Kõik, kes on lennukiga lennanud, on harjunud sellise sõnumiga: "meie lend on 10 000 m kõrgusel, temperatuur üle parda on 50 °C." Tundub, et pole midagi erilist. Mida kaugemal Päikese poolt kuumutatud Maa pinnast, seda külmem. Paljud inimesed arvavad, et temperatuuri langus kõrgusega jätkub pidevalt ja järk-järgult temperatuur langeb, lähenedes ruumi temperatuurile. Muide, teadlased arvasid nii kuni 19. sajandi lõpuni.
Vaatame lähemalt õhutemperatuuri jaotumist Maa kohal. Atmosfäär jaguneb mitmeks kihiks, mis peegeldavad eelkõige temperatuurimuutuste olemust.
Atmosfääri alumist kihti nimetatakse troposfäär, mis tähendab "pöörlemissfäär". Kõik muutused ilmas ja kliimas on just selles kihis toimuvate füüsikaliste protsesside tagajärg. Selle kihi ülemine piir asub seal, kus temperatuuri langus koos kõrgusega asendub selle tõusuga - ligikaudu kl. kõrgusel ekvaatorist 15-16 km ja pooluste kohal 7-8 km.Nagu Maa ise, on ka atmosfäär meie planeedi pöörlemise mõjul pooluste kohal mõnevõrra lapik ja paisub üle ekvaatori. see mõju on atmosfääris palju tugevam kui Maa tahkel kestal Maa pinnalt troposfääri ülemise piiri suunas õhutemperatuur langeb Ekvaatori kohal on minimaalne õhutemperatuur umbes -62 ° C ja pooluste kohal umbes -45 ° C. Parasvöötme laiuskraadidel on üle 75% atmosfääri massist troposfääris. Troopikas umbes 90% atmosfääri troposfääri massidest.
1899. aastal leiti vertikaalses temperatuuriprofiilis teatud kõrgusel miinimum ja seejärel temperatuur veidi tõusis. Selle tõusu algus tähendab üleminekut järgmisele atmosfääri kihile - kuni stratosfäär, mis tähendab "kihtsfäär". Termin stratosfäär tähendab ja peegeldab endist ideed troposfääri kohal paikneva kihi unikaalsusest. Stratosfäär ulatub umbes 50 km kõrgusele maapinnast. Selle tunnuseks on , eelkõige õhutemperatuuri järsk tõus Seda temperatuuri tõusu seletatakse osooni moodustumise reaktsiooniga – üks peamisi keemilised reaktsioonid atmosfääris esinev.
Põhiosa osoonist on koondunud umbes 25 km kõrgusele, kuid üldiselt on osoonikiht piki kõrgust tugevalt venitatud kest, mis katab peaaegu kogu stratosfääri. Hapniku koostoime ultraviolettkiirtega on üks soodsaid protsesse maakera atmosfääris, mis aitab kaasa elu säilimisele maa peal. Selle energia neeldumine osooniga takistab selle liigset voolamist maapinnale, kus tekib täpselt selline energiatase, mis on eksistentsiks sobiv. maised vormid elu. Osonosfäär neelab osa atmosfääri läbivast kiirgusenergiast. Selle tulemusena tekib osonosfääris vertikaalne õhutemperatuuri gradient ligikaudu 0,62 °C 100 m kohta, st temperatuur tõuseb kõrgusega kuni stratosfääri ülemise piirini - stratopausini (50 km), ulatudes vastavalt mõned andmed, 0 °C.
50–80 km kõrgusel on atmosfäärikiht, mida nimetatakse mesosfäär. Sõna "mesosfäär" tähendab "vahesfääri", siin jätkab õhutemperatuuri langus kõrgusega. Mesosfääri kohal kihis nn termosfäär, tõuseb temperatuur uuesti kõrgusega kuni umbes 1000 °C ja langeb seejärel väga kiiresti -96 °C-ni. Siiski ei lange see lõputult, siis tõuseb temperatuur uuesti.
Termosfäär on esimene kiht ionosfäär. Erinevalt eelnevalt mainitud kihtidest ei erista ionosfääri temperatuuri järgi. Ionosfäär on elektrilise iseloomuga piirkond, tänu millele saab võimalikuks mitut tüüpi raadioside. Ionosfäär on jagatud mitmeks kihiks, mis tähistab neid tähtedega D, E, F1 ja F2. Neil kihtidel on ka erinimetused. Kihtideks jagunemist põhjustavad mitmed põhjused, millest olulisim on kihtide ebavõrdne mõju raadiolainete läbipääsule. Alumine kiht D neelab peamiselt raadiolaineid ja takistab seega nende edasist levimist. Kõige paremini uuritud kiht E asub umbes 100 km kõrgusel maapinnast. Seda nimetatakse ka Kennelly-Heaviside kihiks Ameerika ja Inglise teadlaste nimede järgi, kes selle samaaegselt ja iseseisvalt avastasid. Kiht E, nagu hiiglaslik peegel, peegeldab raadiolaineid. Tänu sellele kihile liiguvad pikad raadiolained kaugemale kui eeldaks ainult sirgjooneliselt levides, ilma E-kihilt peegeldumata.Samuti on F-kihil sarnased omadused.Seda nimetatakse ka Appletoni kihiks. Koos Kennelly-Heaviside kihiga peegeldab see raadiolaineid maapealsetele raadiojaamadele.Selline peegeldus võib esineda erinevate nurkade all. Appletoni kiht asub umbes 240 km kõrgusel.
Sageli nimetatakse atmosfääri äärepoolseimat piirkonda, ionosfääri teist kihti eksosfäär. See termin tähistab kosmose äärealade olemasolu Maa lähedal. Raske on täpselt kindlaks teha, kus atmosfäär lõpeb ja ruum algab, kuna atmosfäärigaaside tihedus väheneb järk-järgult kõrgusega ja atmosfäär ise muutub järk-järgult peaaegu vaakumiks, milles kohtuvad ainult üksikud molekulid. Juba umbes 320 km kõrgusel on atmosfääri tihedus nii madal, et molekulid suudavad üksteisega kokku põrkamata läbida rohkem kui 1 km. Selle ülemise piirina toimib atmosfääri välimine osa, mis asub 480–960 km kõrgusel.
Rohkem infot atmosfääris toimuvate protsesside kohta leiab kodulehelt "Maa kliima"
Atmosfäär hakkas tekkima koos Maa tekkega. Planeedi evolutsiooni käigus ja selle parameetrite lähenedes tänapäevastele väärtustele toimusid selle keemilises koostises ja füüsikalistes omadustes põhimõttelised kvalitatiivsed muutused. Evolutsioonimudeli järgi oli Maa varajases staadiumis sulas olekus ja tekkis umbes 4,5 miljardit aastat tagasi tahke. Seda verstaposti peetakse geoloogilise kronoloogia alguseks. Sellest ajast alates algas atmosfääri aeglane areng. Mõnede geoloogiliste protsessidega (näiteks vulkaanipursete ajal tekkinud laavavalamine) kaasnes gaaside eraldumine Maa soolestikust. Nende hulka kuulusid lämmastik, ammoniaak, metaan, veeaur, CO2 oksiid ja CO2 süsinikdioksiid. Päikese ultraviolettkiirguse mõjul lagunes veeaur vesinikuks ja hapnikuks, eralduv hapnik aga reageeris vingugaasiga, moodustades süsihappegaasi. Ammoniaak lagunes lämmastikuks ja vesinikuks. Difusiooniprotsessis vesinik tõusis üles ja lahkus atmosfäärist, samas kui raskem lämmastik ei pääsenud välja ja kogunes järk-järgult, saades põhikomponendiks, kuigi osa sellest seoti keemiliste reaktsioonide tulemusena molekulideks ( cm. ATmosfääri KEEMIA). Ultraviolettkiirte ja elektrilahenduste mõjul toimus Maa algses atmosfääris olnud gaaside segu keemilistes reaktsioonides, mille tulemusena tekkisid orgaanilised ained, eriti aminohapped. Primitiivsete taimede tulekuga algas fotosünteesi protsess, millega kaasnes hapniku vabanemine. See gaas, eriti pärast difusiooni ülemistesse atmosfäärikihtidesse, hakkas kaitsma oma alumisi kihte ja Maa pinda eluohtliku ultraviolett- ja röntgenikiirguse eest. Teoreetiliste hinnangute kohaselt võib praegusest 25 000 korda madalam hapnikusisaldus juba praegu kaasa tuua osoonikihi tekke, mille sisaldus on praegusest vaid poole väiksem. Sellest aga juba piisab, et tagada organismide väga oluline kaitse ultraviolettkiirte kahjuliku mõju eest.
Tõenäoliselt sisaldas esmane atmosfäär palju süsihappegaasi. Seda tarbiti fotosünteesi käigus ja selle kontsentratsioon pidi vähenema taimemaailma arenedes ja ka mõne geoloogilise protsessi käigus toimunud neeldumise tõttu. Niivõrd kui kasvuhooneefekt Seoses süsihappegaasi olemasoluga atmosfääris on selle kontsentratsiooni kõikumine üheks oluliseks põhjuseks nii ulatuslikele kliimamuutustele Maa ajaloos, nagu nt. jääajad.
Kaasaegses atmosfääris esinev heelium enamjaolt on uraani, tooriumi ja raadiumi radioaktiivse lagunemise saadus. Need radioaktiivsed elemendid eraldavad a-osakesi, mis on heeliumi aatomite tuumad. Kuna elektrilaeng ei teki ega kao radioaktiivse lagunemise käigus, siis iga a-osakese moodustumisel tekib kaks elektroni, mis a-osakestega rekombineerides moodustavad neutraalsed heeliumi aatomid. Radioaktiivsed elemendid sisalduvad kivimite paksuses hajutatud mineraalides, mistõttu nendesse salvestub oluline osa radioaktiivse lagunemise tulemusena tekkinud heeliumist, lendudes atmosfääri väga aeglaselt. Teatud kogus heeliumi tõuseb difusiooni tõttu üles eksosfääri, kuid pideva sissevoolu tõttu maapinnalt jääb selle gaasi maht atmosfääris peaaegu muutumatuks. Tähevalguse spektraalanalüüsi ja meteoriitide uurimise põhjal on võimalik hinnata erinevate liikide suhtelist arvukust. keemilised elemendid universumis. Neooni kontsentratsioon kosmoses on umbes kümme miljardit korda suurem kui Maal, krüptoni - kümme miljonit korda ja ksenooni - miljon korda. Sellest järeldub, et nende inertsete gaaside kontsentratsioon, mis ilmselt esinesid algselt Maa atmosfääris ja ei täitunud keemiliste reaktsioonide käigus, vähenes oluliselt, tõenäoliselt isegi Maa esmase atmosfääri kadumise staadiumis. Erandiks on inertgaasi argoon, kuna see moodustub endiselt kaaliumiisotoobi radioaktiivse lagunemise protsessis isotoobi 40 Ar kujul.
Õhurõhu jaotus.
Atmosfäärigaaside kogumass on ligikaudu 4,5 10 15 tonni. Seega on atmosfääri "mass" pindalaühiku kohta ehk atmosfäärirõhk merepinnal ligikaudu 11 t / m 2 = 1,1 kg / cm 2. Rõhk võrdne P 0 \u003d 1033,23 g / cm 2 \u003d 1013,250 mbar \u003d 760 mm Hg. Art. = 1 atm, mis on standardne keskmine atmosfäärirõhk. Hüdrostaatilises tasakaalus oleva atmosfääri jaoks on meil: d P= -rgd h, mis tähendab, et kõrguste intervallil alates h enne h+d h esineb võrdsus atmosfäärirõhu muutuse vahel d P ja atmosfääri vastava elemendi kaal pindalaühiku, tiheduse r ja paksusega d h. Rõhu suhtena R ja temperatuur T kasutatakse ideaalse tihedusega r gaasi olekuvõrrandit, mis on üsna rakendatav Maa atmosfääri jaoks: P= r R T/m, kus m on molekulmass ja R = 8,3 J/(K mol) on universaalne gaasikonstant. Siis dlog P= – (m g/RT)d h= -bd h= – d h/H, kus rõhugradient on logaritmilisel skaalal. H pöördväärtust tuleb nimetada atmosfääri kõrguse skaalaks.
Kui integreerida see võrrand isotermilise atmosfääri jaoks ( T= const) või, kui selline lähendus on vastuvõetav, saadakse rõhu jaotuse baromeetriline seadus kõrgusega: P = P 0 exp (- h/H 0), kus kõrgusnäit h toodetud ookeani tasemelt, kus on standardne keskmine rõhk P 0 . Väljendus H 0 = R T/ mg, nimetatakse kõrgusskaalaks, mis iseloomustab atmosfääri ulatust eeldusel, et temperatuur selles on kõikjal ühesugune (isotermiline atmosfäär). Kui atmosfäär ei ole isotermiline, on vaja integreerida, võttes arvesse temperatuuri muutust kõrgusega ja parameetrit H- atmosfääri kihtide mõni lokaalne omadus, olenevalt nende temperatuurist ja keskkonna omadustest.
Standardne atmosfäär.
Mudel (peamiste parameetrite väärtuste tabel), mis vastab standardrõhule atmosfääri aluses R 0 ja keemilist koostist nimetatakse standardatmosfääriks. Täpsemalt on see atmosfääri tingimuslik mudel, mille temperatuuri, rõhu, tiheduse, viskoossuse ja muude õhuomaduste keskmised väärtused laiuskraadil 45° 32° 33° on seatud kõrgusele alates 2 km merepinnast. Maa atmosfääri välispiirini. Keskmise atmosfääri parameetrid kõigil kõrgustel arvutati ideaalse gaasi olekuvõrrandi ja baromeetrilise seaduse abil eeldades, et merepinnal on rõhk 1013,25 hPa (760 mmHg) ja temperatuur 288,15 K (15,0 °C). Vastavalt vertikaalse temperatuurijaotuse olemusele koosneb keskmine atmosfäär mitmest kihist, millest igaühes on temperatuur ligikaudne kõrguse lineaarse funktsiooniga. Kõige madalamas kihis - troposfääris (h Ј 11 km) langeb temperatuur iga tõusukilomeetriga 6,5 ° C. Suurel kõrgusel muutub vertikaalse temperatuurigradiendi väärtus ja märk kihiti. Üle 790 km on temperatuur umbes 1000 K ja kõrgusega praktiliselt ei muutu.
Standardatmosfäär on perioodiliselt uuendatav legaliseeritud standard, mis antakse välja tabelite kujul.
| Tabel 1. STANDARDNE MAA ATmosfääri MUDEL. Tabel näitab: h- kõrgus merepinnast, R- surve, T– temperatuur, r – tihedus, N on molekulide või aatomite arv ruumalaühikus, H- kõrgusskaala, l on vaba tee pikkus. Rakettide andmete põhjal saadud rõhk ja temperatuur 80–250 km kõrgusel on madalamad. Üle 250 km kõrguste ekstrapoleeritud väärtused ei ole väga täpsed. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g / cm3) | N(cm-3) | H(km) | l(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 10 -3 | 2.55 10 19 | 8,4 | 7,4 10 -6 |
| 1 | 899 | 281 | 1.11 10 -3 | 2.31 10 19 | 8,1 10 -6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1,01 10 -3 | 2.10 10 19 | 8,9 10 -6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9,1 10 -4 | 1,89 10 19 | 9,9 10 -6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2 10 -4 | 1,70 10 19 | 1,1 10 -5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4 10 -4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2 10 -5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6 10 -4 | 1,37 10 19 | 1,4 10 -5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5,2 10 -4 | 1.09 10 19 | 1,7 10 -5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4,1 10 -4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2 10 -5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93 10 -4 | 4,0 10 18 | 4,6 10 -5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9 10 -5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0 10 -4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9 10 -5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8 10 -4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9 10 -6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4 10 -3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1.15 10 -6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5 10 -3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9 10 -7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1,1 10 -7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7 10 -8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8 10 -3 | 210 | 5,0 10 -9 | 9 10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8 10 -4 | 230 | 8,8 10 -10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7 10 -4 | 260 | 2,1 10 –10 | 5,4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6 10 -5 | 300 | 5,6 10 -11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5 10 -6 | 450 | 3,2 10 -12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 10 3 |
| 200 | 5 10 -7 | 700 | 1,6 10 -13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9 10 -8 | 800 | 3 10-14 | 8 10 8 | 40 | 3 10 5 |
| 300 | 4 10 -8 | 900 | 8 10 -15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8 10 -9 | 1000 | 1 10-15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2 10 -9 | 1000 | 2 10-16 | 1 10 7 | 70 | |
| 700 | 2 10–10 | 1000 | 2 10-17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1 10–11 | 1000 | 1 10-18 | 1 10 5 | 80 | |
Troposfäär.
Madalaim ja kõige rohkem tihe kiht Atmosfääri, kus temperatuur langeb kõrgusega kiiresti, nimetatakse troposfääriks. See sisaldab kuni 80% atmosfääri kogumassist ning ulatub polaar- ja keskmistel laiuskraadidel 8–10 km kõrgusele ning troopikas kuni 16–18 km kõrgusele. Siin arenevad pea kõik ilmatekivad protsessid, Maa ja selle atmosfääri vahel toimub soojus- ja niiskusvahetus, tekivad pilved, tekivad mitmesugused meteoroloogilised nähtused, tekivad udud ja sademed. Need maakera atmosfääri kihid on konvektiivses tasakaalus ja aktiivse segunemise tõttu on neil ühtlane keemiline koostis, peamiselt molekulaarsest lämmastikust (78%) ja hapnikust (21%). Valdav enamus looduslikest ja tehislikest aerosoolidest ja gaasilistest õhusaasteainetest on koondunud troposfääri. Kuni 2 km paksuse troposfääri alumise osa dünaamika sõltub tugevalt Maa aluspinna omadustest, mis määrab õhu (tuule) horisontaalse ja vertikaalse liikumise, mis on tingitud soojuse ülekandest soojemalt maalt läbi. maapinna infrapunakiirgus, mis neelab troposfääris peamiselt veeauru ja süsihappegaasi (kasvuhooneefekt). Temperatuuri jaotus kõrgusega määratakse turbulentse ja konvektiivse segamise tulemusena. Keskmiselt vastab see temperatuuri langusele kõrgusega umbes 6,5 K/km.
Pinnapealses piirkihis suureneb tuule kiirus esmalt kiiresti kõrgusega ja kõrgemal jätkab selle suurenemist 2–3 km/s kilomeetri kohta. Mõnikord on troposfääris kitsad planetaarsed ojad (kiirusega üle 30 km/s), läänepoolsed keskmistel laiuskraadidel ja idapoolsed ekvaatori lähedal. Neid nimetatakse jugavooludeks.
tropopaus.
Troposfääri ülemisel piiril (tropopausis) saavutab temperatuur madalama atmosfääri taseme. See on üleminekukiht troposfääri ja selle kohal oleva stratosfääri vahel. Tropopausi paksus on sadadest meetritest 1,5–2 km-ni ning temperatuur ja kõrgus vastavalt 190–220 K ja 8–18 km, olenevalt geograafilisest laiuskraadist ja aastaajast. Parasvöötme ja kõrgetel laiuskraadidel on see talvel 1–2 km madalam kui suvel ja 8–15 K soojem. Troopikas on hooajalisi muutusi palju vähem (kõrgus 16–18 km, temperatuur 180–200 K). Eespool reaktiivvoolud tropopausi võimalik rebend.
Vesi Maa atmosfääris.
Maa atmosfääri olulisim omadus on olulisel määral veeauru ja vee olemasolu tilkade kujul, mis on kõige kergemini jälgitav pilvede ja pilvestruktuuride kujul. Taeva pilvisusastet (teatud hetkel või keskmiselt teatud aja jooksul), väljendatuna 10-pallisel skaalal või protsentides, nimetatakse pilvisuseks. Pilvede kuju määrab rahvusvaheline klassifikatsioon. Keskmiselt katavad pilved umbes poole maakerast. Pilvisus - oluline tegur ilma ja kliima kirjeldamine. Talvel ja öösel takistab pilvisus maapinna ja pinnapealse õhukihi temperatuuri langust, suvel ja päeval nõrgendab maapinna kuumenemist päikesekiirte toimel, pehmendades kliimat mandrite sees.
Pilved.
Pilved on atmosfääris hõljuvate veepiiskade (veepilved), jääkristallide (jääpilved) või mõlema (segapilved) kuhjumised. Kui tilgad ja kristallid muutuvad suuremaks, kukuvad nad sademete kujul pilvedest välja. Pilved tekivad peamiselt troposfääris. Need tekivad õhus sisalduva veeauru kondenseerumisel. Pilvepiiskade läbimõõt on suurusjärgus mitu mikronit. Vedela vee sisaldus pilvedes on fraktsioonidest mitme grammi m3 kohta. Pilved eristatakse kõrguse järgi: Rahvusvahelise klassifikatsiooni järgi eristatakse 10 perekonda pilvi: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, stratonimbus, stratus, stratocumulus, Cumulonimbus, cumulus.
Samuti on stratosfääris täheldatud pärlmutterpilvi, mesosfääris aga udupilvi.
Rünkpilved - läbipaistvad pilved õhukeste valgete niitide või siidise läikega looritena, mis ei jäta varju. Rünkpilved koosnevad jääkristallidest ja tekivad troposfääri ülaosas väga madalatel temperatuuridel. Teatud tüüpi rünkpilved on ilmamuutuste esilekutsujad.
Rünkpilved on õhukeste valgete pilvede seljad või kihid troposfääri ülaosas. Ringpilved on ehitatud väikestest elementidest, mis näevad välja nagu helbed, lained, väikesed varjudeta pallid ja koosnevad peamiselt jääkristallidest.
Rünkpilved - valkjas poolläbipaistev loor troposfääri ülaosas, tavaliselt kiuline, mõnikord udune, mis koosneb väikestest nõel- või sammaskujulistest jääkristallidest.
Altocumulus pilved on troposfääri alumise ja keskmise kihi valged, hallid või valge-hallid pilved. Altocumulus pilved näevad välja nagu kihid ja seljad, justkui ehitatud üksteise kohal asetsevatest plaatidest, ümaratest massidest, šahtidest, helvestest. Altocumulus pilved tekivad intensiivse konvektiivse tegevuse käigus ja koosnevad tavaliselt ülejahtunud veepiiskadest.
Altostratuspilved on kiud- või ühtlase struktuuriga hallid või sinakad pilved. Troposfääri keskmises osas täheldatakse Altostratuse pilvi, mis ulatuvad mitme kilomeetri kõrgusele ja mõnikord tuhandeid kilomeetreid horisontaalsuunas. Tavaliselt on altostratuspilved osa frontaalpilvesüsteemidest, mis on seotud õhumasside tõusva liikumisega.
Nimbostratuse pilved - madal (alates 2 km ja üle selle) ühtlase halli värvi amorfne pilvekiht, mis põhjustab pilves vihma või lund. Nimbostratuse pilved - kõrgelt arenenud vertikaalselt (kuni mitu km) ja horisontaalselt (mitu tuhat km), koosnevad ülejahtunud veepiiskadest, mis on segatud lumehelvestega, mida tavaliselt seostatakse atmosfäärifrontidega.
Kihtpilved - madalama astme pilved homogeense kihi kujul, ilma kindlate piirjoonteta, halli värvi. Kihtpilvede kõrgus maapinnast on 0,5–2 km. Kihtpilvedest sajab kohati hoovihma.
Rünksajupilved on päeva jooksul tihedad, helevalged pilved, millel on oluline vertikaalne areng (kuni 5 km või rohkem). Rünkpilvede ülemised osad näevad välja nagu ümarate piirjoontega kuplid või tornid. Rünkpilved tekivad tavaliselt konvektsioonipilvedena külmas õhumassis.
Kihtpilved - madalad (alla 2 km) pilved hallide või valgete mittekiuliste kihtidena või ümarate suurte plokkide seljanditena. Kihkpilvede vertikaalne paksus on väike. Aeg-ajalt annavad kihtrünkpilved kergeid sademeid.
Rünksajupilved on tugeva vertikaalse arenguga (kuni 14 km kõrguseni) võimsad ja tihedad pilved, mis annavad tugevat vihmasadu koos äikese, rahe, tuiskidega. Rünkpilved arenevad välja võimsatest rünkpilvedest, erinedes neist üleval koosneb jääkristallidest.
Stratosfäär.
Tropopausi kaudu, keskmiselt 12–50 km kõrgusel, läheb troposfäär stratosfääri. Alumises osas ca 10 km, s.o. kuni umbes 20 km kõrguseni on see isotermiline (temperatuur umbes 220 K). Seejärel suureneb see kõrgusega, ulatudes 50–55 km kõrgusel maksimaalselt umbes 270 K-ni. Siin on stratosfääri ja seda ümbritseva mesosfääri vaheline piir, mida nimetatakse stratopausiks. .
Stratosfääris on palju vähem veeauru. Sellegipoolest on aeg-ajalt täheldatud õhukesi poolläbipaistvaid pärlmutterpilvi, mis aeg-ajalt tekivad stratosfääris 20–30 km kõrgusel. Pärlmutterpilved on nähtavad pimedas taevas pärast päikeseloojangut ja enne päikesetõusu. Kujult meenutavad pärlmutterpilved rünk- ja rünkpilvi.
Keskmine atmosfäär (mesosfäär).
Umbes 50 km kõrgusel algab mesosfäär laia temperatuuri maksimumi tipuga. . Temperatuuri tõusu põhjus selle maksimumi piirkonnas on eksotermiline (s.o. millega kaasneb soojuse eraldumine) osooni lagunemise fotokeemiline reaktsioon: O 3 + hv® O 2 + O. Osoon tekib molekulaarse hapniku O 2 fotokeemilise lagunemise tulemusena
Umbes 2+ hv® O + O ja sellele järgnev aatomi ja hapnikumolekuli kolmikkokkupõrke reaktsioon mõne kolmanda molekuliga M.
O + O 2 + M ® O 3 + M
Osoon neelab ahnelt ultraviolettkiirgust piirkonnas 2000–3000 A ja see kiirgus soojendab atmosfääri. Osoon, mis asub atmosfääri ülemistes kihtides, toimib omamoodi kilbina, mis kaitseb meid päikese ultraviolettkiirguse eest. Ilma selle kilbita poleks elu arendamine Maal selle tänapäevastes vormides vaevalt võimalik olnud.
Üldiselt langeb atmosfääri temperatuur kogu mesosfääris mesosfääri ülemisel piiril minimaalse väärtuseni umbes 180 K (nimetatakse mesopausiks, kõrgus on umbes 80 km). Mesopausi läheduses võib 70–90 km kõrgusel tekkida väga õhuke jääkristallide kiht ning vulkaani- ja meteoriiditolmu osakesi, mida vaadeldakse kauni udupilvede vaatepildina. veidi pärast päikeseloojangut.
Mesosfääris põletatakse enamjaolt Maale langevad väikesed tahked meteoriidiosakesed, mis põhjustavad meteooride fenomeni.
Meteoorid, meteoriidid ja tulekerad.
Meteoroidideks nimetatakse põletusi ja muid nähtusi Maa atmosfääri ülemistes kihtides, mis on põhjustatud sellesse tungimisest kiirusega 11 km/s ja kõrgemal kui tahked kosmilised osakesed või kehad. On täheldatud heledat meteoori jälge; nimetatakse kõige võimsamaid nähtusi, millega sageli kaasneb meteoriitide langemine tulekerad; meteoore seostatakse meteoorisadudega.
meteoriidisadu:
1) nähtus, et mitu meteoori langeb mitme tunni või päeva jooksul ühest kiirgusest.
2) meteoroidide sülem, mis liigub ühel orbiidil ümber Päikese.
Meteoride süstemaatiline ilmumine teatud taevapiirkonda ja teatud päevadel aastas, mis on põhjustatud Maa orbiidi ristumistest paljude meteoriidikehade ühise orbiidiga, mis liiguvad ligikaudu samadel ja võrdselt suunatud kiirustel, mille tõttu teerajad taevas näivad väljuvat ühest ühisest punktist (kiirgavast) . Need on oma nime saanud selle tähtkuju järgi, kus radiant asub.
Meteoorisajud jätavad oma valgusefektidega sügava mulje, kuid üksikuid meteoore näeb harva. Palju rohkem on nähtamatuid meteoore, mis on liiga väikesed, et neid näha hetkel, mil atmosfäär neelab neid. Mõned väikseimad meteoorid ilmselt üldse ei kuumene, vaid jäävad ainult atmosfääri poolt kinni. Neid väikeseid osakesi, mille suurus ulatub mõnest millimeetrist kuni kümnetuhandik millimeetrini, nimetatakse mikrometeoriitideks. Iga päev atmosfääri siseneva meteoriidi kogus on 100–10 000 tonni, kusjuures suurem osa sellest ainest on mikrometeoriidid.
Kuna meteoriitne aine põleb atmosfääris osaliselt ära, täiendatakse selle gaasi koostist mitmesuguste keemiliste elementide jälgedega. Näiteks toovad kivimeteoorid atmosfääri liitiumi. Metallmeteooride põlemisel tekivad pisikesed sfäärilised raua, raud-nikli ja muud tilgad, mis läbivad atmosfääri ja ladestuvad maapinnale. Neid võib leida Gröönimaal ja Antarktikas, kus jääkiht püsib aastaid peaaegu muutumatuna. Okeanoloogid leiavad neid ookeani põhjasetetest.
Enamik atmosfääri sisenevatest meteooriosakestest ladestub ligikaudu 30 päeva jooksul. Mõned teadlased usuvad, et see kosmiline tolm mängib olulist rolli selliste atmosfäärinähtuste, nagu vihm, tekkes, kuna see toimib veeauru kondenseerumise tuumadena. Seetõttu eeldatakse, et sademed on statistiliselt seotud suurte meteoorisadudega. Mõned eksperdid aga arvavad, et kuna meteoriidi kogusisend on mitukümmend korda suurem kui isegi suurima meteoorisadu korral, võib ühe sellise vihmasaju tagajärjel tekkiva selle materjali koguhulga muutuse tähelepanuta jätta.
Siiski pole kahtlust, et suurimad mikrometeoriidid ja nähtavad meteoriidid jätavad atmosfääri kõrgetesse kihtidesse, peamiselt ionosfääri, pikad ionisatsiooni jäljed. Selliseid jälgi saab kasutada kaugraadioside jaoks, kuna need peegeldavad kõrgsageduslikke raadiolaineid.
Atmosfääri sisenevate meteooride energia kulutatakse peamiselt ja võib-olla täielikult selle soojendamisele. See on atmosfääri soojusbilansi üks väiksemaid komponente.
Meteoriit on looduslikku päritolu tahke keha, mis langes kosmosest Maa pinnale. Tavaliselt eristatakse kivi-, raud-kivi- ja raudmeteoriite. Viimased koosnevad peamiselt rauast ja niklist. Leitud meteoriitidest on enamik kaaluga mitu grammi kuni mitu kilogrammi. Suurim leitud Goba raudmeteoriit kaalub umbes 60 tonni ja asub endiselt samas kohas, kus see avastati, Lõuna-Aafrikas. Enamik meteoriite on asteroidide killud, kuid mõned meteoriidid võivad olla Maale tulnud Kuult ja isegi Marsilt.
Tulekera on väga hele meteoor, mida mõnikord vaadeldakse isegi päeval, jättes sageli maha suitsuse jälje ja millega kaasnevad helinähtused; sageli lõpeb meteoriitide langemisega.
Termosfäär.
Mesopausi temperatuuri miinimumist kõrgemal algab termosfäär, mille puhul temperatuur hakkab alguses aeglaselt ja seejärel kiiresti uuesti tõusma. Põhjuseks on ultraviolettkiirguse, päikesekiirguse neeldumine 150–300 km kõrgusel aatomihapniku ionisatsiooni tõttu: O + hv® O + + e.
Termosfääris tõuseb temperatuur pidevalt umbes 400 km kõrgusele, kus päikese aktiivsuse maksimumi ajal jõuab see päeval 1800 K. Miinimumajal võib see piirtemperatuur olla alla 1000 K. Üle 400 km, läheb atmosfäär isotermiliseks eksosfääriks. Kriitiline tase (eksosfääri alus) asub umbes 500 km kõrgusel.
Aurorad ja paljud tehissatelliitide orbiidid, aga ka ööpilved – kõik need nähtused esinevad mesosfääris ja termosfääris.
Polaartuled.
Kõrgetel laiuskraadidel täheldatakse magnetvälja häirete ajal aurorasid. Need võivad kesta mitu minutit, kuid sageli on need nähtavad mitu tundi. Aurorad on väga erineva kuju, värvi ja intensiivsuse poolest, mis kõik muutuvad mõnikord aja jooksul väga kiiresti. Aurora spekter koosneb emissioonijoontest ja -ribadest. Osa öisest taevast lähtuvatest heitkogustest on aurora spektris võimendatud, peamiselt l 5577 Å ja l 6300 Å hapniku roheline ja punane joon. Juhtub, et üks neist joontest on mitu korda intensiivsem kui teine ja see määrab sära nähtava värvi: roheline või punane. Magnetvälja häiretega kaasnevad ka raadioside häired polaaraladel. Häire on põhjustatud muutustest ionosfääris, mis tähendab, et magnettormide ajal töötab võimas ionisatsiooniallikas. On kindlaks tehtud, et päikeseketta keskkoha lähedal esinevad tugevad magnettormid suured rühmad laigud. Vaatlused on näidanud, et tormid ei ole seotud täppide endi, vaid nendega päikesekiirte, mis tekivad täppide rühma kujunemise käigus.
Aurorad on erineva intensiivsusega valgusvahemik, mille kiiret liikumist on täheldatud Maa kõrgetel laiuskraadidel. Visuaalne aurora sisaldab rohelist (5577Å) ja punast (6300/6364Å) aatomihapniku emissioonijoont ja N 2 molekulaarribasid, mida erutavad päikese- ja magnetosfääri päritolu energeetilised osakesed. Neid heitmeid kuvatakse tavaliselt umbes 100 km kõrgusel ja kõrgemal. Terminit optiline aurora kasutatakse visuaalsete aurorade ja nende infrapuna-ultravioletsete kiirgusspektri tähistamiseks. Kiirgusenergia spektri infrapunases osas ületab oluliselt nähtava piirkonna energiat. Aurora ilmumisel täheldati emissioone ULF-i vahemikus (
Aurora tegelikke vorme on raske klassifitseerida; Kõige sagedamini kasutatakse järgmisi termineid:
1. Rahulikud ühtlased kaared või triibud. Kaar ulatub tavaliselt ~1000 km geomagnetilise paralleeli suunas (polaaraladel Päikese poole) ja selle laius on ühest kuni mitmekümne kilomeetrini. Riba on kaare mõiste üldistus, sellel ei ole tavaliselt korrapärast kaarekujulist kuju, vaid see paindub S-kujuliselt või spiraalidena. Kaared ja ribad asuvad 100–150 km kõrgusel.
2. Aurora kiired . See termin viitab auraalsele struktuurile, mis on venitatud piki magnetvälja jooni vertikaalse pikendusega mitmekümnest kuni mitmesaja kilomeetrini. Kiirte pikkus piki horisontaali on väike, mitmekümnest meetrist mitme kilomeetrini. Kiiri vaadeldakse tavaliselt kaarena või eraldi struktuuridena.
3. Plekid või pinnad . Need on eraldatud kuma-alad, millel ei ole kindlat kuju. Üksikud laigud võivad olla seotud.
4. Loor. Aurora ebatavaline vorm, mis on ühtlane helk, mis katab suuri taevaalasid.
Struktuuri järgi jagunevad aurorad homogeenseteks, poleerivateks ja kiirgavateks. Kasutatakse erinevaid termineid; pulseeriv kaar, pulseeriv pind, hajus pind, kiirgav triip, drap jne. Aurorad on klassifitseeritud nende värvi järgi. Selle klassifikatsiooni järgi aurorad tüüpi AGA. Ülemine osa või üleni on punased (6300–6364 Å). Tavaliselt ilmuvad need kõrge geomagnetilise aktiivsuse ajal 300–400 km kõrgusel.
Aurora tüüp IN on alumises osas punaseks värvitud ja on seotud esimese positiivse N 2 süsteemi ja esimese negatiivse O 2 süsteemi ribade luminestsentsiga. Sellised aurora vormid ilmnevad aurora kõige aktiivsemates faasides.
Tsoonid aurorad – Maapinna kindlas punktis asuvate vaatlejate sõnul on need tsoonid, kus aurorade esinemissagedus on maksimaalne öösel. Tsoonid asuvad 67° põhja- ja lõunalaiusel ning nende laius on umbes 6°. Aurora maksimaalne esinemine, mis vastab praegune hetk geomagnetiline kohalik aeg, esineb ovaalsetes vööndites (aurora oval), mis paiknevad asümmeetriliselt ümber põhja- ja lõunapoolsete geomagnetiliste pooluste. Aurora ovaal on fikseeritud laiuskraadi ja aja koordinaatides ja aurora tsoon on punktide asukoht ovaali keskööpiirkonnas laiuskraadi koordinaatides. Ovaalne vöö asub öises sektoris geomagnetilisest poolusest ligikaudu 23° ja päevases sektoris 15° kaugusel.
Aurora ovaalne ja aurora tsoonid. Aurora ovaali asukoht sõltub geomagnetilisest aktiivsusest. Suure geomagnetilise aktiivsuse korral muutub ovaal laiemaks. Aurora tsoonid või aurora ovaalsed piirid on paremini esindatud L 6.4 kui dipoolkoordinaatidega. Aurora ovaali päevase sektori piiril asuvad geomagnetilised jõujooned langevad kokku magnetopaus. Aurora ovaali asendis toimub muutus sõltuvalt geomagnetilise telje ja Maa-Päikese suuna vahelisest nurgast. Auraalne ovaal määratakse ka teatud energiaga osakeste (elektronide ja prootonite) sadenemise andmete põhjal. Selle asukoha saab andmete põhjal sõltumatult kindlaks määrata kaspakh päeval ja magnetsabas.
Aurorade esinemissageduse päevane kõikumine auroravööndis on geomagnetilisel keskööl maksimaalne ja geomagnetilisel keskpäeval minimaalne. Ovaali lähiekvatoriaalsel küljel väheneb järsult aurorade esinemissagedus, kuid ööpäevaste variatsioonide kuju säilib. Ovaali polaarküljel väheneb aurorade esinemissagedus järk-järgult ja seda iseloomustavad keerulised ööpäevased muutused.
Aurorade intensiivsus.
Aurora intensiivsus määratakse näiva heleduspinna mõõtmisega. Heleduspind ma aurorad teatud suunas määratakse koguheite järgi 4p ma footon/(cm 2 s). Kuna see väärtus ei ole tegelik pinna heledus, vaid kujutab emissiooni sambast, kasutatakse aurorade uurimisel tavaliselt ühikut footon/(cm 2 kolonn s). Tavaline koguemissiooni mõõtmise ühik on Rayleigh (Rl), mis on võrdne 10 6 footoni / (cm 2 kolonni s). Praktilisem auraalse intensiivsuse ühik määratakse ühe joone või riba emissioonide põhjal. Näiteks aurorade intensiivsus määratakse rahvusvaheliste heleduse koefitsientide (ICF) abil. rohelise joone intensiivsuse andmetel (5577 Å); 1 kRl = I MKH, 10 kRl = II MKH, 100 kRl = III MKH, 1000 kRl = IV MKH (maksimaalne aurora intensiivsus). Seda klassifikatsiooni ei saa kasutada punaste aurorade puhul. Üks epohhi (1957–1958) avastusi oli aurorade ruumilise ja ajalise jaotuse kindlaksmääramine magnetpooluse suhtes nihkunud ovaali kujul. Lihtsatest ideedest aurorade jaotuse ümmarguse kuju kohta magnetpooluse suhtes, viidi lõpule üleminek magnetosfääri kaasaegsele füüsikale. Avastuse au kuulub O. Khoroševale ning G. Starkovile, J. Feldšteinile, S-I. Aurora ovaal on päikesetuule kõige intensiivsema mõju piirkond Maa ülemistele atmosfäärikihtidele. Aurorade intensiivsus on suurim ovaalis ja selle dünaamikat jälgivad pidevalt satelliidid.
Stabiilsed auraalsed punased kaared.
Ühtlane auraalne punane kaar, muidu nimetatakse keskmise laiuskraadi punaseks kaareks või M-kaar, on subvisuaalne (alla silma tundlikkuse piiri) lai kaar, mis ulatub idast läände tuhandete kilomeetrite pikkuseks ja ümbritseb võib-olla kogu Maad. Kaare laiuskraad on 600 km. Stabiilse auraalse punase kaare emissioon on punastel joontel l 6300 Å ja l 6364 Å peaaegu monokromaatiline. Hiljuti on teatatud ka nõrkadest emissioonijoontest l 5577 Å (OI) ja l 4278 Å (N + 2). Püsivad punased kaared klassifitseeritakse auroradeks, kuid need ilmuvad palju kõrgematel kõrgustel. Alumine piir asub 300 km kõrgusel, ülemine piir on umbes 700 km kõrgusel. Vaikse auraalse punase kaare intensiivsus l 6300 Å emissioonis on vahemikus 1 kuni 10 kRl (tüüpiline väärtus on 6 kRl). Silma tundlikkuslävi sellel lainepikkusel on umbes 10 kR, seega on kaari visuaalselt harva täheldatud. Kuid vaatlused on näidanud, et nende heledus on 10% öödest >50 kR. Kaarete tavaline eluiga on umbes üks päev ja järgnevatel päevadel ilmuvad need harva. Stabiilseid auraalseid punaseid kaarte ristuvate satelliitide või raadioallikate raadiolained alluvad stsintillatsioonile, mis näitab elektrontiheduse ebahomogeensuse olemasolu. Punaste kaarte teoreetiline seletus on see, et piirkonna kuumutatud elektronid F ionosfäärid põhjustavad hapnikuaatomite arvu suurenemist. Satelliidivaatlused näitavad elektronide temperatuuri tõusu piki väljajooni geomagnetiline väli, mis ületavad stabiilseid auraalseid punaseid kaarte. Nende kaare intensiivsus on positiivses korrelatsioonis geomagnetilise aktiivsusega (tormid) ja kaare esinemise sagedus on positiivses korrelatsioonis päikese päikeselaikude aktiivsusega.
Aurora muutumine.
Mõned aurora vormid kogevad kvaasiperioodilisi ja ühtseid ajalisi intensiivsuse variatsioone. Neid ligikaudu paigalseisva geomeetria ja kiirete perioodiliste faasimuutustega aurorasid nimetatakse muutuvateks aurorateks. Neid klassifitseeritakse auroradeks vormid R Vastavalt Rahvusvahelisele Aurora Atlasele Muutuvate aurorade üksikasjalikum alajaotus:
R 1 (pulseeriv aurora) on helendus, mille heleduse faaside kõikumised on kogu aurora ulatuses ühtlased. Ideaalses pulseerivas auroras saab definitsiooni järgi eraldada pulsatsiooni ruumiline ja ajaline osa, s.t. heledus ma(r,t)= I s(r)· I T(t). Tüüpilises auroras R 1, pulsatsioonid esinevad sagedusega 0,01 kuni 10 Hz madala intensiivsusega (1-2 kR). Enamik aurorasid R 1 on laigud või kaared, mis pulseerivad mitme sekundi jooksul.
R 2 (tuline aurora). Seda terminit kasutatakse tavaliselt liikumiste tähistamiseks nagu taevast täitvad leegid, mitte ühe vormi kirjeldamiseks. Aurorad on kaarekujulised ja liiguvad tavaliselt 100 km kõrguselt ülespoole. Need aurorad on suhteliselt haruldased ja esinevad sagedamini väljaspool aurorasid.
R 3 (virvendav aurora). Need on kiire, ebaregulaarse või korrapärase heledusmuutusega aurorad, mis jätavad mulje taevas värelevast leegist. Need ilmuvad vahetult enne aurora kokkuvarisemist. Tavaliselt täheldatud varieerumise sagedus R 3 võrdub 10 ± 3 Hz.
Termin "voogedatav aurora", mida kasutatakse teise pulseerivate aurorade klassi kohta, viitab heleduse ebakorrapärasele kõikumisele, mis liigub kiiresti horisontaalselt kaaretes ja auroraribades.
Muutuv aurora on üks päikese- ja maapealsetest päikese- ja maapealsetest nähtustest, mis kaasnevad päikese- ja magnetosfäärilise päritoluga osakeste sadestumisest põhjustatud geomagnetvälja pulsatsioonide ja auraalse röntgenikiirgusega.
Polaarkübara sära iseloomustab esimese negatiivse N + 2 süsteemi riba kõrge intensiivsus (λ 3914 Å). Tavaliselt on need N + 2 ribad viis korda intensiivsemad kui roheline joon OI l 5577 Å; polaarkübara hõõgumise absoluutne intensiivsus on 0,1–10 kRl (tavaliselt 1–3 kRl). Nende PCA perioodidel ilmuvate auroratega katab ühtlane sära kogu polaarkork kuni geomagnetilise laiuskraadini 60° 30–80 km kõrgusel. Seda tekitavad peamiselt päikese prootonid ja d-osakesed energiaga 10–100 MeV, mis tekitavad nendel kõrgustel ionisatsioonimaksimumi. Aurora tsoonides on teist tüüpi sära, mida nimetatakse mantli auroraks. Seda tüüpi auraalse sära puhul on päevane intensiivsuse maksimum hommikutundidel 1–10 kR ja intensiivsuse miinimum viis korda nõrgem. Vahevöö aurorade vaatlusi on vähe ja nende intensiivsus sõltub geomagnetilisest ja päikese aktiivsusest.
Atmosfääriline sära on määratletud kui kiirgus, mida toodab ja kiirgab planeedi atmosfäär. See on atmosfääri mittesoojuskiirgus, välja arvatud aurorade emissioon, välgulahendused ja meteoorijälgede emissioon. Seda terminit kasutatakse seoses maa atmosfääriga (öövalgus, hämarus ja päevavalgus). Atmosfääri kuma moodustab vaid murdosa atmosfääris saadaolevast valgusest. Teised allikad on tähevalgus, sodiaagivalgus ja päevane hajutatud päikesevalgus. Kohati võib atmosfääri hõõgumine moodustada kuni 40% valguse koguhulgast. Õhukuma esineb erineva kõrguse ja paksusega atmosfäärikihtides. Atmosfääri hõõgumisspekter hõlmab lainepikkusi vahemikus 1000 Å kuni 22,5 µm. Peamine emissioonijoon õhuhõõgus on l 5577 Å, mis ilmub 90–100 km kõrgusel 30–40 km paksuse kihina. Sära välimus on tingitud Champeni mehhanismist, mis põhineb hapnikuaatomite rekombinatsioonil. Teised emissioonijooned on l 6300 Å, mis esinevad dissotsiatiivse O + 2 rekombinatsiooni ja emissiooni korral NI l 5198/5201 Å ja NI l 5890/5896 Å.
Atmosfääri sära intensiivsust mõõdetakse Rayleighs. Heledus (Rayleighs) võrdub 4 rb, kus c on kiirgava kihi heleduse nurkpind ühikutes 10 6 footon/(cm 2 sr s). Sära intensiivsus sõltub laiuskraadist (erinevate emissioonide puhul erinevalt) ja varieerub ka päeva jooksul maksimaalselt kesköö lähedal. Positiivne korrelatsioon täheldati õhusära l 5577 Å emissioonis päikeselaikude arvu ja päikesekiirguse vooga lainepikkusel 10,7 cm Õhuvalgust täheldati satelliitkatsete käigus. Kosmosest vaadatuna näeb see välja nagu valgusrõngas Maa ümber ja on roheka värvusega.
Osonosfäär.
20–25 km kõrgusel on osooni O 3 maksimaalne kontsentratsioon tühise koguse (kuni 2×10–7 hapnikusisaldusest!), mis tekib päikese ultraviolettkiirguse toimel umbes 10–50 kõrgusel. km, saavutatakse, kaitstes planeeti ioniseeriva päikesekiirguse eest. Hoolimata osoonimolekulide äärmiselt väikesest arvust kaitsevad nad kogu elu Maal Päikesest lähtuva lühilaine (ultraviolett- ja röntgenkiirguse) kahjulike mõjude eest. Kui sadestate kõik molekulid atmosfääri põhja, saate kihi paksusega mitte üle 3–4 mm! Kõrgusel üle 100 km suureneb kergete gaaside osakaal ning väga kõrgel on ülekaalus heelium ja vesinik; paljud molekulid dissotsieeruvad eraldi aatomiteks, mis tugeva päikesekiirguse mõjul ioniseerituna moodustavad ionosfääri. Õhu rõhk ja tihedus Maa atmosfääris vähenevad kõrgusega. Sõltuvalt temperatuurijaotusest jaguneb Maa atmosfäär troposfääriks, stratosfääriks, mesosfääriks, termosfääriks ja eksosfääriks. .
20-25 km kõrgusel asub osoonikiht. Osoon tekib hapnikumolekulide lagunemise tõttu päikese ultraviolettkiirguse, mille lainepikkus on lühem kui 0,1–0,2 mikronit, neeldumisel. Vaba hapnik ühineb O 2 molekulidega ja moodustab O 3 osooni, mis neelab ahnelt kogu ultraviolettkiirgust, mis on lühem kui 0,29 mikronit. Osooni molekulid O 3 hävivad kergesti lühilainekiirguse toimel. Seetõttu neelab osoonikiht hoolimata oma haruldasest tõhusalt Päikese ultraviolettkiirgust, mis on läbinud kõrgemaid ja läbipaistvamaid atmosfäärikihte. Tänu sellele on elusorganismid Maal kaitstud päikese ultraviolettkiirguse kahjulike mõjude eest.
Ionosfäär.
Päikesekiirgus ioniseerib atmosfääri aatomeid ja molekule. Ionisatsiooniaste muutub oluliseks juba 60 kilomeetri kõrgusel ja kasvab pidevalt Maast kaugenedes. Atmosfääri erinevatel kõrgustel toimuvad järjestikused erinevate molekulide dissotsiatsiooniprotsessid ning sellele järgnev erinevate aatomite ja ioonide ionisatsioon. Põhimõtteliselt on need hapniku molekulid O 2, lämmastik N 2 ja nende aatomid. Sõltuvalt nende protsesside intensiivsusest nimetatakse atmosfääri erinevaid kihte, mis asuvad üle 60 kilomeetri, ionosfäärikihtideks. , ja nende kogu on ionosfäär . Alumist kihti, mille ionisatsioon on ebaoluline, nimetatakse neutrosfääriks.
Laetud osakeste maksimaalne kontsentratsioon ionosfääris saavutatakse 300–400 km kõrgusel.
Ionosfääri uurimise ajalugu.
Hüpoteesi juhtiva kihi olemasolust atmosfääri ülakihtides esitas 1878. aastal inglise teadlane Stuart, et selgitada geomagnetvälja iseärasusi. Seejärel tõid 1902. aastal üksteisest sõltumatult välja Kennedy USA-s ja Heaviside Inglismaal, et raadiolainete levimise seletamiseks pikkadel vahemaadel on vaja eeldada kõrge juhtivusega piirkondade olemasolu kõrgetes kihtides. atmosfäär. 1923. aastal jõudis akadeemik M.V. Šuleikin, arvestades erineva sagedusega raadiolainete levimise iseärasusi, järeldusele, et ionosfääris on vähemalt kaks peegeldavat kihti. Seejärel, 1925. aastal, tõestasid inglise teadlased Appleton ja Barnet ning Breit ja Tuve esimest korda eksperimentaalselt raadiolaineid peegeldavate piirkondade olemasolu ja panid aluse nende süstemaatilisele uurimistööle. Sellest ajast alates on nende kihtide, mida üldiselt nimetatakse ionosfääriks, omadusi süstemaatiliselt uuritud, mis mängib olulist rolli mitmetes geofüüsikalistes nähtustes, mis määravad raadiolainete peegeldumise ja neeldumise, mis on praktilise tähtsusega. eelkõige usaldusväärse raadioside tagamiseks.
1930. aastatel hakati süstemaatiliselt jälgima ionosfääri seisundit. Meie riigis loodi M.A. Bonch-Bruevitši eestvõttel installatsioonid selle pulsshelimiseks. Uuriti paljusid ionosfääri üldisi omadusi, selle põhikihtide kõrgusi ja elektrontihedust.
60–70 km kõrgusel täheldatakse D-kihti, 100–120 km kõrgusel E, kõrgustel, 180–300 km kõrgusel kahekihiline F 1 ja F 2. Nende kihtide peamised parameetrid on toodud tabelis 4.
| Tabel 4 | ||||||
| Ionosfääri piirkond | Maksimaalne kõrgus, km | T i , K | päev | Öö ne , cm -3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min ne , cm -3 | Max ne , 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 (talv) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2 10–10 |
| F 2 (suvi) | 250–320 | 1000–2000 | 2 10 5 | 8 10 5 | ~3 10 5 | 10 –10 |
| ne on elektronide kontsentratsioon, e on elektronide laeng, T i on iooni temperatuur, a΄ on rekombinatsioonikoefitsient (mis määrab ne ja selle muutumine ajas) | ||||||
Keskmised on antud, kuna need varieeruvad erinevatel laiuskraadidel, kellaaegadel ja aastaaegadel. Sellised andmed on vajalikud kaugraadioside tagamiseks. Neid kasutatakse erinevate lühilaine raadiolinkide töösageduste valimiseks. Nende muutumise teadmine olenevalt ionosfääri seisundist erinevatel kellaaegadel ja aastaaegadel on raadioside töökindluse tagamiseks äärmiselt oluline. Ionosfäär on maakera atmosfääri ioniseeritud kihtide kogum, mis algab umbes 60 km kõrguselt ja ulatub kümnete tuhandete km kõrguseni. Maa atmosfääri peamiseks ionisatsiooniallikaks on Päikese ultraviolett- ja röntgenkiirgus, mis esineb peamiselt Päikese kromosfääris ja koroonas. Lisaks mõjutavad atmosfääri ülemiste kihtide ionisatsiooniastet päikeseenergia sähvatuste ajal tekkivad päikese korpuskulaarsed vood, samuti kosmilised kiired ja meteooriosakesed.
Ionosfääri kihid
on piirkonnad atmosfääris, kus maksimaalsed väärtused vabade elektronide kontsentratsioon (st nende arv ruumalaühikus). Elektriliselt laetud vabad elektronid ja (vähemal määral vähem liikuvad ioonid), mis tulenevad atmosfääri gaasiaatomite ionisatsioonist, interakteerudes raadiolainetega (st elektromagnetiliste võnkudega), võivad muuta oma suunda, neid peegeldades või murdes ning oma energiat neelata. Selle tulemusena võivad kaugete raadiojaamade vastuvõtmisel ilmneda mitmesugused efektid, näiteks raadio summutus, kaugemate jaamade kuuldavuse suurenemine, elektrikatkestused jne. nähtusi.
Uurimismeetodid.
Klassikalised Maalt ionosfääri uurimise meetodid on taandatud impulsshelimisele - raadioimpulsside saatmine ja nende peegelduste jälgimine ionosfääri erinevatest kihtidest koos viiteaja mõõtmise ning peegeldunud signaalide intensiivsuse ja kuju uurimisega. Mõõtes raadioimpulsside peegelduskõrgusi erinevatel sagedustel, määrates erinevate piirkondade kriitilised sagedused (raadioimpulsi kandesagedust, mille jaoks see ionosfääri piirkond muutub läbipaistvaks, nimetatakse kriitiliseks sageduseks), on võimalik määrata elektrontiheduse väärtus kihtides ja efektiivsed kõrgused antud sageduste jaoks ning valida antud raadioteede jaoks optimaalsed sagedused. Seoses raketitehnoloogia arenguga ning Maa tehissatelliitide (AES) jt kosmoseajastu tulekuga kosmoselaev, sai võimalikuks vahetult mõõta Maa-lähedase kosmoseplasma parameetreid, mille alumine osa on ionosfäär.
Spetsiaalselt välja lastud rakettidelt ja satelliidi lennutrajektooridel tehtud elektrontiheduse mõõtmised kinnitasid ja täpsustasid varem maapealsete meetoditega saadud andmeid ionosfääri ehituse, elektrontiheduse jaotuse ja kõrguse kohta Maa eri piirkondades ning võimaldasid seda. elektrontiheduse väärtuste saamiseks, mis on üle peamise maksimumi - kihi F. Varem oli seda võimatu teha sondeerimismeetoditega, mis põhinesid peegeldunud lühilaineliste raadioimpulsside vaatlustel. On leitud, et maakera mõnes piirkonnas on üsna stabiilsed madala elektrontihedusega piirkonnad, regulaarsed "ionosfäärituuled", ionosfääris tekivad omapärased laineprotsessid, mis kannavad lokaalseid ionosfäärihäireid tuhandete kilomeetrite kaugusel nende ergastuskohast ja palju rohkem. Eriti ülitundlike vastuvõtuseadmete loomine võimaldas ionosfääri impulsssondeerimise jaamades läbi viia ionosfääri madalamatest piirkondadest osaliselt peegeldunud impulsssignaalide vastuvõtmist (osaliste peegelduste jaam). Võimsate impulssseadmete kasutamine meetri- ja detsimeetrilainepikkuse vahemikes koos antennide kasutamisega, mis võimaldavad kiirgusenergia suurt kontsentratsiooni, võimaldas jälgida ionosfääri poolt erinevatel kõrgustel hajutatud signaale. Nende ionosfääri plasma elektronide ja ioonide poolt ebajärjekindlalt hajutatud signaalide spektrite tunnuste uurimine (selleks kasutati raadiolainete ebajärjekindla hajumise jaamu) võimaldas määrata elektronide ja ioonide kontsentratsiooni, nende ekvivalenti. temperatuur erinevatel kõrgustel kuni mitme tuhande kilomeetri kõrguseni. Selgus, et ionosfäär on kasutatavate sageduste jaoks piisavalt läbipaistev.
Keskendumine elektrilaengud(elektroni tihedus võrdub ioonide omaga) on Maa ionosfääris 300 km kõrgusel ööpäeva jooksul umbes 106 cm–3. Sellise tihedusega plasma peegeldab üle 20 m pikkuseid raadiolaineid, edastades samas lühemaid.
Tüüpiline elektrontiheduse vertikaaljaotus ionosfääris päeva- ja öötingimuste jaoks.
Raadiolainete levik ionosfääris.
Kaugraadiojaamade stabiilne vastuvõtt sõltub kasutatavatest sagedustest, samuti kellaajast, aastaajast ja lisaks päikese aktiivsusest. Päikese aktiivsus mõjutab oluliselt ionosfääri seisundit. Maapealse jaama kiiratavad raadiolained levivad sirgjooneliselt, nagu igat tüüpi elektromagnetlained. Siiski tuleb arvestada, et nii Maa pind kui ka selle atmosfääri ioniseeritud kihid toimivad justkui tohutu kondensaatori plaatidena, toimides neile nagu peeglite mõju valgusele. Nendelt peegeldudes võivad raadiolained levida palju tuhandeid kilomeetreid, paindudes ümber maakera tohutute sadade ja tuhandete kilomeetrite pikkuste hüpetega, peegeldudes vaheldumisi ioniseeritud gaasi kihilt ja Maa või vee pinnalt.
1920. aastatel arvati, et lühemad kui 200 m raadiolained ei sobi üldiselt tugeva neeldumise tõttu pikamaasideks. Esimesed katsed lühilainete kaugvastuvõtmiseks üle Atlandi ookeani Euroopa ja Ameerika vahel viisid läbi inglise füüsik Oliver Heaviside ja Ameerika elektriinsener Arthur Kennelly. Üksteisest sõltumatult väitsid nad, et kuskil Maa ümber on atmosfääri ioniseeritud kiht, mis suudab raadiolaineid peegeldada. Seda nimetati Heaviside'i kihiks - Kennellyks ja seejärel - ionosfääriks.
Tänapäeva kontseptsioonide kohaselt koosneb ionosfäär negatiivselt laetud vabadest elektronidest ja positiivselt laetud ioonidest, peamiselt molekulaarsest hapnikust O + ja lämmastikoksiidist NO + . Ioonid ja elektronid tekivad molekulide dissotsiatsiooni ning neutraalsete gaasiaatomite ioniseerumise tulemusena päikeseröntgeni ja ultraviolettkiirguse toimel. Aatomi ioniseerimiseks on vaja seda teavitada ionisatsioonienergiast, mille peamiseks allikaks ionosfääri jaoks on Päikese ultraviolett-, röntgen- ja korpuskulaarne kiirgus.
Kuni Maa gaasikest on Päikese poolt valgustatud, tekib selles pidevalt rohkem ja rohkem elektrone, kuid samal ajal osa elektrone ioonidega kokku põrgades rekombineeruvad, moodustades taas neutraalseid osakesi. Pärast päikeseloojangut uute elektronide tootmine peaaegu lakkab ja vabade elektronide arv hakkab vähenema. Mida rohkem on ionosfääris vabu elektrone, seda paremini peegelduvad sealt kõrgsageduslikud lained. Elektronide kontsentratsiooni vähenemisega on raadiolainete läbimine võimalik ainult madala sagedusega vahemikes. Seetõttu on öösel reeglina võimalik vastu võtta kaugeid jaamu ainult vahemikus 75, 49, 41 ja 31 m. Elektronid jaotuvad ionosfääris ebaühtlaselt. 50–400 km kõrgusel on mitu suurenenud elektrontihedusega kihti või piirkonda. Need alad lähevad sujuvalt üksteiseks ja mõjutavad HF-raadiolainete levikut erineval viisil. Ionosfääri ülemist kihti tähistatakse tähega F. Siin kõige rohkem kõrge aste ionisatsioon (laetud osakeste osa on suurusjärgus 10–4). See asub rohkem kui 150 km kõrgusel Maa pinnast ja mängib peamist peegeldavat rolli kõrgsageduslike HF-ribade raadiolainete levimisel. Suvekuudel laguneb F-piirkond kaheks kihiks - F 1 ja F 2. F1 kiht võib hõivata kõrgusi 200 kuni 250 km ja kiht F 2 näib "hõljuvat" 300–400 km kõrgusel. Tavaliselt kiht F 2 on ioniseeritud palju tugevamini kui kiht Füks . öökiht F 1 kaob ja kihistab F 2 jääb alles, kaotades aeglaselt kuni 60% oma ionisatsiooniastmest. F-kihi all, kõrgustel 90–150 km, on kiht E, mille ionisatsioon toimub Päikeselt tuleva pehme röntgenkiirguse mõjul. E-kihi ionisatsiooniaste on madalam kui kihil F, päevasel ajal võetakse vastu 31 ja 25 m madala sagedusega HF sagedusala jaamu, kui signaalid peegelduvad kihist E. Tavaliselt on need jaamad, mis asuvad 1000–1500 km kaugusel. Öösel kihina E ionisatsioon väheneb järsult, kuid isegi sel ajal mängib see jätkuvalt olulist rolli sagedusalade 41, 49 ja 75 m jaamade signaalide vastuvõtmisel.
Kõrgsageduslike 16, 13 ja 11 m kõrgsagedusribade signaalide vastuvõtmiseks pakuvad suurt huvi piirkonnas tekkivad signaalid. E tugevalt suurenenud ionisatsiooniga vahekihid (pilved). Nende pilvede pindala võib varieeruda mõnest kuni sadade ruutkilomeetriteni. Seda suurenenud ionisatsiooni kihti nimetatakse sporaadiliseks kihiks. E ja tähistatud Es. Es-pilved võivad tuule mõjul liikuda ionosfääris ja jõuda kiiruseni kuni 250 km/h. Suvel, keskmistel laiuskraadidel päevasel ajal, tekib Es-pilvedest tingitud raadiolainete teke 15–20 päeva kuus. Ekvaatori lähedal on see peaaegu alati kohal ja kõrgetel laiuskraadidel ilmub see tavaliselt öösel. Mõnikord ilmuvad madala päikese aktiivsuse aastatel, kui kõrgsageduslikele HF-ribadele läbipääsu pole, 16, 13 ja 11 m sagedusaladele järsku hea valjuga kauged jaamad, mille signaalid peegeldusid korduvalt Es-ilt.
Ionosfääri madalaim piirkond on piirkond D asub 50–90 km kõrgusel. Siin on vabu elektrone suhteliselt vähe. Piirkonnast D pikad ja keskmised lained peegelduvad hästi ning madala sagedusega HF-jaamade signaalid neelduvad tugevalt. Pärast päikeseloojangut kaob ionisatsioon väga kiiresti ja on võimalik vastu võtta kaugeid jaamu vahemikus 41, 49 ja 75 m, mille signaalid peegelduvad kihtidelt F 2 ja E. Ionosfääri eraldi kihid mängivad HF-raadiosignaalide levimisel olulist rolli. Mõju raadiolainetele tuleneb peamiselt vabade elektronide olemasolust ionosfääris, kuigi raadiolainete levimismehhanism on seotud suurte ioonide olemasoluga. Viimased pakuvad ka uuringus huvi keemilised omadused atmosfääri, sest need on aktiivsemad kui neutraalsed aatomid ja molekulid. Ionosfääris toimuvad keemilised reaktsioonid mängivad olulist rolli selle energia- ja elektrilises tasakaalus.
normaalne ionosfäär. Geofüüsikaliste rakettide ja satelliitide abil tehtud vaatlused on andnud palju uut informatsiooni, mis viitab sellele, et atmosfääri ioniseerumine toimub laia spektriga päikesekiirguse mõjul. Selle põhiosa (üle 90%) on koondunud spektri nähtavasse ossa. Violetsetest valguskiirtest lühema lainepikkusega ja suurema energiaga ultraviolettkiirgust kiirgab Päikese atmosfääri sisemises osas (kromosfääris) vesinik ning veelgi suurema energiaga röntgenkiirgust Päikese välisosa gaasid. kest (koroona).
Ionosfääri normaalne (keskmine) seisund on tingitud pidevast võimsast kiirgusest. Tavalises ionosfääris toimuvad korrapärased muutused Maa ööpäevase pöörlemise ja keskpäevase päikesekiirte langemisnurga hooajaliste erinevuste mõjul, kuid ilmnevad ka ettearvamatud ja järsud muutused ionosfääri seisundis.
Häired ionosfääris.
Nagu teada, ilmnevad Päikesel võimsad tsükliliselt korduvad aktiivsuse ilmingud, mis saavutavad maksimumi iga 11 aasta järel. Rahvusvahelise geofüüsika aasta (IGY) programmi raames tehtud vaatlused langesid kogu süstemaatiliste meteoroloogiliste vaatluste perioodi jooksul kokku päikese kõrgeima aktiivsuse perioodiga, s.o. 18. sajandi algusest. Suure aktiivsusega perioodidel suureneb mõne Päikese piirkonna heledus mitu korda ning ultraviolett- ja röntgenkiirguse võimsus suureneb järsult. Selliseid nähtusi nimetatakse päikesepõletusteks. Need kestavad mitu minutit kuni üks või kaks tundi. Põletuse ajal purskab päikeseplasma (peamiselt prootonid ja elektronid) ning elementaarosakesed tormavad kosmosesse. Päikese elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus selliste sähvatuste hetkel avaldab tugevat mõju Maa atmosfäärile.
Esialgset reaktsiooni täheldatakse 8 minutit pärast välgatust, kui Maale jõuab intensiivne ultraviolett- ja röntgenkiirgus. Selle tulemusena suureneb järsult ionisatsioon; röntgenikiirgus tungib atmosfääri ionosfääri alumise piirini; elektronide arv neis kihtides suureneb nii palju, et raadiosignaalid neelduvad peaaegu täielikult ("kustuvad"). Täiendav kiirguse neeldumine põhjustab gaasi kuumenemist, mis aitab kaasa tuulte tekkele. Ioniseeritud gaas on elektrijuht ja Maa magnetväljas liikudes tekib dünamoefekt ja tekib elektrivool. Sellised voolud võivad omakorda tekitada märgatavaid magnetvälja häireid ja avalduda magnettormidena.
Ülemise atmosfääri struktuuri ja dünaamika määravad põhiliselt termodünaamiliselt mittetasakaalulised protsessid, mis on seotud päikesekiirguse ionisatsiooni ja dissotsiatsiooniga, keemilised protsessid, molekulide ja aatomite ergastumine, nende deaktiveerimine, kokkupõrge ja muud elementaarsed protsessid. Sel juhul suureneb mittetasakaalu aste koos kõrgusega, kui tihedus väheneb. Kuni 500–1000 km kõrguseni ja sageli ka kõrgemal on paljude ülemiste atmosfääri kihtide omaduste tasakaalustamatuse aste piisavalt väike, mis võimaldab selle kirjeldamiseks kasutada klassikalist ja hüdromagnetilist hüdrodünaamikat koos keemiliste reaktsioonidega.
Eksosfäär on mitmesaja kilomeetri kõrguselt algav Maa atmosfääri välimine kiht, kust kerged, kiiresti liikuvad vesinikuaatomid pääsevad avakosmosesse.
Edward Kononovitš
Kirjandus:
Pudovkin M.I. Päikesefüüsika alused. Peterburi, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Tänapäeva astronoomia. Prentice Hall Inc. Upper Saddle River, 2002
Veebimaterjalid: http://ciencia.nasa.gov/
Troposfäär
Selle ülempiir on polaaraladel 8-10 km, parasvöötme 10-12 km ja troopilistel laiuskraadidel 16-18 km kõrgusel; talvel madalam kui suvel. Atmosfääri alumine, põhikiht sisaldab üle 80% atmosfääriõhu kogumassist ja umbes 90% kogu atmosfääris leiduvast veeaurust. Troposfääris on turbulents ja konvektsioon kõrgelt arenenud, tekivad pilved, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid. Temperatuur langeb koos kõrgusega ja keskmine vertikaalne gradient on 0,65°/100 m
tropopaus
Üleminekukiht troposfäärist stratosfääri, atmosfääri kiht, milles temperatuuri langus kõrgusega peatub.
Stratosfäär
Atmosfääri kiht, mis asub 11–50 km kõrgusel. Tüüpiline on kerge temperatuurimuutus 11-25 km kihis (stratosfääri alumine kiht) ja selle tõus 25-40 km kihis –56,5-lt 0,8 °C-le (ülemine stratosfääri kiht ehk inversioonipiirkond). Olles saavutanud umbes 40 km kõrgusel väärtuse umbes 273 K (peaaegu 0 °C), püsib temperatuur konstantsena kuni umbes 55 km kõrguseni. Seda püsiva temperatuuriga piirkonda nimetatakse stratopausiks ja see on stratosfääri ja mesosfääri vaheline piir.
Stratopaus
Atmosfääri piirkiht stratosfääri ja mesosfääri vahel. Vertikaalses temperatuurijaotuses on maksimum (umbes 0 °C).
Mesosfäär
Mesosfäär algab 50 km kõrguselt ja ulatub 80-90 km kõrgusele. Temperatuur langeb kõrgusega keskmise vertikaalse gradiendiga (0,25-0,3)°/100 m Peamine energiaprotsess on kiirgussoojuse ülekanne. Komplekssed fotokeemilised protsessid, milles osalevad vabad radikaalid, vibratsiooniga ergastatud molekulid jne, põhjustavad atmosfääri luminestsentsi.
mesopaus
Üleminekukiht mesosfääri ja termosfääri vahel. Vertikaalses temperatuurijaotuses on miinimum (umbes -90 °C).
Karmani liin
Kõrgus merepinnast, mida tinglikult aktsepteeritakse Maa atmosfääri ja kosmose vahelise piirina. Karmana liin asub 100 km kõrgusel merepinnast.
Maa atmosfääri piir
Termosfäär
Ülemine piir on umbes 800 km. Temperatuur tõuseb 200-300 km kõrgusele, kus see jõuab väärtusteni suurusjärgus 1500 K, misjärel püsib see peaaegu muutumatuna kuni suurtel kõrgustel. Päikese ultraviolett- ja röntgenkiirguse ning kosmilise kiirguse mõjul õhk ioniseerub ("polaartuled") - ionosfääri peamised piirkonnad asuvad termosfääri sees. Kõrgusel üle 300 km on ülekaalus aatomihapnik. Termosfääri ülemise piiri määrab suuresti Päikese hetkeaktiivsus. Madala aktiivsusega perioodidel on selle kihi suurus märgatavalt vähenenud.
Termopaus
Atmosfääri piirkond termosfääri kohal. Selles piirkonnas on päikesekiirguse neeldumine tühine ja temperatuur ei muutu tegelikult kõrgusega.
Eksosfäär (hajuv sfäär)
Atmosfäärikihid kuni 120 km kõrguseni
Eksosfäär - hajuv tsoon, termosfääri välimine osa, mis asub 700 km kohal. Gaas eksosfääris on väga haruldane ja seetõttu lekivad selle osakesed planeetidevahelisse ruumi (hajumine).
Kuni 100 km kõrguseni on atmosfäär homogeenne, hästi segunenud gaaside segu. Kõrgemates kihtides sõltub gaaside jaotus kõrguses nende molekulmassidest, raskemate gaaside kontsentratsioon väheneb Maa pinnast kaugenedes kiiremini. Gaasi tiheduse vähenemise tõttu langeb temperatuur stratosfääris 0 °C-lt mesosfääris −110 °C-ni. aga kineetiline energiaüksikud osakesed 200–250 km kõrgusel vastavad temperatuurile ~150 °C. Üle 200 km täheldatakse olulisi temperatuuri ja gaasi tiheduse kõikumisi ajas ja ruumis.
Umbes 2000-3500 km kõrgusel läheb eksosfäär järk-järgult nn lähikosmose vaakumisse, mis on täidetud planeetidevahelise gaasi väga haruldaste osakestega, peamiselt vesinikuaatomitega. Kuid see gaas on vaid osa planeetidevahelisest ainest. Teine osa koosneb komeedi ja meteoriidi päritolu tolmutaolistest osakestest. Lisaks üliharuldastele tolmutaolistele osakestele tungib sellesse ruumi ka päikese- ja galaktilist päritolu elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.
Troposfäär moodustab umbes 80% atmosfääri massist, stratosfäär umbes 20%; mesosfääri mass ei ületa 0,3%, termosfäär on alla 0,05% atmosfääri kogumassist. Atmosfääri elektriliste omaduste põhjal eristatakse neutrosfääri ja ionosfääri. Praegu arvatakse, et atmosfäär ulatub 2000-3000 km kõrgusele.
Sõltuvalt gaasi koostisest atmosfääris eristatakse homosfääri ja heterosfääri. Heterosfäär on piirkond, kus gravitatsioon mõjutab gaaside eraldumist, kuna nende segunemine sellisel kõrgusel on tühine. Sellest tuleneb heterosfääri muutuv koostis. Selle all asub hästi segunenud homogeenne osa atmosfäärist, mida nimetatakse homosfääriks. Nende kihtide vahelist piiri nimetatakse turbopausiks ja see asub umbes 120 km kõrgusel.
Merepinnal 1013,25 hPa (umbes 760 mmHg). Keskmine globaalne õhutemperatuur Maa pinnal on 15 °C, samas kui temperatuur varieerub umbes 57 °C-st subtroopilistes kõrbetes kuni -89 °C-ni Antarktikas. Õhu tihedus ja rõhk vähenevad kõrgusega vastavalt eksponentsiaalsele lähedasele seadusele.
Atmosfääri struktuur. Vertikaalselt on atmosfääril kihiline struktuur, mille määravad peamiselt vertikaalse temperatuurijaotuse tunnused (joonis), mis sõltub geograafilisest asukohast, aastaajast, kellaajast jne. Atmosfääri alumist kihti - troposfääri - iseloomustab temperatuuri langus kõrgusega (umbes 6 ° C 1 km kohta), selle kõrgus on 8–10 km polaarsetel laiuskraadidel kuni 16–18 km troopikas. Õhutiheduse kiire vähenemise tõttu kõrgusega on umbes 80% atmosfääri kogumassist troposfääris. Troposfääri kohal on stratosfäär – kiht, mida iseloomustab üldiselt temperatuuri tõus koos kõrgusega. Troposfääri ja stratosfääri vahelist üleminekukihti nimetatakse tropopausiks. Alumises stratosfääris kuni umbes 20 km tasemeni muutub temperatuur kõrgusega vähe (nn isotermiline piirkond) ja sageli isegi veidi langeb. Kõrgemal tõuseb temperatuur päikese UV-kiirguse neeldumise tõttu osooni poolt, algul aeglaselt ja 34-36 km tasemelt kiiremini. Stratosfääri ülemine piir - stratopaus - asub 50-55 km kõrgusel, mis vastab maksimaalsele temperatuurile (260-270 K). Atmosfääri kihti, mis asub 55-85 km kõrgusel ja kus temperatuur kõrgusega taas langeb, nimetatakse mesosfääriks, selle ülemisel piiril - mesopausiks - ulatub temperatuur suvel 150-160 K ja 200- Talvel 230 K. Mesopausi kohal algab termosfäär – kiht, mida iseloomustab kiire temperatuuri tõus, mis saavutab 250 km kõrgusel väärtused 800-1200 K. Päikese korpuskulaarne ja röntgenkiirgus on termosfääris neeldudes meteoorid aeglustuvad ja põlevad läbi, mistõttu täidab see Maa kaitsekihi funktsiooni. Veelgi kõrgemal asub eksosfäär, kust atmosfäärigaasid hajuvad hajumise tõttu maailmaruumi ja kus toimub järkjärguline üleminek atmosfäärist planeetidevahelisesse ruumi.
Atmosfääri koostis. Kuni umbes 100 km kõrguseni on atmosfäär praktiliselt homogeenne keemilise koostisega ja õhu keskmine molekulmass (umbes 29) on selles konstantne. Maapinna lähedal koosneb atmosfäär lämmastikust (umbes 78,1% mahust) ja hapnikust (umbes 20,9%) ning sisaldab vähesel määral ka argooni, süsihappegaasi (süsinikdioksiidi), neooni ja muid konstantseid ja muutuvaid komponente (vt. õhk).
Lisaks sisaldab atmosfäär vähesel määral osooni, lämmastikoksiide, ammoniaaki, radooni jne. Õhu põhikomponentide suhteline sisaldus on ajas konstantne ja erinevates geograafilistes piirkondades ühtlane. Veeauru ja osooni sisaldus on ruumis ja ajas muutuv; vaatamata madalale sisaldusele on nende roll atmosfääriprotsessides väga märkimisväärne.
Üle 100-110 km toimub hapniku, süsihappegaasi ja veeauru molekulide dissotsiatsioon, mistõttu õhu molekulmass väheneb. Umbes 1000 km kõrgusel hakkavad domineerima kerged gaasid - heelium ja vesinik, veelgi kõrgemal muutub Maa atmosfäär järk-järgult planeetidevaheliseks gaasiks.
Atmosfääri olulisim muutuv komponent on veeaur, mis satub atmosfääri vee pinnalt ja niiske pinnase aurustumise ning taimede transpiratsiooni teel. Veeauru suhteline sisaldus varieerub maapinna lähedal 2,6%-st troopikas kuni 0,2%-ni polaarsetel laiuskraadidel. Kõrgusega langeb see kiiresti, vähenedes poole võrra juba 1,5-2 km kõrgusel. Atmosfääri vertikaalsammas parasvöötme laiuskraadidel sisaldab umbes 1,7 cm “sadenenud veekihti”. Veeauru kondenseerumisel tekivad pilved, millest sajab atmosfääri sademeid vihma, rahe ja lumena.
Atmosfääriõhu oluline komponent on osoon, millest 90% on koondunud stratosfääri (vahemikus 10–50 km), umbes 10% sellest on troposfääris. Osoon neelab kõva UV-kiirgust (lainepikkusega alla 290 nm) ja see on selle biosfääri kaitsev roll. Osooni kogusisalduse väärtused varieeruvad olenevalt laiuskraadist ja aastaajast vahemikus 0,22–0,45 cm (osoonikihi paksus rõhul p = 1 atm ja temperatuuril T = 0 °C). Alates 1980. aastate algusest Antarktikas kevadel täheldatud osooniaukudes võib osoonisisaldus langeda 0,07 cm-ni, kasvab kõrgetel laiuskraadidel. Märkimisväärne atmosfääri muutuv komponent on süsihappegaas, mille sisaldus atmosfääris on viimase 200 aasta jooksul suurenenud 35%, mis on peamiselt seletatav inimtekkelise faktoriga. Täheldatakse selle laiuskraadi ja hooajalist varieeruvust, mis on seotud taimede fotosünteesi ja lahustuvusega merevees (Henry seaduse järgi gaasi lahustuvus vees väheneb temperatuuri tõustes).
Planeedi kliima kujunemisel mängivad olulist rolli atmosfääri aerosool – õhus hõljuvad tahked ja vedelad osakesed, mille suurus ulatub mitmest nm-st kuni kümnete mikroniteni. Seal on loodusliku ja inimtekkelise päritoluga aerosoole. Aerosool moodustub gaasifaasiliste reaktsioonide käigus taimede elutegevuse ja inimese majandustegevuse saadustest, vulkaanipursetest tuule poolt planeedi pinnalt, eriti selle kõrbealadelt, tõstetud tolmu tagajärjel ja tekib ka atmosfääri ülaosadesse sattuvast kosmilisest tolmust. Suurem osa aerosoolist on koondunud troposfääri, vulkaanipursetest tekkinud aerosool moodustab umbes 20 km kõrgusel nn Junge kihi. Suurim kogus inimtekkelist aerosooli satub atmosfääri sõidukite ja soojuselektrijaamade, keemiatööstuse, kütuse põletamise jm tulemusena. Seetõttu erineb mõnes piirkonnas atmosfääri koostis märgatavalt tavalisest õhust, mis nõudis selle loomist. õhusaaste taseme jälgimise ja kontrolli eriteenistusest.
Atmosfääri evolutsioon. Tänapäevane atmosfäär on ilmselt sekundaarset päritolu: see tekkis gaasidest, mis vabanesid Maa tahkest kestast pärast planeedi moodustumise lõppemist umbes 4,5 miljardit aastat tagasi. ajal geoloogiline ajalugu Maa atmosfääri koostises toimusid mitmete tegurite mõjul olulised muutused: gaaside, peamiselt kergemate gaaside hajumine (lendumine) avakosmosesse; gaaside eraldumine litosfäärist vulkaanilise tegevuse tagajärjel; keemilised reaktsioonid atmosfääri komponentide ja maakoore moodustavate kivimite vahel; fotokeemilised reaktsioonid atmosfääris endas päikese UV-kiirguse mõjul; planeetidevahelise keskkonna aine (näiteks meteoorilise aine) kogunemine (püüdmine). Atmosfääri areng on tihedalt seotud geoloogiliste ja geokeemiliste protsessidega ning viimased 3-4 miljardit aastat ka biosfääri tegevusega. Märkimisväärne osa tänapäeva atmosfääri moodustavatest gaasidest (lämmastik, süsinikdioksiid, veeaur) tekkis vulkaanilise tegevuse ja sissetungi käigus, mis kandis need Maa sügavustest. Hapnik tekkis märgatavates kogustes umbes 2 miljardit aastat tagasi fotosünteetiliste organismide tegevuse tulemusena, mis algselt tekkisid aastal. pinnaveed ookean.
Karbonaadimaardlate keemilise koostise andmete põhjal saadi hinnangud süsihappegaasi ja hapniku hulgale geoloogilise mineviku atmosfääris. Fanerosoikumajal (Maa ajaloo viimased 570 miljonit aastat) varieerus süsinikdioksiidi kogus atmosfääris suuresti vastavalt vulkaanilise aktiivsuse tasemele, ookeanide temperatuurile ja fotosünteesi tasemele. Suure osa sellest ajast oli süsihappegaasi kontsentratsioon atmosfääris praegusest oluliselt kõrgem (kuni 10 korda). Hapniku hulk fanerosoikumi atmosfääris muutus oluliselt ja valitses tendents seda suurendada. Eelkambriumi atmosfääris oli süsihappegaasi mass reeglina suurem ja hapniku mass väiksem kui fanerosoikumi atmosfääris. Süsihappegaasi koguse kõikumine on kliimat oluliselt mõjutanud ka minevikus, suurendades kasvuhooneefekti koos süsihappegaasi kontsentratsiooni tõusuga, mille tõttu oli fanerosoikumi põhiosa kliima palju soojem kui aastal. moodne ajastu.
õhkkond ja elu. Ilma atmosfäärita oleks Maa surnud planeet. Orgaaniline elu toimub tihedas koostoimes atmosfääri ning sellega seotud kliima ja ilmaga. Atmosfäär, mis on planeedi kui tervikuga võrreldes tähtsusetu (umbes miljondik osa), on kõigi eluvormide jaoks sine qua non. Hapnik, lämmastik, veeaur, süsinikdioksiid ja osoon on organismide elutegevuseks kõige olulisemad atmosfäärigaasid. Süsinikdioksiidi neelamisel fotosünteetiliste taimede poolt tekib orgaaniline aine, mida kasutab energiaallikana valdav enamus elusolendeid, sealhulgas inimene. Hapnik on vajalik aeroobsete organismide eksisteerimiseks, mille energiavarustuse tagavad orgaanilise aine oksüdatsioonireaktsioonid. Osade mikroorganismide poolt omastatav lämmastik (lämmastikufiksaatorid) on vajalik taimede mineraalseks toitumiseks. Osoon, mis neelab Päikese karmi UV-kiirgust, nõrgendab oluliselt seda eluohtlikku osa päikesekiirgusest. Veeauru kondenseerumine atmosfääris, pilvede teke ja sellele järgnev sademete sadenemine varustavad maad veega, ilma milleta pole võimalik ükski eluvorm. Organismide elutegevuse hüdrosfääris määrab suuresti vees lahustunud atmosfäärigaaside hulk ja keemiline koostis. Kuna atmosfääri keemiline koostis sõltub oluliselt organismide tegevusest, võib biosfääri ja atmosfääri käsitleda ühtse süsteemi osana, mille säilimine ja evolutsioon (vt Biogeokeemilised tsüklid) omas suurt tähtsust organismi koostise muutumisel. atmosfääri kogu Maa kui planeedi ajaloo jooksul.
Atmosfääri kiirgus-, soojus- ja veebilansid. Päikesekiirgus on praktiliselt ainus energiaallikas kõigi atmosfääris toimuvate füüsikaliste protsesside jaoks. Atmosfääri kiirgusrežiimi peamiseks tunnuseks on nn kasvuhooneefekt: atmosfäär edastab päikesekiirgust maapinnale üsna hästi, kuid neelab aktiivselt maapinna termilise pikalainekiirguse, millest osa naaseb maapinnale. pind vastukiirguse kujul, mis kompenseerib maapinna kiirgussoojuskadu (vt Atmosfäärikiirgus ). Atmosfääri puudumisel oleks maapinna keskmine temperatuur -18°C, tegelikkuses on see 15°C. Sissetulev päikesekiirgus neeldub osaliselt (umbes 20%) atmosfääri (peamiselt veeauru, veepiiskade, süsihappegaasi, osooni ja aerosoolide kaudu) ning hajub ka (umbes 7%) aerosooliosakeste ja tiheduse kõikumiste mõjul (Rayleighi hajumine) . Maapinnale jõudev kogukiirgus peegeldub sellelt osaliselt (umbes 23%). Peegeldusvõime määrab aluspinna ehk nn albeedo peegeldusvõime. Keskmiselt on Maa albeedo integraalse päikesekiirgusvoo jaoks 30% lähedal. See varieerub mõnest protsendist (kuiv pinnas ja tšernozem) kuni 70-90% värskelt sadanud lume puhul. Kiirgussoojusvahetus maapinna ja atmosfääri vahel oleneb olemuslikult albeedost ja selle määrab maapinna efektiivne kiirgus ja sellel neelduv atmosfääri vastukiirgus. Kosmosest Maa atmosfääri sisenevate ja sealt tagasi väljuvate kiirgusvoogude algebralist summat nimetatakse kiirgusbilansiks.
Päikese kiirguse transformatsioonid pärast selle neeldumist atmosfääri ja maapinna poolt määravad Maa kui planeedi soojusbilansi. Atmosfääri peamine soojusallikas on maapind; sellest saadav soojus kandub üle mitte ainult pikalainelise kiirguse, vaid ka konvektsiooni teel ning eraldub ka veeauru kondenseerumisel. Nende soojuse sissevoolu osakaalud on keskmiselt vastavalt 20%, 7% ja 23%. Ka siin lisandub umbes 20% soojust otsese päikesekiirguse neeldumise tõttu. Päikesekiirguse voog ajaühikus läbi ühe piirkonna, mis on risti päikesekiirtega ja asub väljaspool atmosfääri Maast Päikese keskmisel kaugusel (nn päikesekonstant) on 1367 W / m 2, muutused on 1-2 W / m 2 sõltuvalt päikese aktiivsuse tsüklist. Kui planeedi albeedo on umbes 30%, on päikeseenergia globaalne ajakeskmine sissevool planeedile 239 W/m 2 . Kuna Maa kui planeet kiirgab kosmosesse keskmiselt sama palju energiat, siis Stefan-Boltzmanni seaduse järgi on väljuva termilise pikalainelise kiirguse efektiivne temperatuur 255 K (-18°C). Maapinna keskmine temperatuur on samal ajal 15°C. 33°C erinevus tuleneb kasvuhooneefektist.
Atmosfääri veebilanss tervikuna vastab Maa pinnalt aurustunud niiskuse hulga võrdsusele, maapinnale langeva sademete hulga võrdsusele. Ookeanide kohal olev atmosfäär saab aurustumisprotsessidest rohkem niiskust kui maismaa ja kaotab 90% sademete kujul. Üleliigne veeaur ookeanide kohal kandub õhuvoolude abil mandritele. Ookeanidest mandritele atmosfääri transporditava veeauru hulk võrdub ookeanidesse voolava jõevoolu mahuga.
õhu liikumine. Maa on sfäärilise kujuga, nii et selle kõrgetele laiuskraadidele tuleb palju vähem päikesekiirgust kui troopikasse. Selle tulemusena tekivad laiuskraadide vahel suured temperatuurikontrastid. Ookeanide ja mandrite suhteline asend mõjutab oluliselt ka temperatuuri jaotust. Ookeanivee suure massi ja vee suure soojusmahtuvuse tõttu on ookeanipinna temperatuuri hooajalised kõikumised palju väiksemad kui maismaal. Sellega seoses on keskmistel ja kõrgetel laiuskraadidel õhutemperatuur ookeanide kohal suvel märgatavalt madalam kui mandrite kohal ja talvel kõrgem.
Atmosfääri ebaühtlane kuumenemine maakera eri piirkondades põhjustab atmosfäärirõhu ruumiliselt ebaühtlase jaotuse. Merepinnal iseloomustavad rõhujaotust suhteliselt madalad väärtused ekvaatori lähedal, subtroopika (kõrgrõhuvööndite) suurenemine ning keskmiste ja kõrgete laiuskraadide vähenemine. Samal ajal on ekstratroopiliste laiuskraadide mandrite kohal rõhk tavaliselt talvel suurenenud ja suvel langetatud, mis on seotud temperatuurijaotusega. Rõhugradiendi toimel kogeb õhk kiirendust, mis on suunatud kõrgrõhualadelt madala rõhuga aladele, mis viib õhumasside liikumiseni. Liikuvatele õhumassidele avaldab mõju ka Maa pöörlemise kõrvalekalduv jõud (Coriolise jõud), kõrgusega vähenev hõõrdejõud ja kõverjooneliste trajektooride korral tsentrifugaaljõud. Suur tähtsus on õhu turbulentsel segunemisel (vt Turbulents atmosfääris).
Keeruline õhuvoolude süsteem (atmosfääri üldine tsirkulatsioon) on seotud rõhu planetaarse jaotusega. Meridionaalses tasapinnas jälgitakse keskmiselt kahte või kolme meridionaalset tsirkulatsioonirakku. Ekvaatori lähedal tõuseb ja langeb kuumutatud õhk subtroopikas, moodustades Hadley raku. Sinna laskub ka tagurpidi Ferrelli raku õhk. Kõrgetel laiuskraadidel on sageli jälgitav otsene polaarrakk. Meridionaalsed tsirkulatsioonikiirused on suurusjärgus 1 m/s või vähem. Coriolise jõu mõjul täheldatakse suuremas osas atmosfäärist läänetuuli kiirusega troposfääri keskosas umbes 15 m/s. Seal on suhteliselt stabiilsed tuulesüsteemid. Nende hulka kuuluvad passaattuuled – subtroopikas kõrgrõhuvöönditest ekvaatorini puhuvad tuuled, millel on märgatav idakomponent (idast läände). Mussoonid on üsna stabiilsed - õhuvoolud, millel on selgelt väljendunud hooajaline iseloom: nad puhuvad suvel ookeanist mandrile ja talvel vastupidises suunas. Mussoonid on eriti regulaarsed India ookean. Keskmistel laiuskraadidel on õhumasside liikumine peamiselt läänesuunaline (läänest itta). See on atmosfäärifrontide vöönd, millel tekivad suured pöörised - tsüklonid ja antitsüklonid, mis katavad sadu ja isegi tuhandeid kilomeetreid. Tsüklonid esinevad ka troopikas; siin erinevad need väiksemate mõõtmete, kuid väga suure tuulekiiruse poolest, ulatudes orkaanijõuni (33 m/s või rohkem), nn troopiliste tsükloniteni. Atlandi ookeanis ja Vaikse ookeani idaosas nimetatakse neid orkaanideks ja Vaikse ookeani lääneosas taifuunideks. Ülemises troposfääris ja madalamas stratosfääris, Hadley meridionaalse tsirkulatsiooni otsest rakku ja tagurpidi Ferrelli rakku eraldavatel aladel on sageli täheldatud suhteliselt kitsaid, sadade kilomeetrite laiuseid, teravalt piiritletud piiridega jugavooge, mille piires tuul ulatub 100-ni. -150 ja isegi 200 m/ alates.
Kliima ja ilm. Erinevatel laiuskraadidel saabuva päikesekiirguse hulga erinevus füüsikalised omadused Maa pind, määrab Maa kliima mitmekesisuse. Ekvaatorist troopiliste laiuskraadideni on õhutemperatuur maapinna lähedal keskmiselt 25–30 °C ja see muutub aasta jooksul vähe. Ekvatoriaalvööndis sajab tavaliselt palju sademeid, mis loob seal tingimused liigniiskuseks. Troopilistes vööndites sademete hulk väheneb ja mõnel pool muutub väga väikeseks. Siin on Maa tohutud kõrbed.
Subtroopilistel ja keskmistel laiuskraadidel varieerub õhutemperatuur aastaringselt oluliselt ning suviste ja talviste temperatuuride erinevus on eriti suur ookeanidest kaugemate mandrite aladel. Nii ulatub mõnel pool Ida-Siberis õhutemperatuuri aastane amplituud 65°С-ni. Niisutustingimused neil laiuskraadidel on väga mitmekesised, sõltuvad peamiselt atmosfääri üldise tsirkulatsiooni režiimist ja muutuvad aasta-aastalt oluliselt.
Polaarsetel laiuskraadidel püsib temperatuur madalal aastaringselt, isegi kui esineb märgatav hooajaline kõikumine. See aitab kaasa jääkatte laialdasele levikule ookeanidel ja maismaal ning igikeltsale, mis hõlmab üle 65% Venemaa pindalast, peamiselt Siberis.
Viimastel aastakümnetel on muutused globaalses kliimas muutunud üha märgatavamaks. Temperatuur tõuseb kõrgetel laiuskraadidel rohkem kui madalatel laiuskraadidel; talvel rohkem kui suvel; rohkem öösel kui päeval. 20. sajandi jooksul tõusis aastane keskmine õhutemperatuur Venemaal maapinna lähedal 1,5–2 °C ja mõnes Siberi piirkonnas on täheldatud mitme kraadi tõusu. Seda seostatakse kasvuhooneefekti suurenemisega väikeste gaasiliste lisandite kontsentratsiooni suurenemise tõttu.
Ilmastiku määravad atmosfääri tsirkulatsiooni tingimused ja piirkonna geograafiline asukoht, see on kõige stabiilsem troopikas ning kõige muutlikum kesk- ja kõrglaiuskraadidel. Kõige enam muutub ilm õhumasside muutumise tsoonides, mis on tingitud atmosfäärifrontide, tsüklonite ja antitsüklonite läbipääsust, mis kannavad sademeid ja tugevneb tuul. Andmeid ilmaennustamiseks kogutakse maapealsetest ilmajaamadest, laevadelt ja lennukitelt ning meteoroloogilistelt satelliitidelt. Vaata ka meteoroloogiat.
Optilised, akustilised ja elektrilised nähtused atmosfääris. Elektromagnetkiirguse levimisel atmosfääris tekivad õhu ja erinevate osakeste (aerosool, jääkristallid, veepiisad) valguse murdumise, neeldumise ja hajumise tulemusena mitmesugused optilised nähtused: vikerkaar, kroonid, halo, miraaž jne Valgus hajumine määrab taevalaotuse näiva kõrguse ja taeva sinise värvuse. Objektide nähtavuse ulatuse määravad valguse levimise tingimused atmosfääris (vt Atmosfääri nähtavus). Atmosfääri läbipaistvus erinevatel lainepikkustel määrab sideulatuse ja objektide tuvastamise võimaluse instrumentidega, sealhulgas astronoomiliste vaatluste võimaluse Maa pinnalt. Stratosfääri ja mesosfääri optiliste ebahomogeensuste uurimisel mängib hämaruse nähtus olulist rolli. Näiteks hämaruse pildistamine kosmoselaevadelt võimaldab tuvastada aerosoolikihte. Elektromagnetilise kiirguse atmosfääris levimise tunnused määravad selle parameetrite kaugseire meetodite täpsuse. Kõiki neid küsimusi, nagu paljusid teisigi, uurib atmosfäärioptika. Raadiolainete murdumine ja hajumine määravad raadiovastuvõtu võimalused (vt Raadiolainete levik).
Heli levik atmosfääris oleneb temperatuuri ja tuule kiiruse ruumilisest jaotusest (vt Atmosfääriakustika). See pakub huvi atmosfääri kaugseire jaoks. Rakettide poolt atmosfääri ülakihti lastud laengute plahvatused andsid hulgaliselt teavet tuulesüsteemide ning stratosfääri ja mesosfääri temperatuuri kulgemise kohta. Stabiilselt kihistunud atmosfääris, kui temperatuur langeb koos kõrgusega aeglasemalt kui adiabaatiline gradient (9,8 K/km), tekivad nn siselained. Need lained võivad levida ülespoole stratosfääri ja isegi mesosfääri, kus nad nõrgenevad, aidates kaasa tuule ja turbulentsi suurenemisele.
Maa negatiivne laeng ja sellest põhjustatud elektriväli, atmosfäär loovad koos elektriliselt laetud ionosfääri ja magnetosfääriga globaalse elektriahela. Olulist rolli mängivad pilvede teke ja välguelekter. Pikselahenduse oht tingis hoonete, rajatiste, elektriliinide ja side piksekaitsemeetodite väljatöötamise. See nähtus on lennundusele eriti ohtlik. Välklahendus põhjustab atmosfääri raadiohäireid, mida nimetatakse atmosfäärideks (vt vilistav atmosfäär). Elektrivälja tugevuse järsu suurenemise ajal täheldatakse valguslahendusi, mis tekivad maapinnast kõrgemale ulatuvate objektide punktides ja teravates nurkades, mägede üksikutel tippudel jne (Elma tuled). Atmosfäär sisaldab alati tugevalt erineval hulgal kergeid ja raskeid ioone, olenevalt konkreetsetest tingimustest, mis määravad atmosfääri elektrijuhtivuse. Peamised õhuionisaatorid maapinna lähedal - sisalduvate radioaktiivsete ainete kiirgus maakoor ja atmosfääris, aga ka kosmilistes kiirtes. Vaata ka atmosfääri elekter.
Inimese mõju atmosfäärile. Viimaste sajandite jooksul on kasvuhoonegaaside kontsentratsioon atmosfääris inimtegevuse tõttu suurenenud. Süsinikdioksiidi protsent tõusis kahesaja aasta taguselt 2,8-10 2-lt 2005. aastal 3,8-10 2-ni, metaani sisaldus - umbes 300-400 aasta tagustelt 0,7-10 1-lt 1,8-10 -4-ni 2005. aasta alguses. 21. sajand; umbes 20% eelmise sajandi kasvuhooneefekti suurenemisest andsid freoonid, mida kuni 20. sajandi keskpaigani atmosfääris praktiliselt ei eksisteerinud. Neid aineid peetakse stratosfääri osoonikihti kahandavateks aineteks ja nende tootmine on 1987. aasta Montreali protokolliga keelatud. Süsinikdioksiidi kontsentratsiooni tõusu atmosfääris põhjustab üha suurenevate söe, nafta, gaasi ja muude süsinikkütuste põletamine, samuti metsade raadamine, mis vähendab fotosünteesi kaudu süsihappegaasi imendumist. Metaani kontsentratsioon suureneb koos nafta- ja gaasitootmise kasvuga (selle kadude tõttu), aga ka riisikasvatuse laienemisega ja veiste arvukuse suurenemisega. Kõik see aitab kaasa kliima soojenemisele.
Ilmastiku muutmiseks on välja töötatud meetodid atmosfääri protsesside aktiivseks mõjutamiseks. Neid kasutatakse põllumajandustaimede kaitsmiseks rahekahjustuste eest, hajutades äikesepilvedesse spetsiaalseid reaktiive. Samuti on olemas meetodid lennujaamades udu hajutamiseks, taimede pakase eest kaitsmiseks, pilvede mõjutamiseks õigetes kohtades sademete hulga suurendamiseks või massiürituste ajal pilvede hajutamiseks.
Õhkkonna uurimine. Teavet atmosfääris toimuvate füüsikaliste protsesside kohta saadakse eelkõige meteoroloogilistest vaatlustest, mida teostab ülemaailmne püsimeteoroloogiajaamade ja -postide võrgustik, mis asub kõigil mandritel ja paljudel saartel. Igapäevased vaatlused annavad teavet õhutemperatuuri ja -niiskuse, atmosfäärirõhu ja sademete, pilvisuse, tuule jm kohta. Päikesekiirguse ja selle muundumise vaatlusi tehakse aktinomeetriajaamades. Atmosfääri uurimisel on suure tähtsusega aeroloogiajaamade võrgud, mille juures tehakse raadiosondide abil meteoroloogilisi mõõtmisi kuni 30-35 km kõrgusel. Paljudes jaamades vaadeldakse atmosfääri osooni, atmosfääri elektrilisi nähtusi ja õhu keemilist koostist.
Maapealsete jaamade andmetele lisanduvad vaatlused ookeanidel, kus tegutsevad "ilmalaevad", mis paiknevad alaliselt maailmamere teatud piirkondades, samuti uurimis- ja muudelt laevadelt saadud meteoroloogiline teave.
Viimastel aastakümnetel on atmosfääri kohta üha rohkem teavet hangitud meteoroloogiliste satelliitide abil, mis on varustatud instrumentidega pilvede pildistamiseks ning Päikesest lähtuva ultraviolett-, infrapuna- ja mikrolainekiirguse voogude mõõtmiseks. Satelliidid võimaldavad saada teavet vertikaalsete temperatuuriprofiilide, hägususe ja selle veesisalduse, elementide kohta kiirgusbilanss atmosfäär, ookeanipinna temperatuur jne. Navigatsioonisatelliitide süsteemi raadiosignaalide murdumise mõõtmiste abil on võimalik määrata tiheduse, rõhu ja temperatuuri vertikaalprofiile, samuti atmosfääri niiskusesisaldust. Satelliitide abil sai võimalikuks selgitada päikesekonstandi ja Maa planetaaralbeedo väärtust, koostada Maa-atmosfääri süsteemi kiirgusbilansi kaarte, mõõta atmosfääri väikeste lisandite sisaldust ja muutlikkust ning lahendada. palju muid atmosfäärifüüsika ja keskkonnaseire probleeme.
Lit .: Budyko M. I. Kliima minevikus ja tulevikus. L., 1980; Matveev L. T. Üldmeteoroloogia kursus. Atmosfääri füüsika. 2. väljaanne L., 1984; Budyko M. I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Atmosfääri ajalugu. L., 1985; Khrgian A.Kh. Atmosfäärifüüsika. M., 1986; Atmosfäär: käsiraamat. L., 1991; Khromov S. P., Petrosyants M. A. Meteoroloogia ja klimatoloogia. 5. väljaanne M., 2001.
G. S. Golitsyn, N. A. Zaitseva.
Maa atmosfäär on õhukest.
Spetsiaalse palli olemasolu maapinna kohal tõestasid juba vanad kreeklased, kes nimetasid atmosfääri auru- või gaasipalliks.
See on üks planeedi geosfääre, ilma milleta poleks kogu elu olemasolu võimalik.
Kus on atmosfäär
Atmosfäär ümbritseb planeete tiheda õhukihiga, alustades maapinnast. See puutub kokku hüdrosfääriga, katab litosfääri, ulatudes kaugele avakosmosesse.
Millest koosneb atmosfäär?
Maa õhukiht koosneb peamiselt õhust, kogukaal mis ulatub 5,3 * 1018 kilogrammini. Neist haigestunud osa on kuiv õhk ja palju vähem veeauru.
Mere kohal on atmosfääri tihedus 1,2 kilogrammi kuupmeetri kohta. Atmosfääris võib temperatuur ulatuda -140,7 kraadini, õhk lahustub vees nulltemperatuuril.
Atmosfäär koosneb mitmest kihist:
- Troposfäär;
- tropopaus;
- Stratosfäär ja stratopaus;
- Mesosfäär ja mesopaus;
- Spetsiaalne merepinna kohal olev joon, mida nimetatakse Karmani jooneks;
- Termosfäär ja termopaus;
- Dispersioonitsoon ehk eksosfäär.
Igal kihil on oma omadused, need on omavahel seotud ja tagavad planeedi õhukesta toimimise.
Atmosfääri piirid
Atmosfääri madalaim serv läbib hüdrosfääri ja litosfääri ülemisi kihte. Ülemine piir algab eksosfäärist, mis asub planeedi pinnast 700 kilomeetri kaugusel ja ulatub 1,3 tuhande kilomeetrini.
Mõne teate kohaselt ulatub atmosfäär 10 tuhande kilomeetrini. Teadlased nõustusid, et õhukihi ülemine piir peaks olema Karmani joon, kuna aeronautika pole siin enam võimalik.
Tänu pidevatele uuringutele selles valdkonnas on teadlased leidnud, et atmosfäär on kontaktis 118 kilomeetri kõrgusel ionosfääriga.
Keemiline koostis
See Maa kiht koosneb gaasidest ja gaasilisanditest, mille hulka kuuluvad põlemisjäägid, meresool, jää, vesi, tolm. Atmosfääris leiduvate gaaside koostis ja mass peaaegu ei muutu, muutub ainult vee ja süsihappegaasi kontsentratsioon.
Vee koostis võib olenevalt laiuskraadist varieeruda 0,2 protsendist 2,5 protsendini. Täiendavad elemendid on kloor, lämmastik, väävel, ammoniaak, süsinik, osoon, süsivesinikud, vesinikkloriidhape, vesinikfluoriid, vesinikbromiid, vesinikjodiid.
Eraldi osa hõivavad elavhõbe, jood, broom, lämmastikoksiid. Lisaks leidub troposfääris vedelaid ja tahkeid osakesi, mida nimetatakse aerosooliks. Atmosfääris leidub üks planeedi haruldasemaid gaase, radoon.
Keemilise koostise järgi hõivab lämmastik rohkem kui 78% atmosfäärist, hapnik - peaaegu 21%, süsinikdioksiid - 0,03%, argoon - peaaegu 1%, aine koguhulk on alla 0,01%. Selline õhu koostis tekkis siis, kui planeet alles tekkis ja hakkas arenema.
Inimese tulekuga, kes läks järk-järgult üle tootmisele, muutus keemiline koostis. Eelkõige suureneb pidevalt süsihappegaasi hulk.
Atmosfääri funktsioonid
Õhukihis olevad gaasid täidavad mitmesuguseid funktsioone. Esiteks neelavad nad kiirte ja kiirgusenergiat. Teiseks mõjutavad need temperatuuri kujunemist atmosfääris ja Maal. Kolmandaks pakub see elu ja selle kulgu Maal.
Lisaks tagab see kiht termoregulatsiooni, mis määrab ilma ja kliima, soojuse jaotusviisi ja atmosfäärirõhu. Troposfäär aitab reguleerida õhumasside liikumist, määrata vee liikumist ja soojusvahetusprotsesse.
Atmosfäär suhtleb pidevalt litosfääri, hüdrosfääriga, pakkudes geoloogilisi protsesse. Kõige olulisem funktsioon on kaitse meteoriidist pärineva tolmu, kosmose ja päikese mõju eest.
Andmed
- Hapnik tagab maa peal lagunemise orgaaniline aine tahke kivim, mis on väga oluline heitmete, kivimite lagunemise, organismide oksüdatsiooni jaoks.
- Süsinikdioksiid aitab kaasa fotosünteesi toimumisele ning aitab kaasa ka päikesekiirguse lühilainete edastamisele, termiliste pikkade lainete neeldumisele. Kui seda ei juhtu, siis täheldatakse nn kasvuhooneefekti.
- Üks peamisi atmosfääriga seotud probleeme on saaste, mis tekib ettevõtete töö ja sõidukite heitgaaside tõttu. Seetõttu on paljudes riikides kasutusele võetud spetsiaalne keskkonnakontroll ning rahvusvahelisel tasandil võetakse ette spetsiaalsed mehhanismid heite ja kasvuhooneefekti reguleerimiseks.
- Kokkupuutel 0
- Google+ 0
- Okei 0
- Facebook 0
