Kuinka maapallon happiatmosfääri muodostui. Happikatastrofi. Happikatastrofin syyt

Ilmakehän muodostuminen. Nykyään maapallon ilmakehä on kaasuseos – 78 % typpeä, 21 % happea ja pieniä määriä muita kaasuja, kuten hiilidioksidia. Mutta kun planeetta ilmestyi ensimmäisen kerran, ilmakehässä ei ollut happea - se koostui kaasuista, jotka olivat alun perin olemassa aurinkokunnassa.

Maa syntyi, kun aurinkosumun pölystä ja kaasusta koostuvat pienet kivikappaleet, jotka tunnetaan nimellä planetoidit, törmäsivät toisiinsa ja ottivat vähitellen planeetan muodon. Kun se kasvoi, planetoideihin jääneet kaasut purskahtivat ulospäin ja peittivät maapallon. Hetken kuluttua ensimmäiset kasvit alkoivat vapauttaa happea, ja koskematon ilmakehä kehittyi nykyiseksi tiheäksi ilmavaipaksi.

Ilmakehän alkuperä

1. Pienten planetoidien sade osui nousevaan Maahan 4,6 miljardia vuotta sitten. Planeetan sisään jääneet aurinkosumun kaasut pakenivat törmäyksen aikana ja muodostivat Maan primitiivisen ilmakehän, joka koostui typestä, hiilidioksidista ja vesihöyrystä.
2. Planeetan muodostumisen aikana vapautunut lämpö säilyy alkuperäisen ilmakehän tiheän pilven kerroksessa. Kasvihuonekaasut, kuten hiilidioksidi ja vesihöyry, estävät lämmön säteilemisen avaruuteen. Maan pinta on tulvinut kiehuvalla sulan magman merellä.
3. Kun planetoiditörmäykset vähenivät, maapallo alkoi jäähtyä ja valtameret ilmestyivät. Paksuista pilvistä tiivistyy vesihöyryä, ja usean aikakauden kestävä sade tulvii vähitellen alankoa. Näin ollen ensimmäiset meret ilmestyvät.
4. Ilma puhdistuu, kun vesihöyry tiivistyy ja muodostaa valtameriä. Ajan myötä hiilidioksidi liukenee niihin, ja nyt ilmakehässä vallitsee typpi. Hapen puutteen vuoksi suojaavaa otsonikerrosta ei muodostu, ja auringon ultraviolettisäteet pääsevät esteettömästi maan pinnalle.
5. Elämä ilmestyy muinaisissa valtamerissä ensimmäisen miljardin vuoden aikana. Merivesi suojaa yksinkertaisimpia sinileviä ultraviolettisäteilyltä. Ne käyttävät auringonvaloa ja hiilidioksidia energian tuottamiseen, ja sivutuotteena vapautuu happea, joka alkaa vähitellen kerääntyä ilmakehään.
6. Miljardeja vuosia myöhemmin muodostuu happirikas ilmakehä. Valokemialliset reaktiot ilmakehän ylemmissä kerroksissa muodostavat ohuen otsonikerroksen, joka hajottaa haitallista ultraviolettivaloa. Nyt elämää voi syntyä valtameristä ja maalle, jossa evoluution seurauksena syntyy monia monimutkaisia ​​organismeja.

Miljardeja vuosia sitten paksu primitiivisten levien kerros alkoi vapauttaa happea ilmakehään. Ne ovat säilyneet tähän päivään asti fossiileina, joita kutsutaan stromatoliiteiksi.

Vulkaaninen alkuperä

1. Muinainen, ilmaton maa. 2. Kaasujen purkautuminen.

Tämän teorian mukaan tulivuoria purkautui aktiivisesti nuoren maapallon pinnalle. Varhainen ilmakehä syntyi luultavasti, kun planeetan piikuoreen jääneet kaasut purskasivat ulos tulivuoren suuttimista.

Yleisimmän teorian mukaan ilmakehä
Maa oli ajassa kolmessa eri koostumuksessa.
Alun perin se koostui kevyistä kaasuista (vetyä ja
helium) vangittu planeettojen välisestä avaruudesta. Tämä on totta
jota kutsutaan primääriilmakehäksi (noin neljä miljardia
vuosia sitten).

Seuraavassa vaiheessa aktiivista vulkaanista toimintaa
johti ilmakehän ja muiden kaasujen kyllästymiseen paitsi
vety (hiilidioksidi, ammoniakki, vesihöyry). Niin
muodostui toissijainen ilmakehä (noin kolme miljardia
vuosia nykypäivään). Tunnelma oli palauttava.
Lisäksi ilmakehän muodostumisprosessi määritettiin seuraavasti
johtavat tekijät:
- kevyiden kaasujen (vety ja helium) vuotaminen planeettojen väliseen tilaan
tilaa;
- vaikutuksen alaisena ilmakehässä tapahtuvat kemialliset reaktiot
ultraviolettisäteily, salamapurkaus ja
joitain muita tekijöitä.
Vähitellen nämä tekijät johtivat kolmannen asteen muodostumiseen
meluisa ilmapiiri, jolle on ominaista paljon pienempi sisältö
Vedyn ja paljon enemmän typen ja hiilidioksidin kulutus
kaasu (muodostuu ammoniakista kemiallisissa reaktioissa
ja hiilivedyt).
Ilmakehän koostumus alkoi muuttua radikaalisti vuoden syntymisen myötä
syömme eläviä organismeja maan päällä fotosynteesin seurauksena,
tapahtuu hapen vapautumisen ja hiilen imeytymisen kautta
hapan kaasu.
happea kulutettiin aluksi
pelkistettyjen yhdisteiden hapetukseen - ammoniakki, hiili
Vety, rautapitoinen raudan muoto, jota löytyy valtameristä
jne. Tämän vaiheen lopussa happipitoisuus
ilmapiiri alkoi kasvaa. Pikkuhiljaa moderni
naya-atmosfääri, jolla on hapettavia ominaisuuksia.
Koska se toi mukanaan suuria ja rajuja muutoksia
monia ilmakehässä, litosfäärissä ja litosfäärissä tapahtuvia prosesseja
biosfäärissä, tämä tapahtuma nimettiin happikatetriksi
säkeistö.
Tällä hetkellä maapallon ilmakehä koostuu pääasiassa
kaasut ja erilaiset epäpuhtaudet (pöly, vesipisarat, kiteet
jää, merisuolat, palamistuotteet). Kaasun pitoisuus,
muodostaa ilmakehän, on käytännössä vakio, lukuun ottamatta
vesi (Н 2 О) ja hiilidioksidi (СО 2).

Lähde: class.rambler.ru

Näin ollen maapallon nykyaikaisen (happi)ilmakehän muodostuminen on mahdotonta ajatella ilman eläviä järjestelmiä, eli hapen läsnäolo on seurausta biosfäärin kehityksestä. VI Vernadskyn loistava ennakointi biosfäärin roolista maapallon pintaa muuttavan saa yhä enemmän vahvistusta. Meillä on kuitenkin tähän päivään asti epäselvyyttä elämän alkuperästä. VI Vernadsky sanoi: "Olemme tuhansien sukupolvien ajan kohdanneet ratkaisemattoman mysteerin, mutta pohjimmiltaan ratkaistavan elämän mysteerin."

Biologit uskovat, että elämän spontaani syntyminen on mahdollista vain pelkistävässä ympäristössä, mutta yhden heistä - M. Ruttenin - näkemyksen mukaan happipitoisuus kaasuseoksessa 0,02 %:iin asti ei häiritse virtausta abiogeenisista synteesistä. Siten geokemistillä ja biologeilla on erilaisia ​​käsityksiä pelkistävästä ja hapettavasta ilmakehästä. Sanotaanpa neutraaliksi ilmakehää, joka sisältää jäämiä happea, jossa voisi ilmaantua ensimmäiset proteiinin kertymät, jotka periaatteessa voisivat käyttää (assimiloida) abiogeenisiä aminohappoja ravinnoksi, ehkä jostain syystä vain isomeereja.

Kysymys ei kuitenkaan ole siitä, kuinka nämä aminoheterotrofit syövät (eli eliöt, jotka käyttävät aminohappoja ravinnoksi), vaan siitä, kuinka itseorganisoituva aine on voinut muodostua, jonka evoluutiolla on negatiivinen entropia. Jälkimmäinen ei kuitenkaan ole niin harvinainen universumissa. Eikö aurinkokunnan ja erityisesti maapallomme muodostuminen ole entropian kulkua vastaan? Jopa Thales Mitsasta kirjoitti tutkielmassaan: "Vesi on kaiken perimmäinen syy." Itse asiassa hydrosfäärin täytyi muodostua ensin, jotta siitä tulisi elämän kehto. V.I. Vernadsky ja muut aikamme suuret tiedemiehet puhuivat tästä paljon.

V.I.Vernadskylle ei ollut täysin selvää, miksi elävää ainetta edustavat vain orgaanisten molekyylien vasenkätiset isomeerit ja miksi missä tahansa epäorgaanisessa synteesissä saamme suunnilleen yhtä suuren seoksen vasenkätisiä ja oikeakätisiä isomeereja. Ja vaikka rikastuisimmekin (esimerkiksi polarisoidussa valossa) tietyillä menetelmillä, emme voi erottaa niitä puhtaassa muodossaan.

Kuinka voisi muodostua melko monimutkaisia ​​orgaanisia yhdisteitä, kuten proteiineja, proteiineja, nukleiinihappoja ja muita organisoituneiden alkuaineiden komplekseja, jotka koostuvat vain vasemmista isomeereistä?

Lähde: pochemuha.ru

Maan ilmakehän perusominaisuudet

Ilmakehä on suojaava kupolimme kaikenlaisilta avaruudesta tulevilta uhilta. Se polttaa suurimman osan planeetalle putoavista meteoriiteista, ja sen otsonikerros toimii suodattimena auringon ultraviolettisäteilyä vastaan, jonka energia on tappavaa eläville olennoille. Lisäksi ilmakehä ylläpitää mukavaa lämpötilaa maan pinnalla - ilman pilvien auringonvalon useiden heijastusten kautta saavutettua kasvihuoneilmiötä, maapallo olisi keskimäärin 20-30 astetta kylmempää. Veden kierto ilmakehässä ja ilmamassojen liikkeet eivät vain tasapainota lämpötilaa ja kosteutta, vaan luovat myös maallisen erilaisia ​​maisemamuotoja ja mineraaleja - sellaista rikkautta ei löydy mistään aurinkokunnasta.

Ilmakehän massa on 5,2 × 10 18 kilogrammaa. Vaikka kaasukuoret ulottuvat useiden tuhansien kilometrien päähän Maasta, vain ne, jotka pyörivät akselin ympäri planeetan pyörimisnopeutta vastaavalla nopeudella, katsotaan sen ilmakehäksi. Siten Maan ilmakehän korkeus on noin 1000 kilometriä, ja se kulkee sujuvasti ulkoavaruuteen ylemmässä kerroksessa, eksosfäärissä (kreikan sanasta "ulkopallo").

Maan ilmakehän koostumus. Kehityksen historia

Vaikka ilma näyttää homogeeniselta, se on erilaisten kaasujen seos. Jos otamme vain ne, jotka vievät vähintään tuhannesosan ilmakehän tilavuudesta, niitä on jo 12. Jos tarkastellaan yleiskuvaa, koko jaksollinen järjestelmä on ilmassa samanaikaisesti!

Maapallo ei kuitenkaan pystynyt saavuttamaan tällaista vaihtelua kerralla. Vain kemiallisten alkuaineiden ainutlaatuisten yhteensattumien ja elämän läsnäolon ansiosta maapallon ilmakehä on tullut niin monimutkaiseksi. Planeetallamme on säilynyt geologisia jälkiä näistä prosesseista, minkä ansiosta voimme katsoa miljardeja vuosia taaksepäin:

• Ensimmäiset kaasut, jotka ympäröivät nuorta maapalloa 4,3 miljardia vuotta sitten, olivat vety ja helium, jotka ovat Jupiterin kaltaisten kaasujättiläisten ilmakehän perusosia.
  alkeellisimmista aineista - Auringon synnyttäneen sumun jäännökset ja sitä ympäröivät planeetat koostuivat niistä, ja ne asettuivat runsaasti gravitaatiokeskusten - planeettojen ympärille. Niiden pitoisuus ei ollut kovin korkea, ja niiden pieni atomimassa mahdollisti niiden paeta avaruuteen, mitä he tekevät edelleen. Nykyään niiden yhteenlaskettu ominaispaino on 0,00052 % maapallon ilmakehän kokonaismassasta (0,00002 % vetyä ja 0,0005 % heliumia), mikä on hyvin pieni.
• Maan sisällä oli kuitenkin paljon aineita, jotka yrittivät paeta kuumasta suolesta. Tulivuoret lähettivät valtavan määrän kaasuja - pääasiassa ammoniakkia, metaania ja hiilidioksidia sekä rikkiä. Myöhemmin ammoniakki ja metaani hajosivat typeksi, joka kattaa nyt leijonan osan maapallon ilmakehän massasta - 78%.

• Mutta todellinen vallankumous Maan ilmakehän koostumuksessa tapahtui hapen saapuessa. Se ilmestyi myös luonnollisesti - nuoren planeetan kuuma vaippa pääsi aktiivisesti eroon maankuoren alle jääneistä kaasuista. Lisäksi tulivuorten päästämä vesihöyry jakautui auringon ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta vedyksi ja hapeksi.

Tällainen happi ei kuitenkaan voinut pysyä ilmakehässä pitkään. Se reagoi hiilimonoksidin, vapaan raudan, rikin ja monien muiden planeetan pinnalla olevien alkuaineiden kanssa - ja korkeat lämpötilat ja auringon säteily katalysoivat kemiallisia prosesseja. Vain elävien organismien ilmaantuminen muutti tilanteen.

• Ensinnäkin he alkoivat vapauttaa niin paljon happea, että se ei vain hapettanut kaikkia pinnalla olevia aineita, vaan alkoi myös kerääntyä - parissa miljardissa vuodessa sen määrä kasvoi nollasta 21 prosenttiin ilmakehän kokonaismassasta.
• Toiseksi elävät organismit käyttivät aktiivisesti ilmakehän hiiltä rakentaakseen omia luurankojaan. Heidän toimintansa seurauksena maankuori täyttyi kokonaisilla geologisilla kerroksilla orgaanisia materiaaleja ja fossiileja, ja hiilidioksidi väheni

• Ja lopuksi ylimääräinen happi muodosti otsonikerroksen, joka alkoi suojata eläviä organismeja ultraviolettisäteilyltä. Elämä alkoi kehittyä aktiivisemmin ja hankkia uusia, monimutkaisempia muotoja - bakteerien ja levien joukkoon alkoi ilmestyä hyvin organisoituneita olentoja. Nykyään otsonia on vain 0,00001 % koko maapallon massasta.

Tiedät varmaan jo, että maan taivaan sininen väri syntyy myös hapen vaikutuksesta – Auringon koko sateenkaarispektristä se hajottaa parhaiten lyhyitä valon aallonpituuksia, jotka ovat vastuussa sinisestä väristä. Sama vaikutus toimii avaruudessa - etäisyydellä maa näyttää olevan sinisen sumun peitossa, ja kaukaa katsottuna se muuttuu siniseksi pisteeksi.

Lisäksi jalokaasuja on ilmakehässä merkittäviä määriä. Niistä eniten on argonia, jonka osuus ilmakehässä on 0,9–1 %. Sen lähde on ydinprosessit maan syvyyksissä, ja se pääsee pintaan litosfäärilevyjen mikrohalkeamien ja tulivuorenpurkausten kautta (samalla tavalla heliumia ilmaantuu ilmakehään). Fysikaalisten ominaisuuksiensa vuoksi jalokaasut nousevat yläilmakehään, josta ne pääsevät ulos avaruuteen.

Kuten näemme, Maan ilmakehän koostumus on muuttunut useammin kuin kerran, ja lisäksi erittäin voimakkaasti - mutta se kesti miljoonia vuosia. Toisaalta elintärkeät ilmiöt ovat erittäin vakaita - otsonikerros on olemassa ja toimii, vaikka maapallolla olisi 100 kertaa vähemmän happea. Planeetan yleistä historiaa vasten ihmisen toiminta ei ole jättänyt vakavia jälkiä. Paikallisessa mittakaavassa sivilisaatio pystyy kuitenkin luomaan ongelmia - ainakin itselleen. Ilmansaasteet ovat jo tehneet Kiinan Pekingin asukkaiden elämästä vaarallisia - ja valtavia likaisia ​​sumupilviä suurten kaupunkien yllä näkyy jopa avaruudesta käsin.

Ilmakehän rakenne

Eksosfääri ei kuitenkaan ole ilmakehämme ainoa erityinen kerros. Niitä on monia, ja jokaisella niistä on omat ainutlaatuiset ominaisuutensa. Katsotaanpa joitain tärkeimmistä:

Troposfääri

Ilmakehän alinta ja tiheinta kerrosta kutsutaan troposfääriksi. Artikkelin lukija on nyt "alaosassa" - ellei hän tietenkään ole yksi niistä 500 tuhannesta ihmisestä, jotka lentävät tällä hetkellä lentokoneessa. Troposfäärin yläraja riippuu leveysasteesta (muistakaa Maan pyörimisen keskipakovoima, joka tekee planeetan leveämmäksi päiväntasaajalla?) Ja vaihtelee 7 kilometristä navoilla 20 kilometriin päiväntasaajalla. Myös troposfäärin koko riippuu vuodenajasta - mitä lämpimämpi ilma, sitä korkeammalle yläraja nousee.

Nimi "troposfääri" tulee antiikin kreikan sanasta "tropos", joka tarkoittaa "käännä, vaihda". Tämä kuvastaa tarkasti ilmakehän kerroksen ominaisuuksia - se on dynaamisin ja tuottavin. Troposfäärissä pilvet kerääntyvät ja vesi kiertää, sykloneja ja antisykloneja syntyy ja tuulia syntyy - kaikki ne prosessit, joita kutsumme "sääksi" ja "ilmastoksi", tapahtuvat. Lisäksi tämä on massiivinen ja tihein kerros - se muodostaa 80% ilmakehän massasta ja melkein kaikesta sen vesipitoisuudesta. Suurin osa elävistä organismeista elää täällä.

Kaikki tietävät, että mitä korkeammalle mennään, sitä kylmemmäksi tulee. Tämä on totta - joka 100 metriä ylöspäin ilman lämpötila laskee 0,5-0,7 astetta. Siitä huolimatta periaate toimii vain troposfäärissä - edelleen lämpötila alkaa nousta korkeuden kasvaessa. Troposfäärin ja stratosfäärin välistä vyöhykettä, jossa lämpötila pysyy vakiona, kutsutaan tropopaussiksi. Ja tuulivirta kiihtyy myös korkeuden myötä - 2–3 km / s kilometriä kohti ylöspäin. Siksi para- ja riippuliitokoneet suosivat korkeita tasangoita ja vuoria lennoillaan - he pystyvät aina "tartumaan aallon" siellä.

Jo mainittua ilmanpohjaa, jossa ilmakehä koskettaa litosfääriä, kutsutaan pintarajakerrokseksi. Sen rooli ilmakehän kierrossa on uskomattoman suuri - lämmön ja säteilyn vapautuminen pinnasta synnyttää tuulia ja paineenlaskuja, ja vuoret ja muut pinnan epätasaisuudet ohjaavat ja erottavat niitä. Veden vaihto tapahtuu välittömästi - 8–12 päivässä kaikki valtameristä ja pinnasta otettu vesi palaa takaisin, muuttaen troposfäärin eräänlaiseksi vedensuodattimeksi.

• Mielenkiintoinen tosiasia on, että tärkeä prosessi kasvien elämässä, transpiraatio, liittyy veden vaihtoon ilmakehän kanssa. Sen avulla planeetan kasvisto vaikuttaa aktiivisesti ilmastoon - esimerkiksi suuret viheralueet pehmentävät säätä ja lämpötilan laskua. Veden kyllästetyillä alueilla olevat kasvit haihduttavat 99 % maaperästä ottavasta vedestä. Esimerkiksi hehtaari vehnää päästää kesän aikana ilmakehään 2-3 tuhatta tonnia vettä - tämä on paljon enemmän kuin eloton maaperä voisi antaa.

Normaalipaine maan pinnalla on noin 1000 millibaaria. Standardina pidetään 1013 mbar:n painetta, joka on yksi "ilmakehä" - olet todennäköisesti jo törmännyt tähän mittayksikköön. Korkeuden kasvaessa paine laskee nopeasti: troposfäärin rajoilla (12 kilometrin korkeudessa) se on jo 200 mBar ja 45 kilometrin korkeudessa se laskee 1 mBariin. Siksi ei ole outoa, että 80% kaikista maapallon ilmakehän massoista kerääntyy tyydyttyneeseen troposfääriin.

Stratosfääri

Ilmakehän kerrosta, joka on 8 km:n korkeudella (navalla) ja 50 km:n (päiväntasaajalla) välillä, kutsutaan stratosfääriksi. Nimi tulee toisesta kreikan sanasta "stratos", joka tarkoittaa "lattia, kerros". Tämä on äärimmäisen harvinainen maapallon ilmakehän vyöhyke, jossa ei juuri ole vesihöyryä. Ilmanpaine stratosfäärin alaosassa on 10 kertaa pienempi kuin pintapaine ja yläosassa 100 kertaa pienempi.

Keskustellessamme troposfääristä olemme jo oppineet, että lämpötila siinä laskee korkeudesta riippuen. Stratosfäärissä kaikki tapahtuu täsmälleen päinvastoin - nousun myötä lämpötila nousee -56 ° C: sta 0-1 ° C:seen. Lämpeneminen pysähtyy stratopaussiin, strato- ja mesosfäärien väliseen rajaan.

Elämä ja ihminen stratosfäärissä

Matkustajakoneet ja yliäänikoneet lentävät yleensä stratosfäärin alemmissa kerroksissa - tämä ei vain suojaa niitä troposfäärin ilmavirtojen epävakaudelta, vaan myös yksinkertaistaa niiden liikkumista alhaisen aerodynaamisen vastuksen vuoksi. Ja alhaiset lämpötilat ja harvinainen ilma mahdollistavat polttoaineen kulutuksen optimoinnin, mikä on erityisen tärkeää pitkän matkan lennoilla.

Lentokoneelle on kuitenkin olemassa tekninen korkeusraja - stratosfäärissä niin pieni sisäänvirtaus on välttämätöntä suihkumoottoreiden toiminnalle. Näin ollen vaaditun ilmanpaineen saavuttamiseksi turbiinissa lentokoneen on liikuttava äänen nopeutta nopeammin. Siksi korkealla stratosfäärissä (18-30 kilometrin korkeudessa) vain taisteluajoneuvot ja yliäänikoneet, kuten Concordes, voivat liikkua. Joten stratosfäärin tärkeimmät "asukkaat" ovat ilmapalloihin kiinnitetyt meteorologiset luotaimet - ne voivat pysyä siellä pitkään ja kerätä tietoa alla olevan troposfäärin dynamiikasta.

Lukija tietää jo varmasti, että mikro-organismeja - niin sanottua aeroplanktonia - löytyy ilmakehästä otsonikerrokseen asti. Bakteerit eivät kuitenkaan yksin pysty selviytymään stratosfäärissä. Joten kerran afrikkalainen korppikotka, erityinen korppikotka, joutui lentokoneen moottoriin 11,5 tuhannen metrin korkeudessa. Ja jotkut ankat lentää rauhallisesti Everestin yli muuttoliikkeiden aikana.

Mutta ihminen on edelleen suurin stratosfäärissä ollut olento. Nykyisen korkeudenennätyksen teki Googlen varapresidentti Alan Eustace. Hyppypäivänä hän oli 57-vuotias! Erityisellä ilmapallolla hän nousi 41 kilometrin korkeuteen merenpinnan yläpuolella ja hyppäsi sitten alas laskuvarjolla. Nopeus, jonka hän kehitti pudotuksen huippuhetkellä, oli 1342 km / h - enemmän kuin äänen nopeus! Samaan aikaan Eustacesta tuli ensimmäinen henkilö, joka ylitti itsenäisesti nopeuden äänikynnyksen (lukuun ottamatta avaruuspukua elämän tukemiseen ja laskuvarjoja yleensä laskeutumiseen).

• Mielenkiintoinen tosiasia on, että irrottautuakseen ilmapallosta Eustace tarvitsi räjähdyslaitteen - sellaisen, jota avaruusraketit käyttävät vaiheiden irrottamiseen.

Otsonikerros

Ja stratosfäärin ja mesofäärin välisellä rajalla on kuuluisa otsonikerros. Se suojaa Maan pintaa ultraviolettisäteiden vaikutuksilta ja toimii samalla ylärajana elämän leviämiselle planeetalla - sen yläpuolella lämpötila, paine ja kosminen säteily tekevät nopeasti lopun kaikkein vastustuskykyisimmiltäkin. bakteerit.

Mistä tämä suoja tuli? Vastaus on uskomaton - sen ovat luoneet elävät organismit, tarkemmin sanottuna happi, jota erilaiset bakteerit, levät ja kasvit ovat lähettäneet ikimuistoisista ajoista lähtien. Nouseessaan korkealle ilmakehässä happi joutuu kosketuksiin ultraviolettisäteilyn kanssa ja käy läpi fotokemiallisen reaktion. Tämän seurauksena tavallisesta hengittämämme hapesta, O 2:sta, saadaan otsonia - O 3.

Paradoksaalista kyllä, Auringon säteilyn synnyttämä otsoni suojaa meitä samalta säteilyltä! Ja otsoni ei heijasta, vaan absorboi ultraviolettivaloa - lämmittää siten ympäröivää ilmakehää.

Mesosfääri

Olemme jo maininneet, että mesosfääri sijaitsee stratosfäärin yläpuolella - tarkemmin sanottuna stratopaussin, vakaan lämpötilan rajakerroksen yläpuolella. Tämä suhteellisen pieni kerros sijaitsee 40–45–90 kilometrin korkeudella ja on planeettamme kylmin paikka - mesopaussissa, mesosfäärin ylemmässä kerroksessa, ilma jäähtyy -143 °C:seen.

Mesosfääri on vähiten tutkittu osa maapallon ilmakehää. Äärimmäisen alhainen kaasunpaine, joka on tuhannesta kymmeneentuhanteen kertaa pintapainetta pienempi, rajoittaa ilmapallojen liikettä - niiden nosto saavuttaa nollan ja ne yksinkertaisesti roikkuvat paikoillaan. Sama tapahtuu suihkukoneiden kanssa - lentokoneen siiven ja rungon aerodynamiikka menettää merkityksensä. Siksi mesosfäärissä voivat lentää joko raketteja tai rakettimoottoreilla varustettuja lentokoneita - rakettilentokoneita. Näitä ovat muun muassa X-15-rakettikone, jolla on maailman nopeimman lentokoneen asema: se saavutti 108 kilometrin korkeuden ja nopeuden 7200 km / h - 6,72 kertaa äänen nopeus.

X-15:n ennätyslento oli kuitenkin vain 15 minuuttia. Tämä symboloi mesosfäärissä liikkuvien ajoneuvojen yleistä ongelmaa - ne ovat liian nopeita perusteellisten tutkimusten suorittamiseen, eivätkä ne pysy tietyllä korkeudella pitkään, lentävät korkeammalle tai putoavat alas. Mesosfääriä ei myöskään voida tutkia satelliittien tai suborbitaalisten luotainten avulla - vaikka paine tässä ilmakehän kerroksessa on alhainen, se hidastaa (ja joskus polttaa) avaruusaluksia. Näiden vaikeuksien vuoksi tiedemiehet kutsuvat mesosfääriä usein "dont knowosphere" (englanniksi "Ignorosphere", jossa "tietämättömyys" - tietämättömyys, tietämättömyys).

Ja juuri mesosfäärissä suurin osa Maahan putoavista meteoreista palaa loppuun - siellä leimahtaa Perseidien meteorisuihku, joka tunnetaan nimellä "Elokuun tähtiputous". Valovaikutus syntyy, kun avaruuskappale tulee Maan ilmakehään terävässä kulmassa yli 11 km/h nopeudella - meteoriitti syttyy kitkavoimasta.

Menetettyään massansa mesosfäärissä, "muukalaisten" jäännökset asettuvat maan päälle kosmisen pölyn muodossa - planeetalle putoaa joka päivä 100-10 tuhatta tonnia meteoriittiainetta. Koska yksittäiset pölyjyvät ovat erittäin kevyitä, niiden kulkeutuminen maan pinnalle kestää jopa kuukauden! Pilviin joutuessaan ne painavat niitä ja jopa aiheuttavat joskus sadetta - samoin kuin vulkaanista tuhkaa tai ydinräjähdysten hiukkasia. Kosmisen pölyn vaikutusvoimaa sateeseen pidetään kuitenkin pienenä - jopa 10 tuhatta tonnia ei riitä muuttamaan vakavasti Maan ilmakehän luonnollista kiertoa.

Termosfääri

Mesosfäärin yläpuolella, 100 kilometrin korkeudessa merenpinnan yläpuolella, kulkee Karman-viiva - ehdollinen raja maan ja avaruuden välillä. Vaikka on olemassa kaasuja, jotka pyörivät Maan mukana ja tulevat teknisesti ilmakehään, niiden määrä Karman-viivan yläpuolella on näkymättömän pieni. Siksi jokainen lento, joka ylittää 100 kilometriä, katsotaan jo avaruuslennoksi.

Ilmakehän laajimman kerroksen, termosfäärin, alaraja osuu yhteen Karmanin linjan kanssa. Se nousee 800 kilometrin korkeuteen ja sille on ominaista erittäin korkea lämpötila - 400 kilometrin korkeudessa se saavuttaa enintään 1800 ° C!

Kuumaa, eikö? 1538 °C:n lämpötilassa rauta alkaa sulaa - kuinka sitten avaruusalukset pysyvät ehjinä termosfäärissä? Kyse on kaasujen äärimmäisen alhaisesta pitoisuudesta yläilmakehässä - paine termosfäärin keskellä on 1 000 000 pienempi kuin ilman pitoisuus Maan pinnalla! Yksittäisten hiukkasten energia on korkea - mutta niiden välinen etäisyys on valtava, ja avaruusalukset ovat itse asiassa tyhjiössä. Tämä ei kuitenkaan auta heitä pääsemään eroon mekanismien lähettämästä lämmöstä - lämmön vapauttamiseksi kaikki avaruusalukset on varustettu pattereilla, jotka lähettävät ylimääräistä energiaa.

• muistiinpanolla. Korkeissa lämpötiloissa kannattaa aina ottaa huomioon hehkuvan aineen tiheys – esimerkiksi Andron Colliderin tutkijat voivat itse asiassa lämmittää aineen Auringon lämpötilaan. Mutta on selvää, että nämä ovat erillisiä molekyylejä - yksi gramma tähden ainetta riittäisi voimakkaaseen räjähdykseen. Siksi ei pidä uskoa keltaista lehdistöä, joka lupaa meille välittömän maailmanlopun Colliderin käsissä, kuten ei pidä pelätä lämpöpallon lämpöä.

Termosfääri ja astronautiikka

Termosfääri on itse asiassa avointa avaruutta - sen rajoissa oli ensimmäisen Neuvostoliiton "Sputnikin" kiertorata. Siellä oli myös Vostok-1-avaruusaluksen lennon apocenter - korkein kohta maan päällä - Juri Gagarinin kanssa. Tällä korkeudella laukaistaan ​​myös monia keinotekoisia satelliitteja maan pinnan, valtameren ja ilmakehän tutkimiseen, kuten Google Maps -satelliitteja. Siksi, jos puhumme LEO:sta (Low Reference Orbit, yleinen termi astronautiikassa), se on 99% tapauksista termosfäärissä.

Ihmisten ja eläinten kiertoradat eivät tapahdu vain termosfäärissä. Tosiasia on, että sen yläosassa, 500 kilometrin korkeudessa, maan säteilyvyöt ulottuvat. Siellä magnetosfääri kerää ja kerää aurinkotuulen varautuneet hiukkaset. Pitkäaikainen oleskelu säteilyvyöhykkeillä aiheuttaa korjaamatonta vahinkoa eläville organismeille ja jopa elektroniikkaan - siksi kaikki korkealla kiertoradalla liikkuvat ajoneuvot on suojattu säteilyltä.

Revontulet

Napaisilla leveysasteilla ilmestyy usein upea ja suurenmoinen näky - aurora borealis. Ne näyttävät pitkiltä, ​​hehkuvilta eri väreiltä ja -muotoisilta kaarilta, jotka hohtavat taivaalla. Maapallon ulkonäkö johtuu magnetosfääristään - tai tarkemmin sanottuna sen napojen lähellä olevista reikistä. Aurinkotuulen varautuneet hiukkaset tunkeutuvat sisäänpäin ja saavat ilmakehän hehkumaan. Täällä voit ihailla upeimpia valoja ja oppia lisää niiden alkuperästä.

Nykyään revontulet ovat yleisiä sirkumpolaaristen maiden, kuten Kanadan tai Norjan, asukkaille, ja ne ovat pakollinen kohde minkä tahansa turistin ohjelmassa - ne kuitenkin aiemmin liitettiin yliluonnollisiin ominaisuuksiin. Monivärisissä valoissa antiikin ihmiset näkivät taivaan portit, myyttisiä olentoja ja henkien kokoja, ja heidän käyttäytymistään pidettiin ennustamisena. Ja esi-isiämme voidaan ymmärtää - jopa koulutus ja usko omaan mieleen ei toisinaan voi hillitä kunnioitusta luonnonvoimia kohtaan.

Eksosfääri

Maan ilmakehän viimeinen kerros, jonka alaraja kulkee 700 kilometrin korkeudessa, on eksosfääri (toisesta kreikan juuresta "exo" - ulkopuolella, ulkopuolella). Se on uskomattoman hajallaan ja koostuu pääasiassa kevyimmän alkuaineen - vedyn - atomeista; törmäävät myös yksittäisiin happi- ja typpiatomeihin, jotka auringon kaikkialle läpäisevä säteily ionisoi voimakkaasti.

Maan eksosfäärin mitat ovat uskomattoman suuret - se kasvaa maan kruunuksi, geokoronaksi, joka on venytetty jopa 100 tuhatta kilometriä planeetalta. Se on hyvin harvinainen - hiukkasten pitoisuus on miljoonia kertoja pienempi kuin tavallisen ilman tiheys. Mutta jos Kuu peittää Maan kaukaiselle avaruusalukselle, niin planeettamme kruunu tulee näkyviin, kuten voimme nähdä Auringon kruunun sen pimennyksen aikana. Tätä ilmiötä ei kuitenkaan ole vielä havaittu.

Ilmapiirin säätely

Ja juuri eksosfäärissä Maan ilmakehä on sääntynyt - suuren etäisyyden vuoksi planeetan painovoimakeskuksesta hiukkaset irtoavat helposti kaasun kokonaismassasta ja pääsevät omille kiertoradoilleen. Tätä ilmiötä kutsutaan ilmakehän hajoamiseksi. Planeettamme menettää ilmakehästä 3 kilogrammaa vetyä ja 50 grammaa heliumia sekunnissa. Vain nämä hiukkaset ovat tarpeeksi kevyitä poistumaan kaasun kokonaismassasta.

Yksinkertaiset laskelmat osoittavat, että maapallo menettää vuosittain noin 110 tuhatta tonnia ilmakehän massaa. Onko se vaarallista? Itse asiassa ei - planeettamme kapasiteetti vedyn ja heliumin "tuotantoon" ylittää hävikkinopeuden. Lisäksi osa kadonneesta aineesta palaa lopulta takaisin ilmakehään. Ja tärkeät kaasut, kuten happi tai hiilidioksidi, ovat yksinkertaisesti liian raskaita poistuakseen maapallolta massoittain - joten sinun ei pitäisi pelätä, että maapallomme ilmakehä haihtuu.

• Mielenkiintoinen tosiasia - maailman lopun "profeetat" sanovat usein, että jos Maan ydin lakkaa pyörimästä, ilmakehä katoaa nopeasti aurinkotuulen paineen alla. Lukijamme tietää kuitenkin, että gravitaatiovoimat pitävät ilmakehän lähellä Maata, mikä toimii riippumatta ytimen pyörimisestä. Hämmästyttävä todiste tästä on Venus, jolla on kiinteä ydin ja heikko magneettikenttä, mutta ilmakehä on 93 kertaa tiheämpi ja raskaampi kuin Maa. Tämä ei kuitenkaan tarkoita, että maan ytimen dynamiikan lopettaminen olisi turvallista - silloin planeetan magneettikenttä katoaa. Sen rooli on tärkeä ei niinkään ilmakehän hillitsemisessä, vaan suojaamisessa aurinkotuulen varautuneilta hiukkasilta, jotka muuttavat planeettamme helposti radioaktiiviseksi autiomaaksi.

Pilviä

Maapallolla olevaa vettä ei ole vain laajassa valtameressä ja lukuisissa joissa. Ilmakehässä on noin 5,2 × 10 15 kilogrammaa vettä. Sitä esiintyy lähes kaikkialla - höyryn osuus ilmassa vaihtelee 0,1-2,5 tilavuusprosenttia lämpötilasta ja sijainnista riippuen. Suurin osa vedestä kuitenkin kerätään pilviin, joissa se varastoituu paitsi kaasun muodossa, myös pieninä pisaroina ja jääkiteinä. Pilvien vesipitoisuus saavuttaa 10 g / m 3 - ja koska pilvien tilavuus on useita kuutiokilometrejä, niissä olevan veden massa lasketaan kymmenissä ja sadoissa tonneissa.

Pilvet ovat näkyvin muodostuma maapallollamme; ne näkyvät jopa kuusta, jossa mantereiden ääriviivat hämärtyvät paljain silmin. Ja tämä ei ole outoa - loppujen lopuksi yli 50% maapallosta on jatkuvasti pilvien peitossa!

Pilvillä on uskomattoman tärkeä rooli maapallon lämmönvaihdossa. Talvella ne vangitsevat auringonsäteitä ja nostavat allasa lämpötilaa kasvihuoneilmiön vuoksi, ja kesällä ne suojaavat auringon valtavaa energiaa. Pilvet myös tasapainottavat lämpötilan vaihtelua päivän ja yön välillä. Muuten, juuri niiden puuttumisen vuoksi aavikot jäähtyvät niin paljon yöllä - kaikki hiekan ja kivien keräämä lämpö lentää vapaasti ylöspäin, kun pilvet pitävät sitä muilla alueilla.

Ylivoimainen enemmistö pilvistä muodostuu lähellä maan pintaa, troposfäärissä, mutta jatkokehityksessä ne ottavat mitä erilaisimpia muotoja ja ominaisuuksia. Niiden erottaminen on erittäin hyödyllistä - erityyppisten pilvien esiintyminen ei voi vain auttaa ennustamaan säätä, vaan myös määrittää epäpuhtauksien esiintymisen ilmassa! Katsotaanpa tarkemmin tärkeimpiä pilvien tyyppejä.

Matalat pilvet

Maan yläpuolelle alimmillaan laskeutuvia pilviä kutsutaan alemman tason pilviksi. Niille on ominaista korkea tasaisuus ja alhainen massa - kun ne laskeutuvat maahan, meteorologiat eivät erota niitä tavallisesta sumusta. Siitä huolimatta niiden välillä on ero - jotkut yksinkertaisesti peittävät taivaan, kun taas toiset voivat puhkeaa suuriin sateisiin ja lumisateisiin.

• Kerrospilvet ovat niitä pilviä, jotka voivat aiheuttaa runsasta sadetta. Ne ovat suurimmat alemman tason pilvien joukossa: niiden paksuus on useita kilometrejä ja lineaariset mitat ylittävät tuhansia kilometrejä. Ne ovat homogeeninen harmaa massa - katso taivaalle pitkittyneen sateen aikana ja näet varmasti kerrospilviä.
• Toinen matalan kerroksen pilvien tyyppi ovat stratocumulus-pilvet, jotka kohoavat 600-1500 metriä maanpinnan yläpuolelle. Ne ovat satojen harmaanvalkoisten pilvien ryhmiä, joita erottavat pienet rakot. Näemme yleensä tällaisia ​​pilviä puolipilvisinä päivinä. Niistä tulee harvoin vettä tai lunta.
• Viimeiset alemmat pilvet ovat tavallisia kerrospilviä; he peittävät taivaan pilvisinä päivinä, kun taivaalta nousee hieno tihkusade. Ne ovat erittäin ohuita ja matalia - kerrospilvien korkeus saavuttaa enimmillään 400-500 metriä. Niiden rakenne on hyvin samanlainen kuin sumun rakenne - putoaessaan maahan yöllä ne luovat usein paksun aamusumun.

Pystysuuntaiset kehityspilvet

Alemman tason pilvillä on vanhemmat veljet - pystysuoran kehityksen pilvet. Vaikka niiden alaraja on matalalla 800–2000 kilometrin korkeudella, pystysuuntaiset pilvet ryntäävät vakavasti ylöspäin - niiden paksuus voi olla 12–14 kilometriä, mikä työntää niiden ylärajan troposfäärin rajoille. Tällaisia ​​pilviä kutsutaan myös konvektiivisiksi: suuren koonsa vuoksi niissä oleva vesi saa erilaisen lämpötilan, mikä aiheuttaa konvektion - prosessin, jossa kuumia massoja siirretään ylöspäin ja kylmiä - alaspäin. Siksi pystysuoran kehityksen pilvissä on samanaikaisesti vesihöyryä, pieniä pisaroita, lumihiutaleita ja jopa kokonaisia ​​jääkiteitä.

• Pystypilvien päätyyppi ovat kumpupilviä - valtavia valkoisia pilviä, jotka muistuttavat repeytyneitä puuvillan paloja tai jäävuoria. Niiden olemassaoloon tarvitaan korkea ilman lämpötila - siksi Keski-Venäjällä ne ilmestyvät vain kesällä ja sulavat yöllä. Niiden paksuus on useita kilometrejä.

• Kuitenkin kun kumpupilvet pystyvät kokoontumaan yhteen, ne muodostavat paljon suurempaa muotoa - cumulonimbus-pilviä. Heiltä tulee kesällä rankkoja sateita, rakeita ja ukkosmyrskyjä. Ne ovat olemassa vain muutaman tunnin, mutta samaan aikaan ne kasvavat jopa 15 kilometriin - yläosa saavuttaa lämpötilan -10 ° C ja koostuu jääkiteistä. Suurimpien cumulonimbus-pilvien huipulle muodostuu "alasia" - tasaiset alueet, jotka muistuttavat sientä tai ylösalaisin olevaa rautaa. Tämä tapahtuu niillä alueilla, joilla pilvi saavuttaa stratosfäärin rajan - fysiikka ei salli sen leviämistä pidemmälle, minkä vuoksi cumulonimbus-pilvi leviää korkeusrajaa pitkin.

• Mielenkiintoinen tosiasia - voimakkaita cumulonimbus-pilviä muodostuu tulivuorenpurkausten, meteoriittien iskujen ja ydinräjähdysten paikkoihin. Nämä pilvet ovat suurimmat - niiden rajat ulottuvat jopa stratosfääriin ja nousevat 16 kilometrin korkeuteen. Höyrystyneen veden ja mikrohiukkasten kyllästymisenä ne puhkeavat voimakkaita ukkoskuuroja - useimmissa tapauksissa tämä riittää sammuttamaan kataklysmiin liittyvät tulipalot. Tässä sellainen luonnollinen palomies 🙂

Keskimmäiset pilvet

Troposfäärin väliosassa (2–7 kilometrin korkeudessa keskileveysasteilla) on keskitason pilviä. Niille on ominaista suuret alueet - niihin vaikuttavat vähemmän nousuvirrat maan pinnasta ja epätasainen maasto - ja pieni, useiden satojen metrien paksuus. Nämä ovat pilviä, jotka "tuulevat" vuorten terävien huippujen ympärillä ja roikkuvat niiden ympärillä.

Itse keskipilvet on jaettu kahteen päätyyppiin - Altostratus ja Altocumulus.

• Altostratus-pilvet ovat yksi monimutkaisten ilmakehän massojen komponenteista. Ne ovat yhtenäinen, harmaansininen verho, jonka läpi aurinko ja kuu näkyvät - vaikka korkeakerrospilvet ovat tuhansia kilometrejä pitkiä, ne ovat vain muutaman kilometrin paksuisia. Korkealla lentävän lentokoneen ikkunasta näkyvä tiheä harmaa käärinliina on nimenomaan korkeakerroksisia pilviä. Usein heillä on pitkiä sateita tai lunta.

• Altocumulus-pilviä, jotka muistuttavat pieniä repeytyneen puuvillan paloja tai ohuita yhdensuuntaisia ​​raitoja, löytyy lämpimänä vuodenaikana - ne muodostuvat, kun lämpimät ilmamassat nousevat 2-6 kilometrin korkeuteen. Altocumulus-pilvet toimivat varmana indikaattorina tulevasta säänmuutoksesta ja sateen lähestymisestä - niitä voi syntyä paitsi ilmakehän luonnollisen konvektion, myös kylmien ilmamassojen ilmaantumisen vuoksi. Niistä sataa harvoin - pilvet voivat kuitenkin lyödä yhteen ja muodostaa yhden suuren sadepilven.

Vuorten lähellä olevista pilvistä puheen ollen - kuvissa (ja ehkä jopa livenä) olet luultavasti nähnyt useammin kuin kerran pyöreitä vanulappuja muistuttavia pilviä, jotka roikkuvat kerroksittain vuorenhuippujen päällä. Tosiasia on, että keskitason pilvet ovat usein linssimäisiä tai linssimäisiä - jaettu useisiin rinnakkaisiin kerroksiin. Ne syntyvät jyrkkien huippujen ympärillä virtaavan tuulen aiheuttamista ilma-aalloista. Linssimäiset pilvet ovat erityisiä myös siinä mielessä, että ne roikkuvat paikoillaan kovimmassakin tuulessa. Tämän tekee mahdolliseksi niiden luonne - koska tällaisia ​​pilviä syntyy useiden ilmavirtojen kosketuspisteisiin, ne ovat suhteellisen vakaassa asennossa.

Korkeat pilvet

Stratosfäärin alajuoksulle kohoavien tavallisten pilvien viimeistä tasoa kutsutaan ylätasoksi. Tällaisten pilvien korkeus saavuttaa 6-13 kilometriä - siellä on erittäin kylmää, ja siksi ylemmän tason pilvet koostuvat pienistä jääpaloista. Kuituisen, venyneen ja höyheniä muistuttavan muodonsa vuoksi korkeita pilviä kutsutaan myös cirrusiksi - vaikka ilmakehän omituisuudet antavat niille usein kynsien, hiutaleiden ja jopa kalan luurangojen muodon. Niistä muodostuva sade ei koskaan saavuta maata - mutta sirruspilvien läsnäolo on ikivanha tapa ennustaa säätä.

• Cirrus-pilvet ovat pisimmät ylemmän tason pilvien joukossa - yksittäisen filamentin pituus voi olla kymmeniä kilometrejä. Koska pilvien jääkiteet ovat riittävän suuria tuntemaan Maan painovoiman, cirruspilvet "pudottavat" kokonaisina kaskadeina - yhden pilven ylä- ja alapisteiden välinen etäisyys voi olla 3-4 kilometriä! Itse asiassa cirruspilvet ovat valtavia "jääputouksia". Vesikiteiden muodon erot luovat kuituisen, virtaamaisen muodon.

• Tähän luokkaan kuuluvat myös käytännössä näkymätön pilvet – cirrostratus-pilvet. Ne muodostuvat, kun suuret massat pintaa lähellä olevaa ilmaa nousevat ylöspäin - suurella korkeudella niiden kosteuspitoisuus riittää muodostamaan pilven. Kun aurinko tai kuu paistaa niiden läpi, näkyviin tulee halo - kiiltävä sateenkaarikiekko, joka on tehty hajallaan säteistä.

Hämäriä pilviä

Noctilucent-pilvet tulisi erottaa erillisessä luokassa - maan korkeimmat pilvet. He kiipeävät 80 kilometrin korkeuteen, mikä on jopa stratosfääriä korkeampi! Lisäksi niillä on epätavallinen koostumus - toisin kuin muut pilvet, ne koostuvat meteoriittipölystä ja metaanista, eivät vedestä. Nämä pilvet ovat näkyvissä vasta auringonlaskun jälkeen tai ennen aamunkoittoa - horisontista tunkeutuvat auringonsäteet valaisevat hämäräpilviä, jotka päivän aikana pysyvät näkymättöminä korkeudella.

Noctilucent-pilvet ovat uskomattoman kaunis näky – niiden näkeminen pohjoisella pallonpuoliskolla vaatii kuitenkin erityisiä olosuhteita. Ja heidän arvoituksensa ei ollut niin helppo ratkaista - voimattomat tiedemiehet kieltäytyivät uskomasta niihin ja julistivat hopeiset pilvet optiseksi illuusioksi. Voit tarkastella epätavallisia pilviä ja oppia niiden salaisuuksista erikoisartikkelistamme.

O 2:n kerääntyminen maan ilmakehään:
1 ... (3,85-2,45 miljardia vuotta sitten) - O 2:ta ei tuotettu
2 ... (2,45-1,85 miljardia vuotta sitten) O 2:ta tuotettiin, mutta valtameri ja merenpohja absorboivat sen
3 ... (1,85-0,85 miljardia vuotta sitten) O 2 tulee ulos valtamerestä, mutta sitä kuluu maalla olevien kivien hapettumisen ja otsonikerroksen muodostumisen aikana
4 ... (0,85-0,54 miljardia vuotta sitten) kaikki maalla olevat kivet hapettuvat, O 2:n kerääntyminen alkaa ilmakehässä
5 ... (0,54 miljardia vuotta sitten - nykypäivään) nykyaikana ilmakehän O 2 -pitoisuus on vakiintunut

Happikatastrofi(happivallankumous) - maailmanlaajuinen muutos Maan ilmakehän koostumuksessa, joka tapahtui proterotsoiikan alussa, noin 2,4 miljardia vuotta sitten (sideria-aika). Happikatastrofin seurauksena ilmakehään ilmaantui vapaata happea ja ilmakehän yleinen luonne muuttui pelkistyvästä hapettavaksi. Happikatastrofi oletus tehtiin sedimentaation luonteen jyrkkää muutosta koskevan tutkimuksen perusteella.

Ilmakehän pääkoostumus

Maan primääriilmakehän tarkkaa koostumusta ei tällä hetkellä tunneta, mutta yleisesti hyväksytään, että se muodostui vaipan kaasunpoiston seurauksena ja oli luonteeltaan pelkistävää. Se perustui hiilidioksidiin, rikkivetyyn, ammoniakkiin, metaaniin. Tätä tukevat:

• hapettumattomat kerrostumat, jotka ovat muodostuneet selvästi pinnalle (esimerkiksi jokikivet rikkikiisistä, jotka eivät kestä happea);
• tunnettujen merkittävien hapen ja muiden hapettimien lähteiden puute;
• primaarisen ilmakehän mahdollisten lähteiden tutkimus (vulkaaniset kaasut, muiden taivaankappaleiden koostumus).

Happikatastrofin syyt

Ainoa merkittävä molekyylihapen lähde on biosfääri, tarkemmin sanottuna fotosynteettiset organismit. Biosfäärin olemassaolon alussa ilmestyneet fotosynteettiset arkebakteerit tuottivat happea, joka kului melkein välittömästi kivien, liuenneiden yhdisteiden ja ilmakehän kaasujen hapetukseen. Korkea pitoisuus luotiin vain paikallisesti, bakteerimattojen (ns. "happitaskujen") rajoissa. Ilmakehän pintakivien ja kaasujen hapettumisen jälkeen ilmakehään alkoi kertyä happea vapaassa muodossa.

Yksi todennäköisistä mikrobiyhteisöjen muutokseen vaikuttaneista tekijöistä oli valtameren kemiallisen koostumuksen muutos, jonka aiheutti tulivuoren toiminnan sammuminen.

Happikatastrofin seuraukset

Biosfääri

Koska suurin osa tuon ajan organismeista oli anaerobisia, eivätkä kyenneet olemaan olemassa merkittävissä happipitoisuuksissa, yhteisöissä tapahtui globaali muutos: anaerobiset yhteisöt korvattiin aerobisilla yhteisöillä, joita aiemmin rajoittivat vain "happitaskut"; anaerobiset yhteisöt päinvastoin työnnettiin takaisin "anaerobisiin taskuihin" (kuvaannollisesti "biosfääri on kääntynyt nurinpäin"). Myöhemmin molekyylihapen läsnäolo ilmakehässä johti otsoniverkon muodostumiseen, mikä laajensi merkittävästi biosfäärin rajoja ja johti energeettisesti edullisemman (anaerobiseen) happihengityksen leviämiseen.

Litosfääri

Happikatastrofin seurauksena lähes kaikki muodonmuutos- ja sedimenttikivet, jotka muodostavat suurimman osan maankuoresta, hapettuvat.

Ilmakehä alkoi muodostua Maan muodostumisen myötä. Planeetan evoluution aikana ja sen parametrien lähestyessä nykyarvoja, sen kemiallisessa koostumuksessa ja fysikaalisissa ominaisuuksissa tapahtui perustavanlaatuisia laadullisia muutoksia. Evoluutiomallin mukaan maapallo oli varhaisessa vaiheessa sulassa tilassa ja noin 4,5 miljardia vuotta sitten muodostui kiinteäksi aineena. Tätä rajaa pidetään geologisen kronologian alkuna. Siitä lähtien ilmakehän hidas kehitys alkoi. Joihinkin geologisiin prosesseihin (esimerkiksi laavan vuodattamiseen tulivuorenpurkausten aikana) liittyi kaasujen vapautuminen maan suolistosta. Niitä olivat typpi, ammoniakki, metaani, vesihöyry, CO oksidi ja hiilidioksidi CO 2. Auringon ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta vesihöyry hajosi vedyksi ja hapeksi, mutta vapautunut happi reagoi hiilimonoksidin kanssa muodostaen hiilidioksidia. Ammoniakki hajosi typeksi ja vedyksi. Diffuusioprosessissa vety nousi ylös ja poistui ilmakehästä, ja raskaampi typpi ei päässyt karkuun ja kerääntyi vähitellen pääkomponentiksi, vaikka osa siitä sitoutui molekyyleiksi kemiallisten reaktioiden seurauksena ( cm... ILMAKEMIAN KEMIAA). Ultraviolettisäteiden ja sähköpurkausten vaikutuksesta Maan alkuperäisessä ilmakehässä oleva kaasuseos joutui kemiallisiin reaktioihin, joiden seurauksena muodostui orgaanisia aineita, erityisesti aminohappoja. Primitiivisten kasvien syntymisen myötä fotosynteesiprosessi alkoi, johon liittyi hapen vapautuminen. Tämä kaasu, varsinkin diffuusion jälkeen ilmakehän ylempiin kerroksiin, alkoi suojata alempia kerroksiaan ja maapallon pintaa hengenvaarallisilta ultravioletti- ja röntgensäteiltä. Teoreettisten arvioiden mukaan 25 000 kertaa nykyistä pienempi happipitoisuus voi jo johtaa otsonikerroksen muodostumiseen, jonka pitoisuus on vain puolet nykyisestä. Tämä riittää kuitenkin jo nyt tarjoamaan erittäin merkittävän suojan organismeja ultraviolettisäteiden tuhoisilta vaikutuksilta.

On todennäköistä, että primaarinen ilmakehä sisälsi paljon hiilidioksidia. Sitä kulutettiin fotosynteesin aikana, ja sen pitoisuuden olisi pitänyt laskea kasvimaailman evoluution myötä sekä johtuen imeytymisestä tiettyjen geologisten prosessien aikana. Sikäli kuin Kasvihuoneilmiö Hiilidioksidin esiintymiseen ilmakehässä liittyvät vaihtelut sen pitoisuuksissa ovat yksi tärkeimmistä syistä niin suuriin ilmastomuutoksiin maapallon historiassa, kuten esim. jääkaudet.

Nykyaikaisessa ilmakehässä oleva helium on suurimmaksi osaksi uraanin, toriumin ja radiumin radioaktiivisen hajoamisen tuotetta. Nämä radioaktiiviset alkuaineet lähettävät a-hiukkasia, jotka ovat heliumatomien ytimiä. Koska radioaktiivisen hajoamisen aikana sähkövaraus ei muodostu eikä katoa, jokaisen a-hiukkasen muodostuessa ilmaantuu kaksi elektronia, jotka yhdistyessään a-hiukkasten kanssa muodostavat neutraaleja heliumatomeja. Radioaktiivisia alkuaineita on kiven paksuuteen hajallaan olevissa mineraaleissa, joten niihin varastoituu merkittävä osa radioaktiivisen hajoamisen seurauksena muodostuneesta heliumista, joka vapautuu hyvin hitaasti ilmakehään. Tietty määrä heliumia nousee diffuusion seurauksena eksosfääriin, mutta jatkuvan virtauksen johdosta maan pinnalta tämän kaasun tilavuus ilmakehässä pysyy lähes muuttumattomana. Tähtien valon spektrianalyysin ja meteoriittien tutkimuksen perusteella on mahdollista arvioida eri kemiallisten alkuaineiden suhteellinen runsaus universumissa. Neonin pitoisuus avaruudessa on noin kymmenen miljardia kertaa suurempi kuin maan päällä, kryptonin pitoisuus on kymmenen miljoonaa kertaa ja ksenonin pitoisuus miljoona kertaa suurempi. Tästä seuraa, että näiden inerttien kaasujen pitoisuus, jotka ilmeisesti olivat alun perin läsnä Maan ilmakehässä ja joita ei ole täydennetty kemiallisten reaktioiden prosessissa, on vähentynyt huomattavasti, luultavasti jopa siinä vaiheessa, kun maapallo menettää ensisijaisen ilmakehän. Poikkeuksena on inertti kaasu argon, koska se muodostuu edelleen isotoopin 40 Ar muodossa kalium-isotoopin radioaktiivisen hajoamisen aikana.

Barometrinen paineen jakautuminen.

Ilmakehän kaasujen kokonaispaino on noin 4,5 · 10 15 tonnia. Näin ollen ilmakehän "paino" pinta-alayksikköä kohti eli ilmanpaine merenpinnan tasolla on noin 11 tonnia / m 2 = 1,1 kg / cm 2. Paine yhtä suuri kuin P 0 = 1033,23 g / cm2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Taide. = 1 atm ilmakehän paineen vakiokeskiarvoksi otettuna. Hydrostaattisen tasapainon tilassa olevalle ilmakehille meillä on: d P= –Rgd h, tämä tarkoittaa, että korkeusvälillä alkaen h ennen h+ d h tapahtuu yhtäläisyys ilmanpaineen muutoksen välillä d P ja vastaavan ilmakehän elementin paino yksikköpinta-alalla, tiheydellä r ja paksuudella d h. Paineen välisenä suhteena R ja lämpötila T käytetään ihanteellisen kaasun tilayhtälöä, jonka tiheys on r, joka soveltuu hyvin maan ilmakehään: P= r R T/ m, jossa m on molekyylipaino ja R = 8,3 J / (K mol) on yleinen kaasuvakio. Sitten d loki P= - (m g/RT) d h= - bd h= - d h/ H, missä on painegradientti logaritmisella asteikolla. Sen käänteisarvoa H tulisi kutsua ilmakehän korkeuden asteikoksi.

Kun integroidaan tämä yhtälö isotermiseen ilmakehään ( T= const) tai, jos tällainen likiarvo on sallittu, saadaan barometrinen paineen jakauman laki korkeuden kanssa: P = P 0 exp (- h/H 0), jossa korkeudet lasketaan h tuotetaan valtameren tasolta, jossa normaali keskipaine on P 0. Ilmaisu H 0 = R T/ mg, kutsutaan korkeusasteikoksi, joka kuvaa ilmakehän laajuutta edellyttäen, että lämpötila siinä on sama kaikkialla (isoterminen ilmakehä). Jos ilmakehä ei ole isoterminen, on integroitava ottaen huomioon lämpötilan muutos korkeuden kanssa ja parametri N- jokin ilmakehän kerrosten paikallinen ominaisuus, riippuen niiden lämpötilasta ja ympäristön ominaisuuksista.

Normaali tunnelma.

Malli (pääparametrien arvotaulukko), joka vastaa vakiopainetta ilmakehän pohjassa R 0 ja kemiallista koostumusta kutsutaan standardiatmosfääriksi. Tarkemmin sanottuna se on ehdollinen ilmakehän malli, jolle annetaan lämpötilan, paineen, tiheyden, viskositeetin ja muiden ilman ominaisuuksien keskiarvot korkeudessa 2 km merenpinnan alapuolelta maapallon ilmakehän ulkorajalle. leveysasteelle 45° 32ў 33І. Keskiilmakehän parametrit kaikilla korkeuksilla lasketaan ideaalikaasun tilayhtälön ja barometrisen lain avulla oletetaan, että merenpinnan tasolla paine on 1013,25 hPa (760 mm Hg) ja lämpötila on 288,15 K (15,0 °C). Pystysuuntaisen lämpötilajakauman luonteen mukaan keskimääräinen ilmakehä koostuu useista kerroksista, joissa kussakin lämpötila on likimääräinen korkeuden lineaarisella funktiolla. Alimmassa kerroksessa, troposfäärissä (h Ј 11 km), lämpötila laskee 6,5 ° C jokaista nousukilometriä kohden. Suurilla korkeuksilla pystysuoran lämpötilagradientin arvo ja etumerkki muuttuvat kerroksesta toiseen. Yli 790 km:n yläpuolella lämpötila on noin 1000 K eikä käytännössä muutu korkeuden mukaan.

Standardiilmapiiri on säännöllisesti päivitettävä, laillistettu standardi, joka julkaistaan ​​taulukoiden muodossa.

Taulukko 1. Maan ilmakehän standardimalli

Pöytä 1. MAAN ILMAISTEN VAKIOMALLI... Taulukko näyttää: h- korkeus merenpinnasta, R- paine, T- lämpötila, r - tiheys, N- molekyylien tai atomien lukumäärä tilavuusyksikköä kohti, H- korkeusasteikko, l- vapaa polun pituus. Rakettitiedoista saatu paine ja lämpötila 80–250 km korkeudessa ovat alhaisempia. Ekstrapolaatioarvot yli 250 km korkeudelle eivät ole kovin tarkkoja.
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

Troposfääri.

Ilmakehän alin ja tihein kerros, jossa lämpötila laskee nopeasti korkeuden mukana, kutsutaan troposfääriksi. Se sisältää jopa 80% ilmakehän kokonaismassasta ja ulottuu napa- ja keskileveysasteilla 8-10 km:n korkeuteen ja tropiikissa 16-18 km:n korkeuteen. Täällä kehittyvät lähes kaikki säätä muodostavat prosessit, tapahtuu lämmön ja kosteuden vaihtoa Maan ja sen ilmakehän välillä, muodostuu pilviä, syntyy erilaisia ​​sääilmiöitä, esiintyy sumuja ja sateita. Nämä maapallon ilmakehän kerrokset ovat konvektiivisessa tasapainossa, ja niiden kemiallinen koostumus on aktiivisen sekoittumisen vuoksi homogeeninen, pääasiassa molekyylityppeä (78 %) ja happea (21 %). Ylivoimainen määrä luonnollisia ja ihmisen aiheuttamia aerosoli- ja kaasumaisia ​​ilmansaasteita on keskittynyt troposfääriin. Jopa 2 km paksuisen troposfäärin alaosan dynamiikka riippuu voimakkaasti alla olevan Maan pinnan ominaisuuksista, jotka määräävät ilman vaaka- ja pystysuuntaiset liikkeet (tuulet), jotka aiheutuvat lämmön siirtymisestä lämpimämmältä maalta infrapunan kautta. Maan pinnan säteily, joka absorboituu troposfäärissä pääasiassa höyryihin, veteen ja hiilidioksidiin (kasvihuoneilmiö). Lämpötilan jakauma korkeuden mukaan muodostuu turbulenttisesta ja konvektiivisesta sekoituksesta. Keskimäärin se vastaa lämpötilan laskua, jonka korkeus on noin 6,5 K / km.

Tuulen nopeus pintarajakerroksessa kasvaa ensin nopeasti korkeuden mukana ja sen yläpuolella jatkaa kasvuaan 2–3 km/s kilometriä kohden. Joskus troposfäärissä on kapeita planeettavirtoja (joiden nopeus on yli 30 km / s), lännessä keskileveysasteilla ja lähellä päiväntasaajaa - itään. Niitä kutsutaan suihkuvirroiksi.

Tropopaussi.

Troposfäärin ylärajalla (tropopaussi) lämpötila saavuttaa alemman ilmakehän minimiarvon. Se on siirtymäkerros troposfäärin ja sen yläpuolella olevan stratosfäärin välillä. Tropopaussin paksuus on sadoista metreistä 1,5–2 kilometriin ja lämpötila ja korkeus vaihtelevat 190–220 K ja 8–18 kilometriä leveysasteesta ja vuodenajasta riippuen. Talvella lauhkeilla ja korkeilla leveysasteilla se on 1–2 km matalampi kuin kesällä ja 8–15 K lämpimämpi. Tropiikissa vuodenaikojen vaihtelut ovat paljon pienemmät (korkeus 16-18 km, lämpötila 180-200 K). Edellä suihkut tropopaussin repeämät ovat mahdollisia.

Vesi maapallon ilmakehässä.

Maan ilmakehän tärkein ominaisuus on merkittävän määrän vesihöyryä ja vesipisaroiden läsnäolo, mikä on helpoimmin havaittavissa pilvien ja pilvirakenteiden muodossa. Taivaan pilvien peittävyyttä (tietyllä hetkellä tai keskimäärin tietyn ajanjakson aikana) 10 pisteen asteikolla tai prosentteina ilmaistuna kutsutaan pilvisyydeksi. Pilvien muoto määräytyy kansainvälisen luokituksen mukaan. Keskimäärin pilvet peittävät noin puolet maapallosta. Pilvisyys on tärkeä tekijä säässä ja ilmastossa. Talvella ja yöllä pilvisyys estää maan pinnan ja pintailmakerroksen lämpötilan laskun, kesällä ja päivällä se heikentää maan pinnan lämpenemistä auringonsäteiden vaikutuksesta pehmentäen ilmastoa maanosien sisällä. .

Pilviä.

Pilvet ovat ilmakehään suspendoituneiden vesipisaroiden ryhmiä (vesipilvet), jääkiteitä (jääpilvet) tai molempia yhdessä (sekapilviä). Pisaroiden ja kiteiden kasvaessa ne putoavat pilvistä sateen muodossa. Pilviä muodostuu pääasiassa troposfäärissä. Ne syntyvät ilmassa olevan vesihöyryn tiivistymisestä. Pilvipisaroiden halkaisija on usean mikronin luokkaa. Nestemäisen veden pitoisuus pilvissä on fraktioista useisiin grammiin per neliömetri. Pilvet erotetaan korkeuden perusteella: Kansainvälisen luokituksen mukaan pilviä on 10 sukua: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratocumulus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

Helmiäispilviä havaitaan myös stratosfäärissä ja hämäräpilviä mesosfäärissä.

Cirrus-pilvet ovat läpinäkyviä pilviä ohuiden valkoisten filamenttien tai verhon muodossa, jossa on silkkinen kiilto ja jotka eivät anna varjoa. Cirrus-pilvet koostuvat jääkiteistä, joita muodostuu troposfäärin yläosaan erittäin alhaisissa lämpötiloissa. Tietyt cirruspilvet toimivat säänmuutosten ennustajina.

Cirrocumulus-pilvet ovat ohuiden valkoisten pilvien harjuja tai kerroksia troposfäärin yläosassa. Cirrocumulus-pilvet on rakennettu pienistä elementeistä, jotka ovat hiutaleita, väreitä, pieniä varjottomia palloja ja koostuvat pääasiassa jääkiteistä.

Cirrostratus-pilvet ovat troposfäärin yläosan valkeahko, puoliläpinäkyvä huntu, yleensä kuitumainen, joskus diffuusi, joka koostuu pienistä neulamaisista tai pylväsmäisistä jääkiteistä.

Altocumulus-pilvet ovat valkoisia, harmaita tai valkoharmaita pilviä alemmassa ja keskimmäisessä troposfäärissä. Altocumulus-pilvet ovat muodoltaan kerroksia ja harjuja, jotka olisivat rakennettu päällekkäin olevista levyistä, pyöristetyistä massoista, akseleista, hiutaleista. Altocumulus-pilvet muodostuvat intensiivisen konvektiivisen toiminnan aikana ja koostuvat yleensä alijäähtyneistä vesipisaroista.

Altostratus-pilvet ovat harmahtavia tai sinertäviä rihmamaisia ​​tai yhtenäisiä pilviä. Keskitroposfäärissä havaitaan Altostratus-pilviä, jotka ulottuvat useiden kilometrien korkeuteen ja joskus tuhansia kilometrejä vaakasuunnassa. Yleensä korkeakerroksiset pilvet ovat osa frontaalipilvijärjestelmiä, jotka liittyvät ilmamassojen nouseviin liikkeisiin.

Kerrospilvet ovat matala (2 km ja enemmän) amorfinen pilvikerros, joka on väriltään tasaisen harmaa ja aiheuttaa rankkasadetta tai lunta. Nimbostratus-pilvet ovat pitkälle kehittyneitä pystysuunnassa (jopa useita kilometrejä) ja vaakasuunnassa (useita tuhansia kilometrejä); ne koostuvat alijäähtyneistä vesipisaroista, jotka on sekoitettu lumihiutaleisiin, jotka yleensä liittyvät ilmakehän rintamiin.

Kerrospilvet - alemman tason pilvet tasaisen kerroksen muodossa ilman tarkkoja ääriviivoja, harmaita. Kerrospilvien korkeus maan pinnasta on 0,5–2 km. Ajoittain tihkusadetta kerrospilvistä.

Cumulus-pilvet ovat päiväsaikaan tiheitä, kirkkaanvalkoisia pilviä, joiden pystysuuntainen kehitys on merkittävää (jopa 5 km tai enemmän). Cumulus-pilvien huiput ovat kupuja tai torneja, joissa on pyöristetyt ääriviivat. Cumulus-pilvet näkyvät yleensä konvektiopilvinä kylmissä ilmamassoissa.

Stratocumulus-pilvet ovat matalia (alle 2 km) pilviä, jotka ovat harmaita tai valkoisia kuituttomia kerroksia tai pyöreiden suurien lohkojen harjuja. Straocumulusin pystysuora paksuus on pieni. Ajoittain kerrospilvet antavat kevyttä sadetta.

Cumulonimbus-pilvet ovat voimakkaita ja tiheitä pilviä, joilla on voimakas pystysuuntainen kehitys (jopa 14 km:n korkeudessa), ja ne tarjoavat runsasta sadetta ukkosmyrskyineen, rakeisiin ja myrskyihin. Cumulonimbus-pilvet kehittyvät voimakkaista kumpupilvistä, jotka eroavat niistä yläosassa, koostuvat jääkiteistä.

Stratosfääri.

Tropopaussin kautta troposfääri siirtyy stratosfääriin keskimäärin 12-50 km korkeudessa. Alaosassa noin 10 km, ts. noin 20 km korkeuteen asti se on isoterminen (lämpötila noin 220 K). Sitten se kasvaa korkeudella ja saavuttaa maksimissaan noin 270 K 50–55 km korkeudessa. Tässä on stratosfäärin ja korkeammalla sijaitsevan mesosfäärin välinen raja, jota kutsutaan stratopausiksi .

Stratosfäärissä on paljon vähemmän vesihöyryä. Kuitenkin joskus niitä havaitaan - ohuita läpikuultavia helmiäispilviä, jotka esiintyvät toisinaan stratosfäärissä 20-30 km korkeudessa. Helmimäiset pilvet näkyvät pimeällä taivaalla auringonlaskun jälkeen ja ennen auringonnousua. Muodoltaan helmiäispilvet muistuttavat cirrus- ja cirrocumulus-pilviä.

Keskiilmakehä (mesosfääri).

Noin 50 km:n korkeudessa mesosfääri alkaa laajan lämpötilamaksimin huipusta . Syy lämpötilan nousuun tämän maksimin alueella on eksoterminen (eli johon liittyy lämmön vapautuminen) otsonin hajoamisen fotokemiallinen reaktio: О 3 + hv® О 2 + O. Otsonia syntyy molekyylihapen О 2 fotokemiallisesta hajoamisesta

Noin 2+ hv® О + О ja sitä seuraava atomin ja happimolekyylin kolmoistörmäyksen reaktio jonkin kolmannen molekyylin M kanssa.

O + O 2 + M® O 3 + M

Otsoni absorboi ahneesti ultraviolettisäteilyä alueella 2000-3000 Å, ja tämä säteily lämmittää ilmakehää. Yläilmakehän otsoni toimii eräänlaisena suojana, joka suojaa meitä auringon ultraviolettisäteilyltä. Ilman tätä kilpeä elämän kehittyminen maan päällä sen nykyaikaisissa muodoissa tuskin olisi mahdollista.

Yleisesti ottaen koko mesosfäärissä ilmakehän lämpötila laskee minimiarvoonsa, noin 180 K, mesosfäärin ylärajalla (kutsutaan mesopaussiksi, noin 80 km:n korkeudella). Mesopaussin läheisyyteen 70–90 km korkeudessa voi ilmaantua erittäin ohut kerros jääkiteitä sekä vulkaanisen ja meteoriittipölyn hiukkasia, jotka havaitaan kauniina hämäräpilvien spektaakkelina. pian auringonlaskun jälkeen.

Mesosfäärissä suurimmaksi osaksi maapallolle putoavat pienet kiinteät meteoriittihiukkaset poltetaan, mikä aiheuttaa meteorien ilmiön.

Meteorit, meteoriitit ja tulipallot.

Meteoroideiksi kutsutaan soihduksia ja muita ilmiöitä Maan yläilmakehässä, jonka aiheuttavat kiinteiden kosmisten hiukkasten tai kappaleiden tunkeutuminen siihen nopeudella 11 km/s tai enemmän. Havaittavissa oleva kirkas meteorijälki ilmestyy; voimakkaimpia ilmiöitä, joihin usein liittyy meteoriittien putoaminen, kutsutaan tulipalloja; meteorien ilmestyminen liittyy meteorisuihkuihin.

Meteorisuihku:

1) meteorien useiden törmäysten ilmiö useiden tuntien tai päivien aikana yhdestä säteilystä.

2) meteoroidiparvi, joka liikkuu yhdellä kiertoradalla Auringon ympäri.

Meteorien systemaattinen ilmaantuminen tietylle taivaan alueelle ja tiettyinä päivinä vuodesta, joka johtuu Maan kiertoradan risteyksestä useiden suunnilleen samoilla ja tasasuuntaisilla nopeuksilla liikkuvien meteoriittikappaleiden yhteisen kiertoradan kanssa, koska jotka heidän polkunsa taivaalla näyttävät tulevan yhdestä yhteisestä pisteestä (säteilevä) ... Ne on nimetty sen tähtikuvion mukaan, jossa säteilijä sijaitsee.

Meteorisuihkut ovat vaikuttavia valotehosteillaan, mutta yksittäisiä meteoreja näkee harvoin. Näkymättömiä meteoreja on paljon enemmän, liian pieniä ollakseen havaittavissa ilmakehän absorboituneena. Jotkut pienimmistä meteoreista eivät luultavasti lämpene ollenkaan, vaan ne vain vangitsevat ilmakehän. Näitä pieniä hiukkasia, joiden koko vaihtelee muutamasta millimetristä millimetrin kymmeneen tuhannesosaan, kutsutaan mikrometeoriiteiksi. Ilmakehään päivittäin saapuvan meteorisen aineen määrä vaihtelee 100–10 000 tonnia, ja suurin osa tästä aineesta putoaa mikrometeoriitteille.

Koska meteorinen aine palaa osittain ilmakehässä, sen kaasumainen koostumus täydentyy erilaisten kemiallisten alkuaineiden jäämillä. Esimerkiksi kivimeteorit tuovat litiumia ilmakehään. Metallimoriittien palaminen johtaa pienten pallomaisten rauta-, rauta-nikkeli- ja muiden pisaroiden muodostumiseen, jotka kulkevat ilmakehän läpi ja laskeutuvat maan pinnalle. Niitä löytyy Grönlannista ja Etelämantereelta, joissa jäälevyt pysyvät lähes muuttumattomina vuosia. Meritieteilijät löytävät ne valtameren pohjasedimentistä.

Suurin osa ilmakehään pääsevistä meteorihiukkasista laskeutuu noin 30 päivässä. Jotkut tutkijat uskovat, että tällä kosmisella pölyllä on tärkeä rooli ilmakehän ilmiöiden, kuten sateen, muodostumisessa, koska se toimii vesihöyryn tiivistymisen ytimina. Siksi oletetaan, että sateet liittyvät tilastollisesti suuriin meteorisiin sateisiin. Jotkut asiantuntijat kuitenkin uskovat, että koska meteorisen aineen kokonaissaanti on monta kymmeniä kertoja suurempi kuin suurimmankin meteorisuihkun, yhdestä tällaisesta sateesta johtuva muutos tämän aineen kokonaismäärässä voidaan jättää huomiotta.

Ei ole kuitenkaan epäilystäkään siitä, että suurimmat mikrometeoriitit ja näkyvät meteoriitit jättävät pitkiä ionisaatiojälkiä ilmakehän korkeisiin kerroksiin, pääasiassa ionosfääriin. Tällaisia ​​jälkiä voidaan käyttää pitkän matkan radioviestintään, koska ne heijastavat korkeataajuisia radioaaltoja.

Ilmakehään tulevien meteorien energia kuluu pääasiassa ja ehkä kokonaan sen lämmittämiseen. Tämä on yksi ilmakehän lämpötasapainon pienimmistä komponenteista.

Meteoriitti on luonnossa esiintyvä kiinteä aine, joka on pudonnut maan pinnalle avaruudesta. Yleensä erotetaan kivi-, rautakivi- ja rautameteoriitit. Jälkimmäiset koostuvat pääasiassa raudasta ja nikkelistä. Suurin osa löydetyistä meteoriiteista painaa muutamasta grammasta useisiin kiloihin. Suurin löydetty, rautameteoriitti Goba, painaa noin 60 tonnia ja sijaitsee edelleen siellä, missä se löydettiin Etelä-Afrikassa. Useimmat meteoriitit ovat asteroidien palasia, mutta jotkut meteoriitit ovat saattaneet tulla Maahan Kuusta ja jopa Marsista.

Bolidi on erittäin kirkas meteori, jota havaitaan joskus jopa päiväsaikaan, jättäen usein savuisen jäljen ja mukana ääniilmiöitä; päättyy usein meteoriittien putoamiseen.

Termosfääri.

Mesopaussin lämpötilaminimin yläpuolella termosfääri alkaa, jossa lämpötila ensin hitaasti ja sitten nopeasti alkaa taas nousta. Syynä on auringon ultraviolettisäteilyn imeytyminen 150–300 km korkeudessa atomihapen ionisaatiosta johtuen: O + hv® О + + e.

Termosfäärissä lämpötila nousee jatkuvasti noin 400 km:n korkeuteen, jossa se saavuttaa iltapäivällä auringon aktiivisuuden aikakauden maksimiarvon 1800 K. Minimikaudella tämä rajalämpötila voi olla alle 1000 K. Yli 400 kilometrin korkeudessa ilmakehä siirtyy isotermiseen eksosfääriin. Kriittinen taso (eksosfäärin perusta) on noin 500 km:n korkeudella.

Revontulet ja monet keinotekoisten satelliittien kiertoradat sekä noktilucent-pilvet - kaikki nämä ilmiöt tapahtuvat mesosfäärissä ja termosfäärissä.

Revontulet.

Auroraa havaitaan korkeilla leveysasteilla magneettikentän häiriöiden aikana. Ne voivat kestää useita minuutteja, mutta ovat usein näkyvissä useita tunteja. Revontulet vaihtelevat suuresti muodoltaan, väriltään ja voimakkuudeltaan, jotka kaikki muuttuvat joskus hyvin nopeasti ajan myötä. Auroral-spektri koostuu emissioviivoista ja kaistoista. Auroral-spektrissä osa yötaivaan päästöistä lisääntyy, pääasiassa vihreät ja punaiset viivat 5577 Å:n kohdalla ja l 6300 Å happea. Tapahtuu, että yksi näistä viivoista on monta kertaa voimakkaampi kuin toinen, ja tämä määrittää säteilyn näkyvän värin: vihreä tai punainen. Magneettikentän häiriöihin liittyy myös häiriöitä radioviestinnässä napa-alueilla. Häiriön syynä ovat muutokset ionosfäärissä, mikä tarkoittaa, että voimakas ionisaatiolähde toimii magneettimyrskyjen aikana. On todettu, että voimakkaita magneettisia myrskyjä syntyy, kun aurinkolevyn keskikohdan lähellä on suuria ryhmiä auringonpilkkuja. Havainnot ovat osoittaneet, että myrskyt eivät liity itse auringonpilkkuihin, vaan auringonpilkkuihin, jotka ilmaantuvat auringonpilkkuryhmän kehittymisen aikana.

Revontulet ovat vaihtelevan voimakkuuden ja nopeiden liikkeiden valospektri, joka havaitaan maan korkeilla leveysasteilla. Visuaalinen aurora sisältää vihreitä (5577Å) ja punaisia ​​(6300 / 6364Å) atomihapen emissioviivoja ja N2:n molekyylivyöhykkeitä, joita virittävät aurinko- ja magnetosfäärialkuperää olevat energiset hiukkaset. Nämä päästöt näytetään yleensä noin 100 km:n korkeudessa ja sitä korkeammalla. Termiä optinen aurora käytetään viittaamaan visuaalisiin auroraihin ja niiden emissiospektriin infrapunasta ultraviolettisäteilyyn. Säteilyenergia spektrin infrapunaosassa ylittää merkittävästi näkyvän alueen energian. Kun revontulet ilmestyivät, päästöjä havaittiin ULF:ssä (

Auroran todellisia muotoja on vaikea luokitella; seuraavia termejä käytetään yleisimmin:

1. Rauhoittaa tasaisia ​​kaaria tai raitoja. Kaaren pituus on yleensä ~ 1000 km geomagneettisen yhdensuuntaisuuden suunnassa (napa-alueilla aurinkoa kohti) ja sen leveys on yhdestä useisiin kymmeniin kilometriin. Nauha on yleistys kaaren käsitteestä; sillä ei yleensä ole säännöllistä kaarevaa muotoa, vaan se taipuu S-kirjaimen muodossa tai spiraalien muodossa. Kaaret ja raidat sijaitsevat 100-150 km korkeudessa.

2. Auroran säteet . Tämä termi viittaa revontulien rakenteeseen, joka on pidennetty magneettisia voimalinjoja pitkin ja jonka pystysuora pituus on useista kymmenistä useisiin satoihin kilometreihin. Säteiden vaakasuora pituus on pieni, useista kymmenistä metreistä useisiin kilometreihin. Säteet havaitaan yleensä kaareina tai erillisinä rakenteina.

3. Tahrat tai pinnat . Nämä ovat eristettyjä hehkun alueita, joilla ei ole tarkkaa muotoa. Yksittäiset paikat voivat liittyä toisiinsa.

4. Hunnu. Auroran epätavallinen muoto, joka on yhtenäinen hehku, joka kattaa suuria alueita taivaalla.

Rakenteeltaan revontulet jaetaan homogeenisiin, akanaisiin ja säteileviin. Käytetään erilaisia ​​termejä; sykkivä kaari, sykkivä pinta, diffuusi pinta, säteilevä raita, verhot jne. Revontulet luokitellaan niiden värin mukaan. Tämän luokituksen mukaan revontulia tyyppiä A... Yläosa tai kaikki ovat punaisia ​​(6300–6364 Å). Ne esiintyvät yleensä 300–400 km korkeudessa korkealla geomagneettisella aktiivisuudella.

Auroran tyyppi V ovat värjätty alaosassa punaisiksi ja liittyvät ensimmäisen positiivisen järjestelmän N 2 ja ensimmäisen negatiivisen järjestelmän O 2 vyöhykkeiden luminesenssiin. Nämä revontulien muodot ilmestyvät revontulien aktiivisimpien vaiheiden aikana.

Alueet revontulet – Nämä ovat vyöhykkeitä, joilla revontulien esiintymistiheys on suurin yöllä, maan pinnan kiinteässä pisteessä olevien tarkkailijoiden mukaan. Vyöhykkeet sijaitsevat 67° pohjoisella ja eteläisellä leveysasteella ja niiden leveys on noin 6°. Geomagneettisen paikallisen ajan tiettyä hetkeä vastaavien revontulien esiintymisten enimmäismäärä esiintyy ovaalin kaltaisissa vyöhykkeissä (revontulien ovaali), jotka sijaitsevat epäsymmetrisesti pohjoisen ja etelän geomagneettisen navan ympärillä. Revontulien soikea on kiinteä leveysaste-aikakoordinaateissa ja revontulien vyöhyke on soikean keskiyön alueen pisteiden sijainti leveys- ja pituuskoordinaateissa. Soikea vyö sijaitsee noin 23° geomagneettisesta napasta yösektorilla ja 15° päiväsektorilla.

Aurora borealis ja revontulien ovaali. Auroral-ovaalin sijainti riippuu geomagneettisesta aktiivisuudesta. Soikea levenee korkealla geomagneettisella aktiivisuudella. Revontulien tai revontulien soikeiden rajojen alueita edustaa paremmin L-arvo 6,4 kuin dipolikoordinaatit. Geomagneettiset kenttäviivat revontueen soikean päiväsektorin rajalla osuvat yhteen magnetopaussi. Auroral-ovaalin asennon muutos havaitaan riippuen geomagneettisen akselin ja Maan - Auringon - suunnan välisestä kulmasta. Revontulien soikea määritetään myös tiettyjen energioiden hiukkasten (elektronien ja protonien) saostumista koskevien tietojen perusteella. Sen sijainti voidaan määrittää itsenäisesti tietojen perusteella kärki päivän puolella ja magnetosfäärin pyrstössä.

Revontulien esiintymistiheyden vuorokausivaihtelu revontulien vyöhykkeellä on maksimissaan geomagneettisessa keskiyössä ja minimissä geomagneettisessa keskipäivässä. Ovaalin ekvatoriaalisella puolella revontulien esiintymistiheys vähenee jyrkästi, mutta vuorokausivaihteluiden muoto säilyy. Ovaalin napaisella puolella revontulien esiintymistiheys vähenee vähitellen, ja sille on ominaista monimutkaiset vuorokauden muutokset.

Auroran voimakkuus.

Auroran intensiteetti määritetään mittaamalla näennäinen kirkkauspinta. Pinnan kirkkaus minä Aurora tiettyyn suuntaan määräytyy 4p:n kokonaispäästön perusteella minä fotoni / (cm 2 s). Koska tämä arvo ei ole todellinen pinnan kirkkaus, vaan edustaa emissiota kolonnista, käytetään yleensä revontulien tutkimuksessa yksikköä fotoni / (cm 2 pylväs s). Tavallinen kokonaisemission mittausyksikkö on Rayleigh (Rl), joka on 106 fotonia / (cm 2 · pylväs · s). Käytännöllisempi revontulien intensiteetin yksikkö määräytyy yksittäisen juovan tai vyöhykkeen päästöjen perusteella. Esimerkiksi revontulien voimakkuus määräytyy kansainvälisen kirkkauskertoimen (ICF) mukaan. vihreän viivan intensiteetin tietojen mukaan (5577 Å); 1 kRL = I MCQ, 10 kRL = II MCQ, 100 kRL = III MCQ, 1000 CRL = IV MCQ (revontulin maksimiintensiteetti). Tätä luokitusta ei voida käyttää punaisille revontuhoille. Yksi aikakauden (1957–1958) löydöistä oli revontulien aika-avaruusjakauman määrittäminen magneettiseen napaan nähden siirtyneen soikean muotoisena. Yksinkertaisista ideoista revontulien jakauman pyöreästä muodosta magneettiseen napaan nähden siirtyminen magnetosfäärin moderniin fysiikkaan saatiin päätökseen. Löydön kunnia kuuluu O. Khoroshevalle, ja G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasof ja joukko muita tutkijoita kehittivät intensiivisesti revontulien ovaalin ideoita. Revontulien soikea edustaa aurinkotuulen voimakkaimman vaikutuksen aluetta maan yläilmakehään. Revontulien intensiteetti on suurin ovaalissa, ja sen dynamiikkaa seurataan jatkuvasti satelliiteilla.

Vakaat auroral punaiset kaaret.

Jatkuva auroral punainen kaari, jota kutsutaan muuten keskileveysasteen punaiseksi kaareksi tai M-kaari, on subvisuaalinen (silmän herkkyysrajan alapuolella) leveä kaari, joka ulottuu idästä länteen tuhansia kilometrejä ja mahdollisesti ympäröi koko maapallon. Kaaren leveyspituus on 600 km. Emissio vakaasta auroral punaisesta kaaresta on käytännössä yksiväristä punaisilla viivoilla l 6300 Å ja l 6364 Å. Hiljattain on raportoitu myös heikkoja päästöviivoja kohdissa 5577 Å (OI) ja l 4278 Å (N + 2). Pysyvät punaiset kaaret luokitellaan auroroiksi, mutta ne näkyvät paljon korkeammilla korkeuksilla. Alaraja sijaitsee 300 km:n korkeudessa, yläraja on noin 700 km. Hiljaisen auroraalisen punaisen kaaren intensiteetti l 6300 Å:n emissiossa on 1-10 kRl (tyypillinen arvo on 6 kRl). Silmän herkkyyskynnys tällä aallonpituudella on noin 10 kRl, joten kaaria havaitaan harvoin visuaalisesti. Havainnot ovat kuitenkin osoittaneet, että niiden kirkkaus on > 50 kRl 10 %:ssa öistä. Kaarien tavanomainen käyttöikä on noin yksi päivä, ja niitä esiintyy harvoin seuraavina päivinä. Satelliittien tai radiolähteiden radioaallot, jotka ylittävät vakaita auroraalisia punaisia ​​kaaria, ovat alttiita tuikeelle, mikä osoittaa elektronitiheyden epäsäännöllisyyksien olemassaolon. Teoreettinen selitys punaisille kaarille on, että alueen kuumentuneet elektronit F ionosfääri lisää happiatomien määrää. Satelliittihavainnot osoittavat elektronien lämpötilan nousua geomagneettisen kentän voimalinjoja pitkin, jotka leikkaavat vakaat auroral punaiset kaaret. Näiden valokaarien intensiteetti korreloi positiivisesti geomagneettisen aktiivisuuden (myrskyjen) kanssa, ja valokaarien esiintymistiheys korreloi positiivisesti auringonpilkkuja muodostavan aktiivisuuden kanssa.

Auroran muuttuminen.

Jotkut revontulien muodot kokevat kvasiperiodisia ja yhtenäisiä ajallisia vaihteluja intensiteetissä. Näitä revontulia, joiden geometria on suunnilleen paikallaan ja vaiheissa esiintyy nopeita jaksottaisia ​​vaihteluja, kutsutaan muuttuviksi revontureiksi. Ne luokitellaan auroroiksi muoto R Kansainvälisen Aurora Borealis -atlasin mukaan Tarkempi muuttuvien revontulien alajako:

R 1 (sykkivä revontulia) on hehku, jossa on tasaiset vaihevaihtelut kirkkaudessa koko revontulia pitkin. Ihanteellisessa sykkivässä revontulessa voidaan määritelmän mukaan erottaa pulsaation spatiaalinen ja ajallinen osa, ts. kirkkaus minä(r, t)= Minä s(r)· Minä T(t). Tyypillisissä napavaloissa R 1, pulsaatioita esiintyy 0,01-10 Hz:n taajuudella matalan intensiteetin (1-2 kRl) välillä. Useimmat revontulet R 1 - nämä ovat pisteitä tai kaaria, jotka sykkivät useiden sekuntien ajan.

R 2 (tulinen aurora borealis). Tätä termiä käytetään yleensä viittaamaan liekin kaltaisiin liikkeisiin, jotka täyttävät taivaankannen, sen sijaan, että se kuvaisi yhtä muotoa. Revontulet ovat kaareina ja liikkuvat yleensä ylöspäin 100 km:n korkeudelta. Nämä revontulet ovat suhteellisen harvinaisia ​​ja niitä esiintyy useammin aurora borealis -alueen ulkopuolella.

R 3 (hohtava aurora). Nämä ovat revontulia, joiden kirkkaus vaihtelee nopeasti, epäsäännöllisesti tai säännöllisin väliajoin, mikä antaa vaikutelman välkkyvästä liekistä taivaanvahvuuden poikki. Ne ilmestyvät vähän ennen auroran rappeutumista. Yleisesti havaittu vaihtelutaajuus R 3 on yhtä suuri kuin 10 ± 3 Hz.

Termi streaming aurora, jota käytetään toisesta sykkivien revontulien luokasta, viittaa kirkkauden epäsäännöllisiin vaihteluihin, jotka liikkuvat nopeasti vaakasuunnassa auroran kaarissa ja vyöhykkeissä.

Revontulien muuttuminen on yksi geomagneettisen kentän ja auroralöntgensäteiden pulsaatioiden mukana tulevista aurinko-maan ilmiöistä, jotka aiheutuvat aurinko- ja magnetosfäärialkuperää olevien hiukkasten saostumisesta.

Napakannen luminesenssille on ominaista ensimmäisen negatiivisen järjestelmän N + 2 kaistan korkea intensiteetti (l 3914 Å). Yleensä nämä N + 2 vyöhykkeet ovat viisi kertaa voimakkaampia kuin vihreä viiva OI l 5577 Å, napahatun luminesenssin absoluuttinen intensiteetti on 0,1-10 kPl (yleensä 1-3 kPl). Näiden PCA-jaksojen aikana esiintyvien revontulien kanssa yhtenäinen hehku peittää koko napakannen geomagneettiseen leveysasteeseen 60° asti noin 30-80 km korkeudessa. Sitä tuottavat pääasiassa auringon protonit ja d-hiukkaset, joiden energia on 10–100 MeV, jotka luovat suurimman ionisaation näillä korkeuksilla. Revontulien alueilla on toisenlainen hehku, jota kutsutaan vaipan revontuliaksi. Tämän tyyppiselle auroralluminesenssille päivittäinen maksimivoimakkuus aamutunneilla on 1–10 kRl ja minimiintensiteetti viisi kertaa heikompi. Vaipparevontulia on havaittu vähän, niiden voimakkuus riippuu geomagneettisesta ja auringon aktiivisuudesta.

Tunnelman hehku määritellään planeetan ilmakehän tuottamaksi ja lähettämäksi säteilyksi. Tämä on ei-lämpösäteilyä ilmakehästä, lukuun ottamatta revontulien säteilyä, salamapurkausta ja meteoristen jälkien säteilyä. Tätä termiä käytetään viittaamaan maan ilmakehään (yöhehku, hämärä ja päivä). Ilmakehän hehku on vain murto-osa ilmakehän valosta. Muita lähteitä ovat tähtivalo, eläinradan valo ja Auringosta tuleva päivänvalo. Toisinaan ilmakehän hehku voi olla jopa 40 % valon kokonaismäärästä. Ilmakehän hehkua esiintyy ilmakehän kerroksissa, joiden korkeus ja paksuus vaihtelevat. Ilmakehän hehkuspektri kattaa aallonpituudet 1000 Å - 22,5 µm. Pääpäästöviiva ilmakehän hehkussa on l 5577 Å, joka esiintyy 90–100 km korkeudessa 30–40 km paksuisena kerroksena. Hehkun ulkonäkö johtuu Chempen-mekanismista, joka perustuu happiatomien rekombinaatioon. Muut emissioviivat ovat l 6300 Å, jotka esiintyvät O + 2:n dissosiatiivisen rekombinaation ja NI l 5198/5201 Å ja NI l 5890/5896 Å emission tapauksessa.

Ilmakehän hehkun voimakkuus mitataan Rayleighsissä. Kirkkaus (Rayleighissa) on 4 pw, missä в on emittoivan kerroksen kirkkauden kulmapinta yksiköissä 10 6 fotonia / (cm 2 · sr · s). Hehkun intensiteetti riippuu leveysasteesta (eri päästöjen mukaan) ja vaihtelee myös päivän aikana maksimissaan keskiyöllä. Ilmakehän emissiolle l 5577 Å havaittiin positiivinen korrelaatio auringonpilkkujen lukumäärän ja auringon säteilyvirran kanssa aallonpituudella 10,7 cm Ilmakehän hehkua havaitaan satelliittikokeiden aikana. Ulkoavaruudesta katsottuna se näyttää valorenkaalta maapallon ympärillä ja on väriltään vihertävää.

Otsonosfääri.

20–25 km korkeudessa saavutetaan mitätön määrä otsoni O 3 (jopa 2 × 10 –7 happipitoisuudesta!) maksimipitoisuus, joka syntyy auringon ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta noin 10:n korkeudessa. 50 kilometriin, mikä suojaa planeettaa ionisoivalta auringon säteilyltä. Huolimatta äärimmäisen pienestä määrästä otsonimolekyylejä, ne suojaavat kaikkea maapallon elämää Auringon lyhytaaltosäteilyn (ultravioletti- ja röntgensäteilyn) tuhoisilta vaikutuksilta. Jos asetat kaikki molekyylit ilmakehän pohjalle, saat enintään 3-4 mm paksuisen kerroksen! Yli 100 km:n korkeudessa kevyiden kaasujen osuus kasvaa, ja erittäin korkeissa korkeuksissa helium ja vety hallitsevat; monet molekyylit hajoavat erillisiksi atomeiksi, jotka auringon kovan säteilyn ionisoituneena muodostavat ionosfäärin. Ilman paine ja tiheys Maan ilmakehässä laskevat korkeuden mukana. Lämpötilajakauman mukaan maapallon ilmakehä on jaettu troposfääriin, stratosfääriin, mesosfääriin, termosfääriin ja eksosfääriin. .

20-25 km korkeudessa on otsonikerros... Otsonia muodostuu happimolekyylien hajoamisen seurauksena, kun Auringon ultraviolettisäteily, jonka aallonpituus on alle 0,1–0,2 mikronia, imeytyy. Vapaa happi yhdistyy O 2 -molekyyleihin ja muodostaa otsonia O 3, joka absorboi ahneesti kaiken alle 0,29 mikronia lyhyemmän ultraviolettivalon. Otsoni O 3 -molekyylit tuhoutuvat helposti lyhytaaltosäteilyn vaikutuksesta. Siksi otsonikerros absorboi harvinaisuudestaan ​​huolimatta tehokkaasti auringon ultraviolettisäteilyä, joka on kulkenut korkeampien ja läpinäkyvien ilmakehän kerrosten läpi. Tämän ansiosta maan elävät organismit ovat suojassa Auringon ultraviolettivalon haitallisilta vaikutuksilta.

Ionosfääri.

Auringon säteily ionisoi ilmakehän atomeja ja molekyylejä. Ionisaatioaste tulee merkittäväksi jo 60 kilometrin korkeudessa ja kasvaa tasaisesti etäisyyden mukaan Maasta. Ilmakehän eri korkeuksissa eri molekyylien dissosiaatioprosessit ja sitä seuraava erilaisten atomien ja ionien ionisaatio tapahtuu peräkkäin. Nämä ovat pääasiassa happi-02-, typen-N2-molekyylejä ja niiden atomeja. Näiden prosessien intensiteetistä riippuen ilmakehän eri kerroksia, jotka sijaitsevat yli 60 kilometriä, kutsutaan ionosfäärikerroksiksi. , ja niiden kokonaisuus ionosfäärissä . Alempaa kerrosta, jonka ionisaatio on merkityksetön, kutsutaan neutrosfääriksi.

Varautuneiden hiukkasten enimmäispitoisuus ionosfäärissä saavutetaan 300–400 km:n korkeudessa.

Ionosfäärin tutkimuksen historia.

Englantilainen tiedemies Stuart esitti hypoteesin johtavan kerroksen olemassaolosta yläilmakehässä vuonna 1878 selittääkseen geomagneettisen kentän ominaisuuksia. Sitten vuonna 1902 toisistaan ​​riippumatta Kennedy Yhdysvalloissa ja Heaviside Englannissa huomauttivat, että radioaaltojen etenemisen selittämiseksi pitkiä matkoja on oletettava korkean johtavuuden omaavien alueiden olemassaolo korkeammissa kerroksissa. ilmakehä. Vuonna 1923 akateemikko M.V. Shuleikin, ottaen huomioon eri taajuuksien radioaaltojen leviämisen piirteet, tuli siihen tulokseen, että ionosfäärissä on vähintään kaksi heijastavaa kerrosta. Sitten vuonna 1925 englantilaiset tutkijat Appleton ja Barnett sekä Breit ja Tuve osoittivat ensimmäistä kertaa kokeellisesti radioaaltoja heijastavien alueiden olemassaolon ja loivat perustan heidän systemaattiselle tutkimukselleen. Siitä lähtien on suoritettu systemaattista tutkimusta näiden kerrosten, joita yleisesti kutsutaan ionosfääriksi, ominaisuuksia, joilla on olennainen rooli useissa geofysikaalisissa ilmiöissä, jotka määräävät radioaaltojen heijastuksen ja absorption, mikä on erittäin tärkeää käytännön tarkoituksiin, erityisesti luotettavan radioviestinnän varmistamiseksi.

1930-luvulla aloitettiin järjestelmälliset havainnot ionosfäärin tilasta. Maassamme luotiin M.A. Bonch-Bruevichin aloitteesta installaatioita sen impulssiääntä varten. Tutkittiin monia ionosfäärin yleisiä ominaisuuksia, sen pääkerrosten korkeuksia ja elektronipitoisuutta.

60-70 km korkeudessa havaitaan kerros D, 100-120 km korkeudessa kerros E, korkeuksissa, 180-300 km korkeudessa kaksikerroksinen F 1 ja F 2. Näiden kerrosten pääparametrit on esitetty taulukossa 4.

Taulukko 4.

Taulukko 4.
Ionosfäärialue	Suurin korkeus, km	T i , K	Päivä		Yö 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 (talvi)	220–280	1000–2000	6 · 10 5	25 · 10 5	~10 5	2 · 10 -10
F 2 (kesä)	250–320	1000–2000	2 · 10 5	8 10 5	~ 3 · 10 5	10 –10
n e- elektronipitoisuus, e - elektronin varaus, T i Onko ionin lämpötila, a΄ on rekombinaatiokerroin (joka määrittää n e ja sen muutos ajassa)

Keskiarvot on annettu, koska ne vaihtelevat eri leveysasteilla, vuorokaudenaikoina ja vuodenaikoina. Tällaiset tiedot ovat tarpeen pitkän matkan radioviestinnän varmistamiseksi. Niitä käytetään toimintataajuuksien valinnassa eri lyhytaaltoisille radiolinkeille. Tieto niiden muutoksista riippuen ionosfäärin tilasta eri vuorokaudenaikoina ja eri vuodenaikoina on erittäin tärkeää radioviestinnän luotettavuuden varmistamiseksi. Ionosfääri on joukko maan ilmakehän ionisoituja kerroksia, jotka alkavat noin 60 kilometrin korkeudelta ja ulottuvat kymmenien tuhansien kilometrien korkeuteen. Pääasiallinen maapallon ilmakehän ionisaatiolähde on Auringon ultravioletti- ja röntgensäteily, jota esiintyy pääasiassa auringon kromosfäärissä ja koronassa. Lisäksi ylemmän ilmakehän ionisaatioasteeseen vaikuttavat auringonpurkausten aikana syntyvät aurinkosoluvirrat sekä kosmiset säteet ja meteorihiukkaset.

Ionosfäärin kerrokset

- nämä ovat ilmakehän alueita, joissa vapaiden elektronien pitoisuuden maksimiarvot saavutetaan (eli niiden lukumäärä tilavuusyksikköä kohti). Ilmakehän kaasujen atomien ionisaatiosta syntyneet sähköisesti varautuneet vapaat elektronit ja (vähemmässä määrin vähemmän liikkuvat ionit), jotka ovat vuorovaikutuksessa radioaaltojen (eli sähkömagneettisten värähtelyjen) kanssa, voivat muuttaa suuntaaan heijastaen tai taittamalla niitä ja absorboivat niiden energiaa. Tämän seurauksena kaukaisia ​​radioasemia vastaanotettaessa voi esiintyä erilaisia ​​vaikutuksia, esimerkiksi radioviestinnän häipymistä, kaukaisten asemien kuuluvuuden paranemista, sähkökatkoksia jne. ilmiöitä.

Tutkimusmenetelmät.

Klassiset menetelmät ionosfäärin tutkimiseksi maasta rajoittuvat pulssiluotaukseen - radiopulssien lähettämiseen ja niiden heijastusten tarkkailuun ionosfäärin eri kerroksista mittaamalla viiveaikaa ja tutkimalla heijastuneiden signaalien voimakkuutta ja muotoa. Mittaamalla radiopulssien heijastuskorkeudet eri taajuuksilla, määrittämällä eri alueiden kriittiset taajuudet (radiopulssin kantoaaltotaajuutta kutsutaan kriittiseksi, jolle tietystä ionosfäärin alueesta tulee läpinäkyvä), voidaan määrittää. kerrosten elektronipitoisuuden arvo ja teholliset korkeudet annetuille taajuuksille sekä valita optimaaliset taajuudet annetuille radioteille. Rakettitekniikan kehittyessä ja keinotekoisten maasatelliittien (AES) ja muiden avaruusalusten avaruusajan tultua mahdolliseksi mitata suoraan maanläheisen avaruusplasman parametreja, jonka alaosa on ionosfääri.

Elektronikonsentraation mittaukset, jotka suoritettiin erityisesti laukaisurakettien laudalta ja satelliittilentoreittejä pitkin, vahvistivat ja tarkensivat aiemmin maanpäällisillä menetelmillä saatuja tietoja ionosfäärin rakenteesta, elektronipitoisuuden jakautumisesta korkeuden yli. Maan eri alueille ja mahdollisti elektronipitoisuuden arvojen saamisen päämaksimin - kerroksen - yläpuolelle F... Aikaisemmin tämä oli mahdotonta tehdä luotausmenetelmillä, jotka perustuivat heijastuneiden lyhytaaltoisten radiopulssien havaintoihin. Todettiin, että joillakin maapallon alueilla on melko vakaita alueita, joilla on alhainen elektronipitoisuus, säännölliset "ionosfäärituulet", ionosfäärissä syntyy omituisia aaltoprosesseja, jotka kuljettavat ionosfäärin paikallisia häiriöitä tuhansien kilometrien päässä virityspaikasta. , ja paljon enemmän. Erityisen herkkien vastaanottimien luominen mahdollisti pulssisignaalien, jotka heijastuivat osittain ionosfäärin alimmaisilta alueilta (osittaisten heijastusten asemat), vastaanottamisen ionosfäärin pulssiluotausasemilla. Tehokkaiden pulssilaitteistojen käyttö mittarin ja desimetrin aallonpituuksilla korkean säteilevän energian pitoisuuden mahdollistavien antennien avulla mahdollisti ionosfäärin eri korkeuksille hajoamien signaalien havainnoinnin. Näiden signaalien spektrien ominaisuuksien tutkiminen, joita ionosfäärin plasman elektronit ja ionit eivät sironneet koherentisti (tätä varten käytettiin radioaaltojen epäkoherentin sironnan asemia), mahdollisti elektronien ja ionien pitoisuuden määrittämisen, niiden vastaava lämpötila eri korkeuksilla jopa useiden tuhansien kilometrien korkeuksiin. Kävi ilmi, että ionosfääri on melko läpinäkyvä käytetyille taajuuksille.

Sähkövarausten pitoisuus (elektronipitoisuus on yhtä suuri kuin ioninen) maan ionosfäärissä 300 km:n korkeudessa on vuorokauden aikana noin 10 6 cm –3. Tämän tiheyden plasma heijastaa yli 20 m pitkiä radioaaltoja ja lähettää lyhyempiä.

Tyypillinen elektronipitoisuuden pystyjakauma ionosfäärissä päivä- ja yöolosuhteissa.

Radioaaltojen leviäminen ionosfäärissä.

Kaukaisten lähetysasemien vakaa vastaanotto riippuu käytetyistä taajuuksista sekä kellonajasta, vuodenajasta ja lisäksi auringon aktiivisuudesta. Auringon aktiivisuus vaikuttaa merkittävästi ionosfäärin tilaan. Maa-aseman lähettämät radioaallot etenevät suoraviivaisesti, kuten kaikentyyppiset sähkömagneettiset aallot. On kuitenkin otettava huomioon, että sekä Maan pinta että sen ilmakehän ionisoidut kerrokset toimivat valtavan kondensaattorin levyinä, jotka vaikuttavat niihin kuten peilien vaikutus valoon. Heijastuessaan niistä radioaallot voivat kulkea useita tuhansia kilometrejä, taipuen maan ympäri valtavilla satojen ja tuhansien kilometrien hyppyillä, heijastaen vuorotellen ionisoituneen kaasun kerroksesta ja maan tai veden pinnalta.

1920-luvulla uskottiin, että alle 200 metrin pituiset radioaallot eivät yleensä sovellu pitkän matkan viestintään voimakkaan absorption vuoksi. Ensimmäiset lyhyiden aaltojen pitkän kantaman vastaanottokokeet Atlantin yli Euroopan ja Amerikan välillä suorittivat englantilainen fyysikko Oliver Heaviside ja amerikkalainen sähköinsinööri Arthur Kennelly. He olettivat toisistaan ​​riippumatta, että jossain maan ympärillä oli ionisoitunut ilmakehän kerros, joka pystyy heijastamaan radioaaltoja. Sitä kutsuttiin Heaviside-Kennelly-kerrokseksi ja sitten ionosfääriksi.

Nykyaikaisten käsitteiden mukaan ionosfääri koostuu negatiivisesti varautuneista vapaista elektroneista ja positiivisesti varautuneista ioneista, pääasiassa molekyylihapesta O + ja typen oksidista NO +. Ioneja ja elektroneja muodostuu molekyylien dissosioitumisen ja neutraalien kaasuatomien ionisoitumisen seurauksena auringon röntgensäteiden ja ultraviolettisäteilyn vaikutuksesta. Atomin ionisoimiseksi on välttämätöntä ilmoittaa sille ionisaatioenergia, jonka päälähde ionosfäärille on Auringon ultravioletti-, röntgen- ja korpuskulaarinen säteily.

Kun Aurinko valaisee Maan kaasumaista kuorta, siihen muodostuu jatkuvasti enemmän elektroneja, mutta samaan aikaan osa elektroneista, jotka törmäävät ioneihin, yhdistyvät uudelleen muodostaen jälleen neutraaleja hiukkasia. Auringon laskettua uusien elektronien muodostuminen melkein pysähtyy ja vapaiden elektronien määrä alkaa vähentyä. Mitä enemmän vapaita elektroneja ionosfäärissä on, sitä paremmin korkeataajuiset aallot heijastuvat siitä. Elektronipitoisuuden pienentyessä radioaaltojen lähetys on mahdollista vain matalilla taajuuksilla. Siksi yöllä on pääsääntöisesti mahdollista vastaanottaa kaukaisia ​​asemia vain etäisyyksillä 75, 49, 41 ja 31 m. Elektronit ovat jakautuneet epätasaisesti ionosfäärissä. 50–400 km:n korkeudessa on useita kerroksia tai alueita, joissa elektronipitoisuus on kasvanut. Nämä alueet siirtyvät sujuvasti toisiinsa ja vaikuttavat HF-radioaaltojen etenemiseen eri tavoin. Ionosfäärin ylempi kerros on merkitty kirjaimella F... Täällä ionisaatioaste on korkein (varautuneiden hiukkasten osuus on luokkaa 10 –4). Se sijaitsee yli 150 km:n korkeudessa maan pinnan yläpuolella ja sillä on tärkein heijastava rooli korkeataajuisten HF-kaistojen radioaaltojen pitkän kantaman etenemisessä. Kesäkuukausina F-alue jakautuu kahteen kerrokseen - F 1 ja F 2. F1-kerros voi miehittää korkeuksia 200-250 km, ja kerros F 2 ikään kuin "kelluu" korkeusalueella 300–400 km. Yleensä kerros F 2 on ionisoitu paljon vahvemmin kuin kerros F 1. Yö kerros F 1 katoaa ja kerros F 2 jää, menettäen hitaasti jopa 60 % ionisaatioasteestaan. F-kerroksen alapuolella, korkeudessa 90-150 km, on kerros E, jonka ionisaatio tapahtuu Auringon pehmeän röntgensäteilyn vaikutuksesta. E-kerroksen ionisaatioaste on alhaisempi kuin kerroksen F, päivällä 31 ja 25 metrin matalataajuisten HF-kaistojen asemien vastaanotto tapahtuu, kun signaalit heijastuvat kerroksesta E... Yleensä nämä ovat 1000-1500 km:n etäisyydellä sijaitsevia asemia. Yöllä kerroksittain E ionisaatio laskee jyrkästi, mutta tälläkin hetkellä sillä on edelleen huomattava rooli signaalien vastaanottamisessa 41, 49 ja 75 m:n asemilta.

Alueella syntyy suurta mielenkiintoa korkeataajuisten 16, 13 ja 11 metrin HF-taajuuksien signaalien vastaanottoon. E voimakkaasti lisääntyneen ionisoitumisen välikerrokset (pilvet). Näiden pilvien pinta-ala voi vaihdella muutamasta satoihin neliökilometreihin. Tätä lisääntyneen ionisaation kerrosta kutsutaan satunnaiseksi kerrokseksi E ja merkitty Es... Es-pilvet voivat liikkua ionosfäärissä tuulen vaikutuksesta ja saavuttaa jopa 250 km/h nopeuden. Kesällä keskileveysasteilla päiväsaikaan Es-pilvien aiheuttamien radioaaltojen alkuperä on 15–20 päivää kuukaudessa. Päiväntasaajan alueella se on lähes aina läsnä, ja korkeilla leveysasteilla se näkyy yleensä yöllä. Joskus alhaisen auringon aktiivisuuden vuosina, kun korkeataajuisilla HF-kaistoilla ei ole lähetystä, 16, 13 ja 11 m kaistoilla, yhtäkkiä ilmaantuu hyvällä äänenvoimakkuudella kaukaisia ​​asemia, joiden signaalit heijastuvat toistuvasti Es:stä.

Ionosfäärin alin alue on alue D sijaitsee 50-90 km korkeudessa. Täällä on suhteellisen vähän vapaita elektroneja. Alueelta D pitkät ja keskipitkät aallot heijastuvat hyvin, ja matalataajuisten HF-asemien signaalit absorboituvat voimakkaasti. Auringonlaskun jälkeen ionisaatio katoaa hyvin nopeasti ja on mahdollista vastaanottaa kaukaisia ​​41, 49 ja 75 metrin asemia, joiden signaalit heijastuvat kerroksista F 2 ja E... Ionosfäärin erillisillä kerroksilla on tärkeä rooli HF-radioasemien signaalien leviämisessä. Vaikutus radioaalloihin johtuu pääasiassa vapaiden elektronien läsnäolosta ionosfäärissä, vaikka radioaaltojen etenemismekanismi liittyy suurten ionien läsnäoloon. Jälkimmäiset ovat kiinnostavia myös ilmakehän kemiallisten ominaisuuksien tutkimuksessa, koska ne ovat aktiivisempia kuin neutraalit atomit ja molekyylit. Ionosfäärissä tapahtuvilla kemiallisilla reaktioilla on tärkeä rooli sen energia- ja sähkötasapainossa.

Normaali ionosfääri. Geofysikaalisten rakettien ja satelliittien avulla tehdyt havainnot ovat tuottaneet paljon uutta tietoa, joka osoittaa, että ilmakehän ionisoituminen tapahtuu laajaspektrisen auringonsäteilyn vaikutuksesta. Sen pääosa (yli 90 %) on keskittynyt spektrin näkyvään osaan. Auringon ilmakehän sisäosasta (kromosfääristä) vety säteilee ultraviolettisäteilyä, jonka aallonpituus on lyhyempi ja energialtaan suurempi kuin violetit valonsäteet, ja röntgensäteitä, joiden energia on vielä suurempi, säteilevät kaasut Auringon ulkokuoresta. Aurinko (korona).

Ionosfäärin normaali (keskimääräinen) tila johtuu jatkuvasta voimakkaasta säteilystä. Normaalissa ionosfäärissä tapahtuu säännöllisiä muutoksia Maan vuorokausikierron ja auringonvalon tulokulman keskipäivän vuodenaikojen erojen vaikutuksesta, mutta myös arvaamattomia ja äkillisiä muutoksia ionosfäärin tilassa tapahtuu.

Häiriöt ionosfäärissä.

Kuten tiedätte, Auringossa esiintyy voimakkaita syklisesti toistuvia toiminnan ilmenemismuotoja, jotka saavuttavat maksiminsa 11 vuoden välein. Kansainvälisen geofysikaalisen vuoden (IGY) ohjelman havainnot osuivat korkeimman auringon aktiivisuuden jaksoon koko systemaattisten meteorologisten havaintojen ajan, ts. 1700-luvun alusta. Korkean aktiivisuuden aikana joidenkin Auringon alueiden kirkkaus kasvaa useita kertoja, ja ultravioletti- ja röntgensäteilyn teho kasvaa jyrkästi. Tällaisia ​​ilmiöitä kutsutaan auringonpurkausiksi. Ne kestävät muutamasta minuutista yhdestä kahteen tuntiin. Purkauksen aikana aurinkoplasma (pääasiassa protonit ja elektronit) purkautuu ja alkuainehiukkaset syöksyvät avaruuteen. Auringon sähkömagneettinen ja korpuskulaarinen säteily tällaisten soihdutushetkellä vaikuttaa voimakkaasti Maan ilmakehään.

Alkureaktio havaitaan 8 minuuttia taudinpurkauksen jälkeen, kun voimakas ultravioletti- ja röntgensäteily saavuttaa maan. Tämän seurauksena ionisaatio nousee jyrkästi; Röntgensäteet tunkeutuvat ilmakehään ionosfäärin alarajalle asti; elektronien määrä näissä kerroksissa kasvaa niin paljon, että radiosignaalit absorboituvat lähes kokonaan ("sammuvat"). Säteilyn lisäabsorptio saa kaasun lämpenemään, mikä edistää tuulien kehittymistä. Ionisoitu kaasu on sähköjohdin ja liikkuessaan maan magneettikentässä ilmenee dynamon vaikutus ja syntyy sähkövirtaa. Tällaiset virrat voivat puolestaan ​​aiheuttaa havaittavia häiriöitä magneettikentässä ja ilmetä magneettisina myrskyinä.

Ylemmän ilmakehän rakenteen ja dynamiikan määräävät olennaisesti epätasapaino termodynaamisissa tunneprosesseissa, jotka liittyvät auringon säteilyn aiheuttamaan ionisaatioon ja dissosiaatioon, kemialliset prosessit, molekyylien ja atomien virittyminen, niiden deaktivoituminen, törmäys ja muut alkuaineprosessit. Tässä tapauksessa epätasapainon aste kasvaa korkeuden mukana, kun tiheys pienenee. 500–1000 km:n korkeudelle ja usein jopa korkeammallekin yläilmakehän monien ominaisuuksien epätasapainoaste on riittävän pieni, mikä mahdollistaa sen kuvauksessa klassisen ja hydrodynaamisen hydrodynamiikan käyttämisen kemialliset reaktiot huomioon ottaen.

Eksosfääri on useiden satojen kilometrien korkeudelta alkava Maan ilmakehän uloin kerros, josta kevyitä, nopeasti liikkuvia vetyatomeja voi karata avaruuteen.

Edward Kononovich

Kirjallisuus:

Pudovkin M.I. Aurinkofysiikan perusteet... SPb, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Tähtitiede tänään... Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Materiaalit Internetissä: http://ciencia.nasa.gov/