i positionen för norrskensovalen observeras beroende på vinkeln mellan den geomagnetiska axeln och riktningen jord-sol. Auroralovalen bestäms också på grundval av data om utfällning av partiklar (elektroner och protoner) av vissa energier. Dess position kan bestämmas oberoende av data på Kaspakh på dagsidan och i magnetosfärens svans.
Den dagliga variationen i frekvensen av förekomst av norrsken i norrskenszonen har ett maximum vid geomagnetisk midnatt och ett minimum vid geomagnetisk middagstid. På den nästan ekvatoriala sidan av ovalen minskar frekvensen av förekomst av norrsken kraftigt, men formen på de dagliga variationerna bevaras. På den polära sidan av ovalen minskar frekvensen av norrsken gradvis och kännetecknas av komplexa dygnsförändringar.
Intensitet av norrsken.
Aurora intensitet bestäms genom att mäta den skenbara ytans ljusstyrka. Ljusstyrka yta jag norrsken i en viss riktning bestäms av den totala emissionen på 4p jag foton/(cm2s). Eftersom detta värde inte är den sanna ytljusstyrkan, utan representerar emissionen från kolonnen, används vanligtvis enheten foton/(cm 2 kolumn s) när man studerar norrsken. Den vanliga enheten för att mäta total emission är Rayleigh (Rl) lika med 106 fotoner/(cm 2 kolumn s). Mer praktiska enheter för norrskens intensitet bestäms av emissionerna från en enskild linje eller band. Till exempel bestäms intensiteten av norrsken av de internationella ljusstyrkekoefficienterna (IBR) enligt intensiteten på den gröna linjen (5577 Å); 1 krl = I MKY, 10 krl = II MKY, 100 krl = III MKY, 1000 krl = IV MKY (maximal intensitet av norrsken). Denna klassificering kan inte användas för röda norrsken. En av erans upptäckter (1957–1958) var etableringen av den spatiotemporala fördelningen av norrsken i form av en oval, förskjuten i förhållande till den magnetiska polen. Från enkla idéer om den cirkulära formen av fördelningen av norrsken i förhållande till den magnetiska polen fanns Övergången till modern fysik av magnetosfären har slutförts. Upptäcktens ära tillhör O. Khorosheva, och den intensiva utvecklingen av idéer för norrskensovalen utfördes av G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu och ett antal andra forskare. Nordskensovalen är den region där solvinden har det mest intensiva inflytandet på jordens övre atmosfär. Norrskenets intensitet är störst i ovalen och dess dynamik övervakas kontinuerligt med hjälp av satelliter.
Stabila norrskensröda bågar.
Stadig norrskensröd båge, annars kallad röd båge på mitten av latituden eller M-båge, är en subvisuell (under ögats känslighetsgräns) bred båge, som sträcker sig från öst till väst i tusentals kilometer och omger möjligen hela jorden. Bågens latitudinella längd är 600 km. Emissionen av den stabila norrskensrödbågen är nästan monokromatisk i de röda linjerna l 6300 Å och l 6364 Å. Nyligen rapporterades även svaga emissionslinjer l 5577 Å (OI) och l 4278 Å (N+2). Ihållande röda bågar klassificeras som norrsken, men de visas på mycket högre höjder. Den nedre gränsen ligger på en höjd av 300 km, den övre gränsen är ca 700 km. Intensiteten hos den tysta norrskensröda bågen i l 6300 Å-emissionen sträcker sig från 1 till 10 kRl (typiskt värde 6 kRl). Ögats känslighetströskel vid denna våglängd är cirka 10 kRl, så bågar observeras sällan visuellt. Observationer har dock visat att deras ljusstyrka är >50 kRL under 10 % av nätterna. Den vanliga livslängden för bågar är ungefär en dag, och de visas sällan under efterföljande dagar. Radiovågor från satelliter eller radiokällor som korsar ihållande röda norrskensbågar är föremål för scintillation, vilket indikerar förekomsten av. Den teoretiska förklaringen till röda bågar är att de uppvärmda elektronerna i regionen F Jonosfären orsakar en ökning av syreatomer. Satellitobservationer visar en ökning av elektrontemperaturen längs geomagnetiska fältlinjer som skär ihållande norrskensröda bågar. Intensiteten hos dessa bågar är positivt korrelerad med geomagnetisk aktivitet (stormar), och frekvensen av förekomst av bågar är positivt korrelerad med solfläcksaktivitet.
Ändra norrsken.
Vissa former av norrsken upplever kvasi-periodiska och koherenta tidsvariationer i intensitet. Dessa norrsken med ungefär stationär geometri och snabba periodiska variationer som förekommer i fas kallas för växlande norrsken. De klassificeras som norrsken formulär R enligt International Atlas of Auroras En mer detaljerad underavdelning av de föränderliga norrskenen:
R 1 (pulserande norrsken) är ett sken med enhetliga fasvariationer i ljusstyrka genom hela norrskensformen. Per definition, i ett idealt pulserande norrsken, kan de rumsliga och temporala delarna av pulsationen separeras, d.v.s. ljusstyrka jag(r,t)= jag s(r)· DEN(t). I ett typiskt norrsken R 1 pulseringar sker med en frekvens från 0,01 till 10 Hz med låg intensitet (1–2 kRl). De flesta norrsken R 1 – dessa är fläckar eller bågar som pulserar med en period av flera sekunder.
R 2 (brinnande norrsken). Termen används vanligtvis för att hänvisa till rörelser som lågor som fyller himlen, snarare än för att beskriva en distinkt form. Norrsken har formen av bågar och rör sig vanligtvis uppåt från en höjd av 100 km. Dessa norrsken är relativt sällsynta och förekommer oftare utanför norrskenet.
R 3 (skimrande norrsken). Dessa är norrsken med snabba, oregelbundna eller regelbundna variationer i ljusstyrka, vilket ger intrycket av flimrande lågor på himlen. De dyker upp strax innan norrskenet sönderfaller. Typiskt observerad variationsfrekvens R 3 är lika med 10 ± 3 Hz.
Termen strömmande norrsken, som används för en annan klass av pulserande norrsken, syftar på oregelbundna variationer i ljusstyrka som snabbt rör sig horisontellt i norrskensbågar och ränder.
Det föränderliga norrskenet är ett av de sol-markfenomen som åtföljer pulseringar av det geomagnetiska fältet och norrskens röntgenstrålning orsakad av utfällning av partiklar av sol- och magnetosfäriskt ursprung.
Glödet från polarlocket kännetecknas av hög intensitet av bandet i det första negativa systemet N + 2 (l 3914 Å). Typiskt är dessa N + 2-band fem gånger mer intensiva än den gröna linjen OI l 5577 Å; den absoluta intensiteten för polarlockets glöd varierar från 0,1 till 10 kRl (vanligtvis 1–3 kRl). Under dessa norrsken, som uppträder under perioder av PCA, täcker ett enhetligt sken hela polarlocket upp till en geomagnetisk latitud på 60° på höjder av 30 till 80 km. Det genereras huvudsakligen av solprotoner och d-partiklar med energier på 10–100 MeV, vilket skapar en maximal jonisering på dessa höjder. Det finns en annan typ av glöd i norrskenszoner, kallad mantel norrsken. För denna typ av norrskensglöd är den dagliga maximala intensiteten, som inträffar på morgontimmarna, 1–10 kRL, och den lägsta intensiteten är fem gånger svagare. Observationer av mantel norrsken är få och långt mellan, deras intensitet beror på geomagnetisk och solaktivitet.
Atmosfäriskt sken definieras som strålning som produceras och sänds ut av en planets atmosfär. Detta är icke-termisk strålning från atmosfären, med undantag för utsläpp av norrsken, blixtarladdningar och utsläpp av meteorspår. Denna term används i förhållande till jordens atmosfär (nattglöd, skymningsglöd och dagglöd). Atmosfäriskt sken utgör bara en del av det ljus som finns tillgängligt i atmosfären. Andra källor inkluderar stjärnljus, zodiakalljus och diffust dagsljus från solen. Ibland kan atmosfärisk glöd stå för upp till 40 % av den totala mängden ljus. Atmosfäriskt sken uppstår i atmosfäriska lager av varierande höjd och tjocklek. Atmosfärens glödspektrum täcker våglängder från 1000 Å till 22,5 mikron. Den huvudsakliga utsläppslinjen i den atmosfäriska glöden är l 5577 Å, uppträdande på en höjd av 90–100 km i ett 30–40 km tjockt lager. Uppkomsten av luminescens beror på Chapman-mekanismen, baserad på rekombinationen av syreatomer. Andra emissionslinjer är l 6300 Å, som förekommer vid dissociativ rekombination av O + 2 och emission NI l 5198/5201 Å och NI l 5890/5896 Å.
Intensiteten av luftglöd mäts i Rayleigh. Ljusstyrkan (i Rayleigh) är lika med 4 rv, där b är vinkelytans ljusstyrka för det emitterande skiktet i enheter om 10 6 fotoner/(cm 2 ster·s). Glödens intensitet beror på latitud (olika för olika utsläpp), och varierar även under dagen med ett maximum nära midnatt. En positiv korrelation noterades för luftglöd i emissionen på l 5577 Å med antalet solfläckar och solstrålningsflödet vid en våglängd av 10,7 cm Luftglöd observeras under satellitexperiment. Från yttre rymden ser den ut som en ring av ljus runt jorden och har en grönaktig färg.
Ozonosfären.
På höjder av 20–25 km uppnås den maximala koncentrationen av en obetydlig mängd ozon O 3 (upp till 2×10 –7 av syrehalten!), som uppstår under påverkan av solens ultravioletta strålning på ca 10 höjder över havet. till 50 km, vilket skyddar planeten från joniserande solstrålning. Trots det extremt lilla antalet ozonmolekyler skyddar de allt liv på jorden från de skadliga effekterna av kortvågig (ultraviolett och röntgen) strålning från solen. Om du avsätter alla molekyler i atmosfärens bas får du ett lager som inte är mer än 3–4 mm tjockt! På höjder över 100 km ökar andelen lätta gaser och på mycket höga höjder dominerar helium och väte; många molekyler dissocierar till individuella atomer, som joniserade under påverkan av hård strålning från solen bildar jonosfären. Lufttrycket och densiteten i jordens atmosfär minskar med höjden. Beroende på temperaturfördelningen delas jordens atmosfär in i troposfären, stratosfären, mesosfären, termosfären och exosfären. .
På en höjd av 20–25 km finns ozonskikt. Ozon bildas på grund av nedbrytningen av syremolekyler när den absorberar ultraviolett strålning från solen med våglängder kortare än 0,1–0,2 mikron. Fritt syre kombineras med O 2 -molekyler och bildar ozon O 3, som girigt absorberar all ultraviolett strålning kortare än 0,29 mikron. O3-ozonmolekyler förstörs lätt av kortvågig strålning. Därför, trots sin sällsynthet, absorberar ozonskiktet effektivt ultraviolett strålning från solen som har passerat genom högre och mer transparenta atmosfäriska skikt. Tack vare detta är levande organismer på jorden skyddade från de skadliga effekterna av ultraviolett ljus från solen.
Jonosfär.
Strålning från solen joniserar atmosfärens atomer och molekyler. Graden av jonisering blir betydande redan på 60 kilometers höjd och ökar stadigt med avståndet från jorden. På olika höjder i atmosfären sker sekventiella processer av dissociation av olika molekyler och efterföljande jonisering av olika atomer och joner. Dessa är huvudsakligen molekyler av syre O 2, kväve N 2 och deras atomer. Beroende på intensiteten av dessa processer kallas de olika skikten i atmosfären som ligger över 60 kilometer jonosfäriska skikt , och deras helhet är jonosfären . Det undre lagret, vars jonisering är obetydlig, kallas neutrosfären.
Den maximala koncentrationen av laddade partiklar i jonosfären uppnås på höjder av 300–400 km.
Historien om studiet av jonosfären.
Hypotesen om förekomsten av ett ledande skikt i den övre atmosfären lades fram 1878 av den engelske vetenskapsmannen Stuart för att förklara egenskaperna hos det geomagnetiska fältet. Sedan 1902, oberoende av varandra, påpekade Kennedy i USA och Heaviside i England att för att förklara utbredningen av radiovågor över långa avstånd var det nödvändigt att anta att det fanns områden med hög ledningsförmåga i de höga skikten av atmosfären. År 1923 kom akademikern M.V. Shuleikin, med tanke på egenskaperna hos utbredningen av radiovågor av olika frekvenser, till slutsatsen att det finns minst två reflekterande lager i jonosfären. Sedan 1925 bevisade engelska forskarna Appleton och Barnett, såväl som Breit och Tuve, först experimentellt existensen av regioner som reflekterar radiovågor och lade grunden för deras systematiska studie. Sedan dess har en systematisk studie genomförts av egenskaperna hos dessa lager, allmänt kallade jonosfären, vilka spelar en betydande roll i ett antal geofysiska fenomen som bestämmer reflektion och absorption av radiovågor, vilket är mycket viktigt för praktiska ändamål. ändamål, särskilt för att säkerställa tillförlitlig radiokommunikation.
På 1930-talet började systematiska observationer av jonosfärens tillstånd. I vårt land, på initiativ av M.A. Bonch-Bruevich, skapades installationer för dess pulssondering. Många allmänna egenskaper hos jonosfären, höjder och elektronkoncentration i dess huvudskikt studerades.
På höjder av 60–70 km observeras lager D, på höjder av 100–120 km lager E, på höjder, på höjder av 180–300 km dubbelt lager F 1 och F 2. Huvudparametrarna för dessa lager anges i tabell 4.
| Tabell 4. | ||||||
| Jonosfärisk region | Maxhöjd, km | T i , K | Dag | Natt n e , cm –3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min n e , cm –3 | Max n e , cm –3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| E | 110 | 270 | 1,5 10 5 | 3·10 5 | 3000 | 10 –7 |
| F 1 | 180 | 800–1500 | 3·10 5 | 5 10 5 | – | 3·10 –8 |
| F 2 (vinter) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2·10 –10 |
| F 2 (sommar) | 250–320 | 1000–2000 | 2·10 5 | 8 10 5 | ~3·10 5 | 10 –10 |
| n e– elektronkoncentration, e – elektronladdning, T i– jontemperatur, a΄ – rekombinationskoefficient (som bestämmer värdet n e och dess förändring över tid) | ||||||
Medelvärden ges eftersom de varierar på olika breddgrader, beroende på tid på dygnet och årstider. Sådana uppgifter är nödvändiga för att säkerställa långdistansradiokommunikation. De används för att välja driftsfrekvenser för olika kortvågsradiolänkar. Kunskap om deras förändringar beroende på jonosfärens tillstånd vid olika tider på dygnet och under olika årstider är extremt viktigt för att säkerställa tillförlitligheten hos radiokommunikation. Jonosfären är en samling joniserade lager av jordens atmosfär, som börjar från cirka 60 km höjder och sträcker sig till tiotusentals km. Den främsta källan till jonisering av jordens atmosfär är ultraviolett och röntgenstrålning från solen, som främst förekommer i solkromosfären och korona. Dessutom påverkas graden av jonisering av den övre atmosfären av solkorpuskulära strömmar som uppstår under solutbrott, samt kosmiska strålar och meteorpartiklar.
Jonosfäriska skikt
- det här är de områden i atmosfären där maximala värden koncentration av fria elektroner (dvs deras antal per volymenhet). Elektriskt laddade fria elektroner och (i mindre utsträckning, mindre rörliga joner) som härrör från jonisering av atomer av atmosfäriska gaser, som interagerar med radiovågor (d.v.s. elektromagnetiska svängningar), kan ändra sin riktning, reflektera eller bryta dem och absorbera deras energi . Som ett resultat av detta, vid mottagning av avlägsna radiostationer, kan olika effekter uppstå, till exempel blekning av radiokommunikation, ökad hörbarhet av fjärrstationer, strömavbrott och så vidare. fenomen.
Forskningsmetoder.
Klassiska metoder för att studera jonosfären från jorden handlar om pulsljud - att skicka radiopulser och observera deras reflektioner från olika lager av jonosfären, mäta fördröjningstiden och studera intensiteten och formen på de reflekterade signalerna. Genom att mäta reflektionshöjderna för radiopulser vid olika frekvenser, bestämma de kritiska frekvenserna för olika områden (den kritiska frekvensen är bärfrekvensen för en radiopuls, för vilken en given region av jonosfären blir transparent), är det möjligt att bestämma värdet på elektronkoncentrationen i lagren och de effektiva höjderna för givna frekvenser, och välj de optimala frekvenserna för givna radiovägar. Med utvecklingen av raketteknik och tillkomsten av rymdåldern för artificiella jordsatelliter (AES) och andra rymdfarkoster, blev det möjligt att direkt mäta parametrarna för rymdplasma nära jorden, botten som är jonosfären.
Mätningar av elektronkoncentration, utförda ombord på specialuppskjutna raketer och längs satellitflygvägar, bekräftade och förtydligade data som tidigare erhållits med markbaserade metoder om jonosfärens struktur, fördelning av elektronkoncentration med höjd över olika delar av jorden och gjorde det möjligt att erhålla elektronkoncentrationsvärden över huvudmaximumet - lagret F. Tidigare var detta omöjligt att göra med sonderingsmetoder baserade på observationer av reflekterade kortvågiga radiopulser. Det har upptäckts att det i vissa områden på jorden finns ganska stabila områden med en reducerad elektronkoncentration, regelbundna "jonosfäriska vindar", märkliga vågprocesser uppstår i jonosfären som bär lokala jonosfäriska störningar tusentals kilometer från platsen för deras excitation, och mycket mer. Skapandet av särskilt mycket känsliga mottagningsanordningar gjorde det möjligt att ta emot pulssignaler som delvis reflekteras från jonosfärens lägsta områden (partiella reflektionsstationer) vid jonosfäriska pulssonderingsstationer. Användningen av kraftfulla pulsade installationer i mät- och decimetervåglängdsområdena med användning av antenner som möjliggör en hög koncentration av utsänd energi gjorde det möjligt att observera signaler spridda av jonosfären på olika höjder. Studien av egenskaperna hos spektra för dessa signaler, osammanhängande spridda av elektroner och joner i jonosfärisk plasma (för detta användes stationer med inkoherent spridning av radiovågor) gjorde det möjligt att bestämma koncentrationen av elektroner och joner, deras ekvivalent temperatur på olika höjder upp till höjder på flera tusen kilometer. Det visade sig att jonosfären är ganska transparent för de frekvenser som används.
Koncentrationen av elektriska laddningar (elektronkoncentrationen är lika med jonkoncentrationen) i jordens jonosfär på 300 km höjd är cirka 10 6 cm –3 under dagen. Plasma med sådan densitet reflekterar radiovågor med en längd på mer än 20 m och sänder kortare.
Typisk vertikal fördelning av elektronkoncentrationen i jonosfären för dag- och nattförhållanden.
Utbredning av radiovågor i jonosfären.
Stabil mottagning av långdistanssändningsstationer beror på de frekvenser som används, samt på tid på dygnet, säsong och dessutom på solaktivitet. Solaktiviteten påverkar avsevärt tillståndet i jonosfären. Radiovågor som sänds ut av en markstation färdas i en rak linje, som alla typer av elektromagnetiska vågor. Det bör dock tas med i beräkningen att både jordens yta och de joniserade lagren av dess atmosfär fungerar som plattorna i en enorm kondensator, som verkar på dem som effekten av speglar på ljus. Genom att reflektera från dem kan radiovågor färdas många tusen kilometer, cirkla runt jorden i enorma hopp på hundratals och tusentals kilometer, växelvis reflekterande från ett lager av joniserad gas och från jordens eller vattnets yta.
På 20-talet av förra seklet trodde man att radiovågor kortare än 200 m i allmänhet inte var lämpliga för långdistanskommunikation på grund av stark absorption. De första experimenten med långdistansmottagning av korta vågor över Atlanten mellan Europa och Amerika utfördes av den engelske fysikern Oliver Heaviside och den amerikanske elektroingenjören Arthur Kennelly. Oberoende av varandra föreslog de att det någonstans runt jorden finns ett joniserat skikt av atmosfären som kan reflektera radiovågor. Det kallades Heaviside-Kennelly-skiktet och sedan jonosfären.
Enligt moderna begrepp består jonosfären av negativt laddade fria elektroner och positivt laddade joner, främst molekylärt syre O + och kväveoxid NO +. Joner och elektroner bildas som ett resultat av dissociation av molekyler och jonisering av neutrala gasatomer av solröntgenstrålar och ultraviolett strålning. För att jonisera en atom är det nödvändigt att ge den joniseringsenergi, vars huvudkälla för jonosfären är ultraviolett, röntgen och corpuskulär strålning från solen.
Medan jordens gasformiga skal är upplyst av solen, bildas det kontinuerligt fler och fler elektroner i det, men samtidigt rekombinerar några av elektronerna, som kolliderar med joner, och bildar återigen neutrala partiklar. Efter solnedgången upphör nästan bildandet av nya elektroner, och antalet fria elektroner börjar minska. Ju fler fria elektroner det finns i jonosfären, desto bättre reflekteras högfrekventa vågor från den. Med en minskning av elektronkoncentrationen är passagen av radiovågor endast möjlig i låga frekvensområden. Det är därför på natten, som regel, är det möjligt att ta emot avlägsna stationer endast i intervallet 75, 49, 41 och 31 m. Elektroner är ojämnt fördelade i jonosfären. På höjder från 50 till 400 km finns det flera lager eller regioner med ökad elektronkoncentration. Dessa områden övergår smidigt till varandra och har olika effekter på utbredningen av HF-radiovågor. Det övre lagret av jonosfären betecknas med bokstaven F. Här är den högsta joniseringsgraden (andelen laddade partiklar är ca 10 –4). Den ligger på en höjd av mer än 150 km över jordens yta och spelar den huvudsakliga reflekterande rollen i långdistansutbredningen av högfrekventa HF-radiovågor. Under sommarmånaderna delas region F i två lager - F 1 och F 2. Lager F1 kan uppta höjder från 200 till 250 km, och lager F 2 verkar "flyta" i höjdområdet 300–400 km. Vanligtvis lager F 2 är joniserat mycket starkare än skiktet F 1 . Nattlager F 1 försvinner och lagret F 2 kvarstår och förlorar långsamt upp till 60 % av sin joniseringsgrad. Under lager F på höjder från 90 till 150 km finns ett lager E jonisering som sker under påverkan av mjuk röntgenstrålning från solen. Graden av jonisering av E-skiktet är lägre än den för F, under dagen sker mottagning av stationer i lågfrekventa HF-områdena 31 och 25 m när signaler reflekteras från lagret E. Vanligtvis är dessa stationer belägna på ett avstånd av 1000–1500 km. På natten i lagret E Jonisering minskar kraftigt, men även vid denna tidpunkt fortsätter den att spela en betydande roll i mottagningen av signaler från stationer på 41, 49 och 75 m intervall.
Av stort intresse för att ta emot signaler med högfrekventa HF-områden på 16, 13 och 11 m är de som uppstår i området E lager (moln) av starkt ökad jonisering. Arean av dessa moln kan variera från några till hundratals kvadratkilometer. Detta skikt av ökad jonisering kallas det sporadiska skiktet E och är utsedd Es. Es-moln kan röra sig i jonosfären under inverkan av vinden och nå hastigheter på upp till 250 km/h. På sommaren på mellanbreddgrader under dagtid uppstår radiovågornas ursprung på grund av Es-moln i 15–20 dagar per månad. Nära ekvatorn är den nästan alltid närvarande, och på höga breddgrader uppträder den vanligtvis på natten. Ibland, under år av låg solaktivitet, när det inte finns någon sändning på de högfrekventa HF-banden, uppstår plötsligt avlägsna stationer på 16, 13 och 11 m-banden med bra volym, vars signaler reflekteras många gånger från Es.
Den lägsta regionen av jonosfären är regionen D ligger på höjder mellan 50 och 90 km. Det finns relativt få fria elektroner här. Från området D Långa och medelstora vågor reflekteras väl, och signaler från lågfrekventa HF-stationer absorberas kraftigt. Efter solnedgången försvinner joniseringen mycket snabbt och det blir möjligt att ta emot avlägsna stationer i intervallen 41, 49 och 75 m, vars signaler reflekteras från lagren F 2 och E. Enskilda skikt av jonosfären spelar en viktig roll i utbredningen av HF-radiosignaler. Effekten på radiovågor uppstår främst på grund av närvaron av fria elektroner i jonosfären, även om mekanismen för radiovågsutbredning är förknippad med närvaron av stora joner. De senare är också av intresse när man studerar atmosfärens kemiska egenskaper, eftersom de är mer aktiva än neutrala atomer och molekyler. Kemiska reaktioner som sker i jonosfären spelar en viktig roll för dess energi- och elektriska balans.
Normal jonosfär. Observationer gjorda med geofysiska raketer och satelliter har gett en mängd ny information som indikerar att jonisering av atmosfären sker under påverkan av ett brett spektrum av solstrålning. Dess huvuddel (mer än 90%) är koncentrerad till den synliga delen av spektrumet. Ultraviolett strålning, som har en kortare våglängd och högre energi än violetta ljusstrålar, sänds ut av väte i solens inre atmosfär (kromosfären), och röntgenstrålar, som har ännu högre energi, sänds ut av gaser i solens yttre skal. (corona).
Jonosfärens normala (genomsnittliga) tillstånd beror på konstant kraftfull strålning. Regelbundna förändringar sker i den normala jonosfären på grund av jordens dagliga rotation och säsongsmässiga skillnader i solstrålarnas infallsvinkel vid middagstid, men oförutsägbara och abrupta förändringar i jonosfärens tillstånd förekommer också.
Störningar i jonosfären.
Som bekant förekommer kraftfulla cykliskt upprepade manifestationer av aktivitet på solen, som når ett maximum vart elfte år. Observationer under programmet International Geophysical Year (IGY) sammanföll med perioden med den högsta solaktiviteten under hela perioden av systematiska meteorologiska observationer, d.v.s. från början av 1700-talet. Under perioder med hög aktivitet ökar ljusstyrkan i vissa områden på solen flera gånger, och kraften hos ultraviolett och röntgenstrålning ökar kraftigt. Sådana fenomen kallas solflammor. De varar från flera minuter till en till två timmar. Under utblossningen bryter solplasma (mest protoner och elektroner) ut och elementarpartiklar rusar ut i rymden. Elektromagnetisk och korpuskulär strålning från solen under sådana utbrott har en stark inverkan på jordens atmosfär.
Den första reaktionen observeras 8 minuter efter blossen, när intensiv ultraviolett och röntgenstrålning når jorden. Som ett resultat ökar joniseringen kraftigt; Röntgenstrålar tränger igenom atmosfären till jonosfärens nedre gräns; antalet elektroner i dessa lager ökar så mycket att radiosignalerna nästan helt absorberas (”släckta”). Den extra absorptionen av strålning gör att gasen värms upp, vilket bidrar till utvecklingen av vindar. Joniserad gas är en elektrisk ledare, och när den rör sig i jordens magnetfält uppstår en dynamoeffekt och en elektrisk ström skapas. Sådana strömmar kan i sin tur orsaka märkbara störningar i magnetfältet och manifestera sig i form av magnetiska stormar.
Strukturen och dynamiken i den övre atmosfären bestäms avsevärt av icke-jämviktsprocesser i termodynamisk mening associerade med jonisering och dissociation av solstrålning, kemiska processer, excitation av molekyler och atomer, deras deaktivering, kollisioner och andra elementära processer. I detta fall ökar graden av icke-jämvikt med höjden när densiteten minskar. Upp till höjder på 500–1000 km, och ofta högre, är graden av ojämvikt för många egenskaper hos den övre atmosfären ganska liten, vilket gör det möjligt att använda klassisk och hydromagnetisk hydrodynamik, med hänsyn till kemiska reaktioner, för att beskriva den.
Exosfären är det yttre lagret av jordens atmosfär, som börjar på flera hundra kilometers höjder, varifrån lätta, snabbrörliga väteatomer kan fly ut i rymden.
Edward Kononovich
Litteratur:
Pudovkin M.I. Grunderna i solfysik. St Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomi idag. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Material på Internet: http://ciencia.nasa.gov/
Och föroreningar (aerosoler). I sammansättningen innehåller luften vid jordytan 78 % kväve (N 2) och ca 21 % syre (O 2), d.v.s. Dessa två element står för cirka 99 % av luftvolymen. En märkbar andel tillhör argon (Ar) - 0,9%. Viktiga komponenter i atmosfären är ozon (O 3), koldioxid (CO 2) och vattenånga. Betydelsen av dessa gaser bestäms främst av att de mycket starkt absorberar strålningsenergi och därmed har en betydande inverkan på temperaturregimen på jordytan och atmosfären.
Koldioxid är en av de viktigaste komponenterna i växtnäring. Det kommer in i atmosfären som ett resultat av förbränningsprocesser, andning av levande organismer och förfall, och konsumeras i processen för assimilering av växter.
Ozon, varav det mesta är koncentrerat i det så kallade ozonskiktet (), fungerar som en naturlig absorbator av ultraviolett strålning, som är skadlig för levande organismer.
Kompositionen innehåller också många suspenderade fasta och flytande föroreningar - så kallade aerosoler. De har naturligt och artificiellt (antropogent) ursprung (damm, sot, aska, is och havssaltkristaller, vattendroppar, mikroorganismer, etc.).
En karakteristisk egenskap hos atmosfären är att innehållet av åtminstone huvudgaserna (N 2, O 2, Ar) ändras något med höjden. Således, på en höjd av 65 km i atmosfären är kvävehalten 86%, syre - 19, argon - 0,91 och på en höjd av 95 km - 77, 21,3 respektive 0,82%. Konstantiteten av sammansättningen av atmosfärisk luft både vertikalt och horisontellt bibehålls genom dess blandning.
Den nuvarande sammansättningen av jordens luft etablerades för åtminstone flera hundra miljoner år sedan och förblev oförändrad tills mänskliga produktionsaktiviteter ökade kraftigt. Under det nuvarande århundradet har det skett en ökning av CO 2 -halten runt om i världen med cirka 10 - 12%.
Atmosfären har en komplex struktur. I enlighet med förändringen i temperatur med höjden särskiljs fyra lager: troposfären (upp till 12 km), stratosfären (upp till 50 km), de övre lagren, som inkluderar mesosfären (upp till 80 km) och termosfären , som gradvis förvandlas till interplanetariskt rymd. I troposfären och mesosfären minskar den med höjden, och i stratosfären och termosfären, tvärtom, ökar den.
Troposfären är det nedre lagret av atmosfären, vars höjd varierar från 8 km över polerna till 17 km (i genomsnitt 12 km). Den innehåller upp till 4/5 av hela atmosfärens massa och nästan all vattenånga. Luftens sammansättning domineras av kväve, syre, argon och koldioxid. Luften i troposfären värms upp av jordens yta - ytan av vatten och land. I troposfären blandas luften hela tiden. Vattenånga kondenserar och bildas, regn faller och stormar uppstår. Temperaturen minskar med höjden med i genomsnitt 0,6°C per 100 m, och vid den övre gränsen är den — 70°C nära ekvatorn och -65°C över nordpolen.
Stratosfären är det andra lagret av atmosfären som ligger ovanför troposfären. Den sträcker sig till en höjd av 50 km. Gaser i stratosfären blandas ständigt, i dess nedre del observeras stabila så kallade jetluftströmmar i hastigheter upp till 300 km/h. Himlens färg i stratosfären ser inte ut som blå, som i troposfären, utan violett. Detta förklaras av luftens sällsynthet, vilket resulterar i att solens strålar nästan inte sprids. Det finns mycket lite vattenånga i stratosfären, och det finns inga aktiva processer för molnbildning och nederbörd. Ibland dyker det upp tunna ljusa moln som kallas pärlemormoln i stratosfären på en höjd av » 30 km på höga breddgrader. Det är i stratosfären, på ungefär en höjd av 20-30 km, som ett lager med maximal ozonkoncentration frigörs - ozonskiktet (ozonskärmen, ozonosfären). Tack vare ozon ligger temperaturen i stratosfären och vid den övre gränsen inom +50 +55°C.
Ovanför stratosfären finns de högsta lagren i atmosfären - mesosfären och termosfären.
Mesosfären - mittsfären sträcker sig från 40-45 till 80-85 km. Himlens färg i mesosfären ser svart ut, ljusa, icke-flimmer stjärnor är synliga dag och natt. Temperaturen sjunker till 75-90°C under noll.
Termosfären sträcker sig från mesosfären och uppåt. Dess övre gräns antas ligga på en höjd av 800 km. Den består huvudsakligen av joner som bildas under inverkan av kosmiska strålar, vars verkan på gasmolekyler leder till att de sönderfaller till laddade partiklar av atomer. Jonskiktet i termosfären kallas jonosfären, som kännetecknas av hög elektrifiering och från vilken likt en spegel långa och medelstora radiovågor reflekteras. I jonosfären uppstår ett sken av förtärnade gaser under påverkan av elektriskt laddade partiklar som flyger från solen.
Termosfären kännetecknas av en ökande temperaturökning: på en höjd av 150 km når den 220-240°C; på en höjd av 500-600 km överstiger 1500°C.
Ovanför termosfären (dvs. över 800 km) finns den yttre sfären, dispersionssfären - exosfären, som sträcker sig upp till flera tusen kilometer.
Man tror konventionellt att atmosfären sträcker sig till en höjd av 3000 km.
Atmosfär- det här är luftskalet som omger jorden och är kopplat till den genom gravitationen. Atmosfären är involverad i den dagliga rotationen och den årliga rörelsen på vår planet. Atmosfärisk luft är en blandning av gaser där vätska (vattendroppar) och fasta partiklar (rök, damm) är suspenderade. Atmosfärens gassammansättning är oförändrad upp till en höjd av 100-110 km, vilket beror på balansen i naturen. Volymfraktionerna av gaser är: kväve - 78%, syre - 21%, inerta gaser (argon, xenon, krypton) - 0,9%, kol - 0,03%. Dessutom finns det alltid vattenånga i atmosfären.
Förutom biologiska processer är syre, kväve och kol aktivt involverade i den kemiska vittringen av stenar. Ozon 03:s roll är mycket viktig, det absorberar det mesta av den ultravioletta strålningen från solen och är i stora doser farligt för levande organismer. Fasta partiklar, som är särskilt rikliga över städer, fungerar som kondensationskärnor (vattendroppar och snöflingor bildas runt dem).
Atmosfärens höjd, gränser och struktur
Atmosfärens övre gräns dras konventionellt på en höjd av cirka 1 000 km, även om den kan spåras mycket högre - upp till 20 000 km, men där är den mycket sällsynt.
På grund av den olika karaktären hos förändringar i lufttemperatur med höjd och andra fysikaliska egenskaper särskiljs flera delar i atmosfären, som är separerade från varandra av övergångsskikt.
Troposfären är det lägsta och tätaste lagret av atmosfären. Dess övre gräns dras på en höjd av 18 km över ekvatorn och 8-12 km över polerna. Temperaturen i troposfären minskar med i genomsnitt 0,6 ° C för varje 100 m. Den kännetecknas av betydande horisontella skillnader i fördelningen av temperatur, tryck, vindhastighet, samt bildandet av moln och nederbörd. I troposfären finns en intensiv vertikal luftrörelse - konvektion. Det är i detta lägre lager av atmosfären som vädret huvudsakligen bildas. Nästan all atmosfärisk vattenånga är koncentrerad här.
Stratosfären sträcker sig huvudsakligen till en höjd av 50 km. Ozonkoncentrationen på en höjd av 20-25 km når sina högsta värden och bildar en ozonskärm. Lufttemperaturen i stratosfären ökar som regel med höjden med i genomsnitt 1-2 ° C per 1 km, och når 0 ° C och högre vid den övre gränsen. Detta beror på att ozon absorberar solenergi. Det finns nästan ingen vattenånga eller moln i stratosfären, och orkankraftiga vindar blåser i hastigheter upp till 300-400 km/h.
I mesosfären sjunker lufttemperaturen till -60...- 100 ° C, och intensiva vertikala och horisontella luftrörelser uppstår.
I termosfärens övre skikt, där luften är starkt joniserad, stiger temperaturen igen till 2000 ° C. Här observeras norrsken och magnetiska stormar.
Atmosfären spelar en stor roll i jordens liv. Det förhindrar överdriven uppvärmning av jordens yta under dagen och kylning på natten, omfördelar fukt på jorden och skyddar dess yta från meteoritfall. Närvaron av en atmosfär är ett oumbärligt villkor för existensen av organiskt liv på vår planet.
Solstrålning. Atmosfärisk uppvärmning
Solen avger en enorm mängd energi, bara en liten bråkdel som jorden tar emot.
Emissionen av ljus och värme från solen kallas solstrålning. Solstrålningen färdas en lång väg genom atmosfären innan den når jordytan. När den övervinns absorberas och försvinner den till stor del av lufthöljet. Strålning som direkt når jordytan i form av direkta strålar kallas direktstrålning. En del av den strålning som sprids i atmosfären når även jordytan i form av diffus strålning.
Kombinationen av direkt och diffus strålning som kommer till en horisontell yta kallas total solstrålning. Atmosfären absorberar cirka 20 % av solstrålningen som kommer till dess övre gräns. Ytterligare 34 % av strålningen reflekteras från jordens yta och atmosfär (reflekterad strålning). 46 % av solstrålningen absorberas av jordens yta. Sådan strålning kallas absorberad (absorberad).
Förhållandet mellan intensiteten av reflekterad solstrålning och intensiteten av all strålningsenergi från solen som anländer till atmosfärens övre gräns kallas jordens albedo och uttrycks i procent.
Så vår planets albedo tillsammans med dess atmosfär är i genomsnitt 34%. Albedovärdet på olika breddgrader har betydande skillnader förknippade med ytfärg, vegetation, grumlighet och liknande. En yta täckt med nysnö reflekterar 80-85% av strålning, gräs och sand - 26% respektive 30%, och vatten - endast 5%.
Mängden solenergi som tas emot av enskilda delar av jorden beror i första hand på infallsvinkeln för solens strålar. Ju rakare de faller (d.v.s. ju högre solen är över horisonten), desto större mängd solenergi faller per ytenhet.
Beroendet av mängden total strålning på strålarnas infallsvinkel beror på två skäl. För det första, ju mindre solstrålarnas infallsvinkel är, desto större area är detta ljusflöde fördelat över och desto mindre energi finns det per ytenhet. För det andra, ju mindre infallsvinkeln är, desto längre sträcker strålen i atmosfären.
Mängden solstrålning som träffar jordytan påverkas också av atmosfärens genomskinlighet, särskilt molnighet. Solstrålningens beroende av solstrålarnas infallsvinkel och atmosfärens genomskinlighet bestämmer zonfördelningen. Skillnader i mängden total solstrålning på en latitud orsakas främst av molnighet.
Mängden värme som kommer in på jordens yta bestäms i kalorier per ytenhet (1 cm) per tidsenhet (1 år).
Den absorberade strålningen går åt till att värma upp jordens tunna ytskikt och avdunsta vatten. Den uppvärmda jordytan överför värme till miljön genom strålning, ledning, konvektion och kondensering av vattenånga.
Förändringar i lufttemperatur beroende på platsens latitud och höjden över havet
Den totala strålningen minskar från ekvatorial-tropiska breddgrader till polerna. Det är maximalt - cirka 850 J/m2 per år (200 kcal/cm2 per år) - i tropiska öknar, där direkt solstrålning genom solens höga höjd och molnfria himmel är intensiv. Under sommarhalvåret utjämnas skillnader i flödet av total solstrålning mellan låga och höga breddgrader. Detta beror på den längre varaktigheten av solens belysning, särskilt i polarområdena, där polardagen varar till och med sex månader.
Även om den totala solstrålningen som kommer till jordens yta delvis reflekteras av den, absorberas det mesta av den av jordytan och omvandlas till värme. Den del av den totala strålningen som återstår efter att den har spenderats på reflektion och termisk strålning av jordytan kallas strålningsbalansen (reststrålning). Sammantaget för året är det positivt överallt på jorden, med undantag för de höga isöknarna på Antarktis och Grönland. Strålningsbalansen minskar naturligt i riktningen från ekvatorn till polerna, där den är nära noll.
Följaktligen fördelas lufttemperaturen zonmässigt, det vill säga den minskar i riktning från ekvatorn till polerna. .Lufttemperaturen beror också på områdets höjd över havet: ju högre område, desto lägre temperatur.
Fördelningen av mark och vatten har en betydande inverkan på lufttemperaturen. Landytan värms upp snabbt, men svalnar snabbt, och vattenytan värms upp långsammare, men behåller värmen längre och släpper ut den i luften långsammare.
Som ett resultat av olika intensiteter av uppvärmning och kylning av jordens yta dag och natt, under de varma och kalla årstiderna, ändras lufttemperaturen under dagen och året.
Termometrar används för att bestämma lufttemperaturen. det mäts 8 gånger om dagen och genomsnittet per dag beräknas. Med hjälp av genomsnittliga dygnstemperaturer beräknas månadsmedelvärden. De visas vanligtvis på klimatkartor som isotermer (linjer som förbinder punkter med samma temperatur under en viss tidsperiod). För att karakterisera temperaturer tas oftast månadsmedelvärden i januari och juli, mer sällan årliga. ,
Blå planet...
Detta ämne borde ha varit ett av de första som dykt upp på sajten. När allt kommer omkring är helikoptrar atmosfäriska flygplan. Jordens atmosfär– deras livsmiljö så att säga:-). A luftens fysiska egenskaper Det är just detta som avgör kvaliteten på denna livsmiljö :-). Det vill säga, detta är en av grunderna. Och de skriver alltid om grunden först. Men jag insåg det först nu. Men som ni vet är det bättre sent än aldrig... Låt oss beröra denna fråga, utan att hamna i ogräs och onödiga komplikationer :-).
Så… Jordens atmosfär. Detta är det gasformiga skalet på vår blå planet. Alla känner till detta namn. Varför blå? Helt enkelt för att den "blåa" (liksom blå och violetta) komponenten av solljus (spektrum) är bäst utspridd i atmosfären, och färgar den därigenom blåaktigt-blåaktigt, ibland med en antydan av violett ton (naturligtvis på en solig dag) :-)) .
Sammansättningen av jordens atmosfär.
Atmosfärens sammansättning är ganska bred. Jag kommer inte att lista alla komponenter i texten, det finns en bra illustration till detta. Sammansättningen av alla dessa gaser är nästan konstant, med undantag för koldioxid (CO 2 ). Dessutom innehåller atmosfären nödvändigtvis vatten i form av ånga, suspenderade droppar eller iskristaller. Mängden vatten är inte konstant och beror på temperatur och i mindre utsträckning lufttryck. Dessutom innehåller jordens atmosfär (särskilt den nuvarande). en viss mängd Jag skulle säga "allt möjligt otäckt" :-). Dessa är SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, dessutom finns kvicksilverångor Hg. Sant, allt detta finns där i små mängder, tack och lov :-).
Jordens atmosfär Det är vanligt att dela upp det i flera på varandra följande zoner i höjd över ytan.
Den första, närmast jorden, är troposfären. Detta är det lägsta och så att säga huvudskiktet för livet. olika typer. Den innehåller 80 % av massan av all atmosfärisk luft (även om det i volym bara är cirka 1 % av hela atmosfären) och cirka 90 % av allt atmosfäriskt vatten. Huvuddelen av alla vindar, moln, regn och snö 🙂 kommer därifrån. Troposfären sträcker sig till höjder på cirka 18 km på tropiska breddgrader och upp till 10 km på polära breddgrader. Lufttemperaturen i den sjunker med en ökning i höjd med cirka 0,65º för varje 100 meter.
Atmosfäriska zoner.
Zon två - stratosfären. Det måste sägas att mellan troposfären och stratosfären finns en annan smal zon - tropopausen. Det stoppar temperaturen att falla med höjden. Tropopausen har en medeltjocklek på 1,5-2 km, men dess gränser är oklara och troposfären överlappar ofta stratosfären.
Så stratosfären har en genomsnittlig höjd på 12 km till 50 km. Temperaturen i den förblir oförändrad upp till 25 km (cirka -57ºС), sedan någonstans upp till 40 km stiger den till cirka 0ºС och förblir sedan oförändrad upp till 50 km. Stratosfären är en relativt lugn del av jordens atmosfär. Det finns praktiskt taget inga ogynnsamma väderförhållanden i den. Det är i stratosfären som det berömda ozonskiktet ligger på höjder från 15-20 km till 55-60 km.
Detta följs av ett litet gränsskikt, stratopausen, där temperaturen förblir runt 0ºC, och sedan är nästa zon mesosfären. Den sträcker sig till höjder av 80-90 km, och i den sjunker temperaturen till cirka 80ºC. I mesosfären blir oftast små meteorer synliga, som börjar glöda i den och brinna där uppe.
Nästa smala intervall är mesopausen och bortom den termosfärzonen. Dess höjd är upp till 700-800 km. Här börjar temperaturen stiga igen och på höjder av cirka 300 km kan nå värden i storleksordningen 1200ºС. Då förblir den konstant. Inne i termosfären, upp till en höjd av cirka 400 km, finns jonosfären. Här är luften starkt joniserad på grund av exponering för solstrålning och har hög elektrisk ledningsförmåga.
Nästa och i allmänhet den sista zonen är exosfären. Detta är den så kallade spridningszonen. Här finns främst mycket sällsynt väte och helium (med övervägande väte). På höjder av cirka 3000 km övergår exosfären in i rymdnära vakuum.
Något som det här. Varför ungefär? Eftersom dessa lager är ganska konventionella. Olika förändringar i höjd, sammansättning av gaser, vatten, temperatur, jonisering och så vidare är möjliga. Dessutom finns det många fler termer som definierar strukturen och tillståndet för jordens atmosfär.
Till exempel homosfär och heterosfär. I den första är atmosfäriska gaser väl blandade och deras sammansättning är ganska homogen. Den andra är placerad ovanför den första och det finns praktiskt taget ingen sådan blandning där. Gaserna i den separeras av gravitationen. Gränsen mellan dessa lager ligger på en höjd av 120 km, och det kallas turbopaus.
Låt oss avsluta med villkoren, men jag ska definitivt tillägga att det är konventionellt accepterat att atmosfärens gräns ligger på en höjd av 100 km över havet. Denna gräns kallas Karmanlinjen.
Jag kommer att lägga till ytterligare två bilder för att illustrera atmosfärens struktur. Den första är dock på tyska, men den är komplett och ganska lätt att förstå :-). Den kan förstoras och ses tydligt. Den andra visar förändringen i atmosfärstemperatur med höjden.
Strukturen av jordens atmosfär.
Lufttemperaturen ändras med höjden.
Moderna bemannade orbitala rymdfarkoster flyger på höjder av cirka 300-400 km. Detta är dock inte längre flyg, även om området naturligtvis är nära besläktat i en viss mening, och vi kommer säkert att prata om det senare :-).
Flygzonen är troposfären. Moderna atmosfäriska flygplan kan också flyga i de lägre skikten av stratosfären. Till exempel är det praktiska taket på MIG-25RB 23 000 m.
Flyg i stratosfären.
Och precis luftens fysiska egenskaper Troposfären bestämmer hur flygningen kommer att se ut, hur effektivt flygplanets kontrollsystem kommer att vara, hur turbulens i atmosfären kommer att påverka det och hur motorerna kommer att fungera.
Den första huvudegendomen är lufttemperatur. Inom gasdynamik kan det bestämmas på Celsiusskalan eller på Kelvinskalan.
Temperatur t 1 vid en given höjd N på Celsiusskalan bestäms av:
ti = t - 6,5N, Var t– lufttemperatur nära marken.
Temperatur på Kelvin-skalan kallas absolut temperatur, noll på denna skala är absolut noll. Vid absolut noll stannar molekylernas termiska rörelse. Absolut noll på Kelvinskalan motsvarar -273º på Celsiusskalan.
Följaktligen temperaturen T på hög N på Kelvin-skalan bestäms av:
T = 273K + t - 6,5H
Lufttryck. Atmosfärstryck mätt i pascal (N/m2), i det gamla systemet för mätning i atmosfärer (atm.). Det finns också något sådant som barometertryck. Detta är trycket som mäts i millimeter kvicksilver med hjälp av en kvicksilverbarometer. Barometertryck (tryck vid havsnivå) lika med 760 mmHg. Konst. kallas standard. I fysik 1 atm. exakt lika med 760 mm Hg.
Luftdensitet. Inom aerodynamik är det mest använda begreppet luftens masstäthet. Detta är luftmassan i 1 m3 volym. Luftens täthet ändras med höjden, luften blir mer sällsynt.
Luftfuktighet. Visar mängden vatten i luften. Det finns ett koncept" relativ luftfuktighet" Detta är förhållandet mellan massan av vattenånga och det maximala möjliga vid en given temperatur. Konceptet 0%, det vill säga när luften är helt torr, kan bara existera i laboratoriet. Å andra sidan är 100% luftfuktighet fullt möjligt. Det betyder att luften har absorberat allt vatten den kunde absorbera. Något som en absolut "full svamp". Hög relativ luftfuktighet minskar luftdensiteten, medan låg relativ luftfuktighet ökar den.
På grund av det faktum att flygningar sker under olika atmosfäriska förhållanden, kan deras flyg- och aerodynamiska parametrar i samma flygläge vara olika. Därför, för att korrekt uppskatta dessa parametrar, introducerade vi International Standard Atmosphere (ISA). Den visar förändringen i luftens tillstånd med ökande höjd.
De grundläggande parametrarna för luftkonditioneringen vid noll luftfuktighet tas enligt följande:
tryck P = 760 mm Hg. Konst. (101,3 kPa);
temperatur t = +15°C (288 K);
massdensitet p = 1,225 kg/m3;
För ISA är det accepterat (som nämnt ovan :-)) att temperaturen sjunker i troposfären med 0,65º för varje 100 höjdmeter.
Standardatmosfär (exempel upp till 10 000 m).
MSA-tabeller används för kalibrering av instrument, såväl som för navigations- och tekniska beräkningar.
Luftens fysikaliska egenskaper inkluderar även sådana begrepp som tröghet, viskositet och kompressibilitet.
Tröghet är en egenskap hos luft som kännetecknar dess förmåga att motstå förändringar i vilotillstånd eller enhetlig linjär rörelse. . Ett mått på tröghet är luftens masstäthet. Ju högre den är, desto högre tröghet och motståndskraft har mediet när flygplanet rör sig i det.
Viskositet Bestämmer luftfriktionsmotståndet när flygplanet rör sig.
Kompressibilitet bestämmer förändringen i luftdensitet med förändringar i tryck. Vid låga hastigheter på flygplanet (upp till 450 km/h) sker ingen tryckförändring när luftflödet strömmar runt det, men vid höga hastigheter börjar kompressibilitetseffekten uppträda. Dess inverkan är särskilt märkbar vid överljudshastigheter. Detta är ett separat område för aerodynamik och ett ämne för en separat artikel :-).
Nåväl, det verkar vara allt för nu... Det är dags att avsluta denna lite tråkiga uppräkning, som dock inte går att undvika :-). Jordens atmosfär, dess parametrar, luftens fysiska egenskaperär lika viktiga för flygplanet som parametrarna för själva enheten, och de kunde inte ignoreras.
Hejdå, tills nästa möten och fler intressanta ämnen :) ...
P.S. Till efterrätt föreslår jag att du tittar på en video filmad från cockpiten på en MIG-25PU tvilling under dess flygning in i stratosfären. Tydligen är den filmad av en turist som har pengar till sådana flygningar :-). Det mesta filmades genom vindrutan. Var uppmärksam på himlens färg...
Det gasformiga höljet som omger vår planet Jorden, känt som atmosfären, består av fem huvudlager. Dessa lager har sitt ursprung på planetens yta, från havsnivån (ibland under) och stiger till yttre rymden i följande sekvens:
- Troposfär;
- Stratosfär;
- Mesosfären;
- Termosfär;
- Exosfär.
Diagram över de viktigaste lagren av jordens atmosfär
Mellan vart och ett av dessa fem huvudlager finns övergångszoner som kallas "pauser" där förändringar i lufttemperatur, sammansättning och densitet inträffar. Tillsammans med pauser omfattar jordens atmosfär totalt 9 lager.
Troposfären: där väder uppstår
Av alla atmosfärens lager är troposfären den som vi är mest bekanta med (oavsett om du inser det eller inte), eftersom vi bor på dess botten - planetens yta. Den omsluter jordens yta och sträcker sig uppåt i flera kilometer. Ordet troposfär betyder "klotets förändring". Ett mycket passande namn, eftersom det här lagret är där vårt vardagsväder uppstår.
Från planetens yta stiger troposfären till en höjd av 6 till 20 km. Den nedre tredjedelen av lagret, närmast oss, innehåller 50 % av alla atmosfäriska gaser. Detta är den enda delen av hela atmosfären som andas. På grund av att luften värms upp underifrån av jordytan, som absorberar solens termiska energi, minskar troposfärens temperatur och tryck med ökande höjd.
På toppen finns ett tunt lager som kallas tropopausen, som bara är en buffert mellan troposfären och stratosfären.
Stratosfären: hem för ozon
Stratosfären är nästa lager av atmosfären. Den sträcker sig från 6-20 km till 50 km över jordens yta. Detta är det lager i vilket de flesta kommersiella flygplan flyger och luftballonger färdas.
Här strömmar luften inte upp och ner, utan rör sig parallellt med ytan i mycket snabba luftströmmar. När du stiger ökar temperaturen, tack vare överflödet av naturligt förekommande ozon (O3), en biprodukt av solstrålning och syre, som har förmågan att absorbera solens skadliga ultravioletta strålar (alla temperaturökningar med höjden i meteorologi är känd som en "inversion").
Eftersom stratosfären har varmare temperaturer i botten och kallare temperaturer på toppen, är konvektion (vertikal rörelse av luftmassor) sällsynt i denna del av atmosfären. Faktum är att du kan se en storm som rasar i troposfären från stratosfären eftersom lagret fungerar som ett konvektionslock som hindrar stormmoln från att tränga in.
Efter stratosfären finns det återigen ett buffertlager, denna gång kallad stratopaus.
Mesosfär: mellanatmosfär
Mesosfären ligger cirka 50-80 km från jordens yta. Övre område Mesosfären är den kallaste naturliga platsen på jorden, där temperaturen kan sjunka under -143°C.
Termosfär: övre atmosfär
Efter mesosfären och mesopausen kommer termosfären, som ligger mellan 80 och 700 km över planetens yta, och innehåller mindre än 0,01 % av den totala luften i atmosfärshöljet. Temperaturerna här når upp till +2000°C, men på grund av luftens extrema tunnhet och avsaknaden av gasmolekyler för att överföra värme, upplevs dessa höga temperaturer som mycket kalla.
Exosfär: gränsen mellan atmosfären och rymden
På en höjd av cirka 700-10 000 km över jordens yta finns exosfären - atmosfärens ytterkant, som gränsar till rymden. Här kretsar vädersatelliter runt jorden.
Hur är det med jonosfären?
Jonosfären är inte ett separat lager, men i själva verket används termen för att referera till atmosfären mellan 60 och 1000 km höjd. Den omfattar de översta delarna av mesosfären, hela termosfären och en del av exosfären. Jonosfären har fått sitt namn för att i denna del av atmosfären joniseras strålningen från solen när den passerar genom jordens magnetfält vid och. Detta fenomen observeras från marken som norrsken.
