Tvorba atmosféry. Dnes je zemská atmosféra zmesou plynov – 78 % dusíka, 21 % kyslíka a malého množstva iných plynov, ako je oxid uhličitý. Ale keď sa planéta prvýkrát objavila, v atmosfére nebol žiadny kyslík - pozostávala z plynov, ktoré pôvodne existovali v slnečnej sústave.
Zem vznikla, keď sa malé skalnaté telesá prachu a plynu zo slnečnej hmloviny, známe ako planetoidy, navzájom zrazili a postupne nadobudli tvar planéty. Ako rástol, plyny zachytené v planetoidoch vytryskli von a obklopili zemeguľu. Po chvíli začali prvé rastliny uvoľňovať kyslík a panenská atmosféra sa vyvinula do súčasného hustého vzdušného obalu.
Pôvod atmosféry
- Dážď malých planetoidov zasiahol rodiacu sa Zem pred 4,6 miliardami rokov. Plyny slnečnej hmloviny, zachytené vo vnútri planéty, pri zrážke unikli a vytvorili primitívnu atmosféru Zeme pozostávajúcu z dusíka, oxidu uhličitého a vodnej pary.
- Teplo uvoľnené pri formovaní planéty je zadržiavané vrstvou hustých oblakov prvotnej atmosféry. Skleníkové plyny ako oxid uhličitý a vodná para zabraňujú vyžarovaniu tepla do vesmíru. Povrch Zeme je zaplavený kypiacim morom roztavenej magmy.
- Keď boli zrážky planét menej časté, Zem sa začala ochladzovať a objavili sa oceány. Z hustých mrakov sa zráža vodná para a dážď, ktorý trvá niekoľko období, postupne zaplavuje nížiny. Tak sa objavujú prvé moria.
- Vzduch sa čistí, keď vodná para kondenzuje a vytvára oceány. Časom sa v nich rozpúšťa oxid uhličitý a v atmosfére teraz prevláda dusík. V dôsledku nedostatku kyslíka sa nevytvára ochranná ozónová vrstva a ultrafialové lúče slnka sa nerušene dostávajú na zemský povrch.
- Život sa objavuje v starých oceánoch počas prvej miliardy rokov. Najjednoduchšie modrozelené riasy sú chránené pred ultrafialovým žiarením morskou vodou. Na výrobu energie využívajú slnečné svetlo a oxid uhličitý a ako vedľajší produkt sa uvoľňuje kyslík, ktorý sa postupne začína hromadiť v atmosfére.
- O miliardy rokov neskôr sa vytvára atmosféra bohatá na kyslík. Fotochemické reakcie v horných vrstvách atmosféry vytvárajú tenkú vrstvu ozónu, ktorá rozptyľuje škodlivé ultrafialové svetlo. Teraz sa život môže objaviť z oceánov a na súši, kde sa v dôsledku evolúcie objavuje mnoho zložitých organizmov.
Pred miliardami rokov začala hrubá vrstva primitívnych rias uvoľňovať do atmosféry kyslík. Dodnes sa zachovali vo forme fosílií nazývaných stromatolity.
Sopečný pôvod
1. Staroveká Zem bez vzduchu. 2. Erupcia plynov.
Podľa tejto teórie na povrchu mladej planéty Zem aktívne vybuchovali sopky. Skorá atmosféra sa pravdepodobne vytvorila, keď plyny zachytené v kremíkovej škrupine planéty vyrazili cez dýzy sopiek.
Akumulácia O 2 v zemskej atmosfére:
1
... (pred 3,85-2,45 miliardami rokov) - O 2 sa neprodukoval
2
... (pred 2,45-1,85 miliardami rokov) O 2 bol produkovaný, ale absorbovaný oceánom a morským dnom
3
... (pred 1,85-0,85 miliardami rokov) O 2 vychádza z oceánu, ale spotrebúva sa pri oxidácii hornín na súši a pri tvorbe ozónovej vrstvy
4
... (pred 0,85-0,54 miliardami rokov) všetky horniny na zemi sú oxidované, akumulácia O 2 začína v atmosfére
5
... (pred 0,54 miliardami rokov - do súčasnosti) novoveku sa obsah O 2 v atmosfére ustálil
Kyslíková katastrofa(kyslíková revolúcia) - globálna zmena v zložení zemskej atmosféry, ku ktorej došlo na samom začiatku prvohôr, asi pred 2,4 miliardami rokov (obdobie siderie). Výsledkom kyslíkovej katastrofy bol objavenie sa voľného kyslíka v atmosfére a zmena celkového charakteru atmosféry z redukčnej na oxidujúcu. Predpoklad kyslíkovej katastrofy bol vyslovený na základe štúdie prudkej zmeny charakteru sedimentácie.
Primárne zloženie atmosféry
Presné zloženie primárnej atmosféry Zeme v súčasnosti nie je známe, ale všeobecne sa uznáva, že vznikla v dôsledku odplynenia plášťa a mala redukčný charakter. Jeho základom bol oxid uhličitý, sírovodík, amoniak, metán. Toto je podporované:
- nezoxidované usadeniny, ktoré sa jasne vytvorili na povrchu (napríklad riečne kamienky z pyritu, ktoré nie sú odolné voči kyslíku);
- nedostatok známych významných zdrojov kyslíka a iných oxidantov;
- štúdium potenciálnych zdrojov primárnej atmosféry (vulkanické plyny, zloženie iných nebeských telies).
Príčiny kyslíkovej katastrofy
Jediným významným zdrojom molekulárneho kyslíka je biosféra, presnejšie fotosyntetické organizmy. Fotosyntetické archaebaktérie, ktoré sa objavili na samom začiatku existencie biosféry, produkovali kyslík, ktorý sa takmer okamžite vynaložil na oxidáciu hornín, rozpustených zlúčenín a atmosférických plynov. Vysoká koncentrácia sa vytvorila len lokálne, v medziach bakteriálnych rohoží (takzvané "kyslíkové vrecká"). Po oxidácii povrchových hornín a plynov v atmosfére sa kyslík začal hromadiť v atmosfére vo voľnej forme.
Jedným z pravdepodobných faktorov ovplyvňujúcich zmenu mikrobiálnych spoločenstiev bola zmena chemického zloženia oceánu, spôsobená zánikom sopečnej činnosti.
Dôsledky kyslíkovej katastrofy
Biosféra
Keďže drvivá väčšina vtedajších organizmov bola anaeróbna, neschopná existovať pri výrazných koncentráciách kyslíka, nastala globálna zmena spoločenstiev: anaeróbne spoločenstvá boli nahradené aeróbnymi, predtým obmedzené len „kyslíkovými vreckami“; anaeróbne spoločenstvá boli naopak zatlačené späť do „anaeróbnych vreciek“ (obrazne povedané, „biosféra sa obrátila naruby“). Následne prítomnosť molekulárneho kyslíka v atmosfére viedla k vytvoreniu ozónovej clony, ktorá výrazne rozšírila hranice biosféry a viedla k šíreniu energeticky priaznivejšieho (v porovnaní s anaeróbnym) dýchaním kyslíka.
Litosféra
V dôsledku kyslíkovej katastrofy sú oxidované takmer všetky metamorfované a sedimentárne horniny, ktoré tvoria väčšinu zemskej kôry.
Znateľné zvýšenie obsahu voľného kyslíka v zemskej atmosfére pred 2,4 miliardami rokov bolo zrejme výsledkom veľmi rýchleho prechodu z jedného rovnovážneho stavu do druhého. Prvá úroveň zodpovedala extrémne nízkej koncentrácii O 2 - asi 100 000-krát nižšej, ako sa pozoruje teraz. Druhá rovnovážna hladina sa môže dosiahnuť pri vyššej koncentrácii, ktorá nie je menšia ako 0,005 súčasnej koncentrácie. Obsah kyslíka medzi týmito dvoma úrovňami je extrémne nestabilný. Prítomnosť takejto „bistability“ umožňuje pochopiť, prečo bolo v zemskej atmosfére tak málo voľného kyslíka najmenej 300 miliónov rokov po tom, čo ho začali produkovať sinice (modro-zelené „riasy“).
V súčasnosti je atmosféra Zeme z 20 % tvorená voľným kyslíkom, ktorý nie je ničím iným ako vedľajším produktom fotosyntézy siníc, rias a vyšších rastlín. Veľa kyslíka uvoľňujú tropické pralesy, ktoré sa v populárnych publikáciách často nazývajú pľúcami planéty. Zároveň sa však mlčí, že tropické pralesy spotrebujú takmer toľko kyslíka, koľko za rok vytvoria. Spotrebúva sa na dýchanie organizmov, ktoré rozkladajú hotovú organickú hmotu, predovšetkým baktérií a húb. pre, aby sa kyslík začal hromadiť v atmosfére, musí byť z kolobehu odstránená aspoň časť látky vzniknutej pri fotosyntéze- dostať sa napríklad do spodných sedimentov a stať sa nedostupným pre baktérie, ktoré ho rozkladajú aeróbne, teda pri spotrebe kyslíka.
Celková reakcia kyslíkovej fotosyntézy (to znamená „poskytovanie kyslíka“) môže byť napísaná ako:
C02 + H20 + hν→ (CH20) + O2,
kde hν je energia slnečného žiarenia a (CH20) je všeobecný vzorec organickej hmoty. Dýchanie je opačný proces, ktorý možno napísať ako:
(CH20) + 02 -> C02 + H20.
Tým sa uvoľní energia potrebná pre organizmy. Aeróbne dýchanie je však možné len vtedy, keď koncentrácia O 2 nie je nižšia ako 0,01 aktuálnej úrovne (tzv. Pasteurov bod). V anaeróbnych podmienkach sa organická hmota rozkladá fermentáciou a v záverečných fázach tohto procesu často vzniká metán. Napríklad zovšeobecnená rovnica metanogenézy prostredníctvom tvorby acetátu vyzerá takto:
2 (CH20) → CH3COOH → CH4 + CO2.
Ak spojíme proces fotosyntézy s následným rozkladom organickej hmoty v anaeróbnych podmienkach, potom bude celková rovnica vyzerať takto:
C02 + H20 + hν→ 1/2 CH4 + 1/2 CO2 + O2.
Tento spôsob rozkladu organickej hmoty bol zjavne hlavným v starovekej biosfére.
Mnoho dôležitých podrobností o tom, ako sa vytvorila súčasná rovnováha medzi vstupom kyslíka do atmosféry a jeho stiahnutím, zostáva nejasných. K výraznému zvýšeniu obsahu kyslíka, k takzvanej „veľkej oxidácii“, došlo skutočne len pred 2,4 miliardami rokov, hoci je s istotou známe, že sinice vykonávajúce kyslíkovú fotosyntézu boli pomerne početné a aktívne už pred 2,7 miliardami rokov a vznikli ešte skôr – možno pred 3 miliardami rokov. Teda počas najmenej 300 miliónov rokov aktivita cyanobaktérií neviedla k zvýšeniu obsahu kyslíka v atmosfére.
Predpoklad, že z nejakého dôvodu náhle došlo k radikálnemu zvýšeniu čistej primárnej produkcie (teda nárast organickej hmoty vznikajúcej pri fotosyntéze siníc), neobstál v kritike. Faktom je, že pri fotosyntéze sa spotrebúva najmä ľahký izotop uhlíka 12 C a v prostredí sa zvyšuje relatívny obsah ťažšieho izotopu 13 C. V dôsledku toho by spodné sedimenty obsahujúce organickú hmotu mali byť ochudobnené o izotop 13 C, ktorý sa hromadí. vo vode a pokračuje v tvorbe uhličitanov. Pomer 12 C a 13 C v uhličitanoch a organickej hmote sedimentov však zostáva nezmenený napriek radikálnym zmenám koncentrácie kyslíka v atmosfére. To znamená, že celý bod nie je v zdroji О 2, ale v jeho, ako hovoria geochemici, „odtoku“ (odstránení z atmosféry), ktorý sa náhle výrazne znížil, čo viedlo k výraznému zvýšeniu množstva kyslíka v r. atmosféra.
Zvyčajne sa verí, že bezprostredne pred „Veľkou oxidáciou atmosféry“ sa všetok vytvorený kyslík minul na oxidáciu redukovaných zlúčenín železa (a potom síry), ktorých bolo na zemskom povrchu pomerne veľa. Najmä vtedy vznikli takzvané „páskové železné rudy“. Nedávno však Colin Goldblatt, postgraduálny študent na School of Environmental Sciences na University of East Anglia (Norwich, UK), spolu s dvoma kolegami z tej istej univerzity, dospeli k záveru, že obsah kyslíka v zemskej atmosfére môže byť v jednom z dvoch rovnovážnych stavov: môže byť buď veľmi malý - asi 100-tisíckrát menej ako teraz, alebo už dosť veľa (hoci z pohľadu moderného pozorovateľa to nestačí) - nie menej ako 0,005 súčasná úroveň.
V navrhovanom modeli brali do úvahy uvoľňovanie kyslíka aj redukovaných zlúčenín do atmosféry, pričom dbali najmä na pomer voľného kyslíka a metánu. Poznamenali, že ak koncentrácia kyslíka prekročí 0,0002 od súčasnej úrovne, časť metánu už môže byť oxidovaná metanotrofnými baktériami podľa reakcie:
CH4 + 202 -> C02 + 2H20.
Ale zvyšok metánu (a je ho pomerne veľa, najmä pri nízkej koncentrácii kyslíka) sa dostáva do atmosféry.
Celý systém je z hľadiska termodynamiky v nerovnovážnom stave. Hlavným mechanizmom na obnovenie narušenej rovnováhy je oxidácia metánu vo vyšších vrstvách atmosféry hydroxylovým radikálom (pozri Oscilácie metánu v atmosfére: človek alebo príroda - kto chce, "Elementy", 6.10.2006). Je známe, že hydroxylový radikál vzniká v atmosfére pod vplyvom ultrafialového žiarenia. Ak je však v atmosfére veľa kyslíka (aspoň 0,005 súčasnej úrovne), potom sa v jej horných vrstvách vytvorí ozónová clona, ktorá dobre chráni Zem pred tvrdými ultrafialovými lúčmi a zároveň zasahuje do fyzikálno-chemických procesov. oxidácia metánu.
Autori dospievajú k trochu paradoxnému záveru, že samotná existencia kyslíkovej fotosyntézy nie je dostatočnou podmienkou ani pre vznik atmosféry bohatej na kyslík, ani pre tvorbu ozónovej clony. Túto okolnosť treba brať do úvahy v tých prípadoch, keď sa na základe výsledkov skúmania ich atmosféry snažíme nájsť známky existencie života na iných planétach.
Atmosféra sa začala formovať so vznikom Zeme. V priebehu vývoja planéty a ako sa jej parametre približovali moderným hodnotám, došlo k zásadným kvalitatívnym zmenám v jej chemickom zložení a fyzikálnych vlastnostiach. Podľa evolučného modelu bola Zem v ranom štádiu v roztavenom stave a asi pred 4,5 miliardami rokov sa sformovala ako pevná látka. Táto hranica sa považuje za začiatok geologickej chronológie. Od tej doby sa začal pomalý vývoj atmosféry. Niektoré geologické procesy (napríklad vylievanie lávy pri sopečných erupciách) boli sprevádzané uvoľňovaním plynov z útrob Zeme. Zahŕňali dusík, amoniak, metán, vodnú paru, oxid CO a oxid uhličitý CO 2 . Pod vplyvom slnečného ultrafialového žiarenia sa vodná para rozložila na vodík a kyslík, ale uvoľnený kyslík reagoval s oxidom uhoľnatým za vzniku oxidu uhličitého. Amoniak sa rozkladá na dusík a vodík. V procese difúzie vodík stúpal a opúšťal atmosféru a ťažší dusík nemohol uniknúť a postupne sa hromadil a stal sa hlavnou zložkou, aj keď časť z neho bola viazaná v dôsledku chemických reakcií do molekúl ( cm. CHÉMIA ATMOSFÉRY). Vplyvom ultrafialových lúčov a elektrických výbojov sa zmes plynov prítomných v pôvodnej atmosfére Zeme dostávala do chemických reakcií, v dôsledku ktorých vznikali organické látky, najmä aminokyseliny. S príchodom primitívnych rastlín sa začal proces fotosyntézy sprevádzaný uvoľňovaním kyslíka. Tento plyn, najmä po difúzii do vyšších vrstiev atmosféry, začal chrániť jej spodné vrstvy a zemský povrch pred životu nebezpečným ultrafialovým a röntgenovým žiarením. Podľa teoretických odhadov by už obsah kyslíka, 25 000-krát menší ako teraz, mohol viesť k vytvoreniu vrstvy ozónu s iba polovičnou koncentráciou ako dnes. To však už stačí na to, aby zabezpečilo veľmi významnú ochranu organizmov pred ničivými účinkami ultrafialových lúčov.
Je pravdepodobné, že primárna atmosféra obsahovala veľa oxidu uhličitého. Bol spotrebovaný v priebehu fotosyntézy a jeho koncentrácia mala klesať s vývojom rastlinného sveta, ako aj v dôsledku absorpcie v priebehu niektorých geologických procesov. Pokiaľ ide o Skleníkový efekt spojené s prítomnosťou oxidu uhličitého v atmosfére sú kolísanie jeho koncentrácie jedným z dôležitých dôvodov takých rozsiahlych klimatických zmien v histórii Zeme, akými sú napr. doby ľadové.
Hélium prítomné v modernej atmosfére je z väčšej časti produktom rádioaktívneho rozpadu uránu, tória a rádia. Tieto rádioaktívne prvky emitujú a-častice, ktoré sú jadrami atómov hélia. Keďže v priebehu rádioaktívneho rozpadu nevzniká a nezmizne elektrický náboj, vznikom každej a-častice sa objavia dva elektróny, ktoré rekombináciou s a-časticami vytvoria neutrálne atómy hélia. Rádioaktívne prvky sú obsiahnuté v mineráloch rozptýlených v hmote hornín, preto je v nich uložená značná časť hélia vzniknutého v dôsledku rádioaktívneho rozpadu, ktoré veľmi pomaly uniká do atmosféry. Určité množstvo hélia v dôsledku difúzie stúpa do exosféry, ale v dôsledku neustáleho prílevu zo zemského povrchu zostáva objem tohto plynu v atmosfére takmer nezmenený. Na základe spektrálnej analýzy hviezdneho svetla a štúdia meteoritov je možné odhadnúť relatívne zastúpenie rôznych chemických prvkov vo vesmíre. Koncentrácia neónu vo vesmíre je asi desaťmiliardkrát vyššia ako na Zemi, kryptónu desaťmiliónkrát a xenónu miliónkrát. Z toho vyplýva, že koncentrácia týchto inertných plynov, zrejme pôvodne prítomných v zemskej atmosfére a nedoplňujúcich sa v procese chemických reakcií, výrazne klesla, pravdepodobne už v štádiu straty primárnej atmosféry Zeme. Výnimkou je inertný plyn argón, keďže pri rádioaktívnom rozpade izotopu draslíka stále vzniká vo forme izotopu 40 Ar.
Rozloženie barometrického tlaku.
Celková hmotnosť atmosférických plynov je približne 4,5 · 10 15 ton. „Hmotnosť“ atmosféry na jednotku plochy alebo atmosférický tlak na úrovni mora je približne 11 ton / m 2 = 1,1 kg / cm 2. Tlak rovný P0 = 1033,23 g/cm2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. čl. = 1 atm, berie sa ako štandardná priemerná hodnota atmosférického tlaku. Pre atmosféru v stave hydrostatickej rovnováhy platí: d P= –Rgd h, to znamená, že pri výškovom intervale od h predtým h+ d h vyskytuje rovnosť medzi zmenou atmosférického tlaku d P a hmotnosť zodpovedajúceho prvku atmosféry s jednotkovou plochou, hustotou r a hrúbkou d h. Ako vzťah medzi tlakom R a teplotu T používa sa stavová rovnica ideálneho plynu s hustotou r, ktorá je celkom použiteľná pre zemskú atmosféru: P= r R T/ m, kde m je molekulová hmotnosť a R = 8,3 J / (K mol) je univerzálna plynová konštanta. Potom d log P= - (m g/RT) d h= - bd h= - d h/ H, kde je tlakový gradient na logaritmickej stupnici. Jeho recipročná hodnota H by sa mala nazývať stupnica výšky atmosféry.
Pri integrácii tejto rovnice pre izotermickú atmosféru ( T= const) alebo ak je takáto aproximácia prípustná, získa sa barometrický zákon rozloženia tlaku s výškou: P = P 0 exp (- h/H 0), kde sa počítajú výšky h vyrobené z hladiny oceánu, kde je štandardný stredný tlak P 0. Výraz H 0 = R T/ mg, sa nazýva stupnica nadmorskej výšky, ktorá charakterizuje rozsah atmosféry za predpokladu, že teplota v nej je všade rovnaká (izotermická atmosféra). Ak atmosféra nie je izotermická, potom je potrebné integrovať s prihliadnutím na zmenu teploty s výškou a parameter N- nejaká lokálna charakteristika vrstiev atmosféry v závislosti od ich teploty a vlastností prostredia.
Štandardná atmosféra.
Model (tabuľka hodnôt hlavných parametrov) zodpovedajúci štandardnému tlaku v spodnej časti atmosféry R 0 a chemické zloženie sa nazýva štandardná atmosféra. Presnejšie povedané, ide o podmienený model atmosféry, pre ktorý sú uvedené stredné hodnoty teploty, tlaku, hustoty, viskozity a iných charakteristík vzduchu vo výškach od 2 km pod hladinou mora po vonkajšiu hranicu zemskej atmosféry. pre zemepisnú šírku 45° 32ў 33І. Parametre strednej atmosféry vo všetkých nadmorských výškach sa vypočítavajú pomocou stavovej rovnice ideálneho plynu a barometrického zákona za predpokladu, že na hladine mora je tlak 1013,25 hPa (760 mm Hg) a teplota je 288,15 K (15,0 °C). Podľa povahy vertikálneho rozloženia teplôt sa priemerná atmosféra skladá z niekoľkých vrstiev, v každej z nich je teplota aproximovaná lineárnou funkciou výšky. V najnižšej z vrstiev, troposfére (h Ј 11 km), teplota klesá o 6,5 °C na každý kilometer vzostupu. Vo vysokých nadmorských výškach sa hodnota a znamienko vertikálneho teplotného gradientu mení z vrstvy na vrstvu. Nad 790 km je teplota okolo 1000 K a s nadmorskou výškou sa prakticky nemení.
Štandardná atmosféra je periodicky aktualizovaná, legalizovaná norma vydávaná vo forme tabuliek.
| Stôl 1. ŠTANDARDNÝ MODEL ATMOSFÉRY ZEME... Tabuľka ukazuje: h- výška od hladiny mora, R- tlak, T- teplota, r - hustota, N- počet molekúl alebo atómov na jednotku objemu, H- výšková stupnica, l- voľná dĺžka cesty. Tlak a teplota vo výške 80–250 km, získané z údajov o raketách, majú nižšie hodnoty. Extrapolačné hodnoty pre výšky väčšie ako 250 km nie sú veľmi presné. | ||||||
| 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 | |
Troposféra.
Najnižšia a najhustejšia vrstva atmosféry, v ktorej s výškou rýchlo klesá teplota, sa nazýva troposféra. Obsahuje až 80 % celkovej hmoty atmosféry a siaha v polárnych a stredných zemepisných šírkach do výšok 8-10 km, v trópoch do 16-18 km. Rozvíjajú sa tu takmer všetky poveternostné procesy, dochádza k výmene tepla a vlhkosti medzi Zemou a jej atmosférou, tvoria sa oblaky, vznikajú rôzne meteorologické javy, vznikajú hmly a zrážky. Tieto vrstvy zemskej atmosféry sú v konvekčnej rovnováhe a vďaka aktívnemu miešaniu majú homogénne chemické zloženie, hlavne z molekulárneho dusíka (78 %) a kyslíka (21 %). Prevažné množstvo prírodných a umelých aerosólov a plynných látok znečisťujúcich ovzdušie sa sústreďuje v troposfére. Dynamika spodnej časti troposféry s hrúbkou do 2 km silne závisí od vlastností podložného zemského povrchu, ktorý určuje horizontálne a vertikálne pohyby vzduchu (vetry) spôsobené prenosom tepla z teplejšej krajiny cez infračervené žiarenie. žiarenie zemského povrchu, ktoré je v troposfére pohlcované najmä parami.voda a oxid uhličitý (skleníkový efekt). Rozloženie teploty s výškou je stanovené ako výsledok turbulentného a konvekčného miešania. V priemere to zodpovedá poklesu teploty s nadmorskou výškou asi 6,5 K / km.
Rýchlosť vetra v povrchovej hraničnej vrstve najskôr rýchlo rastie s výškou a nad ňou sa ďalej zvyšuje o 2–3 km/s na kilometer. Niekedy v troposfére existujú úzke planetárne prúdy (s rýchlosťou viac ako 30 km / s), na západe v stredných zemepisných šírkach a blízko rovníka - na východe. Nazývajú sa tryskové prúdy.
Tropopauza.
Na hornej hranici troposféry (tropopauza) teplota dosahuje svoju minimálnu hodnotu pre spodnú atmosféru. Ide o prechodnú vrstvu medzi troposférou a stratosférou nad ňou. Hrúbka tropopauzy je od stoviek metrov do 1,5–2 km a teplota a nadmorská výška sú v rozmedzí od 190 do 220 K a od 8 do 18 km v závislosti od zemepisnej šírky a ročného obdobia. V miernych a vysokých zemepisných šírkach je v zime o 1–2 km nižšia ako v lete a teplejšia o 8–15 K. V trópoch sú sezónne zmeny oveľa menšie (nadmorská výška 16-18 km, teplota 180-200 K). Vyššie prúdové prúdy sú možné prasknutia tropopauzy.
Voda v zemskej atmosfére.
Najdôležitejšou črtou zemskej atmosféry je prítomnosť značného množstva vodnej pary a vody vo forme kvapiek, čo je najjednoduchšie pozorovať vo forme oblakov a oblačných štruktúr. Stupeň pokrytia oblohy oblačnosťou (v určitom okamihu alebo v priemere za určité časové obdobie), vyjadrený v 10-bodovej škále alebo v percentách, sa nazýva oblačnosť. Tvar oblakov určuje medzinárodná klasifikácia. V priemere pokrývajú mraky asi polovicu zemegule. Oblačnosť je dôležitým faktorom počasia a klímy. V zime a v noci oblačnosť bráni znižovaniu teploty zemského povrchu a povrchovej vrstvy vzduchu, v lete a cez deň oslabuje ohrievanie zemského povrchu slnečnými lúčmi, čím sa zjemňuje klíma vo vnútri kontinentov. .
Mraky.
Oblaky sú zhluky vodných kvapiek suspendovaných v atmosfére (vodné oblaky), ľadových kryštálikov (ľadové oblaky) alebo oboch spolu (zmiešané oblaky). Zväčšovaním kvapiek a kryštálov vypadávajú z oblakov vo forme zrážok. Oblaky sa tvoria hlavne v troposfére. Vznikajú kondenzáciou vodnej pary vo vzduchu. Priemer kvapiek oblaku je rádovo niekoľko mikrónov. Obsah kvapalnej vody v oblakoch je od zlomkov po niekoľko gramov na m3. Oblaky sa rozlišujú podľa výšky: Podľa medzinárodnej klasifikácie existuje 10 rodov oblakov: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratocumulus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
Perleťové oblaky možno pozorovať aj v stratosfére a nočné svietiace oblaky v mezosfére.
Cirrusové oblaky sú priehľadné oblaky vo forme tenkých bielych vlákien alebo závoja s hodvábnym leskom, ktorý nevytvára žiadny tieň. Cirrusové oblaky sú zložené z ľadových kryštálov, ktoré sa tvoria v hornej troposfére pri veľmi nízkych teplotách. Niektoré typy cirrusových oblakov slúžia ako predzvesť zmien počasia.
Oblaky Cirrocumulus sú hrebene alebo vrstvy tenkých bielych oblakov v hornej troposfére. Oblaky Cirrocumulus sú postavené z malých prvkov vo forme vločiek, vlniek, malých guľôčok bez tieňov a pozostávajú prevažne z ľadových kryštálikov.
Oblaky Cirrostratus sú belavý polopriehľadný závoj v hornej troposfére, zvyčajne vláknitý, niekedy difúzny, pozostávajúci z malých ihličkovitých alebo stĺpcových ľadových kryštálikov.
Altocumulus oblaky sú biele, sivé alebo bielosivé oblaky v dolnej a strednej troposfére. Oblaky Altocumulus majú podobu vrstiev a hrebeňov, akoby boli postavené z dosiek ležiacich nad sebou, zaoblených hmôt, šácht, vločiek. Altocumulus sa vytvára počas intenzívnej konvekčnej aktivity a zvyčajne pozostáva z podchladených kvapiek vody.
Altostratus oblaky sú sivasté alebo modrasté oblaky vláknitej alebo jednotnej štruktúry. Oblaky Altostratus sú pozorované v strednej troposfére, siahajú niekoľko kilometrov na výšku a niekedy tisíce kilometrov v horizontálnom smere. Zvyčajne sú vysokovrstvové oblaky súčasťou frontálnych oblakových systémov spojených so vzostupnými pohybmi vzdušných hmôt.
Stratusové oblaky sú nízka (od 2 km a viac) amorfná vrstva oblakov jednotnej šedej farby, ktorá spôsobuje prudký dážď alebo sneženie. Oblaky Nimbostratus sú vysoko vyvinuté vertikálne (až niekoľko kilometrov) a horizontálne (niekoľko tisíc kilometrov); pozostávajú z podchladených kvapiek vody zmiešaných so snehovými vločkami, ktoré sú zvyčajne spojené s atmosférickými frontami.
Stratusové oblaky - oblaky nižšej úrovne vo forme rovnomernej vrstvy bez určitých obrysov, sivé. Výška stratusových oblakov nad zemským povrchom je 0,5–2 km. Zo stratusových mrakov občas mrholenie.
Kupovité oblaky sú husté, jasné biele oblaky počas dňa s výrazným vertikálnym vývojom (až 5 km a viac). Vrcholom kupovitých oblakov sú kupoly alebo veže so zaoblenými obrysmi. Kumulové oblaky sa zvyčajne javia ako konvekčné oblaky v masách studeného vzduchu.
Oblaky Stratocumulus sú nízke (pod 2 km) oblaky vo forme sivých alebo bielych nevláknitých vrstiev alebo hrebeňov okrúhlych veľkých blokov. Vertikálna hrúbka stratokumulu je nízka. Oblaky stratocumulus občas poskytujú slabé zrážky.
Oblaky Cumulonimbus sú mohutné a husté oblaky so silným vertikálnym vývojom (až do nadmorskej výšky 14 km), ktoré poskytujú výdatné zrážky s búrkami, krupobitím, búrkami. Oblaky Cumulonimbus sa vyvíjajú zo silných kopovitých oblakov, ktoré sa od nich líšia v hornej časti, pozostávajúce z ľadových kryštálov.
Stratosféra.
Cez tropopauzu v priemere vo výškach od 12 do 50 km prechádza troposféra do stratosféry. V spodnej časti cca 10 km, t.j. do výšok asi 20 km je izotermický (teplota je asi 220 K). Potom rastie s výškou a dosahuje maximálne asi 270 K v nadmorskej výške 50–55 km. Tu je hranica medzi stratosférou a vyššie položenou mezosférou, nazývaná stratopauza .
V stratosfére je oveľa menej vodnej pary. Napriek tomu sú niekedy pozorované - tenké priesvitné perleťové oblaky, ktoré sa občas objavia v stratosfére vo výške 20-30 km. Perleťové oblaky sú viditeľné na tmavej oblohe po západe slnka a pred východom slnka. Tvarom perleťové oblaky pripomínajú oblaky cirrus a cirrocumulus.
Stredná atmosféra (mezosféra).
Vo výške asi 50 km začína mezosféra od vrcholu širokého teplotného maxima . Dôvod zvýšenia teploty v oblasti tohto maxima je exotermická (t.j. sprevádzaná uvoľňovaním tepla) fotochemická reakcia rozkladu ozónu: О 3 + hv® О 2 + O. Ozón vzniká fotochemickým rozkladom molekulárneho kyslíka О 2
Asi 2+ hv® О + О a následná reakcia trojitej zrážky atómu a molekuly kyslíka s nejakou treťou molekulou M.
O + 02 + M®03 + M
Ozón nenásytne pohlcuje ultrafialové žiarenie v rozsahu od 2000 do 3000 Å a toto žiarenie ohrieva atmosféru. Ozón vo vyšších vrstvách atmosféry slúži ako akýsi štít, ktorý nás chráni pred pôsobením ultrafialového žiarenia zo Slnka. Bez tohto štítu by rozvoj života na Zemi v jeho moderných podobách bol sotva možný.
Vo všeobecnosti v celej mezosfére teplota atmosféry klesá na svoju minimálnu hodnotu asi 180 K na hornej hranici mezosféry (nazývaná mezopauza, nadmorská výška asi 80 km). V blízkosti mezopauzy, vo výškach 70 – 90 km, sa môže objaviť veľmi tenká vrstva ľadových kryštálikov a čiastočiek sopečného a meteoritového prachu, ktorú možno pozorovať ako prekrásnu podívanú na noctilentné oblaky. krátko po západe slnka.
V mezosfére sa väčšinou spaľujú malé pevné častice meteoritu, ktoré dopadajú na Zem, čo spôsobuje fenomén meteorov.
Meteory, meteority a ohnivé gule.
Vzplanutia a iné javy v hornej atmosfére Zeme spôsobené vniknutím pevných kozmických častíc alebo telies do nej rýchlosťou 11 km/sa vyššou sa nazývajú meteoroidy. Objaví sa pozorovateľná stopa jasného meteoru; najmocnejšie javy, často sprevádzané pádom meteoritov, sú tzv ohnivé gule; výskyt meteorov je spojený s meteorickými rojmi.
Meteorický roj:
1) fenomén viacnásobných dopadov meteorov počas niekoľkých hodín alebo dní z jedného radiantu.
2) roj meteoroidov pohybujúcich sa na jednej dráhe okolo Slnka.
Systematický výskyt meteorov v určitej oblasti oblohy a v určitých dňoch v roku spôsobený priesečníkom zemskej obežnej dráhy so spoločnou obežnou dráhou mnohých meteoritových telies pohybujúcich sa približne rovnakými a rovnako smerovanými rýchlosťami, pretože ktoré ich cesty na oblohe akoby vychádzajú z jedného spoločného bodu (žiariaceho) ... Sú pomenované podľa súhvezdia, kde sa radiant nachádza.
Meteorické roje sú pôsobivé svojimi svetelnými efektmi, no jednotlivé meteory vidieť len zriedka. Oveľa početnejšie sú neviditeľné meteory, príliš malé na to, aby boli rozoznateľné, keď ich pohltí atmosféra. Niektoré z najmenších meteorov sa pravdepodobne vôbec nezohrievajú, ale sú zachytené iba atmosférou. Tieto malé častice s veľkosťou od niekoľkých milimetrov do desaťtisícin milimetra sa nazývajú mikrometeority. Množstvo meteorickej hmoty vstupujúcej do atmosféry každý deň sa pohybuje od 100 do 10 000 ton a väčšina tejto hmoty pripadá na mikrometeority.
Keďže meteorická látka čiastočne horí v atmosfére, jej plynné zloženie je doplnené stopami rôznych chemických prvkov. Napríklad kamenné meteory prinášajú lítium do atmosféry. Spaľovanie kovových meteorov vedie k tvorbe drobných guľovitých železných, železo-niklových a iných kvapôčok, ktoré prechádzajú atmosférou a ukladajú sa na zemský povrch. Možno ich nájsť v Grónsku a Antarktíde, kde ľadové štíty zostávajú roky takmer nezmenené. Oceánológovia ich nachádzajú v sedimentoch oceánskeho dna.
Väčšina meteorických častíc, ktoré vstúpia do atmosféry, sa usadí do 30 dní. Niektorí vedci sa domnievajú, že tento kozmický prach hrá dôležitú úlohu pri tvorbe atmosférických javov, ako je dážď, keďže slúži ako zárodky kondenzácie vodnej pary. Preto sa predpokladá, že zrážky sú štatisticky spojené s veľkými meteorickými rojmi. Niektorí odborníci sa však domnievajú, že vzhľadom na to, že celkový príjem meteorickej hmoty je mnohonásobne väčší ako pri najväčšom meteorickom roji, možno zanedbať zmenu celkového množstva tejto hmoty v dôsledku jedného takéhoto dažďa.
Niet pochýb o tom, že najväčšie mikrometeority a viditeľné meteority zanechávajú dlhé stopy ionizácie vo vysokých vrstvách atmosféry, najmä v ionosfére. Takéto stopy možno použiť na rádiovú komunikáciu na veľké vzdialenosti, pretože odrážajú vysokofrekvenčné rádiové vlny.
Energia meteorov vstupujúcich do atmosféry sa vynakladá hlavne a možno úplne na jej zahrievanie. Toto je jedna z vedľajších zložiek tepelnej rovnováhy atmosféry.
Meteorit je prirodzene sa vyskytujúca pevná látka, ktorá spadla na povrch Zeme z vesmíru. Zvyčajne sa rozlišuje kameň, železo-kameň a železné meteority. Posledne menované pozostávajú hlavne zo železa a niklu. Väčšina nájdených meteoritov váži od niekoľkých gramov do niekoľkých kilogramov. Najväčší nájdený, železný meteorit Goba, váži asi 60 ton a stále leží tam, kde bol objavený v Južnej Afrike. Väčšina meteoritov sú fragmenty asteroidov, ale niektoré meteority mohli prísť na Zem z Mesiaca a dokonca aj z Marsu.
Bolid je veľmi jasný meteor, niekedy pozorovaný aj cez deň, často za sebou zanecháva dymovú stopu a sprevádzajú ho zvukové javy; často končí pádom meteoritov.
Termosféra.
Nad teplotným minimom mezopauzy začína termosféra, v ktorom teplota najskôr pomaly a potom rýchlo začne opäť stúpať. Dôvodom je absorpcia ultrafialového žiarenia zo Slnka vo výškach 150–300 km v dôsledku ionizácie atómového kyslíka: O + hv® О ++ e.
V termosfére teplota plynule stúpa do nadmorskej výšky okolo 400 km, kde dosahuje v popoludňajších hodinách v epoche slnečnej aktivity maximum 1800 K. V epoche minima môže byť táto hraničná teplota nižšia ako 1000 K. Nad 400 km prechádza atmosféra do izotermickej exosféry. Kritická úroveň (základňa exosféry) je vo výške asi 500 km.
Polárna žiara a mnohé obežné dráhy umelých satelitov, ako aj noctilucentné oblaky – všetky tieto javy sa vyskytujú v mezosfére a termosfére.
Polárne svetlá.
Polárne žiary sú pozorované vo vysokých zemepisných šírkach počas porúch magnetického poľa. Môžu trvať niekoľko minút, ale často sú viditeľné aj niekoľko hodín. Polárne žiary sa veľmi líšia tvarom, farbou a intenzitou, pričom všetky sa niekedy v priebehu času veľmi rýchlo menia. Polárne spektrum pozostáva z emisných čiar a pásiem. V aurorálnom spektre sú niektoré emisie z nočnej oblohy zosilnené, predovšetkým zelené a červené čiary pri 5577 Á a l 6300 Á kyslíka. Stáva sa, že jedna z týchto línií je mnohonásobne intenzívnejšia ako druhá, a to určuje viditeľnú farbu vyžarovania: zelená alebo červená. Poruchy magnetického poľa sú tiež sprevádzané poruchami rádiovej komunikácie v polárnych oblastiach. Príčinou poruchy sú zmeny v ionosfére, čo znamená, že počas magnetických búrok funguje silný zdroj ionizácie. Zistilo sa, že silné magnetické búrky sa vyskytujú, keď sú blízko stredu slnečného disku prítomné veľké skupiny slnečných škvŕn. Pozorovania ukázali, že búrky nesúvisia so samotnými slnečnými škvrnami, ale so slnečnými erupciami, ktoré sa objavujú počas vývoja skupiny slnečných škvŕn.
Polárna žiara je spektrum svetla rôznej intenzity s rýchlymi pohybmi, ktoré sa pozoruje v oblastiach Zeme s vysokou zemepisnou šírkou. Vizuálna polárna žiara obsahuje zelené (5577Å) a červené (6300 / 6364Á) emisné čiary atómového kyslíka a molekulárne pásy N 2, ktoré sú excitované energetickými časticami slnečného a magnetosférického pôvodu. Tieto emisie sa zvyčajne zobrazujú vo výške okolo 100 km a viac. Termín optická polárna žiara sa používa na označenie vizuálnych polárnych žiar a ich emisného spektra od infračerveného po ultrafialové. Energia žiarenia v infračervenej časti spektra výrazne prevyšuje energiu viditeľnej oblasti. Keď sa objavili polárne žiary, emisie boli pozorované v ULF (
Skutočné formy polárnej žiary je ťažké klasifikovať; najčastejšie sa používajú tieto výrazy:
1. Pokojné jednotné oblúky alebo pruhy. Oblúk zvyčajne siaha ~ 1000 km v smere geomagnetickej rovnobežky (v polárnych oblastiach k Slnku) a má šírku od jedného do niekoľkých desiatok kilometrov. Pás je zovšeobecnením pojmu oblúk, zvyčajne nemá pravidelný oblúkovitý tvar, ale ohýba sa v tvare písmena S alebo v tvare špirál. Oblúky a pruhy sa nachádzajú v nadmorských výškach 100–150 km.
2. Lúče polárnej žiary . Tento termín označuje aurorálnu štruktúru pretiahnutú pozdĺž magnetických siločiar s vertikálnou dĺžkou od niekoľkých desiatok do niekoľkých stoviek kilometrov. Horizontálna dĺžka lúčov je malá, od niekoľkých desiatok metrov po niekoľko kilometrov. Lúče sa zvyčajne pozorujú v oblúkoch alebo ako samostatné štruktúry.
3. Škvrny alebo povrchy . Ide o izolované oblasti žiary, ktoré nemajú určitý tvar. Jednotlivé škvrny môžu súvisieť.
4. Závoj. Nezvyčajná forma polárnej žiary, čo je jednotná žiara, ktorá pokrýva veľké plochy oblohy.
Z hľadiska štruktúry sa polárne žiary delia na homogénne, plevové a žiarivé. Používajú sa rôzne výrazy; pulzujúci oblúk, pulzujúca plocha, difúzna plocha, žiarivý pás, drapéria a pod. Existuje klasifikácia polárnych žiarov podľa ich farby. Podľa tejto klasifikácie sú polárne žiary typu A... Horná časť alebo všetky sú červené (6300–6364 Å). Zvyčajne sa objavujú vo výškach 300–400 km s vysokou geomagnetickou aktivitou.
Typ Aurory V sú sfarbené v spodnej časti na červeno a sú spojené s luminiscenciou pásov prvého pozitívneho systému N2 a prvého negatívneho systému O2. Tieto formy polárnej žiary sa objavujú počas najaktívnejších fáz polárnej žiary.
Zóny polárne svetlá – ide o zóny maximálnej frekvencie výskytu polárnej žiary v noci, podľa pozorovateľov v pevnom bode na povrchu Zeme. Zóny sa nachádzajú na 67 ° severnej a južnej šírky a ich šírka je asi 6 °. Maximum výskytov polárnej žiary zodpovedajúcich danému momentu geomagnetického miestneho času sa vyskytuje v oválnych pásoch (aurorálny ovál), ktoré sú umiestnené asymetricky okolo severného a južného geomagnetického pólu. Polárny ovál je pevný v súradniciach zemepisnej šírky a času a polárna zóna je miestom bodov polnočnej oblasti oválu v súradniciach zemepisnej šírky a dĺžky. Oválny pás sa nachádza približne 23° od geomagnetického pólu v nočnom sektore a 15° v dennom sektore.
Ovál polárnej žiary a polárnych zón. Umiestnenie aurorálneho oválu závisí od geomagnetickej aktivity. S vysokou geomagnetickou aktivitou sa ovál stáva širším. Oblasti polárnej žiary alebo aurorálnych oválnych hraníc sú lepšie reprezentované hodnotou L 6,4 ako dipólovými súradnicami. Geomagnetické siločiary na hranici denného sektora aurorálneho oválu sa zhodujú s magnetopauza. Zmenu polohy aurorálneho oválu pozorujeme v závislosti od uhla medzi geomagnetickou osou a smerom Zeme – Slnka. Polárny ovál sa určuje aj na základe údajov o precipitácii častíc (elektrónov a protónov) určitých energií. Jeho polohu možno nezávisle určiť z údajov o hrot na dennej strane a v chvoste magnetosféry.
Denné kolísanie frekvencie výskytu polárnych žiaroviek v aurorálnej zóne má maximum o geomagnetickej polnoci a minimum v geomagnetické poludnie. Na rovníkovej strane oválu frekvencia výskytu polárnych žiaroviek prudko klesá, no forma denných variácií zostáva. Na polárnej strane oválu frekvencia výskytu polárnych žiaroviek postupne klesá a je charakterizovaná komplexnými dennými zmenami.
Intenzita polárnej žiary.
Intenzita Aurory sa určuje meraním povrchu zdanlivého jasu. Svetlosť povrchu ja polárna žiara v určitom smere je určená celkovou emisiou 4p ja fotón / (cm 2 s). Keďže táto hodnota nie je skutočným jasom povrchu, ale predstavuje emisiu zo stĺpca, pri štúdiu polárnych žiar sa zvyčajne používa jednotka fotón / (cm 2 stĺpec s). Zvyčajná jednotka na meranie celkovej emisie je Rayleigh (Rl) rovná 106 fotónov / (cm 2 · stĺpec · s). Praktickejšia jednotka intenzity polárnej žiary je určená emisiami jednej čiary alebo pásma. Napríklad intenzita polárnej žiary je určená medzinárodnými koeficientmi jasu (ICF) podľa údajov o intenzite zelenej čiary (5577 Å); 1 kRL = I MCQ, 10 kRL = II MCQ, 100 kRL = III MCQ, 1 000 CRL = IV MCQ (maximálna intenzita aurora borealis). Túto klasifikáciu nemožno použiť pre červené polárne žiary. Jedným z objavov éry (1957–1958) bolo stanovenie časopriestorového rozloženia polárnych žiaroviek vo forme oválu posunutého vzhľadom na magnetický pól. Z jednoduchých predstáv o kruhovom tvare rozloženia polárnej žiary vzhľadom na magnetický pól bol bol dokončený prechod k modernej fyzike magnetosféry. Česť objavu patrí O. Khoroshevovi a G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasof a množstvo ďalších bádateľov intenzívne rozvíjali myšlienky aurorálneho oválu. Polárny ovál predstavuje oblasť najintenzívnejšieho dopadu slnečného vetra na hornú atmosféru Zeme. Intenzita polárnej žiary je najväčšia na ovále a jej dynamiku nepretržite monitorujú satelity.
Stabilné polárne červené oblúky.
Pretrvávajúci polárny červený oblúk, inak nazývaný červený oblúk strednej šírky alebo M-oblúk, je subvizuálny (pod hranicou citlivosti oka) široký oblúk natiahnutý od východu na západ v dĺžke tisícok kilometrov a možno obopínajúci celú Zem. Zemepisná dĺžka oblúka je 600 km. Emisia zo stabilného aurorálneho červeného oblúka je prakticky monochromatická v červených líniách l 6300 Å a l 6364 Å. Nedávno boli tiež hlásené slabé emisné čiary pri 5577 Á (OI) a 1 4278 Á (N + 2). Pretrvávajúce červené oblúky sú klasifikované ako polárne žiary, ale objavujú sa v oveľa vyšších nadmorských výškach. Dolná hranica sa nachádza v nadmorskej výške 300 km, horná hranica je asi 700 km. Intenzita tichého aurorálneho červeného oblúka pri emisii l 6300 Á je od 1 do 10 kRl (typická hodnota je 6 kRl). Prah citlivosti oka pri tejto vlnovej dĺžke je asi 10 kRl, takže oblúky sú len zriedka pozorované vizuálne. Pozorovania však ukázali, že ich jasnosť je > 50 kRl v 10 % nocí. Obvyklá životnosť oblúkov je približne jeden deň a v nasledujúcich dňoch sa objavujú len zriedka. Rádiové vlny zo satelitov alebo rádiových zdrojov pretínajúce stabilné aurorálne červené oblúky sú náchylné na scintiláciu, čo naznačuje existenciu nepravidelností v hustote elektrónov. Teoretickým vysvetlením červených oblúkov je to, že vyhrievané elektróny oblasti F ionosféra spôsobuje nárast atómov kyslíka. Satelitné pozorovania ukazujú zvýšenie teploty elektrónov pozdĺž siločiar geomagnetického poľa, ktoré pretínajú stabilné aurorálne červené oblúky. Intenzita týchto oblúkov pozitívne koreluje s geomagnetickou aktivitou (búrky) a frekvencia výskytu oblúkov pozitívne koreluje s aktivitou tvorby slnečných škvŕn.
Zmena polárnej žiary.
Niektoré formy polárnej žiary zažívajú kváziperiodické a koherentné časové zmeny intenzity. Tieto polárne žiary s približne stacionárnou geometriou a rýchlymi periodickými zmenami vyskytujúcimi sa vo fáze sa nazývajú meniace sa polárne žiary. Sú klasifikované ako polárne žiary tvar R podľa Medzinárodného atlasu Aurora Borealis Podrobnejšie členenie meniacich sa polárnych žiaroviek:
R 1 (pulzujúca polárna žiara) je žiara s rovnomernými fázovými zmenami jasu v celej forme polárnej žiary. Podľa definície sa pri ideálnej pulzujúcej polárnej žiare dá oddeliť priestorová a časová časť pulzácie, t.j. jas ja(r, t)= ja s(r)· ja T(t). V typických polárnych svetlách R 1 dochádza k pulzáciám s frekvenciou 0,01 až 10 Hz nízkej intenzity (1–2 kRl). Väčšina polárnych žiar R 1 - sú to bodky alebo oblúky pulzujúce s periódou niekoľkých sekúnd.
R 2 (ohnivá polárna žiara). Tento výraz sa zvyčajne používa na označenie pohybov podobných plameňom, ktoré vypĺňajú nebeskú klenbu, a nie na opis jedného tvaru. Polárne žiary majú tvar oblúkov a zvyčajne sa pohybujú smerom nahor z výšky 100 km. Tieto polárne žiary sú pomerne zriedkavé a vyskytujú sa častejšie mimo polárnej žiary.
R 3 (blikajúca polárna žiara). Ide o polárne žiary s rýchlymi, nepravidelnými alebo pravidelnými zmenami jasu, ktoré vytvárajú dojem mihotavého plameňa naprieč nebeskou klenbou. Objavujú sa krátko pred rozpadom polárnej žiary. Bežne pozorovaná frekvencia variácií R 3 sa rovná 10 ± 3 Hz.
Termín prúdiaca polárna žiara, ktorý sa používa pre inú triedu pulzujúcich polárnych žiar, sa týka nepravidelných zmien jasu, ktoré sa rýchlo horizontálne pohybujú v oblúkoch a pásoch polárnej žiary.
Meniaca sa polárna žiara je jedným zo slnečno-pozemských javov sprevádzajúcich pulzácie geomagnetického poľa a polárneho röntgenového žiarenia, spôsobené zrážaním častíc slnečného a magnetosférického pôvodu.
Luminiscencia polárnej čiapky je charakterizovaná vysokou intenzitou pásu prvého negatívneho systému N + 2 (l 3914 Å). Zvyčajne sú tieto N + 2 pásy päťkrát intenzívnejšie ako zelená čiara OI l 5577 Å, absolútna intenzita luminiscencie polárnej čiapky je od 0,1 do 10 kPl (zvyčajne 1–3 kPl). S týmito polárnymi žiarami, ktoré sa objavujú počas periód PCA, rovnomerná žiara pokrýva celú polárnu čiapočku až po geomagnetickú šírku 60 ° vo výškach asi 30 až 80 km. Je generovaný najmä slnečnými protónmi a d-časticami s energiami 10–100 MeV, ktoré v týchto výškach vytvárajú maximálnu ionizáciu. V aurorálnych zónach je ešte jeden typ žiary, nazývaný plášťová aurora. Pre tento typ aurorálnej luminiscencie je denná maximálna intenzita v ranných hodinách 1–10 kRl a minimálna intenzita je päťkrát slabšia. Pozorovaní polárnej žiary v plášti sú málo, ich intenzita závisí od geomagnetickej a slnečnej aktivity.
Žiara atmosféry definované ako žiarenie generované a emitované atmosférou planéty. Ide o netepelné žiarenie z atmosféry, s výnimkou vyžarovania polárnych žiaroviek, výbojov bleskov a vyžarovania meteorických stôp. Tento výraz sa používa na označenie zemskej atmosféry (nočná žiara, súmrak a deň). Žiara atmosféry je len zlomkom svetla v atmosfére. Ďalšími zdrojmi sú svetlo hviezd, zodiakálne svetlo a denné svetlo rozptýlené zo Slnka. Žiara atmosféry môže niekedy predstavovať až 40 % celkového množstva svetla. Žiara atmosféry sa vyskytuje v atmosférických vrstvách rôznej výšky a hrúbky. Spektrum atmosférického žiarenia pokrýva vlnové dĺžky od 1000 Å do 22,5 µm. Hlavná emisná čiara v žiare atmosféry je l 5577 Å, ktorá sa objavuje vo výške 90–100 km vo vrstve hrubej 30–40 km. Vzhľad žiary je spôsobený mechanizmom Chempen založeným na rekombinácii atómov kyslíka. Ďalšie emisné čiary sú 1 6300 Á, objavujúce sa v prípade disociatívnej O + 2 rekombinácie a emisie NI 1 5198/5201 Á a NI 1 5890/5896 Á.
Intenzita žiary atmosféry sa meria v Rayleigh. Jas (v Rayleighových údajoch) sa rovná 4 pw, kde in je uhlová plocha, jas emitujúcej vrstvy v jednotkách 10 6 fotónov / (cm 2 · sr · s). Intenzita žiary závisí od zemepisnej šírky (rôzne pre rôzne emisie) a mení sa aj počas dňa s maximom blízko polnoci. Pozitívna korelácia bola zaznamenaná pre emisiu atmosféry l 5577 Å s počtom slnečných škvŕn a tokom slnečného žiarenia pri vlnovej dĺžke 10,7 cm Žiaru atmosféry pozorujeme pri satelitných experimentoch. Z vesmíru vyzerá ako svetelný kruh okolo Zeme a má zelenkastú farbu.
Ozonosféra.
Vo výškach 20–25 km sa dosahuje maximálna koncentrácia zanedbateľného množstva ozónu O 3 (až 2 × 10 –7 obsahu kyslíka!), ktorý vzniká vplyvom slnečného ultrafialového žiarenia vo výškach okolo 10. do 50 km, čím chráni planétu pred ionizujúcim slnečným žiarením. Napriek extrémne malému počtu molekúl ozónu chránia všetok život na Zemi pred ničivými účinkami krátkovlnného (ultrafialového a röntgenového) žiarenia zo Slnka. Ak umiestnite všetky molekuly na dno atmosféry, získate vrstvu s hrúbkou nie väčšou ako 3-4 mm! Vo výškach nad 100 km sa zvyšuje podiel ľahkých plynov a vo veľmi vysokých nadmorských výškach prevláda hélium a vodík; mnohé molekuly disociujú na samostatné atómy, ktoré sú ionizované tvrdým žiarením slnka a vytvárajú ionosféru. Tlak a hustota vzduchu v zemskej atmosfére klesá s výškou. V závislosti od rozloženia teplôt sa zemská atmosféra delí na troposféru, stratosféru, mezosféru, termosféru a exosféru. .
V nadmorskej výške 20-25 km je ozónová vrstva... Ozón sa tvorí v dôsledku rozpadu molekúl kyslíka po absorpcii ultrafialového žiarenia zo Slnka s vlnovými dĺžkami kratšími ako 0,1–0,2 mikrónu. Voľný kyslík sa spája s molekulami O 2 a vytvára ozón O 3, ktorý nenásytne absorbuje všetko ultrafialové svetlo kratšie ako 0,29 mikrónu. Molekuly ozónu O 3 sú ľahko zničené krátkovlnným žiarením. Ozónová vrstva preto napriek svojej riedkosti účinne pohlcuje ultrafialové žiarenie Slnka, ktoré prešlo cez vyššie a priehľadné vrstvy atmosféry. Vďaka tomu sú živé organizmy na Zemi chránené pred škodlivými účinkami ultrafialového svetla zo Slnka.
Ionosféra.
Žiarenie zo Slnka ionizuje atómy a molekuly atmosféry. Stupeň ionizácie sa stáva významným už vo výške 60 kilometrov a neustále rastie so vzdialenosťou od Zeme. V rôznych nadmorských výškach v atmosfére postupne prebiehajú procesy disociácie rôznych molekúl a následnej ionizácie rôznych atómov a iónov. Ide najmä o molekuly kyslíka O 2, dusíka N 2 a ich atómy. V závislosti od intenzity týchto procesov sa rôzne vrstvy atmosféry ležiace nad 60 kilometrov nazývajú ionosférické vrstvy. , a ich súhrn ionosférou . Spodná vrstva, ktorej ionizácia je nevýznamná, sa nazýva neutrosféra.
Maximálna koncentrácia nabitých častíc v ionosfére sa dosahuje vo výškach 300–400 km.
História štúdia ionosféry.
Hypotézu o existencii vodivej vrstvy v hornej atmosfére predložil v roku 1878 anglický vedec Stuart, aby vysvetlil vlastnosti geomagnetického poľa. Potom v roku 1902 nezávisle od seba Kennedy v USA a Heaviside v Anglicku poukázali na to, že na vysvetlenie šírenia rádiových vĺn na veľké vzdialenosti je potrebné predpokladať existenciu oblastí s vysokou vodivosťou vo vysokých vrstvách atmosféra. V roku 1923 akademik M. V. Shuleikin, berúc do úvahy vlastnosti šírenia rádiových vĺn rôznych frekvencií, dospel k záveru, že v ionosfére sú najmenej dve reflexné vrstvy. Potom v roku 1925 anglickí výskumníci Appleton a Barnett, ako aj Breit a Tuve, prvýkrát experimentálne dokázali existenciu oblastí odrážajúcich rádiové vlny a položili základ pre ich systematické štúdium. Odvtedy sa uskutočňuje systematické štúdium vlastností týchto vrstiev, všeobecne nazývaných ionosféra, ktoré zohrávajú podstatnú úlohu v množstve geofyzikálnych javov, ktoré podmieňujú odraz a absorpciu rádiových vĺn, čo je veľmi dôležité pre praktické účely, najmä na zabezpečenie spoľahlivej rádiovej komunikácie.
V 30. rokoch 20. storočia sa začalo so systematickým pozorovaním stavu ionosféry. U nás z iniciatívy M.A.Bonch-Bruevicha vznikli inštalácie na jeho impulzné ozvučenie. Boli skúmané mnohé všeobecné vlastnosti ionosféry, výšky a koncentrácia elektrónov v jej hlavných vrstvách.
Vo výškach 60–70 km sa pozoruje vrstva D, vo výškach 100–120 km vrstva E, vo výškach, vo výškach 180-300 km dvojvrstva F 1 a F 2. Hlavné parametre týchto vrstiev sú uvedené v tabuľke 4.
| Tabuľka 4 | ||||||
| Oblasť ionosféry | Maximálna výška, km | T i , K | deň | Noc 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 (zima) | 220–280 | 1000–2000 | 6 · 10 5 | 25 · 10 5 | ~10 5 | 2 · 10 –10 |
| F 2 (Leto) | 250–320 | 1000–2000 | 2 · 10 5 | 8 10 5 | ~ 3 · 10 5 | 10 –10 |
| n e- koncentrácia elektrónov, e - náboj elektrónov, T i Je teplota iónov, a΄ je rekombinačný koeficient (ktorý určuje n e a jeho zmena v čase) | ||||||
Priemerné hodnoty sú uvedené, pretože sa líšia pre rôzne zemepisné šírky, dennú dobu a ročné obdobia. Takéto údaje sú potrebné na zabezpečenie rádiovej komunikácie na veľké vzdialenosti. Používajú sa pri výbere prevádzkových frekvencií pre rôzne krátkovlnné rádiové spojenia. Poznanie ich zmien v závislosti od stavu ionosféry v rôznych denných dobách a v rôznych ročných obdobiach je mimoriadne dôležité pre zabezpečenie spoľahlivosti rádiovej komunikácie. Ionosféra je súbor ionizovaných vrstiev zemskej atmosféry, začínajúci vo výškach rádovo 60 km a siahajúci do výšok desiatok tisíc km. Hlavným zdrojom ionizácie zemskej atmosféry je ultrafialové a röntgenové žiarenie zo Slnka, ktoré sa vyskytuje najmä v slnečnej chromosfére a koróne. Okrem toho je stupeň ionizácie hornej atmosféry ovplyvnený slnečnými korpuskulárnymi prúdmi vznikajúcimi počas slnečných erupcií, ako aj kozmickým žiarením a meteorickými časticami.
Ionosférické vrstvy
- sú to oblasti v atmosfére, v ktorých sa dosahujú maximálne hodnoty koncentrácie voľných elektrónov (t.j. ich počet na jednotku objemu). Elektricky nabité voľné elektróny a (v menšej miere menej pohyblivé ióny) vznikajúce ionizáciou atómov atmosférických plynov, interagujúce s rádiovými vlnami (t. j. elektromagnetické kmitanie), môžu meniť svoj smer, odrážať alebo lámať a absorbovať ich energiu. V dôsledku toho sa pri príjme vzdialených rádiových staníc môžu vyskytnúť rôzne efekty, napríklad slabnutie rádiovej komunikácie, zvýšenie počuteľnosti vzdialených staníc, výpadky prúdu atď. javov.
Výskumné metódy.
Klasické metódy štúdia ionosféry zo Zeme sú redukované na pulzné ozvučenie - vysielanie rádiových impulzov a pozorovanie ich odrazov od rôznych vrstiev ionosféry s meraním doby oneskorenia a štúdiom intenzity a tvaru odrazených signálov. Meraním výšok odrazu rádiových impulzov pri rôznych frekvenciách, určením kritických frekvencií rôznych oblastí (nosná frekvencia rádiového impulzu sa nazýva kritická, pre ktorú sa daná oblasť ionosféry stáva transparentnou), je možné určiť hodnotu koncentrácie elektrónov vo vrstvách a efektívnych výšok pre dané frekvencie a zvoliť optimálne frekvencie pre dané rádiové cesty. S rozvojom raketovej techniky a s nástupom vesmírnej éry umelých zemských satelitov (AES) a iných kozmických lodí bolo možné priamo merať parametre blízkozemskej vesmírnej plazmy, ktorej spodnou časťou je ionosféra.
Merania koncentrácie elektrónov uskutočnené z paluby špeciálne vypustených rakiet a pozdĺž satelitných letových trás potvrdili a spresnili údaje predtým získané pozemnými metódami o štruktúre ionosféry, distribúcii koncentrácie elektrónov s výškou nad rôznych oblastiach Zeme a umožnili získať hodnoty koncentrácie elektrónov nad hlavným maximom - vrstvou F... Predtým to nebolo možné urobiť sondážnymi metódami založenými na pozorovaní odrazených krátkovlnných rádiových impulzov. Zistilo sa, že v niektorých oblastiach zemegule sú pomerne stabilné oblasti s nízkou koncentráciou elektrónov, pravidelné „ionosférické vetry“, v ionosfére vznikajú zvláštne vlnové procesy, ktoré nesú lokálne poruchy ionosféry tisíce kilometrov od miesta ich excitácie. , a oveľa viac. Vytvorenie obzvlášť vysoko citlivých prijímacích zariadení umožnilo prijímať na staniciach impulzného sondovania ionosféry príjem impulzných signálov, čiastočne odrazených od najnižších oblastí ionosféry (stanice čiastočných odrazov). Použitie výkonných impulzných inštalácií v metrových a decimetrových vlnových dĺžkach s využitím antén umožňujúcich vysokú koncentráciu vyžarovanej energie umožnilo pozorovať signály rozptýlené ionosférou v rôznych výškach. Štúdium vlastností spektier týchto signálov, ktoré nie sú koherentne rozptýlené elektrónmi a iónmi ionosférickej plazmy (na to boli použité stanice nekoherentného rozptylu rádiových vĺn), umožnilo určiť koncentráciu elektrónov a iónov, ich ekvivalentná teplota v rôznych výškach až do výšky niekoľko tisíc kilometrov. Ukázalo sa, že ionosféra je pre použité frekvencie celkom transparentná.
Koncentrácia elektrických nábojov (koncentrácia elektrónov sa rovná iónovej) v zemskej ionosfére vo výške 300 km je počas dňa asi 10 6 cm –3. Plazma tejto hustoty odráža rádiové vlny dlhšie ako 20 m a prenáša kratšie.
Typické vertikálne rozloženie koncentrácie elektrónov v ionosfére pre denné a nočné podmienky.
Šírenie rádiových vĺn v ionosfére.
Stabilný príjem vzdialených vysielacích staníc závisí od používaných frekvencií, ako aj od dennej doby, ročného obdobia a navyše od slnečnej aktivity. Slnečná aktivita výrazne ovplyvňuje stav ionosféry. Rádiové vlny vysielané pozemnou stanicou sa šíria priamočiaro ako všetky typy elektromagnetických vĺn. Treba však vziať do úvahy, že povrch Zeme aj ionizované vrstvy jej atmosféry slúžia ako platne obrovského kondenzátora, pôsobiaceho na ne ako pôsobenie zrkadiel na svetlo. Rádiové vlny, ktoré sa od nich odrážajú, môžu prejsť mnoho tisíc kilometrov, ohýbať sa okolo zemegule v obrovských skokoch stoviek a tisícok kilometrov, pričom sa odrážajú striedavo od vrstvy ionizovaného plynu a od povrchu Zeme alebo vody.
V 20. rokoch 20. storočia sa verilo, že rádiové vlny kratšie ako 200 m nie sú vo všeobecnosti vhodné na komunikáciu na veľké vzdialenosti kvôli silnej absorpcii. Prvé experimenty s diaľkovým príjmom krátkych vĺn cez Atlantik medzi Európou a Amerikou uskutočnili anglický fyzik Oliver Heaviside a americký elektrotechnik Arthur Kennelly. Nezávisle od seba predpokladali, že niekde okolo Zeme sa nachádza ionizovaná vrstva atmosféry schopná odrážať rádiové vlny. Volalo sa to Heaviside – Kennellyova vrstva a potom ionosféra.
Podľa moderných koncepcií sa ionosféra skladá z negatívne nabitých voľných elektrónov a kladne nabitých iónov, najmä molekulárneho kyslíka O + a oxidu dusíka NO +. Ióny a elektróny vznikajú v dôsledku disociácie molekúl a ionizácie atómov neutrálneho plynu slnečným röntgenovým a ultrafialovým žiarením. Na ionizáciu atómu je potrebné informovať ho o ionizačnej energii, ktorej hlavným zdrojom pre ionosféru je ultrafialové, röntgenové a korpuskulárne žiarenie Slnka.
Kým plynný obal Zeme osvetľuje Slnko, kontinuálne sa v ňom tvorí stále viac elektrónov, no zároveň sa časť elektrónov, zrážajúcich sa s iónmi, rekombinuje a opäť vznikajú neutrálne častice. Po západe slnka sa tvorba nových elektrónov takmer zastaví a počet voľných elektrónov sa začne znižovať. Čím viac voľných elektrónov je v ionosfére, tým lepšie sa od nej odrážajú vysokofrekvenčné vlny. S poklesom koncentrácie elektrónov je prenos rádiových vĺn možný len v nízkofrekvenčných rozsahoch. Preto je v noci spravidla možné prijímať vzdialené stanice len v rozsahu 75, 49, 41 a 31 m. Elektróny sú v ionosfére rozmiestnené nerovnomerne. Vo výške 50 až 400 km sa nachádza niekoľko vrstiev alebo oblastí so zvýšenou koncentráciou elektrónov. Tieto oblasti hladko prechádzajú jedna do druhej a rôznymi spôsobmi ovplyvňujú šírenie HF rádiových vĺn. Horná vrstva ionosféry je označená písmenom F... Tu je stupeň ionizácie najvyšší (podiel nabitých častíc je rádovo 10 – 4). Nachádza sa vo výške viac ako 150 km nad zemským povrchom a zohráva hlavnú reflexnú úlohu pri diaľkovom šírení rádiových vĺn vysokofrekvenčných KV pásiem. V letných mesiacoch sa oblasť F delí na dve vrstvy - F 1 a F 2. Vrstva F1 môže zaberať výšky od 200 do 250 km a vrstva F 2 takpovediac „pláva“ v nadmorskej výške 300–400 km. Zvyčajne vrstva F 2 je ionizovaný oveľa silnejšie ako vrstva F 1. Nočná vrstva F 1 zmizne a vrstvíme F 2 zostáva, pomaly stráca až 60 % svojho stupňa ionizácie. Pod vrstvou F sa vo výškach od 90 do 150 km nachádza vrstva E, ktorého ionizácia nastáva vplyvom mäkkého röntgenového žiarenia zo Slnka. Stupeň ionizácie vrstvy E je nižší ako stupeň ionizácie vrstvy F, cez deň dochádza pri odraze signálov od vrstvy k príjmu staníc nízkofrekvenčných KV pásiem 31 a 25 m. E... Zvyčajne ide o stanice umiestnené vo vzdialenosti 1000-1500 km. V noci vo vrstve E ionizácia prudko klesá, ale aj v tejto dobe naďalej zohráva významnú úlohu pri príjme signálov zo staníc v rozsahu 41, 49 a 75 m.
V regióne vzniká veľký záujem o príjem signálov vysokofrekvenčných KV pásiem 16, 13 a 11 m. E medzivrstvy (oblaky) silne zvýšenej ionizácie. Plocha týchto oblakov sa môže pohybovať od niekoľkých do stoviek kilometrov štvorcových. Táto vrstva so zvýšenou ionizáciou sa nazýva sporadická vrstva E a označené Es... Oblaky Es sa môžu pod vplyvom vetra pohybovať v ionosfére a dosahovať rýchlosť až 250 km/h. V lete, v stredných zemepisných šírkach, počas dňa je pôvod rádiových vĺn spôsobený oblakmi Es 15–20 dní za mesiac. V rovníkovej oblasti sa vyskytuje takmer vždy a vo vysokých zemepisných šírkach sa zvyčajne objavuje v noci. Niekedy v rokoch nízkej slnečnej aktivity, keď nie je prenos na vysokofrekvenčných KV pásmach, na pásmach 16, 13 a 11 m sa zrazu s dobrou hlasitosťou objavia vzdialené stanice, ktorých signály sa opakovane odrážajú od Es.
Najnižšia oblasť ionosféry je oblasť D nachádza sa v nadmorských výškach medzi 50 a 90 km. Voľných elektrónov je tu relatívne málo. Z oblasti D dlhé a stredné vlny sa dobre odrážajú a signály z nízkofrekvenčných HF staníc sú silne absorbované. Po západe slnka ionizácia veľmi rýchlo mizne a je možné prijímať vzdialené stanice v rozsahu 41, 49 a 75 m, ktorých signály sa odrážajú od vrstiev F 2 a E... Oddelené vrstvy ionosféry hrajú dôležitú úlohu pri šírení signálov HF rádiových staníc. Vplyv na rádiové vlny je spôsobený najmä prítomnosťou voľných elektrónov v ionosfére, aj keď mechanizmus šírenia rádiových vĺn je spojený s prítomnosťou veľkých iónov. Posledne menované sú tiež zaujímavé pri štúdiu chemických vlastností atmosféry, pretože sú aktívnejšie ako neutrálne atómy a molekuly. Chemické reakcie prebiehajúce v ionosfére hrajú dôležitú úlohu v jej energetickej a elektrickej rovnováhe.
Normálna ionosféra. Pozorovania realizované pomocou geofyzikálnych rakiet a satelitov priniesli množstvo nových informácií, ktoré naznačujú, že k ionizácii atmosféry dochádza pod vplyvom slnečného žiarenia širokého spektra. Jeho hlavná časť (viac ako 90 %) je sústredená vo viditeľnej časti spektra. Ultrafialové žiarenie s kratšou vlnovou dĺžkou a vyššou energiou ako fialové svetelné lúče vyžaruje vodík z vnútornej časti slnečnej atmosféry (chromosféry), zatiaľ čo röntgenové žiarenie, ktoré má ešte vyššiu energiu, je vyžarované plynmi z vonkajšieho obalu Slnka. Slnko (korona).
Normálny (priemerný) stav ionosféry je spôsobený konštantným silným žiarením. V normálnej ionosfére dochádza vplyvom dennej rotácie Zeme a sezónnych rozdielov v uhle dopadu slnečného žiarenia na poludnie k pravidelným zmenám, ale dochádza aj k nepredvídateľným a náhlym zmenám stavu ionosféry.
Poruchy v ionosfére.
Ako viete, na Slnku sa objavujú silné cyklicky sa opakujúce prejavy aktivity, ktoré dosahujú maximum každých 11 rokov. Pozorovania v rámci programu International Geophysical Year (IGY) sa zhodovali s obdobím najvyššej slnečnej aktivity za celé obdobie systematických meteorologických pozorovaní, t.j. zo začiatku 18. storočia. V obdobiach vysokej aktivity sa jas niektorých oblastí na Slnku niekoľkonásobne zvyšuje a prudko sa zvyšuje sila ultrafialového a röntgenového žiarenia. Takéto javy sa nazývajú slnečné erupcie. Trvajú od niekoľkých minút do jednej až dvoch hodín. Počas výbuchu slnečná plazma (hlavne protóny a elektróny) vybuchne a elementárne častice sa rútia do vesmíru. Elektromagnetické a korpuskulárne žiarenie Slnka v momentoch takýchto erupcií má silný vplyv na zemskú atmosféru.
Počiatočná reakcia je zaznamenaná 8 minút po prepuknutí, keď Zem dosiahne intenzívne ultrafialové a röntgenové žiarenie. V dôsledku toho ionizácia prudko stúpa; Röntgenové lúče prenikajú atmosférou až k spodnej hranici ionosféry; počet elektrónov v týchto vrstvách narastá natoľko, že rádiové signály sú takmer úplne absorbované („zhasnuté“). Dodatočná absorpcia žiarenia spôsobuje zahrievanie plynu, čo prispieva k rozvoju vetrov. Ionizovaný plyn je elektrický vodič a pri jeho pohybe v magnetickom poli zeme sa prejaví účinok dynama a vzniká elektrický prúd. Takéto prúdy môžu zase spôsobiť citeľné poruchy v magnetickom poli a prejaviť sa vo forme magnetických búrok.
Štruktúra a dynamika hornej atmosféry je do značnej miery determinovaná nerovnovážnymi termodynamickými procesmi spojenými s ionizáciou a disociáciou slnečným žiarením, chemickými procesmi, excitáciou molekúl a atómov, ich deaktiváciou, kolíziami a inými elementárnymi procesmi. V tomto prípade sa stupeň nerovnovážneho stavu zvyšuje s výškou, ako klesá hustota. Do výšok 500–1000 km a často aj vyššie je stupeň nerovnovážneho stavu pre mnohé charakteristiky hornej atmosféry dostatočne malý, čo umožňuje použiť na jeho popis klasickú a hydrodynamickú hydrodynamiku, berúc do úvahy chemické reakcie.
Exosféra je vonkajšia vrstva zemskej atmosféry začínajúca vo výškach niekoľko stoviek kilometrov, z ktorej môžu ľahké, rýchlo sa pohybujúce vodíkové atómy unikať do vesmíru.
Edward Kononovič
Literatúra:
Pudovkin M.I. Základy slnečnej fyziky... SPb, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronómia dnes... Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Materiály na internete: http://ciencia.nasa.gov/
