대기의 형성. 오늘날 지구의 대기는 질소 78%, 산소 21% 및 이산화탄소와 같은 소량의 기타 가스로 구성된 가스 혼합물입니다. 그러나 행성이 처음 나타났을 때 대기에는 산소가 없었습니다. 그것은 원래 태양계에 존재했던 가스로 구성되었습니다.
지구는 소행성으로 알려진 태양성운의 먼지와 가스로 이루어진 작은 암석체가 서로 충돌하면서 점차적으로 행성의 형태를 띠면서 생겨났습니다. 그것이 자라면서 유성체에 갇힌 가스는 바깥쪽으로 터져 지구를 덮었습니다. 잠시 후, 첫 번째 식물이 산소를 방출하기 시작했고 깨끗한 대기가 현재의 조밀한 공기 엔벨로프가 되었습니다.
대기의 기원
- 46억 년 전에 작은 소행성의 비가 초기 지구를 강타했습니다. 행성 내부에 갇힌 태양 성운의 가스는 충돌 중에 탈출하여 질소, 이산화탄소 및 수증기로 구성된 지구의 원시 대기를 형성했습니다.
- 행성이 형성되는 동안 방출된 열은 원시 대기의 빽빽한 구름 층에 의해 유지됩니다. 이산화탄소와 수증기와 같은 온실 가스는 열이 우주로 방출되는 것을 막습니다. 지구의 표면은 녹아내린 마그마의 끓어오르는 바다로 범람하고 있습니다.
- 소행성 충돌이 줄어들자 지구가 식기 시작했고 바다가 나타났습니다. 짙은 구름에서 수증기가 응결되고 몇 년 동안 계속되는 비는 점차 저지대를 범람합니다. 따라서 첫 번째 바다가 나타납니다.
- 공기는 수증기가 응축되어 바다를 형성하면서 정화됩니다. 시간이 지남에 따라 이산화탄소가 용해되고 이제 질소가 대기에서 우세합니다. 산소 부족으로 인해 보호 오존층이 형성되지 않고 태양의 자외선이 방해받지 않고 지표면에 도달합니다.
- 생명체는 최초의 10억 년 이내에 고대 바다에 나타납니다. 가장 단순한 남조류는 바닷물에 의해 자외선으로부터 보호됩니다. 그들은 햇빛과 이산화탄소를 사용하여 에너지를 생성하고 산소는 부산물로 방출되어 점차적으로 대기에 축적되기 시작합니다.
- 수십억 년 후, 산소가 풍부한 대기가 형성됩니다. 상층 대기층의 광화학 반응은 유해한 자외선을 산란시키는 얇은 오존층을 생성합니다. 이제 생명체는 진화의 결과로 많은 복잡한 유기체가 출현하는 바다와 육지로 나올 수 있습니다.
수십억 년 전에 원시 조류의 두꺼운 층이 대기 중으로 산소를 방출하기 시작했습니다. 그들은 스트로마톨라이트라고 불리는 화석의 형태로 오늘날까지 살아남았습니다.
화산 기원
1. 고대의 공기가 없는 지구. 2. 가스의 분출.
이 이론에 따르면, 화산은 젊은 행성 지구의 표면에서 활발하게 분출하고 있었습니다. 초기 대기는 아마도 행성의 실리콘 껍질에 갇힌 가스가 화산 노즐을 통해 폭발할 때 형성되었을 것입니다.
지구 대기의 O 2 축적:
1
... (38억5000만~24억5000만년 전) - O2는 생성되지 않았다.
2
... (24억5000만~18억5000만년 전) O2가 생성됐지만 바다와 해저에 흡수됐다.
3
... (18억5000만~8억5000만년 전) O2는 바다에서 나오지만 육지의 암석이 산화되는 과정과 오존층이 형성되는 과정에서 소모된다.
4
... (0.85-0.54 억년 전) 육지의 모든 암석이 산화되고 O 2 축적이 대기에서 시작됨
5
... (5억 4천만 년 전~현재까지) 현대, 대기 중 O 2 함량 안정화
산소 재해(산소 혁명) - 약 24억 년 전(시데리아 기간) 원생대 초기에 발생한 지구 대기 구성의 세계적인 변화. 산소 재앙의 결과는 대기 중 자유 산소의 출현과 대기의 일반적인 특성이 환원에서 산화로 변화하는 것이었습니다. 산소 재앙의 가정은 퇴적 특성의 급격한 변화에 대한 연구를 기반으로 이루어졌습니다.
대기의 기본 구성
지구의 1차 대기의 정확한 구성은 현재 알려져 있지 않지만 일반적으로 맨틀의 가스 제거 결과 형성되었으며 환원성이라는 것이 일반적으로 받아들여지고 있습니다. 그것은 이산화탄소, 황화수소, 암모니아, 메탄을 기반으로했습니다. 이것은 다음에서 지원됩니다.
- 표면에 명확하게 형성된 산화되지 않은 퇴적물(예: 산소에 내성이 없는 황철광의 강 자갈);
- 산소 및 기타 산화제의 알려진 중요한 공급원의 부족;
- 1차 대기의 잠재적인 소스에 대한 연구(화산 가스, 다른 천체의 구성).
산소 재앙의 원인
분자 산소의 유일한 중요한 공급원은 생물권, 더 정확하게는 광합성 유기체입니다. 생물권의 존재 초기에 등장한 광합성 고세균은 산소를 생성했으며, 이는 암석, 용해된 화합물 및 대기 가스의 산화에 거의 즉시 소비되었습니다. 고농도는 박테리아 매트(소위 "산소 주머니")의 한계 내에서만 국부적으로 생성되었습니다. 대기의 표면 암석과 가스가 산화된 후, 산소는 대기에 자유 형태로 축적되기 시작했습니다.
미생물 군집의 변화에 영향을 미쳤을 가능성이 있는 요인 중 하나는 화산 활동의 소멸로 인한 해양 화학 조성의 변화였습니다.
산소 재앙의 결과
생물권
그 당시 유기체의 압도적인 대다수가 혐기성이어서 상당한 산소 농도에서 존재할 수 없었기 때문에 공동체의 세계적인 변화가 일어났습니다. 반대로 혐기성 공동체는 "혐기성 주머니"로 다시 밀려났습니다(비유적으로 말하면 "생물권이 뒤집어졌습니다"). 결과적으로, 대기 중 분자 산소의 존재는 오존 스크린의 형성으로 이어졌고, 이는 생물권의 경계를 크게 확장하고 보다 에너지적으로 유리한(혐기성 산소 호흡과 비교하여) 산소 호흡의 확산으로 이어졌습니다.
암석권
산소 재앙의 결과로 지각의 대부분을 구성하는 거의 모든 변성암과 퇴적암이 산화됩니다.
24억 년 전 지구 대기의 자유 산소 함량이 눈에 띄게 증가한 것은 한 평형 상태에서 다른 평형 상태로의 매우 빠른 전환의 결과였습니다. 첫 번째 수준은 현재 관찰되는 것보다 약 100,000배 낮은 극도로 낮은 농도의 O 2 에 해당합니다. 두 번째 평형 수준은 현재 수준의 0.005 이상의 더 높은 농도에서 달성될 수 있습니다. 이 두 수준 사이의 산소 함량은 매우 불안정합니다. 그러한 "쌍성"의 존재는 남조류(청록색 "조류")가 그것을 생성하기 시작한 후 적어도 3억년 동안 지구 대기에 유리 산소가 거의 없었던 이유를 이해하는 것을 가능하게 합니다.
현재 지구의 대기는 20%의 유리 산소로, 남조류, 조류 및 고등 식물의 광합성 부산물에 불과합니다. 인기있는 출판물에서 종종 지구의 허파라고 불리는 열대 우림에서 많은 산소가 방출됩니다. 그러나 동시에 열대 우림이 1년에 생성되는 산소량과 거의 같은 양의 산소를 소비한다는 사실은 조용합니다. 완성된 유기물, 주로 박테리아와 곰팡이를 분해하는 유기체의 호흡을 위해 소비됩니다. 을위한, 산소가 대기에 축적되기 시작하려면 광합성 동안 형성된 물질의 적어도 일부가 주기에서 제거되어야 합니다.- 예를 들어, 바닥 퇴적물에 들어가 호기성, 즉 산소 소비로 분해하는 박테리아에 접근할 수 없게 됩니다.
산소 광합성의 총 반응(즉, "산소 공급")은 다음과 같이 쓸 수 있습니다.
CO 2 + H 2 O + hv→ (CH 2 O) + O 2,
어디 hv는 햇빛의 에너지이고, (CH 2 O)는 유기물의 일반식이다. 호흡은 다음과 같이 쓸 수 있는 반대 과정입니다.
(CH 2 O) + O 2 → CO 2 + H 2 O.
이것은 유기체에 필요한 에너지를 방출합니다. 그러나 호기성 호흡은 O 2 농도가 현재 수준(소위 파스퇴르 포인트)의 0.01 이상이어야만 가능합니다. 혐기성 조건에서 유기물은 발효에 의해 분해되며 이 과정의 마지막 단계에서 메탄이 종종 생성됩니다. 예를 들어, 아세테이트 형성을 통한 메탄 생성의 일반화 방정식은 다음과 같습니다.
2(CH 2 O) → CH 3 COOH → CH 4 + CO 2.
광합성 과정을 혐기성 조건에서 유기 물질의 후속 분해와 결합하면 전체 방정식은 다음과 같습니다.
CO 2 + H 2 O + hv→ 1/2 CH 4 + 1/2 CO 2 + O 2.
이것은 분명히 유기물을 분해하는 방식이 고대 생물권에서 주된 방식이었습니다.
대기 중으로 산소가 유입되는 것과 배출되는 것 사이에 현재의 평형이 어떻게 확립되었는지에 대한 많은 중요한 세부 사항은 불분명합니다. 실제로 산소 광합성을 수행하는 시아노박테리아가 27억 년 전에 이미 상당히 많고 활동적이었다는 것은 확실히 알려져 있지만, 소위 "대산화"라고 불리는 산소 함량의 눈에 띄는 증가는 24억 년 전에만 발생했습니다. 그들은 훨씬 더 일찍 - 아마도 30억 년 전에 일어났습니다. 따라서 동안 적어도 3억 년 동안 남조류의 활동은 대기의 산소 함량을 증가시키지 않았습니다..
어떤 이유에서인지 순 1차 생산량의 급격한 증가(즉, 남조류의 광합성 과정에서 형성되는 유기물의 증가)가 갑자기 발생했다는 가정은 비판을 견디지 못했습니다. 사실 광합성 과정에서 가벼운 탄소 동위원소 12C가 주로 소비되고 환경에서 무거운 동위원소 13C의 상대적 함량이 증가하므로 유기물을 포함하는 바닥 퇴적물은 축적되는 13C 동위원소에서 고갈되어야 한다. 물에서 탄산염을 형성합니다. 그러나 탄산염과 퇴적물의 유기물에서 12C와 13C의 비율은 대기 중 산소 농도의 급격한 변화에도 불구하고 변하지 않습니다. 이것은 전체 요점이 О 2의 근원이 아니라 지구 화학자들이 말했듯이 "유출수"(대기로부터의 제거)가 갑자기 크게 감소하여 산소 양이 크게 증가했음을 의미합니다. 분위기.
일반적으로 "대기의 대산화" 직전에 생성된 모든 산소는 환원된 철 화합물(그리고 그 다음에는 황)의 산화에 사용되었으며, 그 중 지구 표면에 상당히 많았습니다. 특히, 소위 "띠 모양의 철광석"이 형성되었습니다. 그러나 최근 이스트 앵글리아 대학(영국 노리치 소재) 환경 과학 대학의 대학원생인 Colin Goldblatt는 같은 대학의 두 동료와 함께 지구 대기의 산소 함량이 다음과 같을 수 있다는 결론에 도달했습니다. 두 가지 평형 상태 중 하나에서 : 그것은 매우 작거나 - 지금보다 약 100,000 배 적거나 이미 상당히 많을 수 있습니다 (현대 관찰자의 관점에서는 충분하지 않지만) - 0.005 이상 현재 레벨.
제안된 모델에서 그들은 특히 자유 산소와 메탄의 비율에 주의하면서 대기 중으로 산소와 환원된 화합물의 방출을 모두 고려했습니다. 그들은 산소 농도가 현재 수준에서 0.0002를 초과하면 메탄의 일부가 다음 반응에 따라 메탄영양 박테리아에 의해 이미 산화될 수 있다는 점에 주목했습니다.
CH 4 + 2O 2 → CO 2 + 2H 2 O.
그러나 나머지 메탄(특히 낮은 산소 농도에서 상당히 많은 양이 있음)은 대기로 들어갑니다.
열역학의 관점에서 전체 시스템은 비평형 상태입니다. 교란된 평형을 회복하는 주요 메커니즘은 하이드록실 라디칼에 의한 상층 대기의 메탄 산화입니다(Oscillations of Methane in Atmosphere: Man or Nature - Who Will Who, "Elements", 06.10.2006 참조). 하이드록실 라디칼은 자외선의 영향으로 대기에서 형성되는 것으로 알려져 있습니다. 그러나 대기에 많은 양의 산소가 있으면 (현재 수준의 0.005 이상) 상층에 오존 스크린이 형성되어 단단한 자외선으로부터 지구를 잘 보호하고 동시에 물리 화학적 메탄의 산화.
저자들은 산소 광합성의 존재 자체가 산소가 풍부한 대기의 형성이나 오존 스크린의 형성을 위한 충분 조건이 아니라는 다소 역설적인 결론에 도달했습니다. 이 상황은 대기를 조사한 결과를 기반으로 다른 행성에 생명체가 존재한다는 징후를 찾으려고 할 때 고려해야합니다.
대기는 지구의 형성과 함께 형성되기 시작했습니다. 행성의 진화 과정과 그 매개 변수가 현대적인 가치에 접근함에 따라 화학적 구성과 물리적 특성에서 근본적으로 질적 변화가 발생했습니다. 진화론적 모델에 따르면, 초기에 지구는 녹은 상태였으며 약 45억 년 전에 고체로 형성되었습니다. 이 경계는 지질 연대기의 시작으로 간주됩니다. 그때부터 대기의 느린 진화가 시작되었습니다. 일부 지질 학적 과정 (예 : 화산 폭발 중 용암 분출)에는 지구의 창자에서 가스가 방출되었습니다. 여기에는 질소, 암모니아, 메탄, 수증기, CO 산화물 및 이산화탄소 CO 2가 포함되었습니다. 태양 자외선의 영향으로 수증기는 수소와 산소로 분해되지만 유리된 산소는 일산화탄소와 반응하여 이산화탄소를 형성합니다. 암모니아는 질소와 수소로 분해됩니다. 확산 과정에서 수소는 상승하여 대기를 떠났고, 더 무거운 질소는 빠져나가지 못하고 점차 축적되어 주성분이 되었지만 일부는 화학 반응의 결과 분자로 결합되었다( 센티미터. 대기의 화학). 자외선과 전기 방전의 영향으로 지구의 원래 대기에 존재하는 가스 혼합물이 화학 반응을 일으켜 유기 물질, 특히 아미노산이 형성되었습니다. 원시 식물의 출현으로 산소의 방출과 함께 광합성 과정이 시작되었습니다. 이 가스는 특히 대기의 상층으로 확산된 후 생명을 위협하는 자외선과 X선으로부터 하층과 지구 표면을 보호하기 시작했습니다. 이론적 추정에 따르면, 지금보다 25,000배 적은 산소 함량은 이미 오늘날의 절반 수준에 불과한 오존층을 형성할 수 있습니다. 그러나 이것은 이미 자외선의 파괴적인 영향으로부터 유기체를 매우 크게 보호하기에 충분합니다.
1차 대기에는 많은 양의 이산화탄소가 포함되었을 가능성이 있습니다. 그것은 광합성 과정에서 소비되었으며 식물 세계의 진화와 특정 지질 학적 과정의 흡수로 인해 농도가 감소했을 것입니다. 하는 한 온실 효과대기 중 이산화탄소의 존재와 관련하여 농도의 변동은 다음과 같은 지구 역사에서 대규모 기후 변화의 중요한 이유 중 하나입니다. 빙하기.
현대 대기에 존재하는 헬륨은 대부분 우라늄, 토륨 및 라듐의 방사성 붕괴의 산물입니다. 이 방사성 원소는 헬륨 원자의 핵인 α-입자를 방출합니다. 방사성 붕괴 과정에서 전하가 형성되지 않고 사라지지 않기 때문에 각 a 입자가 형성되면 두 개의 전자가 나타나며 a 입자와 재결합하여 중성 헬륨 원자를 형성합니다. 방사성 원소는 암석의 두께에 분산된 광물에 포함되어 있으므로 방사성 붕괴의 결과로 형성된 헬륨의 상당 부분이 그 안에 저장되어 매우 천천히 대기 중으로 빠져나간다. 일정량의 헬륨은 확산으로 인해 외기권으로 상승하지만 지표면에서 지속적으로 유입되기 때문에 대기 중 이 가스의 부피는 거의 변하지 않습니다. 별빛의 스펙트럼 분석과 운석 연구를 기반으로 우주에 있는 다양한 화학 원소의 상대적인 풍부도를 추정하는 것이 가능합니다. 우주의 네온 농도는 지구보다 약 100억배, 크립톤은 천만배, 크세논은 100만배 더 높습니다. 이로부터 분명히 원래 지구 대기에 존재하고 화학 반응 과정에서 보충되지 않은 이러한 불활성 기체의 농도가, 아마도 지구의 1차 대기가 상실되는 단계에서도 크게 감소했음을 알 수 있습니다. 불활성 가스 아르곤은 예외인데, 이는 칼륨 동위원소의 방사성 붕괴 동안 동위원소 40Ar의 형태로 여전히 형성되기 때문입니다.
기압 분포.
대기 가스의 총 중량은 약 4.5 · 10 15 톤이므로 해수면에서 단위 면적 또는 대기압당 대기의 "무게"는 약 11ton/m2 = 1.1kg/cm2입니다. P 0 = 1033.23g / cm 2 = 1013.250mbar = 760mmHg와 동일한 압력. 미술. = 1기압, 대기압의 표준 평균값으로 취함. 정수적 평형 상태의 대기에 대해 다음을 갖습니다. d 피= –Rgd 시간, 이것은 높이 간격에서 시간~ 전에 시간+ 디 시간일어난다 대기압의 변화 사이의 평등 d 피단위 면적, 밀도 r 및 두께 d를 갖는 대기의 해당 요소의 무게 시간.압력의 관계로 아르 자형그리고 온도 티밀도가 r인 이상 기체의 상태 방정식은 지구 대기에 매우 적합합니다. 피= r R 티/ m, 여기서 m은 분자량이고 R = 8.3 J / (K mol)은 보편적인 기체 상수입니다. 그런 다음 d 로그 피= - (m g / RT) 디 시간= - BD 시간= - 디 시간/ H, 여기서 는 로그 눈금의 압력 구배입니다. 그것의 역수 H는 대기 높이의 척도라고 불려야 합니다.
등온 대기에 대해 이 방정식을 적분할 때( 티= const) 또는 그러한 근사가 허용되는 부분에 대해 높이에 따른 기압 분포의 기압 법칙이 얻어집니다. 피 = 피 0 경험치(- 시간/시간 0), 높이가 계산되는 곳 시간표준 평균 압력이 다음과 같은 해수면에서 생성됩니다. 피 0. 표현 시간 0 = R 티/ mg은 고도의 척도라고하며 대기의 온도가 모든 곳에서 동일하다면 (등온 대기) 대기의 범위를 특징으로합니다. 대기가 등온이 아닌 경우 높이에 따른 온도 변화 및 매개변수를 고려하여 통합해야 합니다. N- 온도와 환경 특성에 따른 대기층의 일부 국부적 특성.
표준적인 분위기.
대기 기저부의 표준 압력에 해당하는 모델 (주요 매개 변수 값 표) 아르 자형 0이며 화학 조성을 표준 대기라고합니다. 보다 정확하게는 해수면 아래 2km에서 지구 대기의 외부 경계까지의 고도에서 온도, 압력, 밀도, 점도 및 기타 특성의 평균값이 주어진 대기의 조건부 모델입니다. 위도 45 ° 32ў 33І의 경우. 모든 고도에서 중간 대기의 매개변수는 이상 기체 상태 방정식과 기압 법칙을 사용하여 계산됩니다. 해수면에서 압력이 1013.25hPa(760mmHg)이고 온도가 288.15K(15.0°C)라고 가정합니다. 수직 온도 분포의 특성으로 인해 평균 대기는 여러 층으로 구성되며 각 층의 온도는 높이의 선형 함수에 의해 근사됩니다. 가장 낮은 층인 대류권(h Ј 11km)에서 온도는 상승할 때마다 6.5°C씩 떨어집니다. 높은 고도에서 수직 온도 기울기의 값과 부호는 층에서 층으로 변경됩니다. 790km 이상에서는 온도가 약 1000K이며 고도에 따라 거의 변하지 않습니다.
표준 분위기는 정기적으로 업데이트되고 테이블 형식으로 발행되는 합법화된 표준입니다.
| 1 번 테이블. 지구 대기의 표준 모델... 표는 다음을 보여줍니다. 시간- 해발 높이, 아르 자형- 압력, 티- 온도, r - 밀도, N- 단위 부피당 분자 또는 원자의 수, 시간- 높이 척도, 엘- 자유 경로 길이. 로켓 데이터에서 얻은 80-250km 고도의 압력과 온도는 값이 더 낮습니다. 250km보다 큰 높이에 대한 외삽 값은 그리 정확하지 않습니다. | ||||||
| 시간(km) | 피(밀리바) | 티(℃) | 아르 자형 (g/cm3) | N(cm-3) | 시간(km) | 엘(센티미터) |
| 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 | |
대류권.
온도가 높이에 따라 급격히 감소하는 대기의 가장 낮고 밀도가 높은 층을 대류권이라고 합니다. 그것은 대기 전체 질량의 최대 80%를 포함하고 극지방과 중위도 지역에서는 고도 8-10km, 열대 지방에서는 최대 16-18km까지 확장됩니다. 거의 모든 기상 형성 과정이 여기에서 발생하고 지구와 대기 사이의 열 및 수분 교환이 발생하고 구름이 형성되고 다양한 기상 현상이 발생하고 안개와 강수가 발생합니다. 지구 대기의 이러한 층은 대류 평형 상태에 있으며 활발한 혼합으로 인해 주로 분자 질소(78%)와 산소(21%)로 구성된 균질한 화학 조성을 갖습니다. 압도적인 양의 자연 및 인공 에어러솔과 기체 대기 오염 물질이 대류권에 집중되어 있습니다. 최대 2km 두께의 대류권 하부의 역학은 더 따뜻한 땅에서 적외선을 통해 열이 전달되어 발생하는 공기(바람)의 수평 및 수직 이동을 결정하는 기본 지구 표면의 특성에 크게 의존합니다. 주로 증기, 물, 이산화탄소(온실 효과)에 의해 대류권에 흡수되는 지구 표면의 복사. 난류 및 대류 혼합의 결과로 높이에 따른 온도 분포가 설정됩니다. 평균적으로 고도 약 6.5K/km의 기온 강하에 해당합니다.
표면 경계층의 풍속은 먼저 높이에 따라 빠르게 증가하고 그 위에서는 1km당 2-3km/s씩 계속 증가합니다. 때때로 대류권에는 중위도에서 서쪽으로, 적도 근처에서 동쪽으로 좁은 행성 흐름 (30km / s 이상의 속도)이 있습니다. 제트 기류라고 합니다.
대류권계면.
대류권(대류권계면)의 상부 경계에서 온도는 하부 대기의 최저값에 도달합니다. 대류권과 그 위의 성층권 사이의 전이층입니다. 대류권계면의 두께는 수백 미터에서 1.5-2km이고 온도와 고도는 위도와 계절에 따라 각각 190-220K 및 8-18km 범위입니다. 겨울의 온대 및 고위도 지역에서는 여름보다 1-2km 낮고 8-15K 더 따뜻합니다. 열대 지방에서는 계절적 변화가 훨씬 적습니다(고도 16-18km, 온도 180-200K). 위에 제트기류대류권계면의 파열이 가능합니다.
지구 대기의 물.
지구 대기의 가장 중요한 특징은 상당량의 수증기와 물방울 형태의 물이 존재한다는 점이며, 이는 구름과 구름 구조의 형태로 관찰하기 가장 쉽습니다. 구름이 하늘을 덮는 정도(특정 시점 또는 특정 기간 동안의 평균)를 10점 척도 또는 백분율로 표시한 것을 흐림이라고 합니다. 구름의 모양은 국제 분류에 의해 결정됩니다. 평균적으로 구름은 지구의 절반을 덮습니다. 흐림은 날씨와 기후에 중요한 요소입니다. 겨울과 밤에 구름이 끼어 지표와 공기 표층의 온도가 낮아지는 것을 방지하고, 여름과 낮에는 태양 광선에 의한 지표의 가열을 약화시켜 대륙 내부의 기후를 부드럽게 합니다. .
구름.
구름은 대기(물 구름), 얼음 결정(얼음 구름) 또는 둘 다(혼합 구름)에 떠 있는 물방울의 클러스터입니다. 방울과 결정체가 커지면 구름에서 강수의 형태로 떨어집니다. 구름은 주로 대류권에서 형성됩니다. 공기 중의 수증기가 응결되어 발생합니다. 구름 방울의 직경은 수 마이크론 정도입니다. 구름의 액체 물 함량은 분수에서 m3당 몇 그램입니다. 구름은 높이에 따라 구분됩니다. 국제 분류에 따르면 구름의 10가지 속이 있습니다: 권운, 권적운, 권층, 고적운, 고층, 후층, 성층적운, 성층적운, 적란운, 적운.
성층권에서는 진주운이, 중간권에서는 야광운이 관찰됩니다.
권운은 얇은 흰색 필라멘트 형태의 투명한 구름이나 비단결 같은 광택이 있는 베일 형태로 그림자가 없습니다. 권운은 매우 낮은 온도에서 상부 대류권에서 형성되는 얼음 결정으로 구성됩니다. 일부 유형의 권운은 날씨 변화의 전조 역할을 합니다.
권적운은 대류권 상부에 있는 얇은 흰 구름의 능선 또는 층입니다. 권적운은 조각, 잔물결, 그림자가 없는 작은 공 형태의 작은 요소로 구성되며 주로 얼음 결정으로 구성됩니다.
권층운은 대류권 상부에 있는 희끄무레한 반투명 베일이며 일반적으로 섬유질이며 때로는 확산되며 작은 바늘 모양 또는 기둥 모양의 얼음 결정으로 구성됩니다.
고적운은 대류권 하부 및 중부에 있는 흰색, 회색 또는 흰색 회색 구름입니다. 고적운 구름은 마치 하나의 판, 둥근 덩어리, 샤프트, 조각이 위에 놓여 있는 것처럼 층과 능선의 형태를 가지고 있습니다. 고적운은 강렬한 대류 활동 중에 형성되며 일반적으로 과냉각된 물방울로 구성됩니다.
고도층운은 회백색 또는 푸르스름한 필라멘트 또는 균일한 구조의 구름입니다. 고도층 구름은 중간 대류권에서 관찰되며 높이가 수 킬로미터, 때로는 수평 방향으로 수천 킬로미터 뻗어 있습니다. 일반적으로 고도로 겹겹이 쌓인 구름은 기단의 상승 운동과 관련된 정면 구름 시스템의 일부입니다.
지층구름은 균일한 회색의 낮은(2km 이상) 무정형 구름층으로 폭우나 눈을 발생시킵니다. Nimbostratus 구름은 수직(최대 수 킬로미터) 및 수평(수 천 킬로미터)으로 고도로 발달되어 있으며, 일반적으로 대기 전선과 관련된 눈송이와 혼합된 과냉각된 물방울로 구성됩니다.
지층 구름 - 명확한 윤곽선이 없는 균일한 층 형태의 낮은 계층의 구름, 회색. 지구 표면 위의 지층 구름의 높이는 0.5-2km입니다. 때때로 지층 구름에서 이슬비가 내립니다.
적운은 주간에 수직으로 발달하는 밀도가 높고 밝은 흰색 구름입니다(최대 5km 이상). 적운 구름의 꼭대기는 둥근 윤곽을 가진 돔 또는 타워입니다. 적운 구름은 일반적으로 찬 기단에서 대류 구름으로 나타납니다.
성층운은 회색 또는 흰색의 비섬유층 또는 둥근 큰 블록의 능선 형태의 낮은(2km 미만) 구름입니다. 성층적운의 수직 두께는 낮습니다. 때때로 성층적운 구름은 가벼운 강수를 제공합니다.
적란운은 수직 발달이 강한(최대 고도 14km) 강력하고 밀도가 높은 구름으로 뇌우, 우박, 스콜과 함께 풍부한 강우량을 제공합니다. 적란운은 얼음 결정으로 구성된 상부가 다른 강력한 적운에서 발생합니다.
천장.
평균적으로 12~50km 고도에서 대류권계면을 통해 대류권은 성층권으로 들어갑니다. 하부에서는 약 10km, 즉. 약 20km의 높이까지 등온입니다(온도는 약 220K). 그런 다음 높이와 함께 자라며 고도 50-55km에서 최대 약 270K에 이릅니다. 다음은 성층권과 성층권이라고 불리는 더 높은 중간권 사이의 경계입니다. .
성층권에는 수증기가 훨씬 적습니다. 그럼에도 불구하고 때때로 그들은 20-30km의 고도에서 성층권에 나타나는 얇은 반투명 진주층 구름이 관찰됩니다. 진주구름은 일몰 후와 일출 전에 어두운 하늘에서 볼 수 있습니다. 모양이 진주운은 권운과 권적운과 비슷합니다.
중간 대기(중간권).
약 50km의 고도에서 중간권은 넓은 온도의 최고점에서 시작됩니다. . 이 최대 지역의 온도 상승 이유 오존 분해의 발열성(즉, 열 방출과 함께) 광화학 반응: О 3 + hv® О 2 + O. 오존은 분자 산소 О 2의 광화학 분해에서 발생합니다.
약 2 + hv® О + О 및 원자 및 산소 분자의 삼중 충돌과 일부 제3 분자 M의 후속 반응.
O + O 2 + M ® O 3 + M
오존은 2000 ~ 3000 Å 범위의 자외선을 탐욕스럽게 흡수하며, 이 복사는 대기를 따뜻하게 합니다. 상층 대기의 오존은 태양으로부터 오는 자외선의 작용으로부터 우리를 보호하는 일종의 보호막 역할을 합니다. 이 방패가 없었다면 지구상의 생명체가 현대적인 형태로 발전하는 것은 거의 불가능했을 것입니다.
일반적으로 중간권 전체에서 대기 온도는 중간권의 상부 경계(고도 약 80km의 중간권이라고 함)에서 최소값 약 180K로 감소합니다. 중간계면 부근의 고도 70~90km에서 매우 얇은 얼음 결정층과 화산 및 운석 먼지 입자가 나타날 수 있으며 야광운의 아름다운 광경 형태로 관찰됩니다. 일몰 직후.
중간권에서는 대부분 지구에 떨어지는 작은 고체 운석 입자가 타서 유성 현상을 일으킵니다.
유성, 운석 및 불덩어리.
고체 우주 입자 또는 물체가 11km/s 이상의 속도로 지구 상층 대기로 침입하여 발생하는 플레어 및 기타 현상을 유성체라고 합니다. 관찰 가능한 밝은 유성 흔적이 나타납니다. 종종 운석의 낙하를 동반하는 가장 강력한 현상은 다음과 같습니다. 불덩어리; 유성의 출현은 유성우와 관련이 있습니다.
유성우:
1) 하나의 복사에서 몇 시간 또는 며칠에 걸쳐 유성이 여러 번 충돌하는 현상.
2) 태양 주위의 한 궤도에서 움직이는 유성체 떼.
하늘의 특정 지역과 연중 특정 요일에 유성의 체계적인 출현은 지구 궤도와 거의 동일하고 동일한 방향의 속도로 움직이는 많은 운석의 공통 궤도의 교차로 인해 발생합니다. 하늘에서 그들의 길은 하나의 공통점(빛나는)에서 나오는 것처럼 ... 그들은 복사가있는 별자리의 이름을 따서 명명되었습니다.
유성우는 조명 효과로 인상적이지만 개별 유성은 거의 볼 수 없습니다. 훨씬 더 많은 것은 보이지 않는 유성이며, 너무 작아서 대기에 흡수될 때 식별할 수 없습니다. 가장 작은 유성 중 일부는 아마도 전혀 가열되지 않고 대기에만 포착됩니다. 수 밀리미터에서 10000분의 1밀리미터에 이르는 크기의 이 작은 입자를 마이크로 운석이라고 합니다. 매일 대기로 유입되는 운석의 양은 100~10,000톤에 이르며 이 물질의 대부분은 소운석에 속한다.
운석 물질은 대기에서 부분적으로 연소되기 때문에 기체 구성은 다양한 화학 원소의 미량으로 보충됩니다. 예를 들어, 돌 유성은 리튬을 대기로 가져옵니다. 금속 유성의 연소는 대기를 통과하여 지표면에 퇴적되는 작은 구형 철, 철-니켈 및 기타 방울의 형성으로 이어집니다. 그들은 빙상이 수년 동안 거의 변하지 않은 채로 남아 있는 그린란드와 남극에서 발견할 수 있습니다. 해양학자들은 해저 퇴적물에서 그것들을 발견합니다.
대기로 들어오는 대부분의 운석은 약 30일 이내에 퇴적됩니다. 일부 과학자들은 이 우주 먼지가 수증기 응축의 핵 역할을 하기 때문에 비와 같은 대기 현상의 형성에 중요한 역할을 한다고 믿고 있습니다. 따라서 강수량은 통계적으로 큰 유성우와 관련이 있다고 가정합니다. 그러나 일부 전문가들은 운석의 총 흡수량이 가장 큰 유성우보다 수십 배나 많기 때문에 한 번의 비로 인한 이 물질의 총량 변화는 무시할 수 있다고 생각합니다.
그러나 가장 큰 미세 운석과 눈에 보이는 운석이 대기의 높은 층, 주로 전리층에 긴 이온화 흔적을 남긴다는 것은 의심의 여지가 없습니다. 이러한 궤적은 고주파 전파를 반사하므로 장거리 무선 통신에 사용할 수 있습니다.
대기로 들어가는 유성의 에너지는 주로, 아마도 완전히 가열에 소비됩니다. 이것은 대기의 열 균형의 사소한 구성 요소 중 하나입니다.
운석은 우주에서 지구 표면으로 떨어진 자연 발생 고체입니다. 일반적으로 돌, 철석 및 철 운석으로 구분됩니다. 후자는 주로 철과 니켈로 구성됩니다. 발견된 운석의 대부분은 무게가 몇 그램에서 몇 킬로그램입니다. 발견된 것 중 가장 큰 철 운석인 고바(Goba)는 무게가 약 60톤이며 여전히 남아공에서 발견된 장소에 있습니다. 대부분의 운석은 소행성의 파편이지만 일부 운석은 달과 화성에서 지구로 왔을 수도 있습니다.
볼라이드는 매우 밝은 유성으로 때때로 낮에도 관찰되며 종종 연기가 자욱한 흔적을 남기고 소리 현상을 동반합니다. 종종 운석의 낙하로 끝납니다.
열권.
중간계면의 최저 온도 이상에서 열권이 시작되고, 온도가 처음에는 천천히 그리고 빠르게 다시 상승하기 시작합니다. 그 이유는 원자 산소의 이온화로 인해 150-300km 고도에서 태양의 자외선 흡수입니다. O + hv® О ++ 이자형.
열권에서 온도는 약 400km의 고도까지 지속적으로 상승하며, 태양 활동이 최대 1800K인 기간 동안 오후에 도달합니다. 최소 기간에 이 제한 온도는 1000K 미만일 수 있습니다. 400km 이상에서 대기는 등온 외기권으로 이동합니다. 임계 수준(외기권의 기저부)은 약 500km의 고도에 있습니다.
오로라와 인공위성의 많은 궤도, 야광운 - 이러한 모든 현상은 중간권과 열권에서 발생합니다.
극광.
오로라는 자기장 교란 동안 고위도에서 관찰됩니다. 그들은 몇 분 동안 지속될 수 있지만 종종 몇 시간 동안 볼 수 있습니다. 오로라는 모양, 색상 및 강도가 매우 다양하며 시간이 지남에 따라 매우 빠르게 변하는 경우가 있습니다. 오로라 스펙트럼은 방출선과 밴드로 구성됩니다. 오로라 스펙트럼에서 밤하늘의 방출 중 일부는 주로 5577 Å 및 l 6300 Å의 산소에서 녹색 및 빨간색 선으로 향상됩니다. 이 선 중 하나가 다른 것보다 몇 배나 더 강렬하고 이것이 빛의 가시적 인 색상 (녹색 또는 빨간색)을 결정합니다. 자기장의 섭동은 또한 극지방의 무선 통신 중단을 동반합니다. 교란의 원인은 전리층의 변화로, 이는 강력한 이온화 소스가 자기 폭풍 중에 작동함을 의미합니다. 강한 자기 폭풍은 태양 원반의 중심 근처에 많은 흑점 그룹이 존재할 때 발생한다는 것이 확인되었습니다. 관측에 따르면 폭풍은 흑점 자체와 관련이 있는 것이 아니라 흑점 그룹이 발달하는 동안 나타나는 태양 플레어와 관련이 있습니다.
오로라는 지구의 고위도 지역에서 관찰되는 빠른 움직임으로 다양한 강도의 빛의 스펙트럼입니다. 시각적 오로라는 녹색(5577Å)과 빨간색(6300/6364Å) 방출선으로 구성된 산소 원자와 N 2 분자 밴드를 포함하고 있으며, 이들은 태양 및 자기권 기원의 에너지 입자에 의해 여기됩니다. 이러한 배출은 일반적으로 약 100km 이상의 고도에서 표시됩니다. 광학 오로라라는 용어는 시각적 오로라와 적외선에서 자외선까지의 방출 스펙트럼을 나타내는 데 사용됩니다. 스펙트럼의 적외선 부분의 복사 에너지는 가시 영역의 에너지를 크게 초과합니다. 오로라가 나타날 때 ULF에서 방출이 관찰되었습니다(
오로라의 실제 형태는 분류하기 어렵습니다. 다음 용어가 가장 일반적으로 사용됩니다.
1. 차분한 균일한 호 또는 줄무늬. 호는 일반적으로 지자기 평행 방향(극지방에서 태양을 향함)으로 ~ 1000km를 확장하고 폭은 1에서 수십 킬로미터입니다. 스트립은 호의 개념을 일반화한 것으로 일반적으로 규칙적인 아치형이 아니라 S자 형태 또는 나선 형태로 구부러져 있습니다. 호와 줄무늬는 100-150km의 고도에 있습니다.
2. 오로라의 광선 . 이 용어는 자력선을 따라 길게 늘어진 오로라 구조를 말하며, 수직 길이는 수십에서 수백 킬로미터입니다. 광선의 수평 길이는 수십 미터에서 수 킬로미터로 작습니다. 광선은 일반적으로 호 또는 별도의 구조로 관찰됩니다.
3. 얼룩 또는 표면 . 이들은 명확한 모양이 없는 광선의 고립된 영역입니다. 개별 반점은 관련될 수 있습니다.
4. 베일. 하늘의 넓은 지역을 덮는 균일한 빛인 특이한 형태의 오로라.
구조상 오로라는 균질(homogeneous), 딱딱한(chaffy), 광채(radiant)로 나뉩니다. 다양한 용어가 사용됩니다. 맥동 아크, 맥동 표면, 확산 표면, 방사 스트라이프, 커튼 등 오로라의 색깔에 따른 분류가 있습니다. 이 분류에 따르면, 오로라 유형은 ㅏ... 상단 또는 모두 빨간색(6300–6364 Å)입니다. 그들은 일반적으로 높은 지자기 활동으로 300-400km의 고도에서 나타납니다.
오로라 유형 V아래 부분이 빨간색으로 표시되며 첫 번째 포지티브 시스템 N 2 및 첫 번째 네거티브 시스템 O 2 밴드의 발광과 관련됩니다. 이러한 형태의 오로라는 오로라의 가장 활동적인 단계에서 나타납니다.
구역 극광 – 지구 표면의 고정된 지점에 있는 관찰자들에 따르면 이들은 밤에 오로라가 발생하는 최대 빈도의 영역입니다. 구역은 북위 67 ° 및 남위 67 °에 위치하고 너비는 약 6 °입니다. 주어진 지자기 국지 시간에 해당하는 오로라 출현의 최대치는 북극과 남극을 중심으로 비대칭적으로 위치한 타원형 벨트(오로라 타원형)에서 발생한다. 오로라 타원은 위도-시간 좌표로 고정되어 있으며, 오로라 영역은 위도-경도 좌표에서 타원의 자정 영역의 점의 궤적입니다. 타원형 벨트는 야간 섹터의 지자기 극에서 약 23 °, 주간 섹터의 15 °에 위치합니다.
오로라 보리 얼리스와 오로라 영역의 타원형.오로라 타원의 위치는 지자기 활동에 따라 다릅니다. 타원은 높은 지자기 활동으로 넓어집니다. 오로라 또는 오로라 타원형 경계 영역은 쌍극자 좌표보다 L 값 6.4로 더 잘 표현됩니다. 오로라 타원의 주간 섹터 경계에 있는 지자기력선은 다음과 일치합니다. 자기 갱년기.오로라 타원의 위치 변화는 지자기축과 지구의 방향인 태양 사이의 각도에 따라 관찰됩니다. 오로라 타원은 또한 특정 에너지의 입자(전자 및 양성자)의 침전에 대한 데이터를 기반으로 결정됩니다. 그 위치는 에 대한 데이터에서 독립적으로 결정할 수 있습니다. 첨점낮 쪽과 자기권의 꼬리에서.
오로라 구역의 오로라 발생 빈도의 일중 변화는 지자기 자정에 최대이고 지자기 정오에 최소입니다. 타원의 적도 쪽에서는 오로라의 발생 빈도가 급격히 감소하지만 일교차의 형태는 남아 있습니다. 타원의 극면에서는 오로라의 발생 빈도가 점차 감소하고 복잡한 일교차가 특징입니다.
오로라의 강도.
오로라 강도 겉보기 밝기 표면을 측정하여 결정됩니다. 표면 밝기 나특정 방향의 오로라는 4p의 총 방출량에 의해 결정됩니다. 나광자 / (cm 2 초). 이 값은 실제 표면 밝기가 아니라 기둥에서 방출되는 것을 나타내므로 일반적으로 오로라 연구에서 단위 광자 / (cm 2 기둥 s)가 사용됩니다. 총 방출량을 측정하는 일반적인 단위는 10 6 광자/(cm 2 · column · s)와 동일한 Rayleigh(Rl)입니다. 오로라 강도의 보다 실용적인 단위는 단일 라인 또는 밴드의 방출에 의해 결정됩니다. 예를 들어, 오로라의 강도는 국제 밝기 계수(ICF)에 의해 결정됩니다. 녹색 선(5577 Å)의 강도에 대한 데이터에 따라; 1 kRL = I MCQ, 10 kRL = II MCQ, 100 kRL = III MCQ, 1000 CRL = IV MCQ(북극광의 최대 강도). 이 분류는 적색 오로라에 사용할 수 없습니다. 시대(1957-1958)의 발견 중 하나는 자극에 대해 변위된 타원 형태로 오로라의 시공간 분포를 확립한 것입니다. 자극에 대한 오로라 분포의 원형에 대한 간단한 아이디어에서 자기권의 현대 물리학으로의 전환이 완료되었습니다. 발견의 영예는 O. Khorosheva에 속하며 G. Starkov, Y. Feldstein, S.I. Akasof 및 기타 여러 연구자들은 오로라 타원에 대한 아이디어를 집중적으로 개발했습니다. 오로라 타원은 지구의 상층 대기에 가장 강한 태양풍이 미치는 영역을 나타냅니다. 오로라의 강도는 타원에서 가장 크며 그 역학은 위성에 의해 지속적으로 모니터링됩니다.
안정적인 오로라 레드 아크.
지속적인 오로라 레드 아크, 그렇지 않으면 중위도 적색 호라고 함 또는 M-아크, 수천 킬로미터에 걸쳐 동쪽에서 서쪽으로 뻗어 있고 아마도 지구 전체를 에워쌀 가능성이 있는 서브시각적(눈의 감도 한계 미만) 넓은 호입니다. 호의 위도 길이는 600km입니다. 안정적인 오로라 적색 호의 방출은 적색 선 l 6300 Å 및 l 6364 Å에서 실질적으로 단색입니다. 5577 Å(OI) 및 l 4278 Å(N + 2)의 약한 방출선도 최근에 보고되었습니다. 지속적인 붉은 호는 오로라로 분류되지만 훨씬 더 높은 고도에서 나타납니다. 하한은 고도 300km에 위치하며 상한은 약 700km입니다. l 6300 Å의 방출에서 조용한 오로라 적색 호의 강도는 1에서 10 kRl(일반적인 값은 6 kRl)입니다. 이 파장에서 눈의 감도 임계값은 약 10kRl이므로 시각적으로 호가 거의 관찰되지 않습니다. 그러나 관찰 결과 밤의 10%에서 밝기가 > 50kRl인 것으로 나타났습니다. 호의 일반적인 수명은 약 하루이며 다음 날에는 거의 나타나지 않습니다. 안정적인 오로라 적색 호를 가로지르는 위성이나 전파원의 전파는 전자 밀도 불규칙의 존재를 나타내는 섬광을 일으키기 쉽습니다. 적색 호에 대한 이론적 설명은 그 영역의 가열된 전자가 에프전리층은 산소 원자의 증가를 일으킵니다. 위성 관측은 안정적인 오로라 적색 호와 교차하는 지자기장의 힘선을 따라 전자 온도가 증가하는 것을 보여줍니다. 이 호의 강도는 지자기 활동(폭풍)과 양의 상관관계가 있으며 호 출현 빈도는 흑점 형성 활동과 양의 상관관계가 있습니다.
변화하는 오로라.
일부 형태의 오로라는 강도의 준주기적이고 일관된 시간적 변화를 경험합니다. 대략적으로 고정된 기하학과 위상에서 발생하는 급격한 주기적인 변화를 갖는 이러한 오로라를 변화하는 오로라라고 합니다. 그들은 오로라로 분류됩니다. 모양 아르 자형오로라 보리 얼리스의 국제 아틀라스에 따르면 변화하는 오로라에 대한 더 자세한 세분화:
아르 자형 1 (맥동 오로라)는 오로라의 전체 형태에 걸쳐 밝기의 균일한 위상 변화가 있는 빛입니다. 정의에 따르면 이상적인 맥동 오로라에서는 맥동의 공간적 부분과 시간적 부분이 분리될 수 있습니다. 명도 나(r, t)= 나는(아르 자형)· 그것(티). 일반적인 극광에서 아르 자형 1, 맥동은 0.01~10Hz의 저강도(1~2kRl)의 주파수에서 발생합니다. 대부분의 오로라 아르 자형 1 - 몇 초 동안 맥동하는 반점 또는 호입니다.
아르 자형 2 (불 같은 오로라 보 리 얼리스). 이 용어는 일반적으로 단일 모양을 설명하기보다는 창공을 채우는 불꽃과 같은 움직임을 나타내는 데 사용됩니다. 오로라는 호 모양이며 일반적으로 100km 높이에서 위쪽으로 이동합니다. 이 오로라는 상대적으로 드물고 북극광 밖에서 더 자주 발생합니다.
아르 자형 3 (반짝이는 오로라). 이들은 밝기가 빠르고 불규칙하거나 규칙적으로 변하는 오로라로, 궁창 전체에 깜박이는 불꽃의 인상을 줍니다. 그들은 오로라가 붕괴되기 직전에 나타납니다. 일반적으로 관찰되는 변동 빈도 아르 자형 3은 10 ± 3Hz와 같습니다.
다른 종류의 맥동 오로라에 사용되는 스트리밍 오로라라는 용어는 오로라의 호와 밴드에서 수평으로 빠르게 움직이는 밝기의 불규칙한 변화를 나타냅니다.
변화하는 오로라는 태양과 자기권에서 기원한 입자의 강수에 의해 발생하는 지자기장과 오로라 엑스선의 맥동을 동반하는 태양-지계 현상 중 하나이다.
극성 캡의 발광은 첫 번째 음의 시스템 N + 2 (l 3914 Å) 밴드의 높은 강도를 특징으로 합니다. 일반적으로 이러한 N+2 밴드는 녹색 선 OI l 5577 Å보다 5배 더 강렬하며 극성 캡 발광의 절대 강도는 0.1~10kPl(보통 1~3kPl)입니다. PCA 기간 동안 나타나는 이러한 오로라는 고도 약 30~80km에서 지자기 위도 60°까지 극지방 전체를 균일한 빛으로 덮습니다. 이것은 주로 10–100 MeV의 에너지를 가진 태양 양성자와 d-입자에 의해 생성되며 이러한 고도에서 최대 이온화를 생성합니다. 맨틀 오로라라고 불리는 또 다른 유형의 빛이 오로라 구역에 있습니다. 이러한 유형의 오로라 발광의 경우 아침 시간의 일일 최대 강도는 1-10kRl이고 최소 강도는 5배 더 약합니다. 맨틀 오로라는 관측 횟수가 적으며 그 강도는 지자기 및 태양 활동에 따라 다릅니다.
분위기 글로우행성의 대기에 의해 생성되고 방출되는 방사선으로 정의됩니다. 이것은 오로라의 방출, 번개 방전 및 유성 궤적의 방출을 제외하고 대기로부터의 비열 복사입니다. 이 용어는 지구의 대기(야광, 황혼 및 주간)를 나타내는 데 사용됩니다. 대기의 빛은 대기의 빛의 일부일 뿐입니다. 다른 광원으로는 별빛, 황도광, 태양으로부터 산란된 일광이 있습니다. 때때로 대기의 빛은 전체 빛의 최대 40%를 차지할 수 있습니다. 대기의 빛은 다양한 높이와 두께의 대기층에서 발생합니다. 대기 광선 스펙트럼은 1000 Å ~ 22.5 µm의 파장을 포함합니다. 대기 광선의 주요 방출선은 l 5577 Å이며 90-100km 고도에서 30-40km 두께의 층에 나타납니다. 글로우의 출현은 산소 원자의 재결합에 기반한 켐펜(Chempen) 메커니즘 때문입니다. 다른 방출선은 l 6300 Å이며, 해리성 O + 2 재결합 및 NI l 5198/5201 Å 및 NI l 5890/5896 Å의 방출의 경우에 나타납니다.
대기의 빛의 강도는 레일리 단위로 측정됩니다. 밝기(Rayleighs 단위)는 4pw와 같습니다. 여기서 in은 각진 표면, 10 6 광자/(cm 2 · sr · s) 단위의 발광층 밝기입니다. 광선 강도는 위도에 따라 다르며(방출에 따라 다름) 낮 동안에도 변화하며 자정 부근에서 최대값을 갖습니다. l 5577 Å의 대기 방출과 10.7 cm 파장의 태양 복사 플럭스 및 흑점 수와 양의 상관 관계가 나타났습니다. 대기의 글로우는 위성 실험 중에 관찰됩니다. 우주 공간에서 보면 지구 주위를 둘러싸고 있는 빛의 고리처럼 보이며 색상은 녹색입니다.
오존권.
20-25km의 고도에서 무시할 수 있는 양의 오존 O 3 (산소 함량의 최대 2 × 10 –7!)의 최대 농도에 도달하며, 이는 약 10도의 고도에서 태양 자외선 복사의 영향으로 발생합니다. 50km까지, 이온화 태양 복사로부터 행성을 보호합니다. 극도로 적은 수의 오존 분자에도 불구하고, 그들은 태양으로부터의 단파(자외선 및 X선) 복사의 파괴적인 영향으로부터 지구상의 모든 생명체를 보호합니다. 모든 분자를 대기 바닥에 증착하면 두께가 3-4mm 이하인 층이 생깁니다! 100km 이상의 고도에서는 가벼운 가스의 비율이 증가하고 매우 높은 고도에서는 헬륨과 수소가 우세합니다. 많은 분자가 분리된 원자로 분리되어 태양의 강한 복사에 의해 이온화되어 전리층을 형성합니다. 지구의 대기에 있는 공기의 압력과 밀도는 높이에 따라 감소합니다. 온도 분포에 따라 지구의 대기는 대류권, 성층권, 중간권, 열권 및 외기권으로 세분화됩니다. .
고도 20~25km에 오존층... 오존은 0.1-0.2 마이크론보다 짧은 파장의 태양으로부터 자외선을 흡수할 때 산소 분자의 붕괴로 인해 형성됩니다. 자유 산소는 O 2 분자와 결합하여 0.29 미크론 미만의 모든 자외선을 탐욕스럽게 흡수하는 오존 O 3를 형성합니다. 오존 O 3 분자는 단파 복사에 의해 쉽게 파괴됩니다. 따라서 오존층은 희박함에도 불구하고 더 높고 투명한 대기층을 통과한 태양의 자외선을 효과적으로 흡수합니다. 덕분에 지구상의 살아있는 유기체는 태양으로부터 오는 자외선의 유해한 영향으로부터 보호됩니다.
전리층.
태양의 복사는 대기의 원자와 분자를 이온화합니다. 이온화 정도는 이미 고도 60km에서 중요해지고 지구로부터의 거리에 따라 꾸준히 증가합니다. 대기의 다른 고도에서 다양한 분자의 해리 과정과 다양한 원자 및 이온의 후속 이온화가 순차적으로 발생합니다. 이들은 주로 산소 O 2, 질소 N 2 및 그 원자의 분자입니다. 이러한 과정의 강도에 따라 60km 이상에 있는 다양한 대기층을 전리층이라고 합니다. , 그리고 전리층에 의한 전체 . 이온화가 중요하지 않은 하층을 호중구라고합니다.
전리층에서 하전 입자의 최대 농도는 고도 300-400km에 도달합니다.
전리층 연구의 역사.
상층 대기에 전도층이 존재한다는 가설은 1878년 영국 과학자 스튜어트가 지자기장의 특징을 설명하기 위해 제시했습니다. 그러다 1902년 미국의 케네디와 영국의 헤비사이드가 서로 독립적으로 전파의 장거리 전파를 설명하기 위해서는 높은 층에 전도도가 높은 영역이 존재한다고 가정할 필요가 있다는 점을 지적했다. 분위기. 1923년에 Academician M.V. Shuleikin은 다양한 주파수의 전파 전파 특성을 고려하여 전리층에 적어도 두 개의 반사층이 있다는 결론에 도달했습니다. 그러던 중 1925년 영국의 연구원 애플턴과 바넷, 브라이트와 투브가 최초로 전파를 반사하는 영역의 존재를 실험적으로 증명하고 체계적인 연구의 토대를 마련했다. 그 이후로, 일반적으로 전리층이라고 불리는 이 층의 특성에 대한 체계적인 연구가 수행되어 왔으며, 이는 전리층에 매우 중요한 전파의 반사와 흡수를 결정하는 여러 지구물리학적 현상에서 필수적인 역할을 합니다. 특히 안정적인 무선 통신을 보장하기 위한 실용적인 목적.
1930년대에 전리층 상태에 대한 체계적인 관측이 시작되었습니다. 우리나라에서는 M.A. Bonch-Bruevich의 주도로 임펄스 사운드를위한 설치가 만들어졌습니다. 전리층의 많은 일반적인 특성, 주요 층의 높이 및 전자 농도가 조사되었습니다.
고도 60~70km에서는 D층, 고도 100~120km에서는 D층이 관찰된다. 이자형, 고도에서 180-300km 고도에서 이중층 에프 1 및 에프 2. 이러한 레이어의 주요 매개변수는 표 4에 나와 있습니다.
| 표 4. | ||||||
| 전리층 지역 | 최대 높이, km | 티 , 케이 | 낮 | 밤 n e , cm -3 | a΄, ρm 3 초 – 1 | |
| 분 n e , cm -3 | 최대 n e , cm -3 | |||||
| 디 | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| 이자형 | 110 | 270 | 1.5 · 10 5 | 3 · 10 5 | 3000 | 10 –7 |
| 에프 1 | 180 | 800–1500 | 3 · 10 5 | 5 · 10 5 | – | 3 · 10 -8 |
| 에프 2 (겨울) | 220–280 | 1000–2000 | 6 · 10 5 | 25 · 10 5 | ~10 5 | 2 · 10 -10 |
| 에프 2 (여름) | 250–320 | 1000–2000 | 2 · 10 5 | 8 10 5 | ~ 3 · 10 5 | 10 –10 |
| n e- 전자 농도, e - 전자 전하, 티는 이온 온도이고, a΄는 재결합 계수입니다(이는 n e그리고 시간의 변화) | ||||||
평균 값은 위도, 시간대 및 계절에 따라 다르기 때문에 제공됩니다. 이러한 데이터는 장거리 무선 통신을 보장하는 데 필요합니다. 다양한 단파 무선 링크의 작동 주파수 선택에 사용됩니다. 하루 중 다른 시간과 다른 계절의 전리층 상태에 따른 변화에 대한 지식은 무선 통신의 신뢰성을 보장하는 데 매우 중요합니다. 전리층은 60km 높이에서 시작하여 수만km 높이까지 확장되는 지구 대기의 이온화된 층 세트입니다. 지구 대기의 주요 이온화 원인은 주로 태양 채층과 코로나에서 발생하는 태양의 자외선 및 X선 복사입니다. 또한 상층 대기의 이온화 정도는 태양 플레어 동안 발생하는 태양 미립자 흐름과 우주선 및 운석 입자의 영향을 받습니다.
전리층
- 이들은 자유 전자 농도의 최대값에 도달하는 대기의 영역입니다(즉, 단위 부피당 수). 전기적으로 대전된 자유 전자 및 대기 가스 원자의 이온화로 인해 발생하는 (낮은 정도, 덜 움직이는 이온) 전파와 상호 작용(즉, 전자기 진동)은 방향을 변경하여 반사 또는 굴절시키고 에너지를 흡수할 수 있습니다. . 결과적으로, 멀리 있는 라디오 방송국을 수신할 때, 예를 들어, 라디오 통신이 흐려지거나, 먼 스테이션의 가청도 증가, 정전등. 현상.
연구 방법.
지구에서 전리층을 연구하는 고전적인 방법은 지연 시간을 측정하고 반사된 신호의 강도와 모양을 연구하면서 전파 펄스를 보내고 전리층의 다른 층에서 반사를 관찰하는 펄스 사운딩으로 축소됩니다. 다른 주파수에서 전파 펄스의 반사 높이를 측정하고 다른 영역의 임계 주파수를 결정함으로써(전리층의 주어진 영역이 투명해지는 전파 펄스의 캐리어 주파수를 임계라고 함) 다음을 결정할 수 있습니다. 층의 전자 농도 값과 주어진 주파수에 대한 유효 높이, 그리고 주어진 무선 경로에 대한 최적의 주파수를 선택합니다. 로켓 기술의 발달과 인공 지구 위성(AES) 및 기타 우주선의 우주 시대의 도래로 인해 하부가 전리층인 지구 근방 플라즈마의 매개변수를 직접 측정하는 것이 가능해졌습니다.
특수 발사된 로켓의 판과 위성 비행 경로를 따라 수행된 전자 농도 측정은 이전에 지상 기반 방법으로 얻은 전리층 구조, 높이에서의 전자 농도 분포에 대한 데이터를 확인하고 정제했습니다. 지구의 다양한 지역과 주요 최대치 이상의 전자 농도 값을 얻을 수 있게 했습니다 - 층 에프... 이전에는 반사된 단파 무선 펄스의 관찰을 기반으로 한 사운딩 방법으로 이를 수행하는 것이 불가능했습니다. 지구의 일부 지역에는 낮은 전자 농도, 규칙적인 "전리층 바람"을 가진 상당히 안정적인 영역이 있으며, 여기 위치에서 수천 킬로미터 떨어진 전리층의 국부적 교란을 운반하는 독특한 파동 과정이 전리층에서 발생합니다. , 그리고 훨씬 더. 특히 매우 민감한 수신 장치를 만들면 전리층의 임펄스 사운딩 스테이션에서 전리층의 가장 낮은 영역(부분 반사 스테이션)에서 부분적으로 반사된 임펄스 신호 수신을 수신할 수 있습니다. 높은 농도의 방사 에너지를 허용하는 안테나를 사용하여 미터 및 데시미터 파장의 강력한 펄스 설치를 사용하면 다양한 높이에서 전리층에 의해 산란된 신호를 관찰할 수 있습니다. 전리층 플라즈마의 전자와 이온에 의해 일관되게 산란되지 않은 이러한 신호의 스펙트럼 특징에 대한 연구(이를 위해 전파의 비간섭 산란 스테이션이 사용됨)를 통해 전자와 이온의 농도를 결정할 수 있었습니다. 수천 킬로미터의 높이까지 다양한 높이에서 등가 온도. 사용된 주파수에 대해 전리층은 매우 투명하다는 것이 밝혀졌습니다.
300km 고도에서 지구 전리층의 전하 농도(전자 농도는 이온 농도와 같음)는 낮 동안 약 10 6 cm -3 입니다. 이 밀도의 플라즈마는 20m보다 긴 전파를 반사하고 더 짧은 전파를 전송합니다.
낮과 밤 조건에 대한 전리층의 전자 농도의 일반적인 수직 분포.
전리층에서 전파의 전파.
원거리 방송국의 안정적인 수신은 사용 주파수와 시간, 계절 및 태양 활동에 따라 달라집니다. 태양 활동은 전리층 상태에 큰 영향을 미칩니다. 지상국에서 방출되는 전파는 모든 종류의 전자파와 마찬가지로 직선으로 전파됩니다. 그러나 지구의 표면과 대기의 이온화된 층이 거대한 축전기의 판 역할을 하여 빛에 대한 거울의 작용처럼 작용한다는 점을 고려해야 합니다. 그들로부터 반사되는 전파는 수천 킬로미터를 여행할 수 있으며 수백 수천 킬로미터의 거대한 점프로 지구 주위를 굽힐 수 있으며 이온화된 가스 층과 지구 또는 물의 표면에서 번갈아 반사됩니다.
1920년대에는 200m 미만의 전파는 강한 흡수력으로 인해 일반적으로 장거리 통신에 적합하지 않다고 믿었습니다. 유럽과 미국 사이의 대서양을 가로질러 단파의 장거리 수신에 대한 첫 번째 실험은 영국 물리학자 올리버 헤비사이드와 미국 전기 엔지니어 아서 케넬리에 의해 수행되었습니다. 서로 독립적으로 그들은 지구 어딘가에 전파를 반사할 수 있는 대기의 이온화된 층이 있다고 가정했습니다. 그것은 Heaviside - Kennelly 층, 그리고 그 다음 전리층이라고 불렸습니다.
현대 개념에 따르면 전리층은 음전하를 띤 자유 전자와 양전하를 띤 이온, 주로 분자 산소 O + 및 질소 산화물 NO +로 구성됩니다. 이온과 전자는 분자의 해리와 태양 X선 및 자외선에 의한 중성 가스 원자의 이온화의 결과로 형성됩니다. 원자를 이온화하기 위해서는 이온화 에너지를 알릴 필요가 있습니다. 이온층의 주요 소스는 자외선, X선 및 태양의 미립자 복사입니다.
지구의 가스 껍질이 태양에 의해 조명되는 동안 점점 더 많은 전자가 계속해서 형성되지만 동시에 일부 전자는 이온과 충돌하여 재결합하여 다시 중성 입자를 형성합니다. 해가 진 후 새로운 전자의 생성이 거의 멈추고 자유 전자의 수가 감소하기 시작합니다. 전리층에 더 많은 자유 전자가 있을수록 더 나은 고주파수가 전리층에서 반사됩니다. 전자 농도가 감소하면 저주파 범위에서만 전파의 전송이 가능합니다. 그렇기 때문에 밤에는 원칙적으로 75, 49, 41 및 31m 범위에서만 먼 스테이션을 수신 할 수 있으며 전자는 전리층에 고르지 않게 분포되어 있습니다. 고도 50~400km에는 전자 농도가 증가된 여러 층 또는 영역이 있습니다. 이 영역은 서로 부드럽게 통과하고 다양한 방식으로 HF 전파의 전파에 영향을 줍니다. 전리층의 상층은 문자로 지정됩니다. 에프... 여기에서 이온화 정도가 가장 높습니다(하전 입자의 비율은 10 –4 정도입니다). 지표면 위 150km 이상의 고도에 위치하며 고주파 HF 대역의 전파를 장거리 전파하는 주요 반사 역할을 합니다. 여름에는 F 영역이 두 개의 레이어로 나뉩니다. 에프 1 및 에프 2. F1 레이어는 200~250km의 높이를 차지할 수 있으며 레이어는 에프 2, 말하자면 300-400km의 고도 범위에서 "떠 다니는"것입니다. 일반적으로 레이어 에프 2는 층보다 훨씬 더 강하게 이온화됩니다. 에프하나 . 나이트 레이어 에프 1 사라지고 레이어 에프 2가 남아있고, 천천히 이온화 정도의 60%까지 잃습니다. F층 아래 고도 90~150km에 층이 있다. 이자형, 이온화는 태양의 부드러운 X선 복사의 영향으로 발생합니다. E 층의 이온화 정도는 층의 이온화 정도보다 낮습니다. 에프, 낮에는 신호가 레이어에서 반사될 때 31m 및 25m의 저주파 HF 대역 스테이션의 수신이 발생합니다. 이자형... 일반적으로 이들은 1000-1500km 거리에 위치한 역입니다. 밤에 층에서 이자형이온화는 급격히 감소하지만 이 시간에도 41, 49 및 75m 범위의 스테이션에서 신호를 수신하는 데 계속해서 눈에 띄는 역할을 합니다.
이 지역에서 발생하는 16, 13 및 11m의 고주파 HF 대역의 신호 수신에 대한 큰 관심 이자형강하게 증가된 이온화의 중간층(구름). 이 구름의 면적은 몇 평방 킬로미터에서 수백 평방 킬로미터까지 다양합니다. 이온화가 증가된 이 층을 산발성 층이라고 합니다. 이자형그리고 표시 에스... Es 구름은 바람의 영향으로 전리층에서 이동할 수 있으며 최대 250km / h의 속도에 도달합니다. 여름 중위도 지역의 낮에는 Es 구름에 의한 전파의 발원일이 월 15~20일이다. 적도 지역에서는 거의 항상 존재하며 고위도에서는 일반적으로 밤에 나타납니다. 때때로 태양 활동이 적은 해에 고주파 HF 대역, 16, 13 및 11m 대역에서 전송이 없을 때 멀리 떨어진 관측소가 갑자기 좋은 음량으로 나타나며 신호가 Es에서 반복적으로 반사됩니다.
전리층의 가장 낮은 지역은 지역입니다 디고도 50~90km에 위치. 여기에는 비교적 적은 수의 자유 전자가 있습니다. 지역에서 디장파와 중파는 잘 반사되고 저주파 HF 스테이션의 신호는 강하게 흡수됩니다. 일몰 후 이온화는 매우 빠르게 사라지고 41, 49 및 75m 범위의 먼 스테이션을 수신 할 수있게되며 그 신호는 레이어에서 반사됩니다. 에프 2 및 이자형... 전리층의 분리된 층은 HF 라디오 방송국 신호의 전파에 중요한 역할을 합니다. 전파에 대한 영향은 주로 전리층의 자유 전자의 존재로 인한 것이지만 전파 전파 메커니즘은 큰 이온의 존재와 관련이 있습니다. 후자는 중성 원자와 분자보다 더 활동적이기 때문에 대기의 화학적 특성 연구에도 관심이 있습니다. 전리층에서 일어나는 화학 반응은 에너지와 전기적 균형에 중요한 역할을 합니다.
정상적인 전리층. 지구 물리학 로켓과 위성의 도움으로 수행 된 관측은 대기의 이온화가 넓은 스펙트럼의 태양 복사의 영향으로 발생한다는 것을 나타내는 많은 새로운 정보를 제공했습니다. 주요 부분(90% 이상)은 스펙트럼의 가시 영역에 집중되어 있습니다. 보라색 광선보다 파장이 짧고 에너지가 높은 자외선은 태양의 대기(채층권) 내부에서 수소에 의해 방출되고, 에너지가 훨씬 더 높은 X선은 외부 껍질의 가스에서 방출됩니다. 태양(코로나).
전리층의 정상(평균) 상태는 지속적으로 강력한 방사선으로 인해 발생합니다. 정오의 태양광 입사각의 계절적 차이와 지구의 자전의 영향으로 정상 전리층에서 규칙적인 변화가 발생하지만, 전리층 상태의 예측할 수 없고 갑작스러운 변화도 발생한다.
전리층의 교란.
아시다시피, 주기적으로 반복되는 강력한 활동 징후가 태양에 나타나며 11년마다 최대치에 도달합니다. IGY(International Geophysical Year) 프로그램에 따른 관측은 전체 기상 관측 기간 동안 가장 높은 태양 활동 기간과 일치했습니다. 18세기 초부터. 활동이 많은 기간에는 태양의 일부 영역의 밝기가 몇 배 증가하고 자외선 및 X선 복사의 위력이 급격히 증가합니다. 이러한 현상을 태양 플레어라고 합니다. 몇 분에서 1~2시간 지속됩니다. 폭발하는 동안 태양 플라즈마(주로 양성자와 전자)가 분출하고 소립자가 우주로 돌진합니다. 이러한 플레어의 순간에 태양의 전자기 및 미립자 복사는 지구의 대기에 강한 영향을 미칩니다.
초기 반응은 강한 자외선과 X선이 지구에 도달한 발병 후 8분에 나타납니다. 결과적으로 이온화가 급격히 증가합니다. X선은 전리층의 아래쪽 경계까지 대기를 관통합니다. 이 층에 있는 전자의 수가 너무 많이 증가하여 무선 신호가 거의 완전히 흡수됩니다("소멸"). 복사를 추가로 흡수하면 가스가 가열되어 바람이 발생합니다. 이온화된 가스는 전기도체로서 지구 자기장 속에서 움직일 때 발전기의 효과가 나타나 전류가 발생한다. 이러한 전류는 차례로 자기장에 눈에 띄는 교란을 일으키고 자기 폭풍의 형태로 나타날 수 있습니다.
상부 대기의 구조와 역학은 본질적으로 태양 복사에 의한 이온화 및 해리, 화학 과정, 분자 및 원자의 여기, 비활성화, 충돌 및 기타 기본 과정과 관련된 열역학적 감각 과정의 비평형에 의해 결정됩니다. 이 경우 밀도가 감소함에 따라 높이에 따라 불균형 정도가 증가합니다. 500-1000km의 높이까지, 그리고 종종 더 높을 때도 상층 대기의 많은 특성에 대한 비평형 정도가 매우 작기 때문에 화학 반응을 고려하여 설명에 고전 및 유체 자기 유체 역학을 사용할 수 있습니다.
외권은 수백 킬로미터 높이에서 시작하여 가볍고 빠르게 움직이는 수소 원자가 우주로 탈출할 수 있는 지구 대기의 외부 층입니다.
에드워드 코노노비치
문학:
푸도프킨 M.I. 태양 물리학의 기초... SPb, 2001
에리스 체이슨, 스티브 맥밀런 오늘의 천문학... 프렌티스 홀, Inc. 어퍼 새들 리버, 2002
인터넷 자료: http://ciencia.nasa.gov/
