Formarea atmosferei. Astăzi, atmosfera Pământului este un amestec de gaze - 78% azot, 21% oxigen și cantități mici de alte gaze, cum ar fi dioxidul de carbon. Dar când planeta a apărut pentru prima dată, nu exista oxigen în atmosferă - era format din gaze care existau inițial în sistemul solar.
Pământul a apărut când mici corpuri stâncoase formate din praf și gaz din nebuloasa solară, cunoscute sub numele de planetoide, s-au ciocnit între ele și au luat treptat forma unei planete. Pe măsură ce creștea, gazele conținute în planetoide au izbucnit și au învăluit globul. După ceva timp, primele plante au început să elibereze oxigen, iar atmosfera primordială s-a dezvoltat în învelișul dens de aer actual.
Originea atmosferei
- O ploaie de planetoide mici a căzut pe Pământul în curs de dezvoltare acum 4,6 miliarde de ani. Gazele din nebuloasa solară prinse în interiorul planetei au izbucnit în timpul coliziunii și au format atmosfera primitivă a Pământului, constând din azot, dioxid de carbon și vapori de apă.
- Căldura degajată în timpul formării planetei este reținută de un strat de nori denși în atmosfera primordială. „Gazele cu efect de seră” precum dioxidul de carbon și vaporii de apă opresc radiația de căldură în spațiu. Suprafața Pământului este inundată de o mare clocotită de magmă topită.
- Când ciocnirile planetoide au devenit mai puțin frecvente, Pământul a început să se răcească și au apărut oceanele. Vaporii de apă se condensează din norii groși, iar ploaia, care durează câțiva eoni, inundă treptat zonele joase. Astfel apar primele mări.
- Aerul este purificat pe măsură ce vaporii de apă se condensează pentru a forma oceane. În timp, dioxidul de carbon se dizolvă în ele, iar atmosfera este acum dominată de azot. Din cauza lipsei de oxigen, stratul protector de ozon nu se formează, iar razele ultraviolete de la soare ajung fără piedici la suprafața pământului.
- Viața apare în oceanele antice în primul miliard de ani. Cele mai simple alge albastre-verzi sunt protejate de radiațiile ultraviolete de apa de mare. Ei folosesc lumina soarelui și dioxidul de carbon pentru a produce energie, eliberând oxigen ca produs secundar, care începe treptat să se acumuleze în atmosferă.
- Miliarde de ani mai târziu, se formează o atmosferă bogată în oxigen. Reacțiile fotochimice din atmosfera superioară creează un strat subțire de ozon care împrăștie lumina ultravioletă dăunătoare. Viața poate apărea acum din oceane pe uscat, unde evoluția produce multe organisme complexe.
Cu miliarde de ani în urmă, un strat gros de alge primitive a început să elibereze oxigen în atmosferă. Ei supraviețuiesc până astăzi sub formă de fosile numite stromatoliți.
Origine vulcanică
1. Pământ antic, fără aer. 2. Erupția gazelor.
Conform acestei teorii, vulcanii erupeau activ pe suprafața tinerei planete Pământ. Atmosfera timpurie s-a format probabil când gazele prinse în învelișul de siliciu a planetei au scăpat prin vulcani.
Acumularea de O 2 în atmosfera Pământului:
1
. (acum 3,85-2,45 miliarde de ani) - O 2 nu a fost produs
2
. (acum 2,45-1,85 miliarde de ani) O 2 a fost produs, dar absorbit de ocean și rocile de pe fundul mării
3
. (acum 1,85-0,85 miliarde de ani) O 2 părăsește oceanul, dar este consumat în timpul oxidării rocilor de pe uscat și în timpul formării stratului de ozon
4
. (acum 0,85-0,54 miliarde de ani) toate rocile de pe uscat sunt oxidate, începe acumularea de O 2 în atmosferă
5
. (acum 0,54 miliarde de ani - prezent) perioada modernă, conținutul de O 2 din atmosferă sa stabilizat
Dezastru de oxigen(revoluția oxigenului) - o schimbare globală a compoziției atmosferei Pământului care a avut loc chiar la începutul Proterozoicului, cu aproximativ 2,4 miliarde de ani în urmă (perioada Sideriana). Rezultatul Catastrofei Oxigenului a fost apariția oxigenului liber în atmosferă și o schimbare a caracterului general al atmosferei de la reducerea la oxidarea. Presupunerea unei catastrofe de oxigen a fost făcută pe baza unui studiu al unei schimbări bruște a naturii sedimentării.
Compoziția primară a atmosferei
Compoziția exactă a atmosferei primare a Pământului este în prezent necunoscută, dar se acceptă în general că s-a format ca urmare a degazării mantalei și a fost de natură reducătoare. Se baza pe dioxid de carbon, hidrogen sulfurat, amoniac și metan. Aceasta este susținută de:
- sedimente neoxidate s-au format clar la suprafață (de exemplu, pietricele de râu din pirita oxigenată);
- absența surselor semnificative cunoscute de oxigen și a altor agenți oxidanți;
- studiul surselor potențiale ale atmosferei primare (gaze vulcanice, compoziția altor corpuri cerești).
Cauzele catastrofei de oxigen
Singura sursă semnificativă de oxigen molecular este biosfera, sau mai precis, organismele fotosintetice. Apărând chiar la începutul existenței biosferei, arhebacteriile fotosintetice au produs oxigen, care a fost cheltuit aproape imediat pentru oxidarea rocilor, a compușilor dizolvați și a gazelor atmosferice. O concentrație mare a fost creată doar local, în covorașele bacteriene (așa-numitele „buzunare de oxigen”). După ce rocile de suprafață și gazele atmosferei s-au oxidat, oxigenul a început să se acumuleze în atmosferă în formă liberă.
Unul dintre factorii probabili care au influențat schimbarea comunităților microbiene a fost schimbarea compoziției chimice a oceanului cauzată de dispariția activității vulcanice.
Consecințele catastrofei oxigenului
Biosferă
Deoarece majoritatea covârșitoare a organismelor din acea vreme erau anaerobe, incapabile să existe la concentrații semnificative de oxigen, a avut loc o schimbare globală a comunităților: comunitățile anaerobe au fost înlocuite cu cele aerobe, limitate anterior doar la „buzunare de oxigen”; comunitățile anaerobe, dimpotrivă, au fost împinse în „buzunare anaerobe” (în sens figurat, „biosfera s-a întors pe dos”). Ulterior, prezența oxigenului molecular în atmosferă a condus la formarea unui ecran de ozon, care a extins semnificativ limitele biosferei și a dus la răspândirea unei respirații de oxigen mai favorabile din punct de vedere energetic (comparativ cu anaerobă).
Litosferă
Ca urmare a catastrofei de oxigen, practic toate rocile metamorfice și sedimentare care alcătuiesc cea mai mare parte a scoarței terestre sunt oxidate.
Creșterea marcată a oxigenului liber din atmosfera Pământului, acum 2,4 miliarde de ani, pare să fi rezultat dintr-o tranziție foarte rapidă de la o stare de echilibru la alta. Primul nivel corespundea unei concentrații extrem de scăzute de O 2 - de aproximativ 100.000 de ori mai mică decât cea observată acum. Al doilea nivel de echilibru ar fi putut fi atins la o concentrație mai mare, nu mai puțin de 0,005 din cea modernă. Conținutul de oxigen dintre aceste două niveluri este caracterizat de instabilitate extremă. Prezența unei astfel de „bistabilitati” face posibil să înțelegem de ce a existat atât de puțin oxigen liber în atmosfera Pământului timp de cel puțin 300 de milioane de ani după ce cianobacteriile („algele”) au început să-l producă.
În prezent, atmosfera Pământului este formată din 20% oxigen liber, care nu este altceva decât un produs secundar al fotosintezei de către cianobacterii, alge și plante superioare. O mulțime de oxigen este eliberat de pădurile tropicale, care în publicațiile populare sunt adesea numite plămânii planetei. În același timp, însă, este tăcut că în timpul anului pădurile tropicale consumă aproape la fel de mult oxigen cât produc. Este cheltuit pentru respirația organismelor care descompun materia organică finită - în primul rând bacterii și ciuperci. Pentru asta, Pentru ca oxigenul să înceapă să se acumuleze în atmosferă, cel puțin o parte din substanța formată în timpul fotosintezei trebuie eliminată din ciclu- de exemplu, intră în sedimentele de fund și devin inaccesibile bacteriilor care îl descompun aerob, adică odată cu consumul de oxigen.
Reacția totală a fotosintezei oxigenate (adică „darea de oxigen”) poate fi scrisă astfel:
CO2 + H20+ hν→ (CH2O) + O2,
Unde hν este energia luminii solare și (CH 2 O) este formula generalizată a materiei organice. Respirația este procesul invers, care poate fi scris astfel:
(CH2O) + O2 → CO2 + H2O.
În același timp, energia necesară organismelor va fi eliberată. Cu toate acestea, respirația aerobă este posibilă numai la o concentrație de O 2 nu mai mică de 0,01 din nivelul modern (așa-numitul punct Pasteur). În condiții anaerobe, materia organică se descompune prin fermentație, iar etapele finale ale acestui proces produc adesea metan. De exemplu, ecuația generalizată pentru metanogeneză prin formarea acetatului arată astfel:
2(CH 2 O) → CH 3 COOH → CH 4 + CO 2.
Dacă combinăm procesul de fotosinteză cu descompunerea ulterioară a materiei organice în condiții anaerobe, atunci ecuația generală va arăta astfel:
CO2 + H20+ hν→ 1/2 CH 4 + 1/2 CO 2 + O 2.
Tocmai această cale de descompunere a materiei organice a fost aparent principala în biosfera antică.
Multe detalii importante despre modul în care a fost stabilit echilibrul modern între furnizarea de oxigen și eliminarea din atmosferă rămân neclare. La urma urmei, o creștere vizibilă a conținutului de oxigen, așa-numita „Marea oxidare a atmosferei”, a avut loc cu doar 2,4 miliarde de ani în urmă, deși se știe cu siguranță că cianobacteriile care efectuează fotosinteza oxigenată erau deja destul de numeroase și active 2,7 miliarde de ani. în urmă, și au apărut chiar mai devreme - poate cu 3 miliarde de ani în urmă. Astfel, în interiorul timp de cel puțin 300 de milioane de ani, activitatea cianobacteriilor nu a dus la o creștere a conținutului de oxigen din atmosferă.
Presupunerea că, dintr-un anumit motiv, a existat brusc o creștere radicală a producției primare nete (adică creșterea materiei organice formate în timpul fotosintezei cianobacteriilor) nu a rezistat criticilor. Cert este că în timpul fotosintezei se consumă predominant izotopul ușor al carbonului 12 C, iar în mediu crește conținutul relativ al izotopului mai greu 13 C. În consecință, sedimentele de fund care conțin materie organică trebuie să fie epuizate în izotopul 13 C, care se acumulează în apă și duce la formarea carbonaților. Cu toate acestea, raportul de 12 C la 13 C în carbonați și în materia organică a sedimentelor rămâne neschimbat în ciuda modificărilor radicale ale concentrației de oxigen din atmosferă. Aceasta înseamnă că întregul punct nu se află în sursa de O 2, ci în ea, așa cum au spus geochimiștii, „scufundarea” (eliminarea din atmosferă), care a scăzut brusc semnificativ, ceea ce a dus la o creștere semnificativă a cantității de oxigen. în atmosferă.
De obicei, se crede că imediat înainte de „Marea oxidare a atmosferei”, tot oxigenul format apoi a fost cheltuit pentru oxidarea compușilor redusi de fier (și apoi a sulfului), care erau destul de abundenți pe suprafața Pământului. În special, așa-numitele „minereuri de fier în bandă” s-au format atunci. Dar recent Colin Goldblatt, un student absolvent la Școala de Științe ale Mediului de la Universitatea din East Anglia (Norwich, Marea Britanie), împreună cu doi colegi de la aceeași universitate, a ajuns la concluzia că conținutul de oxigen din atmosfera pământului poate fi în una dintre cele două stări de echilibru: poate fi fie foarte mic - de aproximativ 100 de mii de ori mai puțin decât acum, sau deja destul de mult (deși din poziția unui observator modern este mic) - nu mai puțin de 0,005 din nivelul modern.
În modelul propus, au luat în considerare intrarea în atmosferă atât a oxigenului, cât și a compușilor reduși, acordând o atenție deosebită raportului dintre oxigenul liber și metanul. Ei au remarcat că, dacă concentrația de oxigen depășește 0,0002 din nivelul actual, atunci o parte din metan poate fi deja oxidată de bacteriile metanotrofe în funcție de reacție:
CH4 + 2O2 → CO2 + 2H2O.
Dar restul de metan (și există destul de mult, mai ales la concentrații scăzute de oxigen) intră în atmosferă.
Întregul sistem se află într-o stare de neechilibru din punct de vedere al termodinamicii. Principalul mecanism de restabilire a echilibrului perturbat este oxidarea metanului din straturile superioare ale atmosferei de către radicalul hidroxil (vezi Fluctuațiile metanului în atmosferă: om sau natură – cine câștigă, „Elementele”, 10/06/2006). Se știe că radicalul hidroxil se formează în atmosferă sub influența radiațiilor ultraviolete. Dar dacă există mult oxigen în atmosferă (cel puțin 0,005 din nivelul actual), atunci se formează un ecran de ozon în straturile sale superioare, care protejează bine Pământul de razele ultraviolete dure și, în același timp, interferează cu substanțele fizico-chimice. oxidarea metanului.
Autorii ajung la concluzia oarecum paradoxală că existența fotosintezei oxigenate în sine nu este o condiție suficientă nici pentru formarea unei atmosfere bogate în oxigen, nici pentru apariția unui ecran de ozon. Această circumstanță ar trebui luată în considerare în cazurile în care încercăm să găsim semne ale existenței vieții pe alte planete pe baza rezultatelor unui studiu al atmosferei lor.
Atmosfera a început să se formeze odată cu formarea Pământului. În timpul evoluției planetei și pe măsură ce parametrii ei s-au apropiat de valorile moderne, s-au produs modificări fundamental calitative în compoziția sa chimică și în proprietățile fizice. Conform modelului evolutiv, într-un stadiu incipient Pământul era într-o stare topită și acum aproximativ 4,5 miliarde de ani s-a format ca un corp solid. Această piatră de hotar este considerată începutul cronologiei geologice. Din acel moment a început evoluția lentă a atmosferei. Unele procese geologice (de exemplu, revărsările de lavă în timpul erupțiilor vulcanice) au fost însoțite de eliberarea de gaze din intestinele Pământului. Acestea includ azot, amoniac, metan, vapori de apă, oxid de CO și dioxid de carbon CO 2. Sub influența radiației ultraviolete solare, vaporii de apă s-au descompus în hidrogen și oxigen, dar oxigenul eliberat a reacționat cu monoxidul de carbon pentru a forma dioxid de carbon. Amoniacul descompus în azot și hidrogen. În timpul procesului de difuzie, hidrogenul s-a ridicat în sus și a părăsit atmosfera, iar azotul mai greu nu s-a putut evapora și s-a acumulat treptat, devenind componenta principală, deși o parte din el a fost legată în molecule ca urmare a reacțiilor chimice ( cm. CHIMIA ATMOSFEREI). Sub influența razelor ultraviolete și a descărcărilor electrice, un amestec de gaze prezent în atmosfera inițială a Pământului a intrat în reacții chimice, care au dus la formarea de substanțe organice, în special aminoacizi. Odată cu apariția plantelor primitive, a început procesul de fotosinteză, însoțit de eliberarea de oxigen. Acest gaz, mai ales după difuzia în straturile superioare ale atmosferei, a început să-și protejeze straturile inferioare și suprafața Pământului de radiațiile ultraviolete și de raze X care pun viața în pericol. Conform estimărilor teoretice, conținutul de oxigen, de 25.000 de ori mai mic decât acum, ar putea duce deja la formarea unui strat de ozon cu doar jumătate din concentrație decât acum. Cu toate acestea, acest lucru este deja suficient pentru a oferi o protecție foarte semnificativă a organismelor de efectele distructive ale razelor ultraviolete.
Este probabil ca atmosfera primară să fi conținut mult dioxid de carbon. A fost consumat în timpul fotosintezei, iar concentrația sa trebuie să fi scăzut pe măsură ce lumea vegetală a evoluat și, de asemenea, datorită absorbției în timpul anumitor procese geologice. Deoarece Efect de sera asociate cu prezența dioxidului de carbon în atmosferă, fluctuațiile concentrației acestuia sunt unul dintre motivele importante pentru schimbările climatice la scară atât de mare din istoria Pământului precum epocile glaciare.
Heliul prezent în atmosfera modernă este în mare parte un produs al dezintegrarii radioactive a uraniului, toriului și radiului. Aceste elemente radioactive emit particule, care sunt nucleele atomilor de heliu. Deoarece în timpul dezintegrarii radioactive o sarcină electrică nu se formează și nici nu se distruge, odată cu formarea fiecărei particule a apar doi electroni care, recombinându-se cu particulele a, formează atomi neutri de heliu. Elementele radioactive sunt conținute în minerale dispersate în roci, astfel încât o parte semnificativă din heliul format ca urmare a dezintegrarii radioactive este reținută în ele, scăpând foarte lent în atmosferă. O anumită cantitate de heliu se ridică în sus în exosferă datorită difuziei, dar datorită afluxului constant de la suprafața pământului, volumul acestui gaz în atmosferă rămâne aproape neschimbat. Pe baza analizei spectrale a luminii stelelor și a studiului meteoriților, este posibil să se estimeze abundența relativă a diferitelor elemente chimice din Univers. Concentrația de neon în spațiu este de aproximativ zece miliarde de ori mai mare decât pe Pământ, krypton - de zece milioane de ori și xenon - de un milion de ori. Rezultă că concentrația acestor gaze inerte, aparent prezente inițial în atmosfera Pământului și nereumplute în timpul reacțiilor chimice, a scăzut foarte mult, probabil chiar în etapa de pierdere a atmosferei sale primare de către Pământ. O excepție este gazul inert argon, deoarece sub forma izotopului 40 Ar se formează încă în timpul dezintegrarii radioactive a izotopului de potasiu.
Distribuția presiunii barometrice.
Greutatea totală a gazelor atmosferice este de aproximativ 4,5 10 15 tone. Astfel, „greutatea” atmosferei pe unitatea de suprafață, sau presiunea atmosferică, la nivelul mării este de aproximativ 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Presiune egală cu P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Artă. = 1 atm, luată ca presiunea atmosferică medie standard. Pentru atmosfera în stare de echilibru hidrostatic avem: d P= –rgd h, asta înseamnă că în intervalul de înălțime de la h inainte de h+ d h apare egalitate între modificarea presiunii atmosferice d Pși greutatea elementului corespunzător al atmosferei cu unitate de suprafață, densitate r și grosime d h. Ca relație între presiune R si temperatura T Se folosește ecuația de stare a unui gaz ideal cu densitatea r, care este destul de aplicabilă atmosferei terestre: P= r R T/m, unde m este greutatea moleculară și R = 8,3 J/(K mol) este constanta universală a gazului. Apoi d log P= – (m g/RT)d h= – bd h= – d h/H, unde gradientul de presiune este pe o scară logaritmică. Valoarea sa inversă H se numește scara de altitudine atmosferică.
Când se integrează această ecuație pentru o atmosferă izotermă ( T= const) sau la rândul său, unde o astfel de aproximare este permisă, se obține legea barometrică a distribuției presiunii cu înălțimea: P = P 0 exp(– h/H 0), unde referința de înălțime h produs de la nivelul oceanului, unde este presiunea medie standard P 0 . Expresie H 0 = R T/ mg, se numește scara de altitudine, care caracterizează întinderea atmosferei, cu condiția ca temperatura din aceasta să fie aceeași peste tot (atmosfera izotermă). Dacă atmosfera nu este izotermă, atunci integrarea trebuie să ia în considerare modificarea temperaturii cu înălțimea și parametrul N– unele caracteristici locale ale straturilor atmosferice, în funcție de temperatura acestora și de proprietățile mediului.
Atmosfera standard.
Model (tabel cu valorile parametrilor principali) corespunzător presiunii standard la baza atmosferei R 0 și compoziția chimică se numește atmosferă standard. Mai precis, acesta este un model condiționat al atmosferei, pentru care sunt specificate valorile medii ale temperaturii, presiunii, densității, vâscozității și altor caracteristici ale aerului la altitudini de la 2 km sub nivelul mării până la limita exterioară a atmosferei terestre. pentru latitudinea 45° 32ў 33І. Parametrii atmosferei medii la toate altitudinile au fost calculați folosind ecuația de stare a unui gaz ideal și legea barometrică. presupunând că la nivelul mării presiunea este de 1013,25 hPa (760 mm Hg) și temperatura este de 288,15 K (15,0 °C). După natura distribuției verticale a temperaturii, atmosfera medie este formată din mai multe straturi, în fiecare dintre acestea temperatura fiind aproximată printr-o funcție liniară a înălțimii. În stratul cel mai de jos - troposfera (h Ј 11 km), temperatura scade cu 6,5 ° C cu fiecare kilometru de creștere. La altitudini mari, valoarea și semnul gradientului vertical de temperatură se modifică de la strat la strat. Peste 790 km temperatura este de aproximativ 1000 K și practic nu se schimbă cu altitudinea.
Atmosfera standard este un standard actualizat periodic, legalizat, emis sub formă de tabele.
| Tabelul 1. MODEL STANDARD AL ATMOSFEREI PĂMÂNTULUI. Tabelul arată: h- înălțimea față de nivelul mării, R- presiune, T– temperatura, r – densitatea, N– numărul de molecule sau atomi pe unitate de volum; H- scara de inaltime, l– lungimea drumului liber. Presiunea și temperatura la o altitudine de 80–250 km, obținute din datele rachetelor, au valori mai mici. Valorile pentru altitudini mai mari de 250 km obținute prin extrapolare nu sunt foarte precise. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g/cm 3) | 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 | |
troposfera.
Stratul cel mai de jos și cel mai dens al atmosferei, în care temperatura scade rapid odată cu înălțimea, se numește troposferă. Conține până la 80% din masa totală a atmosferei și se extinde în latitudinile polare și mijlocii până la altitudini de 8–10 km, iar la tropice până la 16–18 km. Aici se dezvoltă aproape toate procesele de formare a vremii, schimbul de căldură și umiditate are loc între Pământ și atmosfera sa, se formează nori, apar diverse fenomene meteorologice, apar ceață și precipitații. Aceste straturi ale atmosferei terestre sunt în echilibru convectiv și, datorită amestecării active, au o compoziție chimică omogenă, constând în principal din azot molecular (78%) și oxigen (21%). Marea majoritate a poluanților atmosferici cu aerosoli și gaze naturali și artificiali sunt concentrați în troposferă. Dinamica părții inferioare a troposferei, cu o grosime de până la 2 km, depinde puternic de proprietățile suprafeței subiacente a Pământului, care determină mișcările orizontale și verticale ale aerului (vânturilor) cauzate de transferul de căldură de pe pământul mai cald. prin radiația infraroșie a suprafeței terestre, care este absorbită în troposferă, în principal de vapori de apă și dioxid de carbon (efect de seră). Distribuția temperaturii cu înălțimea se stabilește ca urmare a amestecării turbulente și convective. În medie, corespunde unei scăderi de temperatură cu înălțimea de aproximativ 6,5 K/km.
Viteza vântului în stratul limită de suprafață crește inițial rapid odată cu înălțimea, iar deasupra acesteia continuă să crească cu 2–3 km/s pe kilometru. Uneori, fluxuri planetare înguste (cu o viteză mai mare de 30 km/s) apar în troposferă, la vest la latitudinile mijlocii și la est în apropierea ecuatorului. Se numesc fluxuri cu jet.
Tropopauza.
La limita superioară a troposferei (tropopauza), temperatura atinge valoarea sa minimă pentru atmosfera inferioară. Acesta este stratul de tranziție dintre troposferă și stratosferă situată deasupra acesteia. Grosimea tropopauzei variază de la sute de metri la 1,5–2 km, iar temperatura și, respectiv, altitudinea, variază de la 190 la 220 K și de la 8 la 18 km, în funcție de latitudine și anotimp. În latitudinile temperate și înalte iarna este cu 1–2 km mai jos decât vara și cu 8–15 K mai cald. La tropice, schimbările sezoniere sunt mult mai reduse (altitudine 16–18 km, temperatură 180–200 K). De mai sus curente cu jet pauzele de tropopauza sunt posibile.
Apa în atmosfera Pământului.
Cea mai importantă caracteristică a atmosferei Pământului este prezența unor cantități semnificative de vapori de apă și apă sub formă de picături, care se observă cel mai ușor sub formă de nori și structuri de nori. Gradul de acoperire cu nori a cerului (la un anumit moment sau în medie pe o anumită perioadă de timp), exprimat pe o scară de 10 sau în procente, se numește înnorare. Forma norilor este determinată conform clasificării internaționale. În medie, norii acoperă aproximativ jumătate din glob. Înnorarea este un factor important care caracterizează vremea și clima. Iarna și noaptea, înnorarea împiedică scăderea temperaturii suprafeței pământului și a stratului de aer al solului; vara și în timpul zilei, slăbește încălzirea suprafeței pământului de către razele soarelui, înmuiind clima din interiorul continentelor. .
nori.
Norii sunt acumulări de picături de apă suspendate în atmosferă (nori de apă), cristale de gheață (nori de gheață) sau ambele împreună (nori amestecați). Pe măsură ce picăturile și cristalele devin mai mari, ele cad din nori sub formă de precipitații. Norii se formează în principal în troposferă. Acestea apar ca urmare a condensului vaporilor de apa continuti in aer. Diametrul picăturilor de nor este de ordinul mai multor microni. Conținutul de apă lichidă din nori variază de la fracțiuni la câteva grame pe m3. Norii se disting prin înălțime: Conform clasificării internaționale, există 10 tipuri de nori: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
În stratosferă se observă și nori perlescenți, iar în mezosferă se observă nori noctilucenți.
Norii ciruși sunt nori transparenți sub formă de fire subțiri albe sau voaluri cu o strălucire mătăsoasă care nu oferă umbre. Norii ciruri sunt formați din cristale de gheață și se formează în troposfera superioară la temperaturi foarte scăzute. Unele tipuri de nori cirus servesc ca vestigii ale schimbărilor vremii.
Norii Cirrocumulus sunt creste sau straturi de nori albi subtiri in troposfera superioara. Norii Cirrocumulus sunt construiți din elemente mici care arată ca fulgi, ondulații, bile mici fără umbre și constau în principal din cristale de gheață.
Norii Cirrostratus sunt un văl translucid albicios în troposfera superioară, de obicei fibros, uneori neclar, format din mici cristale de gheață în formă de ac sau columnare.
Norii altocumulus sunt nori albi, gri sau alb-gri din straturile inferioare și mijlocii ale troposferei. Norii altocumulus au aspectul unor straturi și creste, parcă construiți din plăci, mase rotunjite, arbori, fulgi așezați unul peste altul. Norii altocumulus se formează în timpul activității convective intense și constau de obicei din picături de apă suprarăcite.
Norii Altostratus sunt nori cenușii sau albăstrui cu o structură fibroasă sau uniformă. În troposfera mijlocie se observă nori altostratus, extinzându-se pe câțiva kilometri înălțime și uneori mii de kilometri pe direcția orizontală. De obicei, norii altostratus fac parte din sistemele de nori frontali asociate cu mișcările în sus ale maselor de aer.
Norii Nimbostratus sunt un strat amorf joasă (de la 2 km și mai sus) de nori de culoare cenușie uniformă, dând naștere la ploi sau ninsori continue. Norii Nimbostratus sunt foarte dezvoltați pe verticală (până la câțiva km) și pe orizontală (câteva mii de km), constau din picături de apă suprarăcite amestecate cu fulgi de zăpadă, de obicei asociați cu fronturi atmosferice.
Norii stratificati sunt nori de nivel inferior sub forma unui strat omogen, fără contururi definite, de culoare gri. Înălțimea norilor stratus deasupra suprafeței pământului este de 0,5–2 km. Ocazional, din norii stratus cade burniță.
Norii cumulus sunt nori densi, albi strălucitori în timpul zilei, cu o dezvoltare verticală semnificativă (până la 5 km sau mai mult). Părțile superioare ale norilor cumulus arată ca cupole sau turnuri cu contururi rotunjite. De obicei, norii cumuluși apar ca nori de convecție în mase de aer rece.
Norii stratocumulus sunt nori joase (sub 2 km) sub formă de straturi nefibroase gri sau albe sau creste de blocuri rotunde mari. Grosimea verticală a norilor stratocumulus este mică. Ocazional, norii stratocumulus produc precipitații ușoare.
Norii cumulonimbus sunt nori puternici și denși, cu o dezvoltare verticală puternică (până la o înălțime de 14 km), producând precipitații abundente cu furtuni, grindină și furtună. Norii cumulonimbus se dezvoltă din nori cumulus puternici, diferiți de ei în partea superioară formată din cristale de gheață.
Stratosferă.
Prin tropopauză, în medie la altitudini de la 12 la 50 km, troposfera trece în stratosferă. În partea inferioară, pentru aproximativ 10 km, adică. pana la altitudini de aproximativ 20 km, este izoterm (temperatura aproximativ 220 K). Apoi crește odată cu altitudinea, atingând un maxim de aproximativ 270 K la o altitudine de 50–55 km. Aici este granița dintre stratosferă și mezosfera de deasupra, numită stratopauză. .
Există semnificativ mai puțini vapori de apă în stratosferă. Totuși, uneori se observă nori subțiri, translucizi, sidefați, apărând ocazional în stratosferă la o altitudine de 20–30 km. Norii sidefați sunt vizibili pe cerul întunecat după apus și înainte de răsărit. În formă, norii nacru seamănă cu norii cirruși și cirrocumulus.
Atmosfera medie (mezosfera).
La o altitudine de aproximativ 50 km, mezosfera începe de la vârful maximului larg de temperatură . Motivul creșterii temperaturii în zona acestui maxim este o reacție fotochimică exotermă (adică însoțită de eliberarea de căldură) de descompunere a ozonului: O 3 + hv® O 2 + O. Ozonul apare ca urmare a descompunerii fotochimice a oxigenului molecular O 2
O 2 + hv® O + O și reacția ulterioară a unei triple ciocniri a unui atom de oxigen și a unei molecule cu o a treia moleculă M.
O + O2 + M® O3 + M
Ozonul absoarbe cu voracitate radiațiile ultraviolete în regiunea de la 2000 la 3000 Å, iar această radiație încălzește atmosfera. Ozonul, situat în atmosfera superioară, servește ca un fel de scut care ne protejează de efectele radiațiilor ultraviolete de la Soare. Fără acest scut, dezvoltarea vieții pe Pământ în formele sale moderne cu greu ar fi fost posibilă.
În general, în întreaga mezosferă, temperatura atmosferică scade la valoarea sa minimă de aproximativ 180 K la limita superioară a mezosferei (numită mezopauză, altitudine aproximativ 80 km). În vecinătatea mezopauzei, la altitudini de 70–90 km, poate apărea un strat foarte subțire de cristale de gheață și particule de praf vulcanic și de meteorit, observate sub forma unui spectacol frumos de nori noctilucenți. la scurt timp după apusul soarelui.
În mezosferă, particulele mici de meteorit solid care cad pe Pământ, provocând fenomenul meteorilor, ard în mare parte.
Meteori, meteoriți și bile de foc.
Erupțiile și alte fenomene din atmosfera superioară a Pământului cauzate de pătrunderea particulelor cosmice solide sau a corpurilor în ea cu o viteză de 11 km/s sau mai mare se numesc meteoroizi. Apare un traseu observabil de meteoriți strălucitori; cele mai puternice fenomene, adesea însoțite de căderea meteoriților, se numesc bile de foc; apariția meteorilor este asociată cu ploile de meteoriți.
Ploaia de meteoriți:
1) fenomenul căderilor multiple de meteori pe parcursul mai multor ore sau zile de la un radiant.
2) un roi de meteoroizi care se deplasează pe aceeași orbită în jurul Soarelui.
Apariția sistematică a meteorilor într-o anumită zonă a cerului și în anumite zile ale anului, cauzată de intersecția orbitei Pământului cu orbita comună a multor corpuri de meteoriți care se deplasează la viteze aproximativ aceleași și identic direcționate, datorită pe care căile lor pe cer par să iasă dintr-un punct comun (radiant) . Ele sunt numite după constelația în care se află radiantul.
Ploaia de meteori face o impresie profundă cu efectele lor de lumină, dar meteorii individuali sunt rareori vizibili. Mult mai numeroși sunt meteorii invizibili, prea mici pentru a fi vizibili atunci când sunt absorbiți în atmosferă. Unii dintre cei mai mici meteori probabil nu se încălzesc deloc, ci sunt doar capturați de atmosferă. Aceste particule mici cu dimensiuni cuprinse între câțiva milimetri și zece miimi de milimetru sunt numite micrometeoriți. Cantitatea de materie meteorică care intră în atmosferă în fiecare zi variază între 100 și 10.000 de tone, cea mai mare parte a acestui material provenind din micrometeoriți.
Deoarece materia meteorică arde parțial în atmosferă, compoziția sa de gaz este completată cu urme de diferite elemente chimice. De exemplu, meteorii stâncoși introduc litiu în atmosferă. Arderea meteorilor metalici duce la formarea de fier sferic minuscule, fier-nichel și alte picături care trec prin atmosferă și se așează pe suprafața pământului. Ele pot fi găsite în Groenlanda și Antarctica, unde calotele de gheață rămân aproape neschimbate ani de zile. Oceanologii le găsesc în sedimentele de pe fundul oceanului.
Majoritatea particulelor de meteori care intră în atmosferă se depun în aproximativ 30 de zile. Unii oameni de știință consideră că acest praf cosmic joacă un rol important în formarea fenomenelor atmosferice precum ploaia deoarece servește drept nuclee de condensare pentru vaporii de apă. Prin urmare, se presupune că precipitațiile sunt legate statistic de ploile mari de meteoriți. Cu toate acestea, unii experți consideră că, deoarece cantitatea totală de material meteoric este de multe zeci de ori mai mare decât cea a celei mai mari ploaie de meteoriți, modificarea cantității totale a acestui material rezultată dintr-o astfel de ploaie poate fi neglijată.
Cu toate acestea, nu există nicio îndoială că cei mai mari micrometeoriți și meteoriți vizibili lasă urme lungi de ionizare în straturile înalte ale atmosferei, în principal în ionosferă. Astfel de urme pot fi folosite pentru comunicații radio pe distanțe lungi, deoarece reflectă undele radio de înaltă frecvență.
Energia meteorilor care intră în atmosferă este cheltuită în principal, și poate complet, pentru încălzirea acesteia. Aceasta este una dintre componentele minore ale echilibrului termic al atmosferei.
Un meteorit este un corp solid natural care a căzut la suprafața Pământului din spațiu. De obicei, se face o distincție între meteoriți pietroși, de fier și de fier. Acestea din urmă constau în principal din fier și nichel. Dintre meteoriții găsiți, cei mai mulți cântăresc de la câteva grame la câteva kilograme. Cel mai mare dintre cele găsite, meteoritul de fier Goba cântărește aproximativ 60 de tone și se află încă în același loc în care a fost descoperit, în Africa de Sud. Majoritatea meteoriților sunt fragmente de asteroizi, dar este posibil ca unii meteoriți să fi venit pe Pământ de pe Lună și chiar de pe Marte.
Un bolid este un meteor foarte strălucitor, uneori vizibil chiar și în timpul zilei, lăsând adesea în urmă o dâră de fum și însoțit de fenomene sonore; se termină adesea cu căderea meteoriților.
Termosferă.
Peste temperatura minimă a mezopauzei, începe termosfera, în care temperatura, mai întâi încet și apoi rapid, începe din nou să crească. Motivul este absorbția radiațiilor ultraviolete de la Soare la altitudini de 150–300 km, datorită ionizării oxigenului atomic: O + hv® O++ e.
În termosferă, temperatura crește continuu până la o altitudine de aproximativ 400 km, unde ajunge la 1800 K în timpul zilei în epoca de activitate solară maximă.În epoca de activitate solară minimă, această temperatură limită poate fi mai mică de 1000 K. Peste 400 km, atmosfera se transformă într-o exosferă izotermă. Nivelul critic (baza exosferei) se află la o altitudine de aproximativ 500 km.
Lumini polare și multe orbite ale sateliților artificiali, precum și norii noctilucenți - toate aceste fenomene apar în mezosferă și termosferă.
Lumini polare.
La latitudini mari, aurorele sunt observate în timpul perturbărilor câmpului magnetic. Acestea pot dura câteva minute, dar sunt adesea vizibile timp de câteva ore. Aurorele variază foarte mult ca formă, culoare și intensitate, toate acestea se schimbă uneori foarte repede în timp. Spectrul de aurore este format din linii de emisie și benzi. Unele dintre emisiile din cerul nopții sunt îmbunătățite în spectrul aurorelor, în primul rând liniile verzi și roșii l 5577 Å și l 6300 Å oxigen. Se întâmplă ca una dintre aceste linii să fie de multe ori mai intensă decât cealaltă, iar asta determină culoarea vizibilă a aurorei: verde sau roșu. Perturbațiile câmpului magnetic sunt, de asemenea, însoțite de întreruperi ale comunicațiilor radio în regiunile polare. Cauza perturbării sunt modificările ionosferei, ceea ce înseamnă că în timpul furtunilor magnetice există o sursă puternică de ionizare. S-a stabilit că furtunile magnetice puternice apar atunci când există grupuri mari de pete solare în apropierea centrului discului solar. Observațiile au arătat că furtunile nu sunt asociate cu petele solare în sine, ci cu erupții solare care apar în timpul dezvoltării unui grup de pete solare.
Aurorele sunt o gamă de lumină de intensitate variabilă cu mișcări rapide observate în regiunile de latitudine mare ale Pământului. Aurora vizuală conține linii de emisie atomică de oxigen verzi (5577Å) și roșii (6300/6364Å) și benzi moleculare N2, care sunt excitate de particule energetice de origine solară și magnetosferică. Aceste emisii apar de obicei la altitudini de aproximativ 100 km și peste. Termenul de auroră optică este folosit pentru a se referi la aurore vizuale și la spectrul lor de emisie din infraroșu în regiunea ultravioletă. Energia radiației din partea infraroșie a spectrului depășește semnificativ energia din regiunea vizibilă. Când au apărut aurorele, s-au observat emisii în intervalul ULF (
Formele reale de aurore sunt greu de clasificat; Termenii cei mai des folosiți sunt:
1. Arcuri sau dungi calme, uniforme. Arcul se extinde de obicei la ~1000 km în direcția paralelei geomagnetice (spre Soare în regiunile polare) și are o lățime de la unu la câteva zeci de kilometri. O dungă este o generalizare a conceptului de arc; de obicei nu are o formă obișnuită în formă de arc, ci se îndoaie sub forma literei S sau sub formă de spirale. Arcurile și dungile sunt situate la altitudini de 100–150 km.
2. Raze de aurora . Acest termen se referă la o structură aurorală alungită de-a lungul liniilor de câmp magnetic, cu o întindere verticală de câteva zeci până la câteva sute de kilometri. Extinderea orizontală a razelor este mică, de la câteva zeci de metri până la câțiva kilometri. Razele sunt de obicei observate în arce sau ca structuri separate.
3. Pete sau suprafete . Acestea sunt zone izolate de strălucire care nu au o formă specifică. Punctele individuale pot fi conectate între ele.
4. Voal. O formă neobișnuită de auroră, care este o strălucire uniformă care acoperă zone mari ale cerului.
După structura lor, aurorele sunt împărțite în omogene, goale și radiante. Se folosesc diverși termeni; arc pulsat, suprafață pulsatorie, suprafață difuză, bandă radiantă, draperii etc. Există o clasificare a aurorelor în funcție de culoarea lor. Conform acestei clasificări, aurore de tip A. Partea superioară sau întreaga parte este roșie (6300–6364 Å). Ele apar de obicei la altitudini de 300–400 km cu activitate geomagnetică mare.
tip Aurora ÎN colorate în roșu în partea inferioară și asociate cu strălucirea benzilor primului sistem pozitiv N 2 și primului sistem negativ O 2. Astfel de forme de aurore apar în timpul celor mai active faze ale aurorelor.
Zonele lumini polare – Acestea sunt zonele de frecvență maximă a aurorelor pe timp de noapte, conform observatorilor la un punct fix de pe suprafața Pământului. Zonele sunt situate la 67° latitudine nordică și sudică, iar lățimea lor este de aproximativ 6°. Apariția maximă a aurorelor, corespunzătoare unui moment dat de timp local geomagnetic, are loc în centuri de tip oval (aurore ovale), care sunt situate asimetric în jurul polilor geomagnetici nord și sud. Ovalul aurorei este fixat în coordonate latitudine – timp, iar zona aurora este locul geometric al punctelor din regiunea de la miezul nopții a ovalului în coordonatele latitudine – longitudine. Centura ovală este situată la aproximativ 23° de polul geomagnetic în sectorul de noapte și 15° în sectorul de zi.
Aurora ovale și zone de aurora. Locația ovalului aurorei depinde de activitatea geomagnetică. Ovalul devine mai larg la activitate geomagnetică ridicată. Zonele aurorale sau limitele ovale aurorale sunt mai bine reprezentate prin L 6.4 decât prin coordonatele dipolului. Liniile de câmp geomagnetic de la limita sectorului de zi al ovalului aurorei coincid cu magnetopauză. Se observă o modificare a poziţiei ovalului aurorei în funcţie de unghiul dintre axa geomagnetică şi direcţia Pământ-Soare. Ovalul auroral este determinat și pe baza datelor despre precipitarea particulelor (electroni și protoni) a anumitor energii. Poziția sa poate fi determinată independent din datele de pe Kaspakh pe partea de zi și în coada magnetosferei.
Variația zilnică a frecvenței de apariție a aurorelor în zona aurorelor are un maxim la miezul nopții geomagnetice și un minim la amiaza geomagnetică. Pe partea aproape ecuatorială a ovalului, frecvența de apariție a aurorelor scade brusc, dar forma variațiilor zilnice este păstrată. Pe partea polară a ovalului, frecvența aurorelor scade treptat și se caracterizează prin modificări diurne complexe.
Intensitatea aurorelor.
Intensitatea aurorei determinată prin măsurarea luminozității aparente a suprafeței. Suprafata de luminozitate eu aurora într-o anumită direcție este determinată de emisia totală de 4p eu foton/(cm 2 s). Deoarece această valoare nu este luminozitatea reală a suprafeței, ci reprezintă emisia din coloană, unitatea foton/(cm 2 coloană s) este de obicei utilizată atunci când se studiază aurore. Unitatea uzuală de măsurare a emisiei totale este Rayleigh (Rl) egal cu 10 6 fotoni/(cm 2 coloană s). Unitățile mai practice ale intensității aurorale sunt determinate de emisiile unei linii sau benzi individuale. De exemplu, intensitatea aurorelor este determinată de coeficienții internaționali de luminozitate (IBR) după intensitatea liniei verzi (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (intensitatea maximă a aurorei). Această clasificare nu poate fi utilizată pentru aurore roșii. Una dintre descoperirile epocii (1957–1958) a fost stabilirea distribuției spațio-temporale a aurorelor sub forma unui oval, deplasat față de polul magnetic. Din idei simple despre forma circulară a distribuției aurorelor în raport cu polul magnetic a existat Tranziția către fizica modernă a magnetosferei a fost finalizată. Onoarea descoperirii îi aparține lui O. Khorosheva, iar dezvoltarea intensivă a ideilor pentru ovalul auroral a fost realizată de G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu și o serie de alți cercetători. Ovalul auroral este regiunea cu cea mai intensă influență a vântului solar asupra atmosferei superioare a Pământului. Intensitatea aurorei este cea mai mare în oval, iar dinamica acesteia este monitorizată continuu cu ajutorul sateliților.
Arcuri roșii aurorale stabile.
Arc roșu auroral constant, altfel numit arc roșu de latitudine medie sau M-arc, este un arc subvizual (sub limita sensibilității ochiului) larg, care se întinde de la est la vest pe mii de kilometri și, eventual, înconjoară întregul Pământ. Lungimea latitudinala a arcului este de 600 km. Emisia arcului roșu auroral stabil este aproape monocromatică în liniile roșii l 6300 Å și l 6364 Å. Recent, au fost raportate linii de emisie slabe l 5577 Å (OI) și l 4278 Å (N+2). Arcurile roșii susținute sunt clasificate ca aurore, dar apar la altitudini mult mai mari. Limita inferioară este situată la o altitudine de 300 km, limita superioară este de aproximativ 700 km. Intensitatea arcului roșu auroral liniștit în emisia l 6300 Å variază de la 1 la 10 kRl (valoarea tipică 6 kRl). Pragul de sensibilitate al ochiului la această lungime de undă este de aproximativ 10 kRl, astfel încât arcurile sunt rareori observate vizual. Cu toate acestea, observațiile au arătat că luminozitatea lor este >50 kRL în 10% din nopți. Durata de viață obișnuită a arcurilor este de aproximativ o zi și apar rar în zilele următoare. Undele radio de la sateliți sau surse radio care traversează arcuri roșii aurorale persistente sunt supuse scintilației, indicând existența neomogenităților de densitate electronică. Explicația teoretică pentru arcurile roșii este că electronii încălziți ai regiunii F Ionosfera determină o creștere a atomilor de oxigen. Observațiile prin satelit arată o creștere a temperaturii electronilor de-a lungul liniilor de câmp geomagnetic care intersectează arcuri roșii aurorale persistente. Intensitatea acestor arce este corelată pozitiv cu activitatea geomagnetică (furtuni), iar frecvența de apariție a arcelor este corelată pozitiv cu activitatea petelor solare.
Schimbarea aurora.
Unele forme de aurore experimentează variații temporale cvasi-periodice și coerente în intensitate. Aceste aurore cu geometrie aproximativ staționară și variații periodice rapide care apar în fază sunt numite aurore în schimbare. Sunt clasificate ca aurore forme R conform Atlasului internațional al aurorelor O subdiviziune mai detaliată a aurorelor în schimbare:
R 1 (aurora pulsatorie) este o strălucire cu variații uniforme de fază în luminozitate pe tot parcursul formei aurorei. Prin definiție, într-o auroră pulsatorie ideală, părțile spațiale și temporale ale pulsației pot fi separate, i.e. luminozitatea eu(r,t)= eu s(r)· ACEASTA(t). Într-o auroră tipică R 1 pulsații apar cu o frecvență de la 0,01 la 10 Hz de intensitate scăzută (1–2 kRl). Cele mai multe aurore R 1 – acestea sunt puncte sau arce care pulsează cu o perioadă de câteva secunde.
R 2 (aurora de foc). Termenul este de obicei folosit pentru a se referi la mișcări precum flăcările care umplu cerul, mai degrabă decât pentru a descrie o formă distinctă. Aurorele au forma unor arce și de obicei se deplasează în sus de la o înălțime de 100 km. Aceste aurore sunt relativ rare și apar mai des în afara aurorei.
R 3 (aurora stralucitoare). Acestea sunt aurore cu variații rapide, neregulate sau regulate ale luminozității, dând impresia de flăcări pâlpâitoare pe cer. Ele apar cu puțin timp înainte ca aurora să se dezintegreze. Frecvența de variație observată de obicei R 3 este egal cu 10 ± 3 Hz.
Termenul de aurore în flux, folosit pentru o altă clasă de aurore pulsatoare, se referă la variațiile neregulate ale luminozității care se mișcă rapid pe orizontală în arcuri și dungi aurorale.
Aurora în schimbare este unul dintre fenomenele solar-terestre care însoțesc pulsațiile câmpului geomagnetic și radiațiile de raze X aurorale cauzate de precipitarea particulelor de origine solară și magnetosferică.
Strălucirea calotei polare este caracterizată de intensitatea ridicată a benzii primului sistem negativ N + 2 (l 3914 Å). De obicei, aceste benzi N + 2 sunt de cinci ori mai intense decât linia verde OI l 5577 Å; intensitatea absolută a strălucirii capacului polar variază de la 0,1 la 10 kRl (de obicei 1-3 kRl). În timpul acestor aurore, care apar în perioadele de PCA, o strălucire uniformă acoperă întreaga calotă polară până la o latitudine geomagnetică de 60° la altitudini de 30 până la 80 km. Este generat predominant de protoni solari și particule d cu energii de 10–100 MeV, creând o ionizare maximă la aceste altitudini. Există un alt tip de strălucire în zonele de auroră, numită aurora mantalei. Pentru acest tip de strălucire aurorală, intensitatea maximă zilnică, care apare în orele dimineții, este de 1-10 kRL, iar intensitatea minimă este de cinci ori mai slabă. Observațiile aurorelor de manta sunt puține și îndepărtate; intensitatea lor depinde de activitatea geomagnetică și solară.
Strălucire atmosferică este definită ca radiație produsă și emisă de atmosfera unei planete. Aceasta este radiația non-termică a atmosferei, cu excepția emisiei de aurore, a descărcărilor de fulgere și a emisiei de urme de meteori. Acest termen este folosit în relație cu atmosfera pământului (strălucire de noapte, strălucire crepusculară și strălucire de zi). Strălucirea atmosferică constituie doar o parte din lumina disponibilă în atmosferă. Alte surse includ lumina stelelor, lumina zodiacală și lumina difuză în timpul zilei de la Soare. Uneori, strălucirea atmosferică poate reprezenta până la 40% din cantitatea totală de lumină. Strălucirea atmosferică apare în straturile atmosferice de diferite înălțimi și grosimi. Spectrul de strălucire atmosferică acoperă lungimi de undă de la 1000 Å la 22,5 microni. Linia principală de emisie în strălucirea atmosferică este l 5577 Å, care apare la o altitudine de 90–100 km într-un strat gros de 30–40 km. Apariția luminiscenței se datorează mecanismului Chapman, bazat pe recombinarea atomilor de oxigen. Alte linii de emisie sunt l 6300 Å, apărând în cazul recombinării disociative de O + 2 și de emisie NI l 5198/5201 Å și NI l 5890/5896 Å.
Intensitatea strălucirii aerului este măsurată în Rayleigh. Luminozitatea (în Rayleigh) este egală cu 4 rv, unde b este luminozitatea unghiulară a suprafeței stratului emițător în unități de 10 6 fotoni/(cm 2 ster·s). Intensitatea strălucirii depinde de latitudine (diferită pentru diferite emisii) și, de asemenea, variază pe parcursul zilei, cu un maxim aproape de miezul nopții. S-a observat o corelație pozitivă pentru strălucirea aerului în emisia de l 5577 Å cu numărul de pete solare și fluxul de radiație solară la o lungime de undă de 10,7 cm.Strălucirea aerului este observată în timpul experimentelor prin satelit. Din spațiul cosmic, apare ca un inel de lumină în jurul Pământului și are o culoare verzuie.
Ozonosfera.
La altitudini de 20–25 km se atinge concentrația maximă a unei cantități nesemnificative de ozon O 3 (până la 2×10 –7 din conținutul de oxigen!), care ia naștere sub influența radiației ultraviolete solare la altitudini de aproximativ 10. până la 50 km, protejând planeta de radiațiile solare ionizante. În ciuda numărului extrem de mic de molecule de ozon, ele protejează întreaga viață de pe Pământ de efectele nocive ale radiațiilor cu unde scurte (ultraviolete și raze X) de la Soare. Dacă depuneți toate moleculele la baza atmosferei, veți obține un strat de cel mult 3-4 mm grosime! La altitudini de peste 100 km, proporția gazelor ușoare crește, iar la altitudini foarte mari predomină heliul și hidrogenul; multe molecule se disociază în atomi individuali, care, ionizați sub influența radiațiilor dure de la Soare, formează ionosfera. Presiunea și densitatea aerului din atmosfera Pământului scad odată cu altitudinea. În funcție de distribuția temperaturii, atmosfera Pământului este împărțită în troposferă, stratosferă, mezosferă, termosferă și exosferă. .
La o altitudine de 20–25 km există strat de ozon. Ozonul se formează din cauza defalcării moleculelor de oxigen atunci când absorb radiația ultravioletă de la Soare cu lungimi de undă mai scurte de 0,1–0,2 microni. Oxigenul liber se combină cu moleculele de O 2 și formează ozonul O 3, care absoarbe cu lăcomie toate radiațiile ultraviolete mai scurte de 0,29 microni. Moleculele de ozon O3 sunt ușor distruse de radiația cu unde scurte. Prin urmare, în ciuda rarefierii sale, stratul de ozon absoarbe eficient radiațiile ultraviolete de la Soare care au trecut prin straturi atmosferice mai înalte și mai transparente. Datorită acestui fapt, organismele vii de pe Pământ sunt protejate de efectele nocive ale luminii ultraviolete de la Soare.
ionosferă.
Radiația de la soare ionizează atomii și moleculele atmosferei. Gradul de ionizare devine semnificativ deja la o altitudine de 60 de kilometri și crește constant odată cu distanța de la Pământ. La diferite altitudini în atmosferă au loc procese secvenţiale de disociere a diferitelor molecule şi ionizarea ulterioară a diferiţilor atomi şi ioni. Acestea sunt în principal molecule de oxigen O 2 , azot N 2 și atomii lor. În funcție de intensitatea acestor procese, diferitele straturi ale atmosferei situate peste 60 de kilometri sunt numite straturi ionosferice. , iar totalitatea lor este ionosfera . Stratul inferior, a cărui ionizare este nesemnificativă, se numește neutrosferă.
Concentrația maximă de particule încărcate în ionosferă este atinsă la altitudini de 300–400 km.
Istoria studiului ionosferei.
Ipoteza despre existența unui strat conducător în atmosfera superioară a fost înaintată în 1878 de omul de știință englez Stuart pentru a explica caracteristicile câmpului geomagnetic. Apoi, în 1902, independent unul de celălalt, Kennedy în SUA și Heaviside în Anglia au subliniat că pentru a explica propagarea undelor radio pe distanțe mari era necesar să se presupună existența unor regiuni de conductivitate ridicată în straturile înalte ale atmosferei. În 1923, academicianul M.V. Shuleikin, având în vedere caracteristicile propagării undelor radio de diferite frecvențe, a ajuns la concluzia că există cel puțin două straturi reflectorizante în ionosferă. Apoi, în 1925, cercetătorii englezi Appleton și Barnett, precum și Breit și Tuve, au demonstrat pentru prima dată experimental existența unor regiuni care reflectă undele radio și au pus bazele studiului lor sistematic. De atunci, s-a efectuat un studiu sistematic al proprietăților acestor straturi, numite în general ionosferă, care joacă un rol semnificativ într-o serie de fenomene geofizice care determină reflexia și absorbția undelor radio, ceea ce este foarte important pentru practică. scopuri, în special pentru asigurarea unor comunicații radio fiabile.
În anii 1930 au început observațiile sistematice ale stării ionosferei. La noi, la inițiativa lui M.A. Bonch-Bruevich, au fost create instalații pentru sondarea pulsului acestuia. Au fost studiate multe proprietăți generale ale ionosferei, înălțimile și concentrația de electroni a straturilor sale principale.
La altitudini de 60–70 km se observă stratul D, la altitudini de 100–120 km stratul E, la altitudini, la altitudini de 180–300 km strat dublu F 1 și F 2. Principalii parametri ai acestor straturi sunt prezentați în Tabelul 4.
| Tabelul 4. | ||||||
| Regiunea ionosferică | Inaltime maxima, km | T i , K | Zi | Noapte 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 (iarnă) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2·10 –10 |
| F 2 (vară) | 250–320 | 1000–2000 | 2·10 5 | 8 10 5 | ~3·10 5 | 10 –10 |
| n e– concentrația de electroni, e – sarcina electronilor, T i– temperatura ionilor, a΄ – coeficientul de recombinare (care determină valoarea n eși schimbarea ei în timp) | ||||||
Valorile medii sunt date deoarece variază la diferite latitudini, în funcție de momentul zilei și anotimpuri. Astfel de date sunt necesare pentru a asigura comunicațiile radio pe distanțe lungi. Ele sunt utilizate în selectarea frecvențelor de operare pentru diverse legături radio cu unde scurte. Cunoașterea modificărilor acestora în funcție de starea ionosferei în diferite momente ale zilei și în diferite anotimpuri este extrem de importantă pentru a asigura fiabilitatea comunicațiilor radio. Ionosfera este o colecție de straturi ionizate ale atmosferei terestre, pornind de la altitudini de aproximativ 60 km și extinzându-se la altitudini de zeci de mii de km. Principala sursă de ionizare a atmosferei Pământului este radiația ultravioletă și de raze X de la Soare, care apare în principal în cromosfera solară și coroană. În plus, gradul de ionizare al atmosferei superioare este influențat de fluxurile corpusculare solare care apar în timpul erupțiilor solare, precum și de razele cosmice și particulele de meteori.
Straturi ionosferice
- acestea sunt zone din atmosferă în care sunt atinse concentrațiile maxime de electroni liberi (adică numărul lor pe unitate de volum). Electronii liberi încărcați electric și (într-o măsură mai mică, ionii mai puțin mobili) care rezultă din ionizarea atomilor gazelor atmosferice, care interacționează cu undele radio (adică, oscilații electromagnetice), își pot schimba direcția, reflectându-i sau refractându-le și le pot absorbi energia. . Ca urmare a acestui fapt, la recepționarea posturilor de radio la distanță, pot apărea diferite efecte, de exemplu, estomparea comunicațiilor radio, audibilitatea crescută a stațiilor de la distanță, pene de curentși așa mai departe. fenomene.
Metode de cercetare.
Metodele clasice de studiere a ionosferei de pe Pământ se reduc la sondarea impulsurilor - trimiterea de impulsuri radio și observarea reflexiilor acestora din diferite straturi ale ionosferei, măsurarea timpului de întârziere și studierea intensității și formei semnalelor reflectate. Măsurând înălțimile de reflexie a impulsurilor radio la diferite frecvențe, determinând frecvențele critice ale diferitelor zone (frecvența critică este frecvența purtătoare a unui impuls radio, pentru care o anumită regiune a ionosferei devine transparentă), este posibil să se determine valoarea concentrației de electroni în straturi și înălțimile efective pentru frecvențe date și selectați frecvențele optime pentru căi radio date. Odată cu dezvoltarea tehnologiei rachetelor și apariția erei spațiale a sateliților artificiali Pământeni (AES) și a altor nave spațiale, a devenit posibilă măsurarea directă a parametrilor plasmei spațiale din apropierea Pământului, a cărei parte inferioară este ionosfera.
Măsurătorile concentrației de electroni, efectuate la bordul rachetelor special lansate și de-a lungul traseelor de zbor prin satelit, au confirmat și clarificat datele obținute anterior prin metode la sol privind structura ionosferei, distribuția concentrației de electroni cu înălțimea deasupra diferitelor regiuni ale Pământului și a făcut posibilă obținerea unor valori ale concentrației de electroni peste maximul principal - stratul F. Anterior, acest lucru era imposibil de realizat folosind metode de sondare bazate pe observații ale impulsurilor radio de unde scurte reflectate. S-a descoperit că în unele zone ale globului există zone destul de stabile, cu o concentrație redusă de electroni, „vânturi ionosferice” obișnuite, în ionosferă apar procese de undă deosebite care poartă perturbări ionosferice locale la mii de kilometri de locul excitației lor, și mult mai mult. Crearea unor dispozitive de recepție deosebit de sensibile a făcut posibilă recepționarea semnalelor de impuls parțial reflectate din cele mai joase regiuni ale ionosferei (stații de reflexie parțială) la stațiile de sondare a impulsurilor ionosferice. Utilizarea unor instalații puternice în impulsuri în intervalele de lungimi de undă de contor și decimetru cu utilizarea antenelor care permit o concentrație mare de energie emisă a făcut posibilă observarea semnalelor împrăștiate de ionosferă la diferite altitudini. Studiul caracteristicilor spectrelor acestor semnale, împrăștiate incoerent de electroni și ioni ai plasmei ionosferice (pentru aceasta, au fost utilizate stații de împrăștiere incoerentă a undelor radio) a făcut posibilă determinarea concentrației de electroni și ioni, echivalentul acestora. temperatura la diferite altitudini până la altitudini de câteva mii de kilometri. S-a dovedit că ionosfera este destul de transparentă pentru frecvențele folosite.
Concentrația sarcinilor electrice (concentrația electronilor este egală cu concentrația ionilor) în ionosfera terestră la o altitudine de 300 km este de aproximativ 10 6 cm –3 în timpul zilei. Plasma cu o astfel de densitate reflectă undele radio cu o lungime mai mare de 20 m și le transmite pe cele mai scurte.
Distribuția verticală tipică a concentrației de electroni în ionosferă pentru condiții de zi și de noapte.
Propagarea undelor radio în ionosferă.
Recepția stabilă a stațiilor de emisie pe distanțe lungi depinde de frecvențele utilizate, precum și de ora din zi, sezon și, în plus, de activitatea solară. Activitatea solară afectează semnificativ starea ionosferei. Undele radio emise de o stație terestră se deplasează în linie dreaptă, ca toate tipurile de unde electromagnetice. Cu toate acestea, trebuie luat în considerare faptul că atât suprafața Pământului, cât și straturile ionizate ale atmosferei sale servesc drept plăci ale unui condensator imens, acționând asupra lor ca efectul oglinzilor asupra luminii. Reflectându-se din ele, undele radio pot parcurge multe mii de kilometri, înconjurând globul în salturi uriașe de sute și mii de kilometri, reflectându-se alternativ dintr-un strat de gaz ionizat și de pe suprafața Pământului sau a apei.
În anii 20 ai secolului trecut, se credea că undele radio mai scurte de 200 m nu erau în general potrivite pentru comunicațiile la distanță lungă din cauza absorbției puternice. Primele experimente privind recepția la distanță lungă a undelor scurte peste Atlantic, între Europa și America, au fost efectuate de fizicianul englez Oliver Heaviside și de inginerul electric american Arthur Kennelly. Independent unul de celălalt, ei au sugerat că undeva în jurul Pământului există un strat ionizat al atmosferei capabil să reflecte undele radio. A fost numit stratul Heaviside-Kennelly, iar apoi ionosfera.
Conform conceptelor moderne, ionosfera este formată din electroni liberi încărcați negativ și ioni încărcați pozitiv, în principal oxigen molecular O + și oxid nitric NO +. Ionii și electronii se formează ca urmare a disocierii moleculelor și ionizării atomilor de gaz neutru de către razele X solare și radiațiile ultraviolete. Pentru a ioniza un atom, este necesar să i se imparte energie de ionizare, a cărei sursă principală pentru ionosferă este radiația ultravioletă, razele X și corpusculare de la Soare.
În timp ce învelișul gazos al Pământului este iluminat de Soare, în ea se formează continuu tot mai mulți electroni, dar în același timp unii dintre electroni, ciocnind cu ioni, se recombină, formând din nou particule neutre. După apusul soarelui, formarea de noi electroni aproape se oprește, iar numărul de electroni liberi începe să scadă. Cu cât sunt mai mulți electroni liberi în ionosferă, cu atât undele de înaltă frecvență sunt reflectate mai bine din ea. Odată cu scăderea concentrației de electroni, trecerea undelor radio este posibilă numai în intervalele de frecvență joasă. De aceea, noaptea, de regulă, este posibil să primiți stații îndepărtate numai în intervalele de 75, 49, 41 și 31 m. Electronii sunt distribuiți inegal în ionosferă. La altitudini de la 50 la 400 km există mai multe straturi sau regiuni cu concentrație crescută de electroni. Aceste zone tranzitează fără probleme una în alta și au efecte diferite asupra propagării undelor radio HF. Stratul superior al ionosferei este desemnat prin literă F. Aici cel mai înalt grad de ionizare (fracția de particule încărcate este de aproximativ 10 –4). Este situat la o altitudine de peste 150 km deasupra suprafeței Pământului și joacă rolul principal de reflexie în propagarea pe distanțe lungi a undelor radio HF de înaltă frecvență. În lunile de vară, regiunea F se împarte în două straturi - F 1 și F 2. Stratul F1 poate ocupa înălțimi de la 200 la 250 km și stratul F 2 pare să „plutească” în intervalul de altitudine de 300–400 km. De obicei strat F 2 este ionizat mult mai puternic decât stratul F 1 . Stratul de noapte F 1 dispare și stratul F 2 rămâne, pierzând încet până la 60% din gradul său de ionizare. Sub stratul F la altitudini de la 90 la 150 km există un strat E a căror ionizare are loc sub influența radiațiilor moi de raze X de la Soare. Gradul de ionizare al stratului E este mai mic decât cel al F, în timpul zilei, recepția stațiilor în intervalele HF de joasă frecvență de 31 și 25 m are loc atunci când semnalele sunt reflectate din strat E. De obicei, acestea sunt stații situate la o distanță de 1000–1500 km. Noaptea în strat E Ionizarea scade brusc, dar chiar și în acest moment continuă să joace un rol semnificativ în recepția semnalelor de la stațiile de pe intervalele 41, 49 și 75 m.
De mare interes pentru recepţionarea semnalelor de frecvenţă înaltă HF de 16, 13 şi 11 m sunt cele care apar în zonă. E straturi (nori) de ionizare foarte crescută. Suprafața acestor nori poate varia de la câțiva la sute de kilometri pătrați. Acest strat de ionizare crescută se numește strat sporadic E si este desemnat Es. Norii Es se pot deplasa în ionosferă sub influența vântului și ating viteze de până la 250 km/h. Vara, la latitudini medii în timpul zilei, originea undelor radio datorate norilor Es are loc timp de 15-20 de zile pe lună. În apropierea ecuatorului este aproape întotdeauna prezent, iar la latitudini mari apare de obicei noaptea. Uneori, în anii de activitate solară scăzută, când nu există transmisie pe benzile HF de înaltă frecvență, pe benzile de 16, 13 și 11 m apar brusc stații îndepărtate cu volum bun, ale căror semnale sunt reflectate de multe ori de la Es.
Cea mai joasă regiune a ionosferei este regiunea D situat la altitudini cuprinse intre 50 si 90 km. Sunt relativ puțini electroni liberi aici. Din zonă D Undele lungi și medii sunt bine reflectate, iar semnalele de la stațiile HF de joasă frecvență sunt puternic absorbite. După apus, ionizarea dispare foarte repede și devine posibilă recepționarea stațiilor îndepărtate în intervalele de 41, 49 și 75 m, ale căror semnale sunt reflectate din straturi. F 2 și E. Straturile individuale ale ionosferei joacă un rol important în propagarea semnalelor radio HF. Efectul asupra undelor radio se produce în principal din cauza prezenței electronilor liberi în ionosferă, deși mecanismul de propagare a undelor radio este asociat cu prezența ionilor mari. Acestea din urmă sunt, de asemenea, de interes atunci când se studiază proprietățile chimice ale atmosferei, deoarece sunt mai active decât atomii și moleculele neutre. Reacțiile chimice care au loc în ionosferă joacă un rol important în echilibrul energetic și electric al acesteia.
Ionosfera normală. Observațiile făcute folosind rachete geofizice și sateliți au oferit o mulțime de informații noi care indică faptul că ionizarea atmosferei are loc sub influența unei game largi de radiații solare. Partea sa principală (mai mult de 90%) este concentrată în partea vizibilă a spectrului. Radiația ultravioletă, care are o lungime de undă mai scurtă și o energie mai mare decât razele de lumină violetă, este emisă de hidrogen în atmosfera interioară a Soarelui (cromosfera), iar razele X, care au o energie și mai mare, sunt emise de gazele din învelișul exterior al Soarelui. (coroana).
Starea normală (medie) a ionosferei se datorează radiației puternice constante. În ionosfera normală apar modificări regulate datorită rotației zilnice a Pământului și a diferențelor sezoniere ale unghiului de incidență a razelor solare la amiază, dar apar și schimbări imprevizibile și bruște ale stării ionosferei.
Tulburări în ionosferă.
După cum se știe, la Soare apar manifestări puternice de activitate care se repetă ciclic, care ating un maxim la fiecare 11 ani. Observațiile din cadrul programului Anului Geofizic Internațional (IGY) au coincis cu perioada celei mai mari activități solare pentru întreaga perioadă de observații meteorologice sistematice, i.e. de la începutul secolului al XVIII-lea. În perioadele de mare activitate, luminozitatea unor zone de pe Soare crește de câteva ori, iar puterea radiațiilor ultraviolete și a razelor X crește brusc. Astfel de fenomene se numesc erupții solare. Acestea durează de la câteva minute la una până la două ore. În timpul erupției, plasma solară (în mare parte protoni și electroni) este eruptă, iar particulele elementare se repezi în spațiul cosmic. Radiațiile electromagnetice și corpusculare de la Soare în timpul unor astfel de erupții au un impact puternic asupra atmosferei Pământului.
Reacția inițială se observă la 8 minute după erupție, când radiațiile intense ultraviolete și cu raze X ajung pe Pământ. Ca urmare, ionizarea crește brusc; Razele X pătrund în atmosferă până la limita inferioară a ionosferei; numărul de electroni din aceste straturi crește atât de mult încât semnalele radio sunt aproape complet absorbite („stinse”). Absorbția suplimentară a radiațiilor determină încălzirea gazului, ceea ce contribuie la dezvoltarea vântului. Gazul ionizat este un conductor electric, iar atunci când se mișcă în câmpul magnetic al Pământului, are loc un efect de dinam și se creează un curent electric. Astfel de curenți pot provoca, la rândul lor, perturbări vizibile în câmpul magnetic și se pot manifesta sub formă de furtuni magnetice.
Structura și dinamica atmosferei superioare sunt determinate în mod semnificativ de procese de neechilibru în sensul termodinamic asociate cu ionizarea și disocierea prin radiația solară, procesele chimice, excitarea moleculelor și atomilor, dezactivarea acestora, ciocnirile și alte procese elementare. În acest caz, gradul de dezechilibru crește odată cu înălțimea pe măsură ce densitatea scade. Până la altitudini de 500–1000 km și adesea mai mari, gradul de dezechilibru pentru multe caracteristici ale atmosferei superioare este destul de mic, ceea ce face posibilă utilizarea hidrodinamicii clasice și hidromagnetice, ținând cont de reacțiile chimice, pentru a o descrie.
Exosfera este stratul exterior al atmosferei Pământului, începând de la altitudini de câteva sute de kilometri, din care atomii de hidrogen ușori, cu mișcare rapidă, pot scăpa în spațiul cosmic.
Edward Kononovici
Literatură:
Pudovkin M.I. Fundamentele fizicii solare. Sankt Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomia azi. Prentice-Hall, Inc. Râul Upper Saddle, 2002
Materiale pe internet: http://ciencia.nasa.gov/
