지구의 산소 대기가 어떻게 형성되었는지. 산소 재앙. 산소 재앙의 원인

분위기의 형성. 오늘날 지구 대기는 질소 78%, 산소 21%, 그리고 이산화탄소와 같은 소량의 기타 가스로 구성된 가스의 혼합물입니다. 그러나 행성이 처음 나타났을 때 대기에는 산소가 없었습니다. 원래 태양계에 존재했던 가스로 구성되었습니다.

지구는 소행성이라고 알려진 태양 성운의 먼지와 가스로 만들어진 작은 암석체가 서로 충돌하여 점차 행성의 모양을 갖게 되면서 생겨났습니다. 그것이 성장함에 따라 소행성에 포함된 가스가 폭발하여 지구를 뒤덮었습니다. 얼마 후, 첫 번째 식물은 산소를 방출하기 시작했고 원시 대기는 현재의 밀도가 높은 공기 봉투로 발전했습니다.

대기의 유래

46억년 전에 작은 소행성의 비가 초기 지구에 떨어졌습니다. 충돌 중에 행성 내부에 갇힌 태양 성운의 가스가 폭발하여 질소, 이산화탄소 및 수증기로 구성된 지구의 원시 대기를 형성했습니다.
행성이 형성되는 동안 방출된 열은 원시 대기의 빽빽한 구름층에 의해 유지됩니다. 이산화탄소와 수증기와 같은 "온실가스"는 열이 우주로 방출되는 것을 막습니다. 지구 표면은 끓어오르는 녹은 마그마의 바다로 가득 차 있습니다.
소행성 충돌의 빈도가 줄어들자 지구는 식기 시작했고 바다가 나타났습니다. 두꺼운 구름에서 수증기가 응결되고, 비는 수 겁 동안 지속되어 점차적으로 저지대에 범람합니다. 그리하여 첫 번째 바다가 나타납니다.
수증기가 응결하여 바다를 형성하면서 공기가 정화됩니다. 시간이 지남에 따라 이산화탄소가 용해되고 이제 대기는 질소가 지배합니다. 산소 부족으로 인해 보호용 오존층이 형성되지 않고 태양의 자외선이 방해받지 않고 지구 표면에 도달합니다.
생명체는 처음 10억년 이내에 고대 바다에 나타납니다. 가장 단순한 남조류는 바닷물에 의해 자외선으로부터 보호됩니다. 그들은 햇빛과 이산화탄소를 사용하여 에너지를 생산하고 부산물로 산소를 방출하며 점차 대기에 축적되기 시작합니다.
수십억 년 후에 산소가 풍부한 대기가 형성됩니다. 상층 대기의 광화학 반응은 유해한 자외선을 산란시키는 얇은 오존층을 생성합니다. 이제 생명체는 바다에서 육지로 출현할 수 있으며, 그곳에서 진화를 통해 많은 복잡한 유기체가 탄생합니다.

수십억 년 전, 원시 조류의 두꺼운 층이 대기 중으로 산소를 방출하기 시작했습니다. 그들은 스트로마톨라이트라고 불리는 화석의 형태로 오늘날까지 살아남습니다.

화산 기원

1. 공기가 없는 고대 지구. 2. 가스 분출.

이 이론에 따르면, 젊은 행성 지구 표면에서는 화산이 활발하게 분출하고 있었습니다. 초기 대기는 행성의 실리콘 껍질에 갇힌 가스가 화산을 통해 빠져나오면서 형성되었을 가능성이 높습니다.

가장 일반적인 이론에 따르면 대기는
지구는 시간이 지남에 따라 세 가지 다른 구성으로 존재해 왔습니다.
처음에는 가벼운 가스(수소 및
헬륨)은 행성 간 공간에서 포획되었습니다. 이것은 사실이다
1차 대기(약 40억
여러 해 전에).

다음 단계에서는 활발한 화산 활동
이외의 다른 가스로 인해 대기가 포화되었습니다.
수소 (이산화탄소, 암모니아, 수증기). 그래서
2차 대기가 형성됨(약 30억
년부터 현재까지). 이 분위기는 회복적이었습니다.
다음으로 대기 형성 과정은 다음과 같이 결정되었습니다.
요인:
- 가벼운 가스(수소 및 헬륨)가 행성 간으로 누출됨
공간;
- 영향을 받아 대기에서 일어나는 화학 반응
자외선, 번개 방전 및
다른 요인.
점차적으로 이러한 요인으로 인해 3차 산업이 형성되었습니다.
훨씬 낮은 함량을 특징으로 하는 분위기
수소의 압력 이상 - 질소와 이산화탄소
가스 (암모니아의 화학 반응의 결과로 형성됨)
및 탄화수소).
대기의 구성은 다음과 같이 급격하게 변화하기 시작했습니다.
우리는 광합성의 결과로 지구상의 살아있는 유기체를 먹습니다.
산소의 방출과 탄소의 흡수를 동반함
염화물 가스.
처음에는 산소가 소모되었습니다.
환원된 화합물의 산화용 - 암모니아, 탄소
수소, 바다에서 발견되는 철의 한 형태
등. 이 단계가 끝나면 산소 함량이
대기에서 자라기 시작했습니다. 점차적으로 현대
산화성이 있는 차가운 대기.
크고 급격한 변화를 가져왔기 때문입니다.
대기, 암석권 및 대기에서 발생하는 많은 과정
생물권에서는 이 사건을 산소 촉매라고 불렀습니다.
절.
현재 지구의 대기는 주로 다음과 같이 구성되어 있습니다.
가스 및 각종 불순물(먼지, 물방울, 결정체)
얼음, 바다 소금, 연소 생성물). 가스 농도,
대기의 성분은 다음을 제외하면 거의 일정하다.
물(H 2 O)과 이산화탄소(CO 2)의 농도.

출처: class.rambler.ru

결과적으로 지구의 현대 (산소) 대기의 형성은 생명체 없이는 생각할 수 없습니다. 즉, 산소의 존재는 생물권 발달의 결과입니다. 지구 표면을 변화시키는 생물권의 역할에 대한 V.I. Vernadsky의 뛰어난 비전이 점점 더 확인되고 있습니다. 그러나 생명의 탄생 경로는 아직 우리에게 불분명하다. V.I. Vernadsky는 "수천 세대 동안 우리는 해결되지 않았지만 근본적으로 풀 수 있는 수수께끼, 즉 삶의 수수께끼에 직면해 있었습니다."라고 말했습니다.

생물 학자들은 생명의 자발적인 출현은 환원 환경에서만 가능하다고 믿습니다. 그러나 그들 중 한 명인 M. Rutten의 생각에 따르면 최대 0.02 %의 가스 혼합물의 산소 함량은 아직 발생을 방해하지 않습니다. 생체 합성의. 따라서 지구화학자와 생물학자는 대기 환원과 산화에 대해 서로 다른 개념을 가지고 있습니다. 첫 번째 단백질 축적이 나타날 수 있는 미량의 산소가 포함된 대기를 중성이라고 부르자. 원칙적으로 영양분을 위해 비생성 아미노산을 사용할 수 있으며, 아마도 어떤 이유로 이성질체만 사용할 수 있습니다.

그러나 문제는 이러한 아미노종속영양체(아미노산을 음식으로 사용하는 유기체)가 어떻게 먹었는지가 아니라, 음의 엔트로피를 갖는 진화를 통해 자기 조직화 물질이 어떻게 형성될 수 있었는지입니다. 그러나 후자는 우주에서 그렇게 드물지 않습니다. 특히 태양계와 우리 지구의 형성은 엔트로피의 흐름에 어긋나는 것이 아닌가? Mitza의 Thales는 그의 논문에서 다음과 같이 썼습니다. “물은 모든 것의 근본 원인입니다.” 실제로, 생명의 요람이 되려면 먼저 수권이 형성되어야 했습니다. V.I. Vernadsky와 우리 시대의 다른 위대한 과학자들은 이에 대해 많이 말했습니다.

V.I. Vernadsky는 왜 생명체가 유기 분자의 왼손 이성질체로만 표현되는지, 그리고 무기 합성에서 왼손과 오른손 이성질체의 거의 동일한 혼합물을 얻는 이유가 무엇인지 완전히 명확하지 않았습니다. 그리고 특정 기술을 사용하여 농축(예: 편광)을 얻더라도 이를 순수한 형태로 분리할 수는 없습니다.

단백질, 단백질, 핵산 및 왼손잡이 이성질체로만 구성된 기타 구성 요소 복합체와 같은 매우 복잡한 유기 화합물은 어떻게 형성될 수 있습니까?

출처: pochemuha.ru

지구 대기의 기본 특성

대기는 우주의 모든 위협으로부터 우리를 보호하는 돔입니다. 그것은 지구에 떨어지는 대부분의 운석을 태워버리고, 그 오존층은 생명체에게 치명적인 에너지인 태양으로부터 나오는 자외선을 차단하는 필터 역할을 합니다. 또한 지구 표면의 쾌적한 온도를 유지하는 것은 대기입니다. 구름에서 태양 광선을 반복적으로 반사하여 달성되는 온실 효과가 아니라면 지구는 평균 20-30도 더 추울 것입니다. 대기 중 물의 순환과 기단의 이동은 온도와 습도의 균형을 맞출 뿐만 아니라 지구의 다양한 경관 형태와 광물을 생성합니다. 이러한 부는 태양계의 다른 어느 곳에서도 찾을 수 없습니다.

대기의 질량은 5.2×10 18kg입니다. 가스 껍질은 지구에서 수천 킬로미터 이상 뻗어 있지만 행성의 회전 속도와 동일한 속도로 축을 중심으로 회전하는 껍질만 대기로 간주됩니다. 따라서 지구 대기의 높이는 약 1000km이며 상층의 외기권 (그리스어 "외부 구체"에서 유래)의 우주 공간으로 원활하게 전환됩니다.

지구 대기의 구성. 개발의 역사

공기는 균질해 보이지만 다양한 기체의 혼합물입니다. 대기 부피의 천분의 일 이상을 차지하는 것들만 취하면 이미 12개가 있을 것이고, 전체 그림을 보면 주기율표 전체가 동시에 공중에 떠 있는 것입니다!

그러나 지구는 그러한 다양성을 즉시 달성하지 못했습니다. 지구 대기가 그토록 복잡해진 것은 화학 원소의 독특한 우연과 생명체의 존재 덕분입니다. 우리 행성은 이러한 과정의 지질학적 흔적을 보존하여 수십억 년을 되돌아볼 수 있게 해줍니다.

43억년 전 젊은 지구를 덮은 최초의 가스는 목성과 같은 거대 가스 대기의 기본 구성 요소인 수소와 헬륨이었습니다.
가장 기본적인 물질에 대해-그들은 태양과 주변 행성을 낳은 성운의 잔재로 구성되었으며 중력 중심-행성 주위에 풍부하게 정착했습니다. 그들의 농도는 그리 높지 않았고 낮은 원자 질량으로 인해 오늘날에도 여전히 우주로 탈출할 수 있었습니다. 오늘날 이들의 총 비중은 지구 대기 전체 질량의 0.00052%(수소 0.00002%, 헬륨 0.0005%)로 매우 작습니다.
그러나 지구 내부에는 뜨거운 장에서 탈출하려는 많은 물질이 놓여 있습니다. 화산에서는 주로 암모니아, 메탄, 이산화탄소, 황 등 엄청난 양의 가스가 방출되었습니다. 암모니아와 메탄은 이후 질소로 분해되어 현재 지구 대기 질량의 78%를 차지합니다.

그러나 지구 대기 구성의 진정한 혁명은 산소의 출현과 함께 일어났습니다. 그것은 또한 자연적으로 나타났습니다. 젊은 행성의 뜨거운 맨틀은 지각 아래에 갇힌 가스를 적극적으로 제거했습니다. 또한, 화산에서 배출된 수증기는 태양 자외선의 영향으로 수소와 산소로 분리되었습니다.

그러나 그러한 산소는 대기 중에 오래 머물 수 없습니다. 그것은 일산화탄소, 자유철, 황 및 행성 표면의 많은 다른 원소들과 반응했으며 고온과 태양 복사가 화학 과정을 촉진했습니다. 이 상황은 살아있는 유기체의 출현에 의해서만 변경되었습니다.

첫째, 그들은 너무 많은 산소를 방출하기 시작하여 표면의 모든 물질을 산화시켰을 뿐만 아니라 축적되기 시작했습니다. 수십억 년에 걸쳐 그 양은 대기 전체 질량의 0에서 21%로 증가했습니다.
둘째, 살아있는 유기체는 대기 탄소를 적극적으로 사용하여 자체 골격을 만들었습니다. 이들의 활동으로 인해 지각은 유기물질과 화석으로 이루어진 전체 지질층으로 채워졌고, 이산화탄소는 훨씬 적어졌습니다.

그리고 마지막으로 과도한 산소가 오존층을 형성하여 살아있는 유기체를 자외선으로부터 보호하기 시작했습니다. 생명은 더욱 적극적으로 진화하기 시작했고 새롭고 더 복잡한 형태를 얻기 시작했습니다. 고도로 조직화된 생물이 박테리아와 조류 사이에 나타나기 시작했습니다. 오늘날 오존은 지구 전체 질량의 0.00001%만을 차지합니다.

아마도 지구상 하늘의 푸른 색도 산소에 의해 생성된다는 것을 이미 알고 계실 것입니다. 태양의 전체 무지개 스펙트럼 중에서 파란색을 담당하는 단파의 빛을 가장 잘 산란시킵니다. 동일한 효과가 우주에서도 작동합니다. 멀리서 보면 지구가 푸른 안개에 가려져 있는 것처럼 보이고, 멀리서 보면 완전히 파란색 점으로 변합니다.

또한, 대기 중에는 희가스(noble gas)가 상당한 양으로 존재합니다. 그 중 아르곤이 가장 많고, 대기 중에 차지하는 비율은 0.9~1%입니다. 그 근원은 지구 깊은 곳의 핵 과정이며, 암석권 판의 미세 균열과 화산 폭발을 통해 표면에 도달합니다(헬륨이 대기에 나타나는 방식입니다). 물리적 특성으로 인해 비활성 가스는 대기의 상층부로 상승하여 우주 공간으로 탈출합니다.

보시다시피 지구 대기의 구성은 한 번 이상 매우 강하게 변했지만 수백만 년이 걸렸습니다. 반면에 중요한 현상은 매우 안정적입니다. 지구상에 산소가 100배 적어도 오존층은 존재하고 기능합니다. 지구의 일반적인 역사를 배경으로 인간 활동은 심각한 흔적을 남기지 않았습니다. 그러나 지역적 규모에서 문명은 적어도 그 자체로 문제를 일으킬 수 있습니다. 대기 오염 물질은 이미 중국 베이징 주민들의 생명을 위험하게 만들었습니다. 대도시 위의 거대한 더러운 안개 구름은 우주에서도 볼 수 있습니다.

대기구조

그러나 외기권은 우리 대기의 유일한 특별한 층이 아닙니다. 그 중 많은 것들이 있으며, 각각은 고유한 특성을 가지고 있습니다. 몇 가지 기본적인 사항을 살펴보겠습니다.

대류권

대기 중 가장 낮고 밀도가 높은 층을 대류권이라고 합니다. 기사의 독자는 이제 정확히 그의 "하단"부분에 있습니다. 물론 그가 지금 비행기를 타고 비행하는 500,000명 중 한 명인 경우는 예외입니다. 대류권의 상한선은 위도에 따라 달라지며(지구 자전의 원심력으로 인해 적도에서 행성이 더 넓어진다는 것을 기억하시나요?) 극지방에서 7km에서 적도에서 20km에 이릅니다. 또한 대류권의 크기는 계절에 따라 달라집니다. 공기가 따뜻할수록 상한선은 높아집니다.

"대류권"이라는 이름은 "회전, 변화"로 번역되는 고대 그리스어 "tropos"에서 유래되었습니다. 이는 대기층의 특성을 아주 정확하게 반영하며, 가장 역동적이고 생산적입니다. 구름이 모이고 물이 순환하며 저기압과 고기압이 생성되고 바람이 생성되는 곳은 대류권입니다. 우리가 "날씨"와 "기후"라고 부르는 모든 과정이 발생합니다. 또한 이것은 가장 거대하고 밀도가 높은 층으로 대기 질량의 80%와 거의 모든 수분 함량을 차지합니다. 대부분의 살아있는 유기체가 여기에 산다.

높이 올라갈수록 추워진다는 것은 누구나 아는 사실입니다. 이는 사실입니다. 100m 올라갈 때마다 기온은 0.5~0.7도씩 떨어집니다. 그러나 이 원리는 대류권에서만 작동합니다. 그러면 고도가 높아짐에 따라 온도가 상승하기 시작합니다. 대류권과 성층권 사이에서 온도가 일정하게 유지되는 영역을 대류권계면이라고 합니다. 그리고 높이가 높아질수록 바람의 속도는 위로 킬로미터당 2~3km/s씩 빨라집니다. 따라서 파라글라이더와 행글라이더는 비행을 위해 높은 고원과 산을 선호합니다. 그들은 항상 그곳에서 "파도를 잡을" 수 있습니다.

대기가 암석권과 접촉하는 이미 언급된 공기 바닥을 표면 경계층이라고 합니다. 대기 순환에서 그 역할은 믿을 수 없을 정도로 큽니다. 표면에서 열과 복사가 전달되면 바람과 기압 차이가 발생하고 산과 기타 지형 불규칙성이 이를 지시하고 분리합니다. 물 교환은 즉시 발생합니다. 8~12일 이내에 바다와 표면에서 가져온 모든 물이 다시 돌아와 대류권을 일종의 물 필터로 바꿉니다.

흥미로운 사실은 식물의 생명에서 중요한 과정인 증산이 대기와의 물 교환에 기초를 두고 있다는 것입니다. 그것의 도움으로 지구의 식물상은 기후에 적극적으로 영향을 미칩니다. 예를 들어 넓은 녹지가 날씨와 온도 변화를 완화합니다. 물이 포화된 지역의 식물은 토양에서 흡수한 물의 99%를 증발시킵니다. 예를 들어, 1헥타르의 밀은 여름 동안 대기 중으로 2~3,000톤의 물을 방출합니다. 이는 생명이 없는 토양이 방출할 수 있는 것보다 훨씬 더 많은 양입니다.

지구 표면의 정상적인 압력은 약 1000밀리바입니다. 표준은 하나의 "대기"인 1013mbar의 압력으로 간주됩니다. 아마도 이미 이 측정 단위를 접했을 것입니다. 고도가 증가함에 따라 압력은 급격히 떨어집니다. 대류권 경계(고도 12km)에서는 이미 200mBar이고 고도 45km에서는 1mBar로 완전히 떨어집니다. 그러므로 지구 대기 전체 질량의 80%가 포화된 대류권에 있다는 것은 이상하지 않습니다.

천장

고도 8km(극점)에서 50km(적도) 사이에 위치한 대기층을 성층권이라고 합니다. 이름은 "바닥, 층"을 의미하는 다른 그리스어 단어 "stratos"에서 유래되었습니다. 이것은 수증기가 거의 없는 지구 대기의 극도로 희박한 지역입니다. 성층권 하부의 기압은 지표면 압력의 10배, 상부의 기압은 100배 낮습니다.

대류권에 대한 대화에서 우리는 고도에 따라 대류권의 온도가 감소한다는 것을 이미 배웠습니다. 성층권에서는 모든 것이 정반대로 발생합니다. 고도가 증가하면 온도가 –56°C에서 0–1°C로 증가합니다. 성층권과 중간권의 경계인 성층권에서는 가열이 멈춥니다.

성층권의 생명과 인간

여객기와 초음속 항공기는 일반적으로 성층권의 하층에서 비행합니다. 이는 대류권의 공기 흐름의 불안정성으로부터 보호할 뿐만 아니라 낮은 공기 역학적 항력으로 인해 이동을 단순화합니다. 그리고 낮은 기온과 희박한 공기 덕분에 연료 소비를 최적화할 수 있는데, 이는 장거리 비행에 특히 중요합니다.

그러나 항공기에는 기술적인 고도 제한이 있습니다. 성층권에서는 매우 작은 공기 흐름이 제트 엔진 작동에 필요합니다. 따라서 터빈에 필요한 공기압을 달성하려면 항공기가 음속보다 빠르게 움직여야 합니다. 따라서 콩코드와 같은 전투 차량과 초음속 항공기만이 성층권(고도 18~30km) 높이 이동할 수 있습니다. 따라서 성층권의 주요 "거주자"는 풍선에 부착된 기상 탐사선입니다. 그들은 오랫동안 거기에 머물면서 기본 대류권의 역학에 대한 정보를 수집할 수 있습니다.

독자는 아마도 소위 공기 플랑크톤이라고 불리는 미생물이 오존층까지 대기에서 발견된다는 것을 이미 알고 있을 것입니다. 그러나 성층권에서는 박테리아만이 생존할 수 있는 것이 아닙니다. 그래서 어느 날 특별한 종류의 독수리 인 아프리카 독수리가 고도 11.5 천 미터의 비행기 엔진에 들어갔습니다. 그리고 일부 오리는 이동하는 동안 에베레스트 상공을 침착하게 날아갑니다.

그러나 성층권에 존재했던 가장 큰 생물은 여전히 인간이다. 현재 키 기록은 Google 부사장 Alan Eustace가 설정했습니다. 점프 당일 그는 57세였습니다! 특수 기구를 타고 해발 41㎞ 높이까지 올라간 뒤 낙하산을 타고 뛰어내렸다. 그가 추락의 정점에 도달한 속도는 1342km/h였습니다. 이는 음속보다 더 빠른 속도입니다! 동시에 Eustace는 음속 임계값을 독립적으로 극복한 최초의 사람이 되었습니다(생명 유지를 위한 우주복과 착륙을 위한 낙하산 전체는 제외).

흥미로운 사실은 풍선에서 분리하기 위해 Eustace가 스테이지를 분리할 때 우주 로켓에서 사용하는 것과 같은 폭발 장치가 필요했다는 것입니다.

오존층

그리고 성층권과 중간권의 경계에는 유명한 오존층이 있습니다. 그것은 자외선의 영향으로부터 지구 표면을 보호하는 동시에 지구상의 생명체 확산의 상한선 역할을합니다. 그 이상에서는 온도, 압력 및 우주 방사선이 가장 지속적인 것조차도 빠르게 종식시킬 것입니다. 박테리아.

이 방패는 어디서 나온 걸까요? 대답은 놀랍습니다. 그것은 살아있는 유기체, 더 정확하게는 옛날부터 다양한 박테리아, 조류 및 식물이 방출 한 산소에 의해 생성되었습니다. 대기 중 높이 상승한 산소는 자외선과 접촉하여 광화학 반응을 일으킵니다. 결과적으로 우리가 호흡하는 일반적인 산소인 O 2는 오존(O 3)을 생성합니다.

역설적이게도 태양 복사에 의해 생성된 오존은 동일한 복사로부터 우리를 보호합니다! 오존은 또한 반사하지 않지만 자외선을 흡수하여 주변 대기를 가열합니다.

중간권

우리는 이미 성층권 위, 더 정확하게는 안정된 온도의 경계층인 성층권 위가 중간권이라고 언급했습니다. 이 상대적으로 작은 층은 고도 40~45km에서 90km 사이에 위치하며 지구상에서 가장 추운 곳입니다. 중간권의 상층인 중간권에서는 공기가 -143°C까지 냉각됩니다.

중간권은 지구 대기 중 가장 적게 연구된 부분입니다. 표면 압력보다 1000~10000배 낮은 매우 낮은 가스 압력은 풍선의 움직임을 제한합니다. 풍선의 양력은 0에 도달하고 단순히 제자리에 떠 있습니다. 제트 항공기에서도 똑같은 일이 발생합니다. 항공기 날개와 몸체의 공기 역학은 의미를 잃습니다. 따라서 로켓이나 로켓 엔진이 장착된 비행기(로켓 비행기)는 중간권에서 비행할 수 있습니다. 여기에는 세계에서 가장 빠른 항공기의 위치를 차지하는 X-15 로켓 비행기가 포함됩니다. 이 로켓은 고도 108km에 도달하고 속도는 7200km/h(음속의 6.72배)에 달했습니다.

그러나 X-15의 비행 기록은 15분에 불과했다. 이는 중간권에서 이동하는 차량의 일반적인 문제를 상징합니다. 차량은 너무 빠르기 때문에 철저한 조사를 수행할 수 없으며 특정 고도에 오랫동안 머물지 않거나 더 높이 날거나 떨어지지 않습니다. 또한 중간권은 위성이나 준궤도 탐사선을 사용하여 탐사할 수 없습니다. 비록 이 대기층의 압력이 낮더라도 우주선의 속도가 느려지고 때로는 화상을 입게 됩니다. 이러한 어려움 때문에 과학자들은 종종 중간권을 "무지권"이라고 부릅니다("무지"는 무지, 지식 부족을 의미하는 영어 "무지권"에서 유래).

지구에 떨어지는 대부분의 유성이 모두 소실되는 곳도 중간권입니다. "8월 유성우"로 알려진 페르세우스 유성우가 발생하는 곳도 바로 이곳입니다. 조명 효과는 우주체가 11km/h 이상의 속도로 예각으로 지구 대기에 들어갈 때 발생합니다. 운석은 마찰력으로 인해 빛을 발합니다.

중간권에서 질량을 잃은 "외계인"의 유해는 우주 먼지의 형태로 지구에 정착합니다. 매일 100~10,000톤의 운석 물질이 지구에 떨어집니다. 개별 먼지 알갱이는 매우 가볍기 때문에 지구 표면에 도달하는 데 최대 한 달이 걸립니다! 구름이 구름에 떨어지면 구름이 더 무거워지고 때로는 비를 내리기도 합니다. 마치 화산재나 핵폭발로 인한 입자가 구름을 일으키는 것과 같습니다. 그러나 비 형성에 대한 우주 먼지의 영향은 작은 것으로 간주됩니다. 10,000톤이라도 지구 대기의 자연 순환을 심각하게 변화시키기에는 충분하지 않습니다.

열권

중간권 위, 해발 100km 고도에서는 지구와 우주 사이의 일반적인 경계인 카르만 선을 통과합니다. 지구와 함께 회전하고 기술적으로 대기로 들어가는 가스가 있지만 카르만 선 위의 양은 눈에 보이지 않을 정도로 작습니다. 따라서 고도 100km를 넘는 모든 비행은 이미 우주로 간주됩니다.

대기의 가장 긴 층인 열권의 아래쪽 경계는 카르만선과 일치합니다. 고도 800km까지 올라가며 온도가 매우 높은 것이 특징입니다. 고도 400km에서는 최대 1800°C에 도달합니다!

덥지 않나요? 1538°C의 온도에서 철이 녹기 시작합니다. 그러면 우주선이 열권에서 어떻게 온전하게 유지됩니까? 그것은 상부 대기의 극도로 낮은 가스 농도에 관한 것입니다. 열권 중앙의 압력은 지구 표면의 공기 농도보다 1,000,000 배 적습니다! 개별 입자의 에너지는 높지만 입자 사이의 거리는 엄청나며 우주선은 본질적으로 진공 상태입니다. 그러나 이는 메커니즘이 방출하는 열을 제거하는 데 도움이 되지 않습니다. 열을 발산하기 위해 모든 우주선에는 과도한 에너지를 방출하는 라디에이터가 장착되어 있습니다.

메모에. 고온에 관해서는 항상 뜨거운 물질의 밀도를 고려해 볼 가치가 있습니다. 예를 들어 Hadron Collider의 과학자들은 실제로 물질을 태양 온도까지 가열할 수 있습니다. 그러나 이것이 개별 분자라는 것은 분명합니다. 1g의 별 물질이면 강력한 폭발에 충분할 것입니다. 그러므로 우리는 열권의 열을 두려워해서는 안되는 것처럼 Collider의 "손"에서 세계의 임박한 종말을 약속하는 노란색 언론을 믿어서는 안됩니다.

열권과 우주 비행

열권은 실제로 열린 공간입니다. 최초의 소련 스푸트니크 궤도가 그 경계 내에 있었습니다. 유리 가가린이 탑승한 보스토크 1호 우주선 비행의 정점(지구 위 가장 높은 지점)도 있었습니다. Google 지도 위성과 같이 지구 표면, 해양 및 대기를 연구하기 위한 많은 인공 위성도 이 고도에서 발사됩니다. 따라서 LEO(Low Reference Orbit, 우주 비행에서 흔히 사용되는 용어)에 대해 이야기하면 99%의 경우 열권에 있습니다.

사람과 동물의 궤도 비행은 열권에서만 일어나는 것이 아닙니다. 사실 고도 500km의 상부에는 지구의 방사선 벨트가 확장되어 있습니다. 대전된 태양풍 입자가 자기권에 의해 포착되어 축적되는 곳이 바로 그곳입니다. 방사선 벨트에 장기간 머무르면 살아있는 유기체는 물론 전자 장치까지 돌이킬 수 없는 피해를 입게 됩니다. 따라서 모든 고궤도 차량은 방사선으로부터 보호됩니다.

오로라

극지방에서는 장대하고 웅장한 광경, 즉 오로라가 자주 나타납니다. 그들은 하늘에서 반짝이는 다양한 색상과 모양의 길고 빛나는 호처럼 보입니다. 지구의 모습은 자기권, 더 정확하게는 극 근처의 구멍 덕분입니다. 태양풍으로 인해 대전된 입자가 터지면서 대기가 빛나게 됩니다. 여기에서 가장 멋진 조명을 감상하고 그 기원에 대해 자세히 알아볼 수 있습니다.

오늘날 오로라는 캐나다나 노르웨이와 같은 극지방 국가 거주자들에게 흔한 일이자 모든 관광객 프로그램의 필수 항목이지만 이전에는 초자연적 특성으로 간주되었습니다. 고대 사람들은 화려한 빛을 천국의 문, 신화 속 생물, 영혼의 모닥불로 보았고 그들의 행동을 예언으로 여겼습니다. 그리고 우리 조상들은 이해할 수 있습니다. 심지어 자신의 마음에 대한 교육과 믿음조차도 때때로 자연의 힘에 대한 존경심을 억제할 수 없습니다.

외기권

지구 대기의 마지막 층은 낮은 경계가 고도 700km를 통과하는 외기권입니다(다른 그리스 홍역 "exo"에서 유래 - 외부, 외부). 그것은 엄청나게 분산되어 있으며 주로 가장 가벼운 원소인 수소의 원자로 구성됩니다. 또한 태양의 모든 것을 관통하는 방사선에 의해 고도로 이온화되는 개별 산소와 질소 원자가 있습니다.

지구의 외기권 크기는 엄청나게 큽니다. 지구에서 최대 10만 킬로미터까지 뻗어 있는 지구의 코로나인 지오코로나로 성장합니다. 매우 희귀합니다. 입자의 농도는 일반 공기의 밀도보다 수백만 배 적습니다. 그러나 달이 먼 우주선을 위해 지구를 가리면 일식 중에 태양의 왕관이 우리에게 보이는 것처럼 우리 행성의 왕관이 보일 것입니다. 그러나 이러한 현상은 아직 관찰되지 않았습니다.

대기의 풍화

지구 대기의 풍화가 발생하는 곳도 외기권입니다. 행성의 중력 중심과의 거리가 멀기 때문에 입자가 전체 가스 질량에서 쉽게 이탈하여 자체 궤도로 들어갑니다. 이 현상을 대기 소산이라고합니다. 우리 행성은 매초 대기에서 3kg의 수소와 50g의 헬륨을 잃습니다. 오직 이 입자들만이 일반 가스 질량을 빠져나갈 만큼 충분히 가볍습니다.

간단한 계산에 따르면 지구는 매년 약 11만 톤의 대기 질량을 잃습니다. 위험합니까? 사실, 그렇지 않습니다. 우리 행성의 수소와 헬륨을 "생산"하는 능력은 손실률을 초과합니다. 또한, 손실된 물질 중 일부는 시간이 지남에 따라 대기로 다시 돌아갑니다. 그리고 산소와 이산화탄소 같은 중요한 가스는 너무 무거워서 한꺼번에 지구를 떠날 수 없습니다. 따라서 지구의 대기가 빠져나가는 것에 대해 걱정할 필요가 없습니다.

흥미로운 사실은 세상 종말의 “예언자들”이 지구의 핵이 회전을 멈춘다면 태양풍의 압력으로 인해 대기가 빠르게 침식될 것이라고 자주 말한다는 것입니다. 그러나 우리 독자들은 지구 근처의 대기가 핵의 회전에 관계없이 작용하는 중력에 의해 결합되어 있다는 것을 알고 있습니다. 이것에 대한 분명한 증거는 고정된 핵과 약한 자기장을 가지고 있지만 그 대기는 지구보다 밀도가 93배 더 무겁고 밀도가 높은 금성입니다. 그러나 이것이 지구 핵의 역학을 멈추는 것이 안전하다는 것을 의미하지는 않습니다. 그러면 행성의 자기장이 사라질 것입니다. 그 역할은 대기를 억제하는 것보다 지구를 쉽게 방사성 사막으로 만들 수 있는 태양풍의 하전 입자로부터 보호하는 데 중요합니다.

구름

지구상의 물은 넓은 바다와 수많은 강에만 존재하는 것이 아닙니다. 대기 중에는 약 5.2 x 10 15kg의 물이 있습니다. 거의 모든 곳에 존재합니다. 공기 중 증기의 비율은 온도와 위치에 따라 부피의 0.1%~2.5%입니다. 그러나 대부분의 물은 구름에 모아져 가스로 저장될 뿐만 아니라 작은 물방울과 얼음 결정에도 저장됩니다. 구름 속의 물 농도는 10g/m 3에 도달하고 구름의 부피는 수 입방 킬로미터에 도달하므로 그 안의 물의 질량은 수십 톤과 수백 톤에 이릅니다.

구름은 지구에서 가장 눈에 띄는 형태입니다. 육안으로 볼 때 대륙의 윤곽이 흐려지는 달에서도 볼 수 있습니다. 그리고 이것은 이상하지 않습니다. 결국 지구의 50% 이상이 지속적으로 구름으로 덮여 있습니다!

구름은 지구의 열교환에서 매우 중요한 역할을 합니다. 겨울에는 태양 광선을 포착하여 온실 효과로 인해 그 아래의 온도를 높이고, 여름에는 태양의 막대한 에너지를 보호합니다. 구름은 또한 낮과 밤의 온도 차이의 균형을 유지합니다. 그건 그렇고, 사막이 밤에 너무 많이 식는 것은 바로 그 부재 때문입니다. 모래와 바위에 의해 축적 된 모든 열은 다른 지역에서는 구름에 의해 억제 될 때 자유롭게 위로 날아갑니다.

대부분의 구름은 지구 표면 근처, 즉 대류권에 형성되지만, 더 발전하면서 모양과 특성이 매우 다양해집니다. 이들의 분리는 매우 유용합니다. 다양한 유형의 구름이 나타나는 것은 날씨를 예측하는 데 도움이 될 뿐만 아니라 공기 중 불순물의 존재 여부를 확인하는 데에도 도움이 됩니다! 주요 클라우드 유형을 자세히 살펴보겠습니다.

낮은 구름

지상에서 가장 낮게 떨어지는 구름을 하층구름이라고 합니다. 그들은 높은 균일성과 낮은 질량을 특징으로 합니다. 땅에 떨어질 때 기상학자는 이를 일반 안개와 분리하지 않습니다. 그러나 그들 사이에는 차이가 있습니다. 일부는 단순히 하늘을 가리고 다른 일부는 폭우와 눈이 내릴 때 분출할 수 있습니다.

폭우를 생성할 수 있는 구름에는 난층운이 포함됩니다. 이들은 하위 계층 구름 중에서 가장 큽니다. 두께는 수 킬로미터에 이르고 선형 치수는 수천 킬로미터를 초과합니다. 그들은 균질한 회색 덩어리입니다. 비가 내리는 동안 하늘을 보면 아마도 후층운을 볼 수 있을 것입니다.
또 다른 유형의 저층운은 성층권으로 지상 600~1,500m 높이로 솟아오릅니다. 그들은 작은 간격으로 구분된 수백 개의 회백색 구름 그룹입니다. 우리는 대체로 흐린 날에 그러한 구름을 봅니다. 비나 눈이 내리는 경우는 거의 없습니다.
하부 구름의 마지막 유형은 공통층운입니다. 흐린 날, 하늘에서 가벼운 비가 내릴 때 하늘을 덮는 사람들입니다. 그들은 매우 얇고 낮습니다. 층운의 높이는 최대 400-500m에 이릅니다. 그들의 구조는 안개의 구조와 매우 유사합니다. 밤에는 땅바닥까지 내려와 종종 두꺼운 아침 안개를 만듭니다.

수직적 발전의 구름

낮은 계층의 구름에는 수직적 발전의 구름인 형이 있습니다. 낮은 경계는 800-2000km의 낮은 고도에 있지만 수직 발달 구름은 심각하게 위로 돌진합니다. 두께는 12-14km에 도달하여 상한선을 대류권 경계까지 밀어냅니다. 이러한 구름은 대류라고도 합니다. 크기가 크기 때문에 구름 안의 물은 서로 다른 온도를 획득하여 대류가 발생합니다. 이는 뜨거운 질량은 위로 이동하고 차가운 질량은 아래로 이동하는 과정입니다. 따라서 수직 발달 구름에는 수증기, 작은 물방울, 눈송이, 심지어 얼음 결정 전체가 동시에 존재합니다.

수직 구름의 주요 유형은 적운 구름입니다. 이는 찢어진 탈지면이나 빙산 조각과 유사한 거대한 흰 구름입니다. 그들의 존재에는 높은 기온이 필요하므로 러시아 중부에서는 여름에만 나타나고 밤에는 녹습니다. 그들의 두께는 수 킬로미터에 이릅니다.

그러나 적운 구름이 함께 모일 기회가 생기면 훨씬 더 웅장한 형태, 즉 적란운 구름을 만듭니다. 여름에 폭우, 우박 및 뇌우가 발생하는 것은 바로 그들로부터입니다. 그들은 단지 몇 시간 동안만 존재하지만 동시에 최대 15km까지 자랍니다. 상부 온도는 –10 ° C에 도달하고 얼음 결정으로 구성됩니다. 가장 큰 적란운 구름의 꼭대기에는 "모루"가 있습니다. 형성된 - 버섯이나 역철과 유사한 평평한 영역. 이것은 구름이 성층권 경계에 도달하는 지역에서 발생합니다. 물리학에서는 구름이 더 이상 퍼지는 것을 허용하지 않으므로 적란운이 고도 제한을 따라 퍼지는 이유입니다.

흥미로운 사실은 화산 폭발, 운석 충돌 및 핵폭발 장소에서 강력한 적란운이 형성된다는 것입니다. 이 구름은 가장 크며 경계는 성층권까지 도달하여 높이가 16km에 이릅니다. 증발된 물과 미립자로 포화되어 강력한 뇌우를 방출합니다. 대부분의 경우 이는 대격변과 관련된 화재를 진압하기에 충분합니다. 정말 타고난 소방관이네요 :)

중간 수준의 클라우드

대류권의 중간 부분(중위도의 고도 2~7km)에는 중층 구름이 있습니다. 그들은 넓은 지역이 특징입니다. 지구 표면의 상승 기류와 고르지 않은 풍경의 영향을 덜 받고 수백 미터의 작은 두께가 있습니다. 이것은 뾰족한 산봉우리 주위를 “감고” 그 근처를 맴돌고 있는 구름입니다.

중간층 구름 자체는 고층운과 고적운이라는 두 가지 주요 유형으로 나뉩니다.

고층운은 복잡한 대기 덩어리의 구성 요소 중 하나입니다. 그들은 태양과 달을 볼 수 있는 균일한 회청색 베일을 제공합니다. 비록 고층운의 길이는 수천 킬로미터에 달하지만 두께는 불과 몇 킬로미터에 불과합니다. 높은 고도를 비행하는 비행기의 창문에서 보이는 회색의 짙은 베일은 바로 고층운입니다. 오랫동안 비나 눈이 자주 내립니다.

찢어진 목화 조각이나 얇은 평행 줄무늬와 유사한 고적운 구름은 따뜻한 계절에 발견되며 따뜻한 기단이 2-6km 높이까지 올라갈 때 형성됩니다. 고적운 구름은 다가오는 날씨 변화와 비의 접근을 나타내는 확실한 지표 역할을 합니다. 이는 대기의 자연 대류뿐만 아니라 차가운 기단의 시작에 의해서도 생성될 수 있습니다. 비가 내리는 경우는 거의 없습니다. 그러나 구름이 서로 뭉쳐서 하나의 큰 비구름을 만들 수 있습니다.

산 근처의 구름에 대해 말하면, 사진에서(아마도 실제 생활에서도) 아마도 산봉우리 위에 겹겹이 걸려 있는 면봉과 비슷한 둥근 구름을 한 번 이상 본 적이 있을 것입니다. 사실 중간 계층 구름은 종종 렌즈형 또는 렌즈 모양으로 여러 개의 평행한 층으로 나누어져 있습니다. 가파른 봉우리 주위로 바람이 흐를 때 형성되는 기류에 의해 생성됩니다. 렌즈형 구름은 가장 강한 바람에도 제자리에 고정된다는 점에서 특별합니다. 이는 그 특성상 가능합니다. 이러한 구름은 여러 기류의 접촉 지점에서 생성되기 때문에 상대적으로 안정적인 위치에 있습니다.

위쪽 구름

성층권 하층부까지 상승하는 일반 구름의 마지막 층을 상층부라고 합니다. 그러한 구름의 높이는 6-13km에 이릅니다. 그곳은 매우 춥기 때문에 상층의 구름은 작은 빙원으로 구성됩니다. 섬유질이 있고 쭉 뻗은 깃털 같은 모양 때문에 높은 구름은 권운이라고도 불립니다. 그러나 대기의 변화로 인해 종종 발톱, 조각, 심지어 물고기 뼈대 모양이 나타나기도 합니다. 그들이 생성하는 강수량은 결코 땅에 도달하지 않습니다. 그러나 권운의 존재 자체가 날씨를 예측하는 고대 방법의 역할을 합니다.

순수한 권운은 상위층 구름 중에서 가장 길며, 개별 섬유의 길이는 수십 킬로미터에 이릅니다. 구름 속의 얼음 결정은 지구의 중력을 느낄 수 있을 만큼 크기 때문에 권운은 전체 계단식으로 "떨어집니다". 단일 구름의 상단과 하단 지점 사이의 거리는 3-4km에 이릅니다! 사실 권운은 거대한 “얼음 폭포”입니다. 섬유질의 시냇물 같은 모양을 만드는 것은 물 결정 모양의 차이입니다.

이 클래스에는 실질적으로 보이지 않는 구름인 권층운도 있습니다. 이는 표면 근처의 대량의 공기가 위로 올라갈 때 형성됩니다. 높은 고도에서는 습도가 구름을 형성하기에 충분합니다. 태양이나 달이 그들을 통해 빛날 때, 후광이 나타납니다. 즉, 산란된 광선으로 빛나는 무지개 원반이 나타납니다.

야광운

야광운(지구에서 가장 높은 구름)은 별도의 클래스에 배치해야 합니다. 그들은 성층권보다 훨씬 높은 80km 높이까지 올라갑니다! 또한, 이 구름은 다른 구름과 달리 물이 아닌 운석 먼지와 메탄으로 구성되어 있다는 특이한 구성을 가지고 있습니다. 이 구름은 일몰 후 또는 새벽 이전에만 볼 수 있습니다. 수평선 뒤에서 침투하는 태양 광선은 낮 동안 고도에서 보이지 않는 야광운 구름을 비춥니다.

야광운은 믿을 수 없을 만큼 아름다운 광경입니다. 하지만 북반구에서 이를 보려면 특별한 조건이 필요합니다. 그리고 그들의 미스터리는 해결하기가 쉽지 않았습니다. 무력한 과학자들은 그들을 믿기를 거부하고 은빛 구름이 착시라고 선언했습니다. 특별 기사를 통해 특이한 구름을 보고 그 비밀에 대해 알아볼 수 있습니다.

지구 대기 중 O 2 축적:
1 . (38억5천만~24억5천만년 전) - O2가 생성되지 않음
2 . (24억5천만~18억5천만년 전) O 2 가 생성되었으나 바다와 해저 암석에 흡수됨
3 . (18억5천만~8억5천만년 전) O2는 바다를 떠나지만 육상 암석의 산화와 오존층 형성 과정에서 소모된다.
4 . (8억5천만~5억4천만년 전) 육지의 모든 암석이 산화되고, 대기 중에 O2가 축적되기 시작
5 . (5억 4천만년 전~현재) 현대, 대기 중 O 2 함량이 안정화됨

산소 재해(산소 혁명) - 약 24억년 전(시데리안 시대) 원생대 초기에 발생한 지구 대기 구성의 세계적인 변화. 산소 재앙의 결과는 대기 중에 자유산소가 출현하고 대기의 일반적인 특성이 환원에서 산화로 바뀌는 것이었습니다. 산소 재앙에 대한 가정은 퇴적 성질의 급격한 변화에 대한 연구를 바탕으로 만들어졌습니다.

대기의 주요 구성

지구의 1차 대기의 정확한 구성은 현재 알려져 있지 않지만, 맨틀의 가스 제거로 인해 형성되었으며 환원성 성질을 가지고 있었다는 것이 일반적으로 받아들여지고 있습니다. 그것은 이산화탄소, 황화수소, 암모니아, 메탄을 기반으로 했습니다. 이는 다음에서 지원됩니다.

표면에 명확하게 형성된 산화되지 않은 퇴적물(예: 산소에 불안정한 황철석의 강 자갈)
산소 및 기타 산화제의 알려진 중요한 공급원이 없습니다.
1차 대기(화산 가스, 다른 천체의 구성)의 잠재적 원천에 대한 연구.

산소 재앙의 원인

분자 산소의 유일한 중요한 공급원은 생물권, 더 정확하게는 광합성 유기체입니다. 생물권 존재 초기에 나타난 광합성 고세균은 산소를 생성했는데, 이는 암석, 용해된 화합물 및 대기 가스의 산화에 거의 즉시 소비되었습니다. 고농도는 박테리아 매트(소위 "산소 주머니") 내에서 국지적으로만 생성되었습니다. 대기의 표면 암석과 가스가 산화된 후, 산소는 대기에 자유 형태로 축적되기 시작했습니다.

미생물 군집의 변화에 영향을 미칠 가능성이 있는 요인 중 하나는 화산 활동의 멸종으로 인한 해양 화학적 구성의 변화였습니다.

산소 재앙의 결과

생물권

그 당시 유기체의 압도적 다수는 혐기성이었고 상당한 산소 농도에서는 존재할 수 없었기 때문에 공동체의 세계적인 변화가 일어났습니다. 이전에는 "산소 주머니"로만 제한되었던 혐기성 공동체가 호기성 공동체로 대체되었습니다. 반대로 혐기성 공동체는 "혐기성 주머니"(비 유적으로 말하면 "생물권이 뒤집어졌습니다")로 밀려났습니다. 결과적으로 대기 중 산소 분자의 존재로 인해 오존 스크린이 형성되어 생물권의 경계가 크게 확장되고 혐기성 호흡에 비해 에너지 측면에서 더 유리한 산소 호흡이 확산되었습니다.

암석권

산소 재앙의 결과로 지구 지각의 대부분을 구성하는 사실상 모든 변성암과 퇴적암이 산화되었습니다.

지구가 형성되면서 대기가 형성되기 시작했습니다. 행성이 진화하는 동안 그 매개변수가 현대적인 가치에 가까워짐에 따라 화학적 구성과 물리적 특성에 근본적으로 질적인 변화가 일어났습니다. 진화 모델에 따르면, 초기 단계에서 지구는 용융 상태였으며 약 45억년 전에 고체로 형성되었습니다. 이 이정표는 지질학적 연대기의 시작으로 간주됩니다. 그때부터 대기의 느린 진화가 시작되었습니다. 일부 지질학적 과정(예: 화산 폭발 중 용암 분출)에는 지구의 장에서 가스가 방출되는 현상이 동반되었습니다. 여기에는 질소, 암모니아, 메탄, 수증기, CO 산화물 및 이산화탄소 CO 2가 포함되었습니다. 태양 자외선의 영향으로 수증기는 수소와 산소로 분해되지만 방출된 산소는 일산화탄소와 반응하여 이산화탄소를 형성합니다. 암모니아는 질소와 수소로 분해됩니다. 확산 과정에서 수소는 위로 상승하여 대기 중으로 빠져나가고, 무거운 질소는 증발하지 못하고 점차 축적되어 주성분이 되지만, 일부는 화학 반응의 결과 분자로 결합됩니다. 센티미터. 대기의 화학). 자외선과 전기 방전의 영향으로 지구의 원래 대기에 존재하는 가스 혼합물이 화학 반응을 일으켜 유기 물질, 특히 아미노산이 형성되었습니다. 원시 식물의 출현으로 산소 방출과 함께 광합성 과정이 시작되었습니다. 이 가스는 특히 대기의 상층으로 확산된 후 생명을 위협하는 자외선 및 X선 방사선으로부터 하층과 지구 표면을 보호하기 시작했습니다. 이론적인 추정에 따르면, 지금보다 25,000배 적은 산소 함량은 이미 지금보다 농도가 절반에 불과한 오존층 형성으로 이어질 수 있습니다. 그러나 이것은 이미 자외선의 파괴적인 영향으로부터 유기체를 매우 효과적으로 보호하기에 충분합니다.

1차 대기에는 많은 양의 이산화탄소가 포함되었을 가능성이 높습니다. 그것은 광합성 중에 소모되었으며 식물 세계가 진화함에 따라 그리고 특정 지질학적 과정 동안의 흡수로 인해 그 농도가 감소했음이 분명합니다. 왜냐하면 온실 효과대기 중 이산화탄소의 존재와 관련하여 농도의 변동은 지구 역사상 대규모 기후 변화의 중요한 이유 중 하나입니다. 빙하 시대.

현대 대기에 존재하는 헬륨은 대부분 우라늄, 토륨, 라듐의 방사성 붕괴의 산물입니다. 이러한 방사성 원소는 헬륨 원자의 핵인 입자를 방출합니다. 방사성 붕괴 동안 전하는 형성되거나 파괴되지 않기 때문에 각 a 입자가 형성될 때 두 개의 전자가 나타나며 a 입자와 재결합하여 중성 헬륨 원자를 형성합니다. 방사성 원소는 암석에 분산된 광물에 포함되어 있으므로 방사성 붕괴의 결과로 형성된 헬륨의 상당 부분이 암석에 유지되어 대기 중으로 매우 천천히 빠져 나갑니다. 확산으로 인해 일정량의 헬륨이 외기권으로 상승하지만 지구 표면에서 지속적으로 유입되기 때문에 대기 중 이 가스의 부피는 거의 변하지 않습니다. 별빛의 스펙트럼 분석과 운석 연구를 바탕으로 우주에 존재하는 다양한 화학 원소의 상대적 풍부함을 추정하는 것이 가능합니다. 우주의 네온 농도는 지구보다 약 100억 배, 크립톤은 천만 배, 크세논은 백만 배 더 높습니다. 따라서 초기에 지구 대기에 존재하고 화학 반응 중에 보충되지 않은 것으로 보이는 이러한 불활성 가스의 농도는 아마도 지구의 기본 대기가 손실되는 단계에서도 크게 감소했습니다. 예외는 불활성 가스 아르곤입니다. 왜냐하면 40 Ar 동위원소의 형태로 칼륨 동위원소의 방사성 붕괴 중에 여전히 형성되기 때문입니다.

기압 분포.

대기 가스의 총 중량은 약 4.5 10 15톤입니다. 따라서 단위 면적당 대기의 "무게", 즉 해수면에서 대기압은 약 11 t/m 2 = 1.1 kg/cm 2입니다. P 0 = 1033.23 g/cm 2 = 1013.250 mbar = 760 mm Hg와 동일한 압력. 미술. = 1atm, 표준 평균 대기압으로 간주됩니다. 정수압 평형 상태의 대기에 대해 우리는 다음을 얻습니다: d 피= -rgd 시간, 이는 높이 간격에서 시간~ 전에 시간+d 시간발생하다 대기압 변화 d 사이의 평등 피단위 면적, 밀도 r 및 두께 d를 갖는 대기의 해당 요소의 무게 시간.압력 사이의 관계로 아르 자형그리고 온도 티지구 대기에 매우 적용 가능한 밀도 r을 갖는 이상 기체의 상태 방정식이 사용됩니다. 피= r R 티/m, 여기서 m은 분자량이고 R = 8.3 J/(K mol)은 보편적인 기체 상수입니다. 그럼 dlog 피= – (m g/RT)디 시간= - BD 시간= – 디 시간/H, 여기서 압력 구배는 로그 규모입니다. 그 역수 값 H를 대기 고도 척도라고 합니다.

등온 대기에 대해 이 방정식을 통합할 때( 티= const) 또는 그러한 근사가 허용되는 부분에 대해 높이에 따른 기압 분포의 기압 법칙이 얻어집니다. 피 = 피경험치 0(– 시간/시간 0), 여기서 높이 기준은 시간표준 평균 압력이 다음과 같은 해수면에서 생산됩니다. 피 0 . 표현 시간 0 = R 티/ mg은 대기의 온도가 모든 곳에서 동일하다면(등온 대기) 대기의 정도를 나타내는 고도 척도라고 합니다. 대기가 등온이 아닌 경우 통합에서는 높이에 따른 온도 변화와 매개변수를 고려해야 합니다. N– 온도와 환경 특성에 따라 달라지는 대기층의 일부 지역적 특성.

표준적인 분위기.

대기 기저의 표준 압력에 해당하는 모델 (주요 매개 변수 값 표) 아르 자형 0이고 화학성분을 표준대기라고 한다. 보다 정확하게는 해수면 아래 2km에서 지구 대기의 외부 경계까지의 고도에서 공기의 온도, 압력, 밀도, 점도 및 기타 특성의 평균값이 지정되는 대기의 조건부 모델입니다. 위도 45° 32ў 33І의 경우. 이상기체 상태방정식과 기압법칙을 이용하여 모든 고도에서 중간대기의 매개변수를 계산하였다. 해수면에서 압력은 1013.25hPa(760mmHg)이고 온도는 288.15K(15.0°C)라고 가정합니다. 수직 온도 분포의 특성에 따라 평균 대기는 여러 층으로 구성되며 각 층의 온도는 높이의 선형 함수에 의해 근사화됩니다. 가장 낮은 층인 대류권(h Ј 11km)에서는 1km 상승할 때마다 온도가 6.5°C씩 떨어집니다. 높은 고도에서는 수직 온도 구배의 값과 부호가 층마다 다릅니다. 790km 이상에서는 온도가 약 1000K이며 실제로 고도에 따라 변하지 않습니다.

표준대기는 정기적으로 업데이트되고 합법화된 표준으로, 표 형태로 발행됩니다.

표 1. 지구 대기의 표준 모델

1 번 테이블. 지구 대기의 표준모델. 표에는 다음이 표시됩니다. 시간– 해수면으로부터의 높이, 아르 자형- 압력, 티– 온도, r – 밀도, N– 단위 부피당 분자 또는 원자의 수, 시간– 높이 규모, 엘– 자유 경로 길이. 로켓 데이터에서 얻은 고도 80~250km의 압력과 온도는 더 낮은 값을 갖습니다. 외삽법으로 얻은 250km 이상의 고도에 대한 값은 그다지 정확하지 않습니다.
시간(km)	피(mbar)	티(°C)	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.

높이에 따라 온도가 급격히 감소하는 대기 중 가장 낮고 밀도가 높은 층을 대류권이라고 합니다. 대기 전체 질량의 최대 80%를 포함하며 극지방과 중위도에서는 고도 8~10km, 열대 지방에서는 최대 16~18km까지 확장됩니다. 거의 모든 기상 형성 과정이 여기에서 발생하고 지구와 대기 사이에 열과 습기 교환이 일어나고 구름이 형성되고 다양한 기상 현상이 발생하며 안개와 강수량이 발생합니다. 지구 대기의 이러한 층은 대류 평형 상태에 있으며, 활발한 혼합 덕분에 주로 분자 질소(78%)와 산소(21%)로 구성된 균일한 화학 조성을 갖습니다. 자연 및 인공 에어로졸과 가스 대기 오염 물질의 대부분은 대류권에 집중되어 있습니다. 최대 2km 두께의 대류권 하부의 역학은 따뜻한 땅에서 열이 전달되어 발생하는 공기(바람)의 수평 및 수직 이동을 결정하는 지구 표면의 특성에 크게 의존합니다. 주로 증기, 물, 이산화탄소(온실 효과)에 의해 대류권에 흡수되는 지구 표면의 적외선 복사를 통해 발생합니다. 높이에 따른 온도 분포는 난류 및 대류 혼합의 결과로 확립됩니다. 평균적으로 이는 약 6.5K/km 높이의 온도 강하에 해당합니다.

표면 경계층의 풍속은 처음에는 높이에 따라 급격히 증가하고 그 이상에서는 킬로미터당 2~3km/s씩 계속 증가합니다. 때때로 좁은 행성 흐름(30km/s 이상의 속도)이 대류권, 중위도 지역의 서쪽, 적도 부근의 동쪽에 나타납니다. 이를 제트기류라고 합니다.

Tropopause.

대류권의 상부 경계(대류계면)에서 온도는 대기 하부의 최소값에 도달합니다. 이것은 대류권과 그 위에 위치한 성층권 사이의 전이층입니다. 대류권계면의 두께는 수백 미터에서 1.5~2km이고, 온도와 고도는 위도와 계절에 따라 각각 190~220K, 8~18km이다. 온대 및 고위도 지역에서는 겨울에 기온이 여름보다 1~2km 낮고 8~15K 더 따뜻합니다. 열대 지방에서는 계절 변화가 훨씬 적습니다(고도 16~18km, 온도 180~200K). 위에 제트 기류대류권 휴식이 가능합니다.

지구 대기의 물.

지구 대기의 가장 중요한 특징은 상당량의 수증기와 물방울 형태의 물이 존재한다는 점이며, 이는 구름과 구름 구조의 형태로 가장 쉽게 관찰됩니다. 하늘에 구름이 덮이는 정도(특정 순간 또는 특정 기간 동안의 평균)를 10 또는 백분율로 표시하는 것을 흐림이라고 합니다. 구름의 모양은 국제 분류에 따라 결정됩니다. 평균적으로 구름은 지구의 약 절반을 덮고 있습니다. 흐림은 날씨와 기후를 특징짓는 중요한 요소입니다. 겨울과 밤에는 구름이 많아지면 지표면과 공기의 지층 온도가 낮아지는 것을 방지하고, 여름과 낮에는 태양 광선에 의해 지구 표면이 가열되는 것을 약화시켜 대륙 내부의 기후를 부드럽게 합니다. .

구름.

구름은 대기(물 구름), 얼음 결정(얼음 구름) 또는 두 가지 모두(혼합 구름)에 떠 있는 물방울의 집합체입니다. 물방울과 결정이 커지면 강수 형태로 구름 밖으로 떨어집니다. 구름은 주로 대류권에서 형성됩니다. 이는 공기 중에 포함된 수증기가 응축되어 발생합니다. 구름 방울의 직경은 수 마이크론 정도입니다. 구름 속 액체 물의 함량은 분수에서 m3당 몇 그램까지 다양합니다. 구름은 높이에 따라 분류됩니다. 국제 분류에 따르면 구름에는 권운, 권적운, 권층운, 고적운, 고적운, 후광층, 층운, 성층적운, 적란운, 적운 등 10가지 유형이 있습니다.

진주빛 구름은 성층권에서도 관찰되고, 야광운은 중간권에서도 관찰된다.

권운은 얇은 흰색 실이나 그림자를 제공하지 않는 부드러운 광택을 지닌 베일 형태의 투명한 구름입니다. 권운은 얼음 결정으로 구성되어 있으며 매우 낮은 온도에서 대류권 상부에 형성됩니다. 일부 유형의 권운은 날씨 변화의 전조 역할을 합니다.

권적운은 대류권 상부에 있는 얇은 흰색 구름의 능선 또는 층입니다. 권적운 구름은 조각, 잔물결, 그림자가 없는 작은 공처럼 보이는 작은 요소로 구성되며 주로 얼음 결정으로 구성됩니다.

권층운은 대류권 상부에 있는 희끄무레한 반투명 베일로, 일반적으로 섬유질이고 때로는 흐릿하며 작은 바늘 모양 또는 원주 모양의 얼음 결정으로 구성됩니다.

고적운은 대류권의 하층과 중간층에 있는 흰색, 회색 또는 흰색-회색 구름입니다. 고적운 구름은 마치 판, 둥근 덩어리, 축, 박편이 서로 겹겹이 쌓인 것처럼 층과 능선 모양을 하고 있습니다. 고적운은 강렬한 대류 활동 중에 형성되며 일반적으로 과냉각된 물방울로 구성됩니다.

알토스트라투스 구름은 섬유질 또는 균일한 구조를 지닌 회색빛 또는 푸른빛 구름입니다. 알토스트라투스 구름은 대류권 중간에서 관찰되며 높이가 수 킬로미터에 이르고 때로는 수평 방향으로 수천 킬로미터에 이릅니다. 일반적으로 고층운은 기단의 상향 이동과 관련된 정면 구름 시스템의 일부입니다.

님보스트라투스 구름은 균일한 회색의 낮은(2km 이상) 비정질 구름층으로, 지속적으로 비나 눈이 내립니다. Nimbostratus 구름은 수직(최대 수 km) 및 수평(수천 km)으로 고도로 발달하며, 일반적으로 대기 전선과 관련된 눈송이와 혼합된 과냉각 물방울로 구성됩니다.

층운은 명확한 윤곽이 없는 균질한 층의 형태로 회색을 띠는 낮은 층의 구름입니다. 지구 표면 위의 층운의 높이는 0.5-2km입니다. 때때로 층운에서 이슬비가 내립니다.

적운은 낮 동안 상당한 수직 발달을 보이는 조밀하고 밝은 흰색 구름입니다(최대 5km 이상). 적운 구름의 윗부분은 윤곽이 둥근 돔이나 탑처럼 보입니다. 일반적으로 적운은 차가운 기단에서 대류 구름으로 발생합니다.

성층권 구름은 회색 또는 흰색의 비섬유질 층이나 둥근 큰 블록의 능선 형태의 낮은(2km 미만) 구름입니다. 성층권 구름의 수직 두께는 작습니다. 때때로, 성층권 구름은 가벼운 강수를 생성합니다.

적란운은 강력한 수직 발달(최대 높이 14km)을 보이는 강력하고 빽빽한 구름으로 뇌우, 우박, 돌풍과 함께 폭우를 생성합니다. 적란운은 강력한 적운에서 발생하며 얼음 결정으로 구성된 상부 구름과 다릅니다.

천장.

대류권을 통해 평균 고도 12~50km에서 대류권은 성층권으로 들어갑니다. 하단 부분에서는 약 10km 동안, 즉 고도 약 20km까지는 등온선입니다(온도 약 220K). 그런 다음 고도에 따라 증가하여 고도 50~55km에서 최대 약 270K에 도달합니다. 여기에는 성층권과 그 위에 있는 중간권 사이의 경계인 성층권이 있습니다. .

성층권에는 수증기가 훨씬 적습니다. 그럼에도 불구하고 얇은 반투명 진주빛 구름이 때때로 관찰되며, 때때로 고도 20~30km의 성층권에 나타납니다. 일몰 후와 일출 전 어두운 하늘에 진주빛 구름이 보입니다. 모양이 진주구름은 권운과 권적운과 유사합니다.

중간 대기(중간권).

약 50km 고도에서 중간권은 넓은 온도 최대치의 정점에서 시작됩니다. . 이 최대 영역의 온도가 상승하는 이유 오존 분해의 발열(즉, 열 방출을 수반함) 광화학 반응입니다. O 3 + hv® O 2 + O. 오존은 분자 산소 O 2의 광화학 분해로 인해 발생합니다.

오 2 + hv® O + O 및 산소 원자 및 분자와 세 번째 분자 M의 삼중 충돌에 대한 후속 반응.

O + O 2 + M ® O 3 + M

오존은 2000~3000Å 범위의 자외선 복사를 왕성하게 흡수하며, 이 복사는 대기를 가열합니다. 대기권 상층부에 위치한 오존은 태양의 자외선 복사 영향으로부터 우리를 보호하는 일종의 방패 역할을 합니다. 이 방패가 없었다면 지구상의 생명체가 현대적인 형태로 발전하는 것은 거의 불가능했을 것입니다.

일반적으로 중간권 전체에서 대기 온도는 중간권 상부 경계(중간권, 고도 약 80km)에서 최소값인 약 180K까지 감소합니다. 메조페이즈 근처, 고도 70~90km에서는 매우 얇은 얼음 결정층과 화산 및 운석 먼지 입자가 나타날 수 있으며 야광운의 아름다운 광경 형태로 관찰됩니다. 일몰 직후.

중간권에서는 지구에 떨어지는 작은 고체 운석 입자가 유성 현상을 일으키며 대부분 연소됩니다.

유성, 운석 및 불 덩어리.

고체 우주 입자나 물체가 11km/s 이상의 속도로 지구 대기권에 침입하여 발생하는 지구 상층 대기의 플레어 및 기타 현상을 유성체라고 합니다. 관측 가능한 밝은 유성 흔적이 나타납니다. 종종 운석의 낙하를 동반하는 가장 강력한 현상을 불 덩어리; 유성의 출현은 유성우와 관련이 있습니다.

유성우:

1) 하나의 복사에서 몇 시간 또는 며칠에 걸쳐 유성이 여러 번 떨어지는 현상.

2) 태양 주위의 동일한 궤도를 따라 움직이는 유성체 떼.

하늘의 특정 영역과 연중 특정 날짜에 유성이 체계적으로 나타나는 현상은 지구 궤도와 거의 동일하고 동일한 방향의 속도로 움직이는 많은 운석체의 공통 궤도가 교차하여 발생합니다. 하늘에서 그들의 경로는 공통 지점(복사)에서 나타나는 것처럼 보입니다. 그들은 빛나는 별자리가 위치한 별자리의 이름을 따서 명명되었습니다.

유성우는 조명 효과로 깊은 인상을 주지만 개별 유성은 거의 눈에 띄지 않습니다. 훨씬 더 많은 수의 보이지 않는 유성은 너무 작아서 대기에 흡수되면 볼 수 없습니다. 가장 작은 유성 중 일부는 아마도 전혀 가열되지 않고 대기에 의해서만 포착됩니다. 수 밀리미터에서 1만분의 1밀리미터 크기에 이르는 이러한 작은 입자를 미세운석이라고 합니다. 매일 대기로 유입되는 유성 물질의 양은 100~10,000톤에 이르며, 이 물질의 대부분은 미세 운석에서 나옵니다.

유성 물질은 대기 중에서 부분적으로 연소되기 때문에 가스 구성에는 미량의 다양한 화학 원소가 보충됩니다. 예를 들어 암석질 운석은 리튬을 대기로 유입시킵니다. 금속 유성의 연소로 인해 대기를 통과하여 지구 표면에 정착되는 작은 구형 철, 철-니켈 및 기타 물방울이 형성됩니다. 그들은 빙상이 수년 동안 거의 변하지 않은 그린란드와 남극 대륙에서 발견될 수 있습니다. 해양학자들은 해저 퇴적물에서 이를 발견합니다.

대기로 유입되는 대부분의 유성 입자는 약 30일 이내에 침전됩니다. 일부 과학자들은 이 우주 먼지가 수증기의 응축핵 역할을 하기 때문에 비와 같은 대기 현상의 형성에 중요한 역할을 한다고 믿고 있습니다. 따라서 강수량은 통계적으로 대규모 유성우와 관련이 있는 것으로 추정된다. 그러나 일부 전문가들은 유성 물질의 총 공급량이 가장 큰 유성우의 공급량보다 수십 배 더 많기 때문에 그러한 비로 인해 발생하는 이 물질의 총량 변화는 무시할 수 있다고 생각합니다.

그러나 가장 큰 미세 운석과 눈에 보이는 운석은 대기의 높은 층, 주로 전리층에 긴 이온화 흔적을 남긴다는 데는 의심의 여지가 없습니다. 이러한 흔적은 고주파 전파를 반사하므로 장거리 무선 통신에 사용될 수 있습니다.

대기로 들어가는 유성의 에너지는 주로 대기를 가열하는 데 소비됩니다. 이것은 대기의 열 균형의 작은 구성 요소 중 하나입니다.

운석은 우주에서 지구 표면으로 떨어진 자연적으로 생성된 고체입니다. 일반적으로 돌운석, 돌철석 운석, 철운석으로 구분됩니다. 후자는 주로 철과 니켈로 구성됩니다. 발견된 운석 중 대부분의 무게는 몇 그램에서 몇 킬로그램에 이릅니다. 발견된 것 중 가장 큰 것은 고바(Goba) 철운석의 무게가 약 60톤에 달하며 여전히 발견된 장소인 남아프리카공화국에 있습니다. 대부분의 운석은 소행성의 파편이지만 일부 운석은 달이나 화성에서 지구로 왔을 수도 있습니다.

불덩이 유성(bolide)은 매우 밝은 유성으로 때로는 낮에도 볼 수 있으며 종종 연기 자취를 남기고 소리 현상을 동반합니다. 종종 운석이 떨어지면서 끝납니다.

열권.

중간기의 최저 온도 이상에서는 열권이 시작됩니다. 온도가 처음에는 천천히 상승했다가 다시 빠르게 상승하기 시작합니다. 그 이유는 원자 산소의 이온화로 인해 150-300km 고도에서 태양으로부터 자외선을 흡수하기 때문입니다. O + hv® 오 + + 이자형.

열권에서는 온도가 약 400km 고도까지 지속적으로 증가하여 태양 활동이 최대인 기간 동안 낮에는 1800K에 도달하며, 태양 활동이 가장 적은 시기에는 이 제한 온도가 1000K 미만일 수 있습니다. 400km 이상에서는 대기가 등온 외기권으로 변합니다. 임계 수준(외기권의 바닥)은 고도 약 500km에 있습니다.

극광과 인공 위성의 많은 궤도, 야광운 구름 - 이러한 모든 현상은 중간권과 열권에서 발생합니다.

극광.

고위도에서는 자기장 교란 중에 오로라가 관찰됩니다. 몇 분 동안 지속될 수도 있지만 몇 시간 동안 나타나는 경우가 많습니다. 오로라는 모양, 색상, 강도가 매우 다양하며 때로는 시간이 지남에 따라 매우 빠르게 변하기도 합니다. 오로라의 스펙트럼은 방출선과 띠로 구성됩니다. 밤하늘 방출 중 일부는 오로라 스펙트럼, 주로 녹색 및 빨간색 선 l 5577 Å 및 l 6300 Å 산소에서 향상됩니다. 이 선 중 하나가 다른 선보다 몇 배 더 강렬하며 이것이 오로라의 눈에 보이는 색상(녹색 또는 빨간색)을 결정합니다. 자기장 교란은 또한 극지방의 무선 통신 중단을 동반합니다. 붕괴의 원인은 전리층의 변화이며, 이는 자기 폭풍 중에 강력한 이온화 소스가 있음을 의미합니다. 태양 원반 중심 근처에 큰 흑점 그룹이 있을 때 강력한 자기 폭풍이 발생한다는 것이 확립되었습니다. 관찰에 따르면 폭풍은 흑점 자체와 관련이 없지만 흑점 그룹이 발달하는 동안 나타나는 태양 플레어와 관련이 있는 것으로 나타났습니다.

오로라는 지구의 고위도 지역에서 관찰되는 빠른 움직임으로 다양한 강도의 빛의 범위입니다. 시각적 오로라는 녹색(5577Å)과 빨간색(6300/6364Å) 원자 산소 방출선과 분자 N2 밴드를 포함하고 있으며, 이는 태양 및 자기권에서 유래한 에너지 입자에 의해 자극됩니다. 이러한 방출은 일반적으로 약 100km 이상의 고도에서 나타납니다. 광학 오로라라는 용어는 시각적 오로라와 적외선에서 자외선 영역까지의 방출 스펙트럼을 가리키는 데 사용됩니다. 스펙트럼의 적외선 부분의 복사 에너지는 가시 영역의 에너지를 크게 초과합니다. 오로라가 나타날 때 ULF 범위에서 방출이 관찰되었습니다 (

오로라의 실제 형태는 분류하기 어렵습니다. 가장 일반적으로 사용되는 용어는 다음과 같습니다.

1. 조용하고 균일한 호 또는 줄무늬. 호는 일반적으로 지자기 평행선 방향(극 지역의 태양 방향)으로 ~1000km까지 확장되며 폭은 1~수십km입니다. 스트라이프(stripe)는 호(arc) 개념을 일반화한 것으로 보통 규칙적인 호 모양이 아니고 문자 S자 형태나 나선 형태로 휘어지는 형태이다. 호와 줄무늬는 고도 100~150km에 위치합니다.

2. 오로라 광선 . 이 용어는 자기장선을 따라 연장된 오로라 구조를 말하며, 수직 범위는 수십에서 수백 킬로미터에 이릅니다. 광선의 수평 범위는 수십 미터에서 수 킬로미터로 작습니다. 광선은 일반적으로 호 모양이나 별도의 구조로 관찰됩니다.

3. 얼룩이나 표면 . 이는 특정 모양을 갖지 않는 고립된 광선 영역입니다. 개별 지점은 서로 연결될 수 있습니다.

4. 베일. 하늘의 넓은 영역을 덮는 균일한 빛인 오로라의 특이한 형태입니다.

오로라는 구조에 따라 균질한 오로라, 속이 빈 오로라, 빛나는 오로라로 구분됩니다. 다양한 용어가 사용됩니다. 맥동 아크, 맥동 표면, 확산 표면, 복사 줄무늬, 휘장 등 오로라는 색깔에 따라 분류됩니다. 이 분류에 따르면, 오로라 유형 ㅏ. 윗부분 또는 부분 전체가 빨간색(6300~6364Å)입니다. 그들은 일반적으로 지자기 활동이 높은 고도 300~400km에서 나타납니다.

오로라형 안에아래쪽 부분은 빨간색으로 표시되며 첫 번째 포지티브 시스템 N 2 및 첫 번째 네거티브 시스템 O 2 밴드의 빛과 관련됩니다. 이러한 형태의 오로라는 가장 활동적인 오로라 단계에 나타납니다.

구역 극광 – 지구 표면의 고정된 지점에 있는 관찰자들에 따르면 이는 밤에 오로라가 최대로 나타나는 구역입니다. 이 구역은 북위와 남위 67°에 위치하며 너비는 약 6°입니다. 지자기 현지 시간의 특정 순간에 해당하는 오로라의 최대 발생은 북극과 남쪽 지자기극 주위에 비대칭으로 위치한 타원형 벨트(타원형 오로라)에서 발생합니다. 오로라 타원은 위도-시간 좌표로 고정되어 있고, 오로라대는 위도-경도 좌표에서 타원의 자정 영역 지점의 기하학적 위치입니다. 타원형 벨트는 야간 구역에서는 지자기극으로부터 약 23°, 주간 구역에서는 15°에 위치합니다.

오로라 타원형 및 오로라 영역.오로라 타원의 위치는 지자기 활동에 따라 달라집니다. 타원형은 지자기 활동이 높을수록 넓어집니다. 오로라 구역이나 오로라 타원 경계는 쌍극자 좌표보다 L 6.4로 더 잘 표현됩니다. 오로라 타원의 낮 부분 경계에 있는 지자기장 선은 다음과 일치합니다. 자기권면.지자기축과 지구-태양 방향 사이의 각도에 따라 오로라 타원의 위치 변화가 관찰됩니다. 오로라 타원은 또한 특정 에너지의 입자(전자 및 양성자) 침전에 대한 데이터를 기반으로 결정됩니다. 그 위치는 다음의 데이터로부터 독립적으로 결정될 수 있습니다. 카스파흐어낮과 자기권 꼬리 부분에 있습니다.

오로라대에서 오로라 발생 빈도의 일별 변화는 지자기 자정에 최대이고 지자기 정오에 최소입니다. 타원의 적도 부근에서는 오로라의 발생 빈도가 급격하게 감소하지만 일별 변화의 모양은 보존됩니다. 타원의 극쪽에서는 오로라의 빈도가 점차 감소하고 복잡한 일주 변화가 특징입니다.

오로라의 강도.

오로라 강도 겉보기 표면 밝기를 측정하여 결정됩니다. 광도 표면 나특정 방향의 오로라는 4p의 총 방출에 의해 결정됩니다. 나광자/(cm2s). 이 값은 실제 표면 밝기가 아니라 기둥의 방출을 나타내기 때문에 오로라를 연구할 때 일반적으로 광자/(cm 2 열 s) 단위가 사용됩니다. 총 방출을 측정하는 일반적인 단위는 10 6 광자/(cm 2 열 s)에 해당하는 레일리(Rl)입니다. 오로라 강도의 보다 실용적인 단위는 개별 선이나 띠의 방출에 의해 결정됩니다. 예를 들어, 오로라의 강도는 국제 밝기 계수(IBR)에 의해 결정됩니다. 녹색 선의 강도(5577Å)에 따라; 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY(오로라의 최대 강도). 이 분류는 적색 오로라에는 사용할 수 없습니다. 그 시대(1957-1958)의 발견 중 하나는 자극에 대해 이동된 타원형 형태의 오로라의 시공간 분포를 확립한 것입니다. 자극에 대한 오로라 분포의 원형 모양에 대한 간단한 아이디어에서 자기권의 현대 물리학으로의 전환이 완료되었습니다. 발견의 영예는 O. Khorosheva의 것이며 오로라 타원에 대한 아이디어의 집중적 개발은 G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu 및 기타 여러 연구자가 수행했습니다. 오로라 타원은 태양풍이 지구 상층 대기에 가장 큰 영향을 미치는 영역입니다. 오로라의 강도는 타원형에서 가장 크며 그 역학은 위성을 통해 지속적으로 모니터링됩니다.

안정적인 오로라 붉은 호.

꾸준한 오로라 붉은 호, 그렇지 않으면 중위도 적색 호라고도 불린다. 또는 M-아크는 동쪽에서 서쪽으로 수천 킬로미터에 걸쳐 뻗어 있으며 아마도 지구 전체를 둘러싸는 하위 시각적 (눈의 감도 한계 아래) 넓은 호입니다. 호의 위도 길이는 600km입니다. 안정적인 오로라 적색 호의 방출은 적색 선 l 6300 Å 및 l 6364 Å에서 거의 단색입니다. 최근에는 약한 방출선 l 5577 Å(OI) 및 l 4278 Å(N+2)도 보고되었습니다. 지속되는 붉은 호는 오로라로 분류되지만 훨씬 더 높은 고도에서 나타납니다. 하한은 고도 300km에 위치하며 상한은 약 700km입니다. l 6300Å 방출에서 조용한 오로라 적색 아크의 강도는 1~10kRl(일반적인 값은 6kRl)입니다. 이 파장에서 눈의 감도 임계값은 약 10kRl이므로 호는 시각적으로 거의 관찰되지 않습니다. 그러나 관찰에 따르면 밤의 10%에서 밝기가 50kRL을 초과하는 것으로 나타났습니다. 호의 일반적인 수명은 약 하루이며, 그 이후에는 거의 나타나지 않습니다. 지속적인 오로라 적색 아크를 가로지르는 위성이나 무선 소스의 전파는 섬광 현상을 일으키며 이는 전자 밀도 불균일성이 있음을 나타냅니다. 적색 아크에 대한 이론적 설명은 해당 영역의 가열된 전자가 에프전리층은 산소 원자를 증가시킵니다. 위성 관측에 따르면 지속적인 오로라 적색 호와 교차하는 지자기장 선을 따라 전자 온도가 증가하는 것으로 나타났습니다. 이러한 호의 강도는 지자기 활동(폭풍)과 양의 상관관계가 있으며 호의 발생 빈도는 흑점 활동과 양의 상관관계가 있습니다.

변화하는 오로라.

일부 형태의 오로라는 준주기적이고 일관된 시간적 강도 변화를 경험합니다. 대략적으로 고정된 기하학과 위상이 빠른 주기적인 변화를 보이는 이러한 오로라를 변화하는 오로라라고 합니다. 오로라로 분류됩니다. 양식 아르 자형국제 오로라 지도(International Atlas of Auroras)에 따르면 변화하는 오로라를 더 자세히 분류하면 다음과 같습니다.

아르 자형 1 (맥동하는 오로라)는 오로라 모양 전체에 걸쳐 밝기의 균일한 위상 변화를 갖는 빛입니다. 정의에 따르면 이상적인 맥동 오로라에서는 맥동의 공간적 부분과 시간적 부분이 분리될 수 있습니다. 명도 나(r,t)= 나는(아르 자형)· 그것(티). 전형적인 오로라에서는 아르 자형 1개의 맥동은 0.01~10Hz의 낮은 강도(1~2kRl)의 주파수에서 발생합니다. 대부분의 오로라 아르 자형 1 – 몇 초 동안 맥동하는 점 또는 호입니다.

아르 자형 2 (불타는 오로라). 이 용어는 일반적으로 뚜렷한 형태를 묘사하기보다는 하늘을 채우는 불꽃과 같은 움직임을 가리키는 데 사용됩니다. 오로라는 호 모양을 하고 있으며 일반적으로 100km 높이에서 위쪽으로 이동합니다. 이러한 오로라는 상대적으로 드물며 오로라 외부에서 더 자주 발생합니다.

아르 자형 3 (반짝이는 오로라). 이는 밝기가 빠르고 불규칙하거나 규칙적으로 변화하는 오로라로, 하늘에서 깜박이는 불꽃 같은 느낌을 줍니다. 오로라가 붕괴되기 직전에 나타납니다. 일반적으로 관찰되는 변동 빈도 아르 자형 3은 10 ± 3Hz와 같습니다.

맥동 오로라의 또 다른 종류에 사용되는 스트리밍 오로라라는 용어는 오로라 호와 줄무늬에서 수평으로 빠르게 이동하는 불규칙한 밝기 변화를 의미합니다.

변화하는 오로라는 태양 및 자기권 기원 입자의 침전으로 인한 지자기장의 맥동과 오로라 X 선 복사를 동반하는 태양-지상 현상 중 하나입니다.

극 캡의 글로우는 첫 번째 네거티브 시스템 N + 2 (l 3914 Å) 밴드의 높은 강도가 특징입니다. 일반적으로 이러한 N + 2 밴드는 녹색 선 OI l 5577 Å보다 5배 더 강하며 극성 캡 글로우의 절대 강도 범위는 0.1~10 kRl(보통 1~3 kRl)입니다. PCA 기간 동안 나타나는 이러한 오로라 동안 균일한 빛은 고도 30~80km에서 지자기 위도 60°까지 극관 전체를 덮습니다. 이는 주로 10-100 MeV의 에너지를 갖는 태양 양성자와 d-입자에 의해 생성되며, 이 고도에서 최대 이온화를 생성합니다. 오로라 영역에는 맨틀 오로라라고 불리는 또 다른 유형의 빛이 있습니다. 이러한 유형의 오로라 빛의 경우 아침 시간에 발생하는 일일 최대 강도는 1~10kRL이고 최소 강도는 5배 더 약합니다. 맨틀 오로라에 대한 관측은 거의 없으며, 그 강도는 지자기와 태양 활동에 따라 달라집니다.

대기의 빛행성의 대기에 의해 생성되고 방출되는 방사선으로 정의됩니다. 이는 오로라 방출, 번개 방전 및 유성 흔적 방출을 제외한 대기의 비열 복사입니다. 이 용어는 지구의 대기(야광, 황혼의 빛, 일광)와 관련하여 사용됩니다. 대기 글로우는 대기에서 이용 가능한 빛의 일부만을 구성합니다. 다른 광원으로는 별빛, 황도광, 태양에서 나오는 주간 확산광 등이 있습니다. 때때로 대기의 빛은 전체 빛의 양의 최대 40%를 차지할 수 있습니다. 대기 글로우는 높이와 두께가 다양한 대기층에서 발생합니다. 대기 글로우 스펙트럼은 1000Å에서 22.5미크론까지의 파장을 포괄합니다. 대기 발광의 주요 방출선은 l 5577Å이며, 30~40km 두께의 층에서 고도 90~100km에 나타납니다. 발광의 출현은 산소 원자의 재결합에 기초한 채프먼 메커니즘에 기인합니다. 다른 방출선은 l 6300 Å이며, O + 2의 해리성 재결합과 NI l 5198/5201 Å 및 NI l 5890/5896 Å 방출의 경우에 나타납니다.

대기광의 강도는 레일리 단위로 측정됩니다. 밝기(Rayleigh 단위)는 4rv와 같습니다. 여기서 b는 10 6 광자/(cm 2 ster·s) 단위의 방출층의 각도 표면 밝기입니다. 빛의 강도는 위도에 따라 다르며(배출량에 따라 다름) 하루 종일 달라지며 자정에 가까워지면 최대가 됩니다. 1 5577 Å 방출에서 흑점 수 및 10.7 cm 파장의 태양 복사 플럭스와 대기광에 대해 양의 상관 관계가 나타 났으며 대기광은 위성 실험 중에 관찰되었습니다. 우주에서 보면 지구 주위를 둘러싸는 빛의 고리처럼 나타나며 녹색을 띤다.

오존권.

20-25km의 고도에서는 약 10도의 고도에서 태양 자외선의 영향으로 발생하는 미미한 양의 오존 O 3의 최대 농도에 도달합니다(산소 함량의 최대 2×10 –7!). 최대 50km까지 이온화 태양 복사로부터 지구를 보호합니다. 극히 적은 수의 오존 분자에도 불구하고 태양에서 나오는 단파장(자외선 및 X선) 방사선의 유해한 영향으로부터 지구상의 모든 생명체를 보호합니다. 모든 분자를 대기의 바닥에 침전시키면 두께가 3~4mm를 넘지 않는 층을 얻게 됩니다! 100km 이상의 고도에서는 가벼운 가스의 비율이 증가하고 매우 높은 고도에서는 헬륨과 수소가 우세합니다. 많은 분자가 개별 원자로 해리되어 태양의 강한 방사선의 영향으로 이온화되어 전리층을 형성합니다. 지구 대기의 공기 압력과 밀도는 고도에 따라 감소합니다. 온도 분포에 따라 지구 대기는 대류권, 성층권, 중간권, 열권 및 외기권으로 구분됩니다. .

고도 20~25km에는 오존층. 오존은 0.1~0.2 마이크론보다 짧은 파장의 태양으로부터 자외선을 흡수할 때 산소 분자가 분해되어 형성됩니다. 유리 산소는 O 2 분자와 결합하여 오존 O 3를 형성하며, 이는 0.29 마이크론보다 짧은 모든 자외선을 탐욕스럽게 흡수합니다. O3 오존 분자는 단파 방사선에 의해 쉽게 파괴됩니다. 따라서 오존층은 희박함에도 불구하고 더 높고 투명한 대기층을 통과한 태양으로부터 자외선 복사를 효과적으로 흡수합니다. 덕분에 지구상의 살아있는 유기체는 태양에서 나오는 자외선의 유해한 영향으로부터 보호됩니다.

전리층.

태양으로부터의 방사선은 대기의 원자와 분자를 이온화합니다. 이온화 정도는 이미 고도 60km에서 상당해지며 지구로부터의 거리에 따라 꾸준히 증가합니다. 대기의 서로 다른 고도에서 다양한 분자의 해리와 그에 따른 다양한 원자 및 이온의 이온화라는 순차적 과정이 발생합니다. 이들은 주로 산소 O 2, 질소 N 2 및 그 원자의 분자입니다. 이러한 과정의 강도에 따라 60km 이상에 있는 대기의 다양한 층을 전리층이라고 합니다. , 그리고 그 전체는 전리층이다 . 이온화가 중요하지 않은 하층을 중성구라고합니다.

전리층에서 하전 입자의 최대 농도는 고도 300-400km에서 달성됩니다.

전리층 연구의 역사.

상층 대기에 전도층이 존재한다는 가설은 1878년 영국 과학자 스튜어트(Stuart)가 지자기장의 특징을 설명하기 위해 제시한 것입니다. 그러다가 1902년에 미국의 케네디와 영국의 헤비사이드는 서로 독립적으로 전파의 장거리 전파를 설명하기 위해서는 대기의 높은 층에 전도성이 높은 영역이 존재한다고 가정할 필요가 있음을 지적했습니다. 1923년 학자 M.V. Shuleikin은 다양한 주파수의 전파 전파 특성을 고려하여 전리층에 적어도 두 개의 반사층이 있다는 결론에 도달했습니다. 그러다가 1925년 영국의 연구자인 애플턴(Appleton)과 바넷(Barnett), 브라이트(Breit)와 투베(Tuve)가 처음으로 전파를 반사하는 영역의 존재를 실험적으로 증명하고 체계적인 연구의 토대를 마련했습니다. 그 이후로 일반적으로 전리층이라고 불리는 이러한 층의 특성에 대한 체계적인 연구가 수행되었습니다. 전리층은 전파의 반사 및 흡수를 결정하는 여러 지구물리학적 현상에서 중요한 역할을 하며, 이는 실용화에 매우 중요합니다. 특히 안정적인 무선 통신을 보장하기 위한 목적입니다.

1930년대에 전리층 상태에 대한 체계적인 관측이 시작되었습니다. 우리나라에서는 M.A. Bonch-Bruevich의 주도로 펄스 프로빙을 위한 시설이 만들어졌습니다. 전리층의 많은 일반적인 특성, 주요 층의 높이 및 전자 농도가 연구되었습니다.

고도 60~70km에서는 D층이 관찰되고, 고도 100~120km에서는 층 D가 관찰됩니다. 이자형, 고도, 고도 180-300km 이중층 에프 1과 에프 2. 이 레이어의 주요 매개변수는 표 4에 나와 있습니다.

표 4.

표 4.
전리층 지역	최대 높이, km	티 , 케이	낮		밤 네 , cm -3	a΄, ρm 3초 – 1
전리층 지역	최대 높이, km	티 , 케이	분 네 , cm -3	맥스 네 , cm -3	밤 네 , cm -3	a΄, ρm 3초 – 1
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
네– 전자 농도, e – 전자 전하, 티– 이온 온도, a΄ – 재결합 계수(값을 결정함) 네그리고 시간에 따른 변화)

평균값은 시간과 계절에 따라 위도에 따라 다르기 때문에 제공됩니다. 이러한 데이터는 장거리 무선 통신을 보장하는 데 필요합니다. 다양한 단파 무선 링크에 대한 작동 주파수를 선택하는 데 사용됩니다. 하루 중 다른 시간과 다른 계절의 전리층 상태에 따른 변화에 대한 지식은 무선 통신의 신뢰성을 보장하는 데 매우 중요합니다. 전리층은 약 60km의 고도에서 시작하여 수만km의 고도까지 확장되는 지구 대기의 이온화된 층 모음입니다. 지구 대기 이온화의 주요 원인은 주로 태양 채층과 코로나에서 발생하는 태양의 자외선 및 X선 복사입니다. 또한 상부 대기의 이온화 정도는 태양 플레어 중에 발생하는 태양 미립자 흐름과 우주선 및 유성 입자의 영향을 받습니다.

전리층

- 이는 자유 전자의 최대 농도에 도달하는 대기 영역입니다(즉, 단위 부피당 개수). 전하를 띤 자유 전자와 대기 가스 원자의 이온화로 인해 전파(예: 전자기 진동)와 상호 작용하여 발생하는 이동성 이온(낮은 정도는 더 적음)은 방향을 변경하고 반사하거나 굴절하며 에너지를 흡수할 수 있습니다. . 그 결과, 멀리 있는 라디오 방송국을 수신할 때 무선 통신의 페이딩, 원격 방송국의 가청도 증가, 정전등등. 현상.

연구 방법.

지구에서 전리층을 연구하는 고전적인 방법은 펄스 사운딩으로 귀결됩니다. 즉, 무선 펄스를 보내고 전리층의 다양한 층에서 반사를 관찰하고 지연 시간을 측정하고 반사 신호의 강도와 모양을 연구합니다. 다양한 주파수에서 무선 펄스의 반사 높이를 측정하고 다양한 영역의 임계 주파수를 결정함으로써(임계 주파수는 전리층의 특정 영역이 투명해지는 무선 펄스의 반송파 주파수임) 결정하는 것이 가능합니다. 주어진 주파수에 대한 층의 전자 농도 값과 유효 높이를 파악하고 주어진 무선 경로에 대한 최적의 주파수를 선택합니다. 로켓 기술의 발달과 인공지구위성(AES) 등 우주선의 우주시대 도래로 인해 전리층이 하부인 지구근접우주플라즈마의 매개변수를 직접 측정하는 것이 가능해졌다.

특별히 발사된 로켓과 위성 비행 경로를 따라 수행된 전자 농도 측정은 전리층 구조, 지구의 다양한 영역 위의 높이에 따른 전자 농도 분포에 대한 지상 기반 방법으로 이전에 얻은 데이터를 확인하고 명확하게 했습니다. 주요 최대 값 이상의 전자 농도 값을 얻을 수있게되었습니다 - 층 에프. 이전에는 반사된 단파 무선 펄스 관찰을 기반으로 한 사운딩 방법을 사용하여 이 작업을 수행하는 것이 불가능했습니다. 지구의 일부 지역에는 전자 농도가 감소한 매우 안정적인 지역, 규칙적인 "전리층 바람", 전리층에서 발생하는 독특한 파동 프로세스가 여기에서 수천 킬로미터 떨어진 곳에서 국지적 전리층 교란을 전달하는 것으로 밝혀졌습니다. 그리고 훨씬 더. 특히 매우 민감한 수신 장치의 개발로 인해 전리층 펄스 측심 스테이션에서 전리층의 가장 낮은 영역(부분 반사 스테이션)에서 부분적으로 반사된 펄스 신호를 수신할 수 있게 되었습니다. 방출된 에너지의 고농도를 허용하는 안테나와 함께 미터 및 데시미터 파장 범위의 강력한 펄스 설치를 사용하면 다양한 고도에서 전리층에 의해 산란되는 신호를 관찰할 수 있습니다. 전리층 플라즈마의 전자와 이온에 의해 비일관적으로 산란되는 이러한 신호의 스펙트럼 특징에 대한 연구(이를 위해 전파의 비일관적인 산란 스테이션이 사용됨)를 통해 전자와 이온의 농도, 즉 등가물을 결정할 수 있었습니다. 수천 킬로미터의 고도까지 다양한 고도의 온도. 전리층은 사용된 주파수에 비해 매우 투명하다는 것이 밝혀졌습니다.

고도 300km의 지구 전리층 내 전하 농도(전자 농도는 이온 농도와 동일)는 낮 동안 약 10 6 cm –3입니다. 이러한 밀도의 플라즈마는 길이가 20m 이상인 전파를 반사하고 더 짧은 전파를 전송합니다.

낮과 밤 조건에 대한 전리층 전자 농도의 일반적인 수직 분포.

전리층에서 전파의 전파.

장거리 방송국의 안정적인 수신은 사용되는 주파수는 물론 시간, 계절, 태양 활동에 따라 달라집니다. 태양 활동은 전리층 상태에 큰 영향을 미칩니다. 지상국에서 방출되는 전파는 모든 유형의 전자기파와 마찬가지로 직선으로 이동합니다. 그러나 지구 표면과 대기의 이온화된 층은 거울이 빛에 미치는 영향처럼 작용하는 거대한 축전기의 판 역할을 한다는 점을 고려해야 합니다. 그들로부터 반사되는 전파는 수천 킬로미터를 이동할 수 있으며, 수백, 수천 킬로미터의 거대한 도약으로 지구를 돌며 이온화 된 가스층과 지구 표면 또는 물 표면에서 번갈아 반사됩니다.

지난 세기 20년대에는 200m 미만의 전파는 흡수력이 강해 일반적으로 장거리 통신에 적합하지 않다고 여겨졌습니다. 유럽과 미국 사이의 대서양을 횡단하는 단파의 장거리 수신에 대한 최초의 실험은 영국의 물리학자 올리버 헤비사이드(Oliver Heaviside)와 미국의 전기공학자 아서 케넬리(Arthur Kennelly)에 의해 수행되었습니다. 그들은 서로 독립적으로 지구 어딘가에 전파를 반사할 수 있는 이온화된 대기층이 있다고 제안했습니다. 그것은 헤비사이드-케넬리 층(Heaviside-Kennelly layer)으로 불렸고 그 다음에는 전리층(ionosphere)으로 불렸습니다.

현대 개념에 따르면 전리층은 음전하를 띤 자유 전자와 양전하를 띤 이온, 주로 분자 산소 O + 및 산화 질소 NO +로 구성됩니다. 이온과 전자는 태양 X-선과 자외선 복사에 의해 분자가 해리되고 중성 가스 원자가 이온화되어 형성됩니다. 원자를 이온화하려면 이온화 에너지를 부여해야 하며, 전리층의 주요 소스는 자외선, X선 및 태양의 미립자 방사선입니다.

지구의 가스 껍질이 태양에 의해 조명되는 동안 점점 더 많은 전자가 지속적으로 형성되지만 동시에 이온과 충돌하는 일부 전자가 재결합하여 다시 중성 입자를 형성합니다. 일몰 후에는 새로운 전자의 형성이 거의 멈추고 자유 전자의 수가 감소하기 시작합니다. 전리층에 자유 전자가 많을수록 고주파가 더 잘 반사됩니다. 전자 농도가 감소하면 저주파 범위에서만 전파의 통과가 가능합니다. 그렇기 때문에 밤에는 원칙적으로 75, 49, 41 및 31m 범위의 먼 방송국만 수신할 수 있으며 전자는 전리층에 고르지 않게 분포됩니다. 50~400km의 고도에는 전자 농도가 증가한 여러 층이나 영역이 있습니다. 이러한 영역은 서로 원활하게 전환되며 HF 전파 전파에 서로 다른 영향을 미칩니다. 전리층의 상층은 문자로 지정됩니다 에프. 여기서는 가장 높은 이온화 수준입니다(하전 입자의 비율은 약 10 –4입니다). 이는 지구 표면 위 150km 이상의 고도에 위치하며 고주파 HF 전파의 장거리 전파에서 주요 반사 역할을 합니다. 여름철에는 F 지역이 두 개의 층으로 나누어집니다. 에프 1과 에프 2. F1층은 200~250km 높이를 차지할 수 있으며, 에프 2는 300~400km의 고도 범위에서 "떠 있는" 것처럼 보입니다. 보통 레이어 에프 2는 층보다 훨씬 더 강하게 이온화됩니다. 에프 1 . 나이트 레이어 에프 1이 사라지고 레이어가 에프 2개가 남아 이온화도가 최대 60%까지 천천히 감소합니다. 고도 90~150km의 F층 아래에는 층이 있습니다. 이자형이온화는 태양의 연 X 선 복사의 영향으로 발생합니다. E층의 이온화 정도는 E층의 이온화 정도보다 낮습니다. 에프, 낮에는 신호가 계층에서 반사될 때 31m 및 25m의 저주파 HF 범위에서 방송국 수신이 발생합니다. 이자형. 일반적으로 이러한 관측소는 1000~1500km 거리에 위치한 관측소입니다. 밤에는 레이어에서 이자형이온화는 급격하게 감소하지만, 이때에도 41, 49 및 75m 범위의 기지국에서 신호를 수신하는 데 계속해서 중요한 역할을 합니다.

16, 13, 11m의 고주파 HF 범위의 신호를 수신하는 데 큰 관심을 끄는 부분은 다음과 같습니다. 이자형고도로 증가된 이온화 층(구름). 이 구름의 면적은 수 평방 킬로미터에서 수백 평방 킬로미터까지 다양합니다. 이온화가 증가된 이 층을 산발적 층이라고 합니다. 이자형지정되어 있으며 에스. Es 구름은 바람의 영향으로 전리층에서 이동할 수 있으며 최대 250km/h의 속도에 도달할 수 있습니다. 여름 중위도 지역에서는 낮 동안 Es 구름으로 인한 전파 발생이 한 달에 15~20일 정도 발생합니다. 적도 부근에서는 거의 항상 존재하며 고위도 지역에서는 대개 밤에 나타납니다. 때로는 태양 활동이 낮은 수년 동안 고주파 HF 대역에서 전송이 없을 때 먼 방송국이 갑자기 16, 13 및 11m 대역에 좋은 볼륨으로 나타나며 그 신호는 Es에서 여러 번 반사됩니다.

전리층의 가장 낮은 영역은 다음과 같습니다. 디고도 50~90km 사이에 위치. 여기에는 자유 전자가 상대적으로 적습니다. 지역에서 디장파와 중파는 잘 반사되고 저주파 HF 방송국의 신호는 강하게 흡수됩니다. 일몰 후 이온화는 매우 빠르게 사라지고 신호가 층에서 반사되는 41, 49 및 75m 범위의 먼 방송국을 수신하는 것이 가능해집니다. 에프 2 및 이자형. 전리층의 개별 층은 HF 무선 신호의 전파에 중요한 역할을 합니다. 전파에 대한 영향은 주로 전리층에 자유 전자가 존재하기 때문에 발생하지만 전파 전파 메커니즘은 큰 이온의 존재와 관련이 있습니다. 후자는 중성 원자 및 분자보다 더 활동적이기 때문에 대기의 화학적 특성을 연구할 때에도 중요합니다. 전리층에서 일어나는 화학 반응은 에너지와 전기적 균형에 중요한 역할을 합니다.

정상적인 전리층. 지구물리학적 로켓과 위성을 이용한 관측은 광범위한 태양 복사의 영향으로 대기의 이온화가 발생한다는 것을 나타내는 풍부한 새로운 정보를 제공했습니다. 주요 부분(90% 이상)은 스펙트럼의 가시광선 부분에 집중되어 있습니다. 보라색 광선보다 파장이 짧고 에너지가 높은 자외선은 태양 내부 대기(채층)의 수소에 의해 방출되며, 더 높은 에너지를 갖는 X선은 태양 외부 껍질의 가스에 의해 방출됩니다. (코로나).

전리층의 정상(평균) 상태는 지속적이고 강력한 방사선으로 인해 발생합니다. 지구의 일일 자전과 정오의 태양 광선 입사각의 계절적 차이로 인해 정상적인 전리층에 규칙적인 변화가 발생하지만 전리층 상태의 예측할 수 없고 급격한 변화도 발생합니다.

전리층의 교란.

알려진 바와 같이, 강력하고 주기적으로 반복되는 활동 발현이 태양에서 발생하며, 이는 11년마다 최대치에 도달합니다. IGY(국제 지구물리학 연도) 프로그램에 따른 관측은 전체 체계적 기상 관측 기간 중 태양 활동이 가장 높은 기간과 일치했습니다. 18세기 초부터. 활동이 많은 기간에는 태양의 일부 영역의 밝기가 몇 배로 증가하고 자외선 및 X선 복사 강도가 급격히 증가합니다. 이러한 현상을 태양 플레어라고합니다. 몇 분에서 1~2시간 정도 지속됩니다. 플레어가 발생하는 동안 태양 플라즈마(주로 양성자와 전자)가 분출되고 기본 입자가 우주 공간으로 돌진합니다. 이러한 플레어가 발생하는 동안 태양에서 나오는 전자기 및 미립자 방사선은 지구 대기에 강한 영향을 미칩니다.

초기 반응은 플레어가 발생한 지 8분 후에 강렬한 자외선과 X선 방사선이 지구에 도달할 때 관찰됩니다. 결과적으로 이온화가 급격히 증가합니다. X-선은 전리층의 하부 경계까지 대기를 관통합니다. 이 층의 전자 수가 너무 증가하여 무선 신호가 거의 완전히 흡수됩니다(“소멸”). 방사선을 추가로 흡수하면 가스가 가열되어 바람이 발생합니다. 이온화된 가스는 전기 전도체로서 지구 자기장 내에서 움직일 때 발전기 효과가 발생하여 전류가 생성됩니다. 이러한 전류는 결국 자기장에 눈에 띄는 교란을 일으키고 자기 폭풍의 형태로 나타날 수 있습니다.

상부 대기의 구조와 역학은 태양 복사, 화학 과정, 분자와 원자의 여기, 비활성화, 충돌 및 기타 기본 과정에 의한 이온화 및 해리와 관련된 열역학적 의미의 비평형 과정에 의해 크게 결정됩니다. 이 경우 밀도가 감소함에 따라 높이에 따라 비평형 정도가 증가합니다. 고도 500~1000km, 그리고 종종 그보다 높은 고도까지 상층 대기의 여러 특성에 대한 비평형 정도는 매우 작으므로 이를 설명하기 위해 화학 반응을 고려한 고전 및 수자기 유체역학을 사용할 수 있습니다.

외기권은 수백 킬로미터의 고도에서 시작하여 가볍고 빠르게 움직이는 수소 원자가 우주 공간으로 탈출할 수 있는 지구 대기의 바깥층입니다.

에드워드 코노노비치

문학:

푸도프킨 M.I. 태양물리학의 기초. 2001년 상트페테르부르크
에리스 체이슨, 스티브 맥밀런 오늘의 천문학. 프렌티스 홀, Inc. 어퍼 새들 리버, 2002
인터넷 자료: http://ciencia.nasa.gov/