Atmosferin oluşumu. Bugün, Dünya'nın atmosferi bir gaz karışımıdır - %78 azot, %21 oksijen ve karbondioksit gibi az miktarda diğer gazlar. Ancak gezegen ilk ortaya çıktığında atmosferde oksijen yoktu - aslında güneş sisteminde var olan gazlardan oluşuyordu.
Dünya, güneş nebulasından gezegenoidler olarak bilinen toz ve gazdan oluşan küçük kayalık cisimlerin birbiriyle çarpışması ve yavaş yavaş bir gezegen şeklini almasıyla ortaya çıkmıştır. Büyüdükçe, gezegenlerde sıkışan gazlar dışarı doğru fırladı ve dünyayı sardı. Bir süre sonra, ilk bitkiler oksijen salmaya başladı ve bozulmamış atmosfer, mevcut yoğun hava zarfına dönüştü.
atmosferin kökeni
- Küçük gezegenlerin yağmuru, 4,6 milyar yıl önce doğmakta olan Dünya'ya çarptı. Gezegenin içinde hapsolan güneş bulutsusu gazları, çarpışma sırasında kaçarak Dünya'nın nitrojen, karbondioksit ve su buharından oluşan ilkel atmosferini oluşturdu.
- Gezegenin oluşumu sırasında açığa çıkan ısı, ilkel atmosferin yoğun bulutlarından oluşan bir katman tarafından tutulur. Karbondioksit ve su buharı gibi sera gazları, ısının uzaya yayılmasını engeller. Dünyanın yüzeyi, kaynayan bir erimiş magma deniziyle dolu.
- Gezegenimsi çarpışmalar daha seyrek hale geldiğinde, Dünya soğumaya başladı ve okyanuslar ortaya çıktı. Su buharı kalın bulutlardan yoğunlaşır ve birkaç dönem süren yağmur yavaş yavaş ovaları sular altında bırakır. Böylece ilk denizler ortaya çıkar.
- Su buharı yoğunlaşıp okyanusları oluşturdukça hava temizlenir. Zamanla, karbon dioksit içlerinde çözülür ve şimdi atmosferde azot hakimdir. Oksijen eksikliği nedeniyle koruyucu bir ozon tabakası oluşmaz ve güneşin ultraviyole ışınları engellenmeden yeryüzüne ulaşır.
- Yaşam, antik okyanuslarda ilk milyar yıl içinde ortaya çıkar. En basit mavi-yeşil algler deniz suyuyla ultraviyole radyasyondan korunur. Enerji üretmek için güneş ışığını ve karbondioksiti kullanırlar ve bir yan ürün olarak oksijen açığa çıkar ve bu da yavaş yavaş atmosferde birikmeye başlar.
- Milyarlarca yıl sonra, oksijen açısından zengin bir atmosfer oluşur. Atmosferin üst katmanlarındaki fotokimyasal reaksiyonlar, zararlı ultraviyole ışığı saçan ince bir ozon tabakası oluşturur. Artık yaşam, okyanuslardan ve evrimin bir sonucu olarak birçok karmaşık organizmanın ortaya çıktığı karaya çıkabilir.
Milyarlarca yıl önce, kalın bir ilkel alg tabakası atmosfere oksijen salmaya başladı. Bu güne kadar stromatolit adı verilen fosiller şeklinde hayatta kaldılar.
volkanik kökenli
1. Eski, havasız Dünya. 2. Gazların patlaması.
Bu teoriye göre, genç Dünya gezegeninin yüzeyinde volkanlar aktif olarak patlıyordu. İlk atmosfer muhtemelen gezegenin silikon kabuğunda sıkışan gazların volkanların püskürtücülerinden dışarı çıkmasıyla oluştu.
Dünya atmosferinde O 2 birikimi:
1
... (3.85-2.45 milyar yıl önce) - O 2 üretilmedi
2
... (2.45-1.85 milyar yıl önce) O 2 üretildi ancak okyanus ve deniz dibi tarafından emildi
3
... (1.85-0.85 milyar yıl önce) O 2 okyanustan çıkar, ancak karadaki kayaların oksidasyonu sırasında ve ozon tabakasının oluşumu sırasında tüketilir.
4
... (0.85-0.54 milyar yıl önce) karadaki tüm kayalar oksitlenir, atmosferde O 2 birikimi başlar
5
... (0,54 milyar yıl önce - günümüze) modern dönemde, atmosferdeki O 2 içeriği stabilize olmuştur.
oksijen felaketi(oksijen devrimi) - Proterozoik'in en başında, yaklaşık 2,4 milyar yıl önce (sideria dönemi) meydana gelen Dünya atmosferinin bileşiminde küresel bir değişiklik. Oksijen Felaketi'nin sonucu, atmosferde serbest oksijenin ortaya çıkması ve atmosferin genel karakterinin indirgeyiciden oksitleyiciye değişmesiydi. Bir oksijen felaketi varsayımı, sedimantasyonun karakterindeki keskin bir değişiklik çalışmasına dayanarak yapıldı.
Atmosferin birincil bileşimi
Dünya'nın birincil atmosferinin tam bileşimi şu anda bilinmemektedir, ancak genel olarak mantonun gazdan arındırılması sonucu oluştuğu ve indirgeyici nitelikte olduğu kabul edilmektedir. Karbondioksit, hidrojen sülfür, amonyak, metan bazlıydı. Bu, aşağıdakiler tarafından desteklenir:
- yüzeyde açıkça oluşmuş oksitlenmemiş tortular (örneğin, oksijene dayanıklı olmayan piritten nehir çakılları);
- bilinen önemli oksijen kaynaklarının ve diğer oksidanların eksikliği;
- birincil atmosferin potansiyel kaynaklarının incelenmesi (volkanik gazlar, diğer gök cisimlerinin bileşimi).
Oksijen felaketinin nedenleri
Moleküler oksijenin tek önemli kaynağı biyosfer, daha doğrusu fotosentetik organizmalardır. Biyosferin varlığının başlangıcında ortaya çıkan fotosentetik arkebakteriler, hemen hemen kayaların, çözünmüş bileşiklerin ve atmosferik gazların oksidasyonu için harcanan oksijen üretti. Bakteri matlarının ("oksijen cepleri" olarak adlandırılan) sınırları dahilinde, yalnızca yerel olarak yüksek bir konsantrasyon oluşturuldu. Atmosferin yüzey kayaları ve gazları oksitlendikten sonra, oksijen atmosferde serbest halde birikmeye başladı.
Mikrobiyal topluluklardaki değişimi etkileyen olası faktörlerden biri, volkanik aktivitenin yok olmasının neden olduğu okyanusun kimyasal bileşimindeki değişiklikti.
Oksijen felaketinin sonuçları
biyosfer
O zamanın organizmalarının ezici çoğunluğu anaerobik olduğundan, önemli oksijen konsantrasyonlarında var olamadığından, topluluklarda küresel bir değişiklik meydana geldi: anaerobik toplulukların yerini aerobik topluluklar aldı, daha önce sadece "oksijen cepleri" ile sınırlıydı; tam tersine anaerobik topluluklar “anaerobik ceplere” geri itildiler (mecazi olarak konuşursak, “biyosfer ters çevrildi”). Daha sonra, atmosferdeki moleküler oksijenin varlığı, biyosferin sınırlarını önemli ölçüde genişleten ve daha enerjik olarak uygun (anaerobik ile karşılaştırıldığında) oksijen solunumunun yayılmasına yol açan bir ozon ekranının oluşumuna yol açtı.
litosfer
Oksijen felaketinin bir sonucu olarak, yerkabuğunun çoğunu oluşturan metamorfik ve tortul kayaçların neredeyse tamamı oksitlenir.
Görünüşe göre, 2.4 milyar yıl önce Dünya atmosferindeki serbest oksijen içeriğinde gözle görülür bir artış, bir denge durumundan diğerine çok hızlı bir geçişin sonucuydu. İlk seviye, şu anda gözlemlenenden yaklaşık 100.000 kat daha düşük, son derece düşük bir O2 konsantrasyonuna karşılık geldi. İkinci denge düzeyi, mevcut olanın 0,005'inden az olmayan daha yüksek bir konsantrasyonda elde edilebilir. Bu iki seviye arasındaki oksijen içeriği son derece kararsızdır. Böyle bir "kararlılık"ın varlığı, siyanobakterilerin (mavi-yeşil "algler") üretmeye başlamasından sonra en az 300 milyon yıl boyunca Dünya atmosferinde neden bu kadar az serbest oksijen bulunduğunu anlamayı mümkün kılar.
Şu anda, Dünya'nın atmosferi, siyanobakterilerin, alglerin ve daha yüksek bitkilerin fotosentezinin bir yan ürününden başka bir şey olmayan %20 serbest oksijendir. Popüler yayınlarda genellikle gezegenin akciğerleri olarak adlandırılan tropikal ormanlar tarafından çok fazla oksijen salınır. Ancak aynı zamanda tropik ormanların neredeyse bir yılda oluşturdukları oksijen kadar tüketmesi de sessizdir. Başta bakteri ve mantar olmak üzere bitmiş organik maddeyi ayrıştıran organizmaların solunumu için tüketilir. İçin, oksijenin atmosferde birikmeye başlaması için fotosentez sırasında oluşan maddenin en azından bir kısmının çevrimden uzaklaştırılması gerekir.- örneğin, alt çökeltilere girin ve onu aerobik olarak, yani oksijen tüketimi ile ayrıştıran bakterilere erişilemez hale gelir.
Oksijenik (yani "oksijen veren") fotosentezin toplam reaksiyonu şu şekilde yazılabilir:
CO 2 + H 2 O + hv→ (CH 2 O) + O 2,
nerede hv güneş ışığının enerjisidir ve (CH 2 O) organik maddenin genelleştirilmiş formülüdür. Solunum, aşağıdaki gibi yazılabilen ters işlemdir:
(CH 2 O) + O 2 → CO 2 + H 2 O.
Bu, organizmalar için gerekli enerjiyi serbest bırakacaktır. Bununla birlikte, aerobik solunum, yalnızca O2 konsantrasyonu mevcut seviyenin (Pasteur noktası olarak adlandırılan) 0,01'den az olmadığı zaman mümkündür. Anaerobik koşullar altında, organik madde fermantasyon yoluyla ayrışır ve bu sürecin son aşamalarında genellikle metan oluşur. Örneğin, asetat oluşumu yoluyla genelleştirilmiş metanojenez denklemi şöyle görünür:
2 (CH20) → CH3COOH → CH4 + CO2.
Fotosentez sürecini, organik maddenin anaerobik koşullar altında müteakip ayrışmasıyla birleştirirsek, toplam denklem şöyle görünecektir:
CO 2 + H 2 O + hv→ 1/2 CH 4 + 1/2 CO 2 + O 2.
Görünüşe göre, organik maddenin bu şekilde ayrıştırılması, eski biyosferdeki ana yoldu.
Oksijenin atmosfere girişi ile geri çekilmesi arasındaki mevcut dengenin nasıl kurulduğuna dair birçok önemli detay belirsizliğini koruyor. Gerçekten de, oksijen içeriğinde gözle görülür bir artış, sözde "Büyük Oksidasyon", sadece 2,4 milyar yıl önce meydana geldi, ancak oksijenik fotosentez yapan siyanobakterilerin 2,7 milyar yıl önce zaten oldukça fazla ve aktif olduğu kesin olarak bilinmesine rağmen ve daha da erken ortaya çıktılar - belki 3 milyar yıl önce. Böylece, sırasında en az 300 milyon yıl boyunca, siyanobakterilerin aktivitesi atmosferdeki oksijen içeriğinde bir artışa yol açmadı..
Herhangi bir nedenle net birincil üretimde radikal bir artışın (yani, siyanobakterilerin fotosentezi sırasında oluşan organik maddede bir artışın) aniden meydana geldiği varsayımı eleştiriye dayanamadı. Gerçek şu ki, fotosentez sırasında ağırlıklı olarak hafif karbon izotopu 12 C tüketilir ve ortamda daha ağır izotop 13 C'nin nispi içeriği artar Buna göre, biriken 13 C izotopunda organik madde içeren alt çökeltiler tüketilmelidir. suda karbonat oluşumuna devam eder. Bununla birlikte, atmosferdeki oksijen konsantrasyonundaki radikal değişikliklere rağmen, karbonatlardaki ve tortuların organik maddesindeki 12 C ve 13 C oranı değişmeden kalır. Bu, tüm noktanın О 2 kaynağında değil, jeokimyacıların dediği gibi, aniden önemli ölçüde azalan ve içindeki oksijen miktarında önemli bir artışa neden olan "akıntı" (atmosferden uzaklaştırma) olduğu anlamına gelir. atmosfer.
Genellikle, "Atmosferin büyük oksidasyonundan" hemen önce, oluşan tüm oksijenin, Dünya yüzeyinde oldukça az bulunan indirgenmiş demir bileşiklerinin (ve ardından kükürtün) oksidasyonu için harcandığına inanılır. Özellikle, sözde "bantlı demir cevherleri" oluştu. Ancak son zamanlarda, Doğu Anglia Üniversitesi (Norwich, Birleşik Krallık) Çevre Bilimleri Okulu'nda yüksek lisans öğrencisi olan Colin Goldblatt, aynı üniversiteden iki meslektaşıyla birlikte, dünya atmosferindeki oksijen içeriğinin olabileceği sonucuna vardı. iki denge durumundan birinde: ya çok küçük olabilir - şimdiye göre yaklaşık 100 bin kat daha az ya da zaten oldukça fazla (modern bir gözlemcinin bakış açısından yeterli olmasa da) - en az 0.005 olabilir mevcut seviye.
Önerilen modelde, özellikle serbest oksijen ve metan oranına dikkat ederek hem oksijenin hem de indirgenmiş bileşiklerin atmosfere salınımını dikkate aldılar. Oksijen konsantrasyonu mevcut seviyeden 0,0002'yi aşarsa, metanın bir kısmının reaksiyona göre metanotrof bakteriler tarafından zaten oksitlenebileceğini kaydettiler:
CH 4 + 2O 2 → CO 2 + 2H 2 O.
Ancak metanın geri kalanı (ve özellikle düşük oksijen konsantrasyonunda oldukça fazladır) atmosfere girer.
Tüm sistem termodinamik açısından dengesiz bir durumdadır. Bozulan dengeyi yeniden kurmanın ana mekanizması, üst atmosferdeki metanın bir hidroksil radikali tarafından oksitlenmesidir (bkz. Metanın atmosferdeki salınımları: insan ya da doğa - kim yapacak, "Elementler", 06.10.2006). Hidroksil radikalinin atmosferde ultraviyole radyasyonun etkisi altında oluştuğu bilinmektedir. Ancak atmosferde çok fazla oksijen varsa (mevcut seviyenin en az 0,005'i), üst katmanlarında Dünya'yı sert ultraviyole ışınlarından iyi koruyan ve aynı zamanda fizikokimyasal müdahaleye neden olan bir ozon ekranı oluşur. metan oksidasyonu.
Yazarlar, oksijenli fotosentezin kendi başına varlığının, ne oksijen açısından zengin bir atmosferin oluşumu için ne de bir ozon perdesinin oluşumu için yeterli bir koşul olmadığı konusunda biraz paradoksal bir sonuca varıyorlar. Bu durum, atmosferlerini incelemenin sonuçlarına dayanarak diğer gezegenlerde yaşamın varlığına dair işaretler bulmaya çalıştığımız durumlarda dikkate alınmalıdır.
Atmosfer, Dünya'nın oluşumuyla birlikte oluşmaya başladı. Gezegenin evrimi sırasında ve parametreleri modern değerlere yaklaştıkça, kimyasal bileşiminde ve fiziksel özelliklerinde temel olarak niteliksel değişiklikler meydana geldi. Evrimsel modele göre, Dünya erken bir aşamada erimiş haldeydi ve yaklaşık 4,5 milyar yıl önce katı olarak oluştu. Bu sınır jeolojik kronolojinin başlangıcı olarak alınır. O andan itibaren, atmosferin yavaş bir evrimi başladı. Bazı jeolojik süreçlere (örneğin, volkanik patlamalar sırasında lavların dökülmesi), Dünya'nın bağırsaklarından gazların salınması eşlik etti. Azot, amonyak, metan, su buharı, CO oksit ve karbondioksit CO2 içeriyorlardı. Güneş ultraviyole radyasyonunun etkisi altında, su buharı hidrojen ve oksijene ayrışır, ancak serbest kalan oksijen karbon monoksit ile reaksiyona girerek karbon dioksit oluşturur. Amonyak azot ve hidrojene ayrışır. Difüzyon sürecinde hidrojen yükseldi ve atmosferi terk etti ve daha ağır olan nitrojen kaçamadı ve yavaş yavaş birikerek ana bileşen haline geldi, ancak bir kısmı kimyasal reaksiyonlar sonucunda moleküllere bağlandı ( santimetre. ATMOSFERİN KİMYASI). Ultraviyole ışınlarının ve elektriksel deşarjların etkisi altında, Dünya'nın orijinal atmosferinde bulunan gazların bir karışımı, kimyasal reaksiyonlara girdi ve bunun sonucunda organik maddeler, özellikle amino asitler oluştu. İlkel bitkilerin ortaya çıkmasıyla, oksijen salınımının eşlik ettiği fotosentez süreci başladı. Bu gaz, özellikle atmosferin üst katmanlarına yayıldıktan sonra, alt katmanlarını ve Dünya yüzeyini yaşamı tehdit eden ultraviyole ve X ışınlarından korumaya başladı. Teorik tahminlere göre, şimdikinden 25.000 kat daha az olan oksijen içeriği, bugünün konsantrasyonunun sadece yarısı olan bir ozon tabakasının oluşmasına yol açabilir. Bununla birlikte, bu, organizmaların ultraviyole ışınlarının yıkıcı etkilerinden çok önemli bir koruma sağlamak için zaten yeterlidir.
Birincil atmosferin çok fazla karbondioksit içermesi muhtemeldir. Fotosentez sırasında tüketildi ve bitki dünyasının evrimi ile ve ayrıca belirli jeolojik süreçler sırasındaki absorpsiyon nedeniyle konsantrasyonunun azalması gerekiyordu. kadarıyla Sera etkisi Atmosferdeki karbondioksitin varlığı ile bağlantılı olarak, konsantrasyonundaki dalgalanmalar, Dünya tarihindeki bu tür büyük ölçekli iklim değişikliklerinin önemli nedenlerinden biridir; buz Devri.
Modern atmosferde bulunan helyum, çoğunlukla uranyum, toryum ve radyumun radyoaktif bozunmasının bir ürünüdür. Bu radyoaktif elementler, helyum atomlarının çekirdeği olan a parçacıkları yayar. Radyoaktif bozunma sırasında, her bir a parçacığının oluşumuyla bir elektrik yükü oluşmadığından ve kaybolmadığından, a parçacıklarıyla yeniden birleşerek nötr helyum atomları oluşturan iki elektron ortaya çıkar. Radyoaktif elementler, kayaların kalınlığında dağılmış minerallerde bulunur, bu nedenle radyoaktif bozunma sonucu oluşan helyumun önemli bir kısmı, atmosfere çok yavaş kaçarak içlerinde depolanır. Difüzyon nedeniyle belirli bir miktar helyum ekzosfere yükselir, ancak dünya yüzeyinden sürekli akış nedeniyle, bu gazın atmosferdeki hacmi neredeyse değişmeden kalır. Yıldız ışığının spektral analizine ve meteoritlerin çalışmasına dayanarak, Evrendeki çeşitli kimyasal elementlerin göreceli bolluğunu tahmin etmek mümkündür. Uzaydaki neon konsantrasyonu Dünya'dakinden yaklaşık on milyar kat, kripton on milyon kat ve ksenon bir milyon kat daha fazladır. Bundan, görünüşe göre başlangıçta Dünya atmosferinde bulunan ve kimyasal reaksiyonlar sürecinde yenilenmeyen bu atıl gazların konsantrasyonunun, muhtemelen Dünya'nın birincil atmosferini kaybetme aşamasında bile büyük ölçüde azaldığı sonucu çıkar. Bir istisna, inert gaz argonudur, çünkü potasyum izotopunun radyoaktif bozunması sırasında hala 40 Ar izotopu şeklinde oluşur.
Barometrik basınç dağılımı.
Atmosferik gazların toplam ağırlığı yaklaşık 4,5 · 10 15 tondur.Bu nedenle, birim alan başına atmosferin "ağırlığı" veya atmosfer basıncı, deniz seviyesinde yaklaşık 11 ton / m2 = 1,1 kg / cm2'dir. P 0 = 1033,23 g / cm2 = 1013.250 mbar = 760 mm Hg'ye eşit basınç. Sanat. = 1 atm, atmosfer basıncının standart ortalama değeri olarak alınır. Hidrostatik denge durumundaki atmosfer için: d P= –Rgd H, bu, yükseklik aralığında olduğu anlamına gelir Hönceki H+ gün H yer alır atmosfer basıncındaki değişim arasındaki eşitlik d P ve birim alan, yoğunluk r ve kalınlık d ile atmosferin karşılık gelen elementinin ağırlığı H. Basınç arasındaki ilişki olarak r ve sıcaklık T dünya atmosferi için oldukça geçerli olan, r yoğunluğuna sahip ideal bir gazın durum denklemi kullanılır: P= rR T/ m, burada m moleküler ağırlıktır ve R = 8.3 J / (K mol) evrensel gaz sabitidir. Sonra d günlüğü P= - (m g / RT) D H= - bd H= - d H/ H, logaritmik ölçekte basınç gradyanı nerede. Karşılıklı değeri H, atmosferin yüksekliğinin ölçeği olarak adlandırılmalıdır.
Bu denklemi izotermal bir atmosfer için entegre ederken ( T= const) veya böyle bir yaklaşımın kabul edilebilir olduğu kısmı için, yükseklikle barometrik bir basınç dağılımı yasası elde edilir: P = P 0 deneyim (- H/H 0) yüksekliklerin sayıldığı yer H standart ortalama basıncın olduğu okyanus seviyesinden üretilir P 0. İfade H 0 = R T/ mg, içindeki sıcaklığın her yerde aynı olması koşuluyla (izotermal atmosfer) atmosferin kapsamını karakterize eden yükseklik ölçeği olarak adlandırılır. Atmosfer izotermal değilse, sıcaklık değişimini yükseklikle ve parametreyi dikkate alarak entegre etmek gerekir. n- sıcaklıklarına ve ortamın özelliklerine bağlı olarak atmosfer katmanlarının bazı yerel özellikleri.
Standart atmosfer.
Atmosferin tabanındaki standart basınca karşılık gelen model (ana parametrelerin değer tablosu) r 0 ve kimyasal bileşime standart atmosfer denir. Daha doğrusu, deniz seviyesinin 2 km altından dünya atmosferinin dış sınırına kadar olan rakımlarda ortalama sıcaklık, basınç, yoğunluk, viskozite ve havanın diğer özelliklerinin değerlerinin verildiği koşullu bir atmosfer modelidir. 45 ° 32ў 33І enlem için. Tüm yüksekliklerde orta atmosferin parametreleri, ideal gaz hal denklemi ve barometrik yasa kullanılarak hesaplanır. deniz seviyesinde basıncın 1013,25 hPa (760 mm Hg) ve sıcaklığın 288,15 K (15,0 °C) olduğunu varsayarsak. Dikey sıcaklık dağılımının doğası gereği, ortalama atmosfer, her birinde sıcaklığın doğrusal bir yükseklik fonksiyonu ile yaklaşık olduğu birkaç katmandan oluşur. Tabakaların en alt tabakası olan troposferde (h Ј 11 km), her bir kilometre artış için sıcaklık 6,5 °C düşer. Yüksek rakımlarda, dikey sıcaklık gradyanının değeri ve işareti katmandan katmana değişir. 790 km'nin üzerinde, sıcaklık yaklaşık 1000 K'dir ve pratik olarak irtifa ile değişmez.
Standart atmosfer, tablolar şeklinde yayınlanan, periyodik olarak güncellenen, yasallaştırılmış bir standarttır.
| Tablo 1. DÜNYA ATMOSFERİNİN STANDART MODELİ... Tablo şunları gösterir: H- deniz seviyesinden yükseklik, r- baskı yapmak, T- sıcaklık, r - yoğunluk, n- birim hacimdeki molekül veya atom sayısı, H- yükseklik ölçeği, ben- serbest yol uzunluğu. Roket verilerinden elde edilen 80-250 km yükseklikteki basınç ve sıcaklık daha düşük değerlere sahiptir. 250 km'den daha yüksek yükseklikler için ekstrapolasyon değerleri çok doğru değildir. | ||||||
| H(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g/cm3) | n(cm –3) | H(km) | ben(santimetre) |
| 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 | |
Troposfer.
Sıcaklığın yükseklikle hızla azaldığı atmosferin en alt ve en yoğun tabakasına troposfer denir. Atmosferin toplam kütlesinin% 80'ini içerir ve kutup ve orta enlemlerde 8-10 km yüksekliğe ve tropik bölgelerde 16-18 km'ye kadar uzanır. Hemen hemen tüm hava oluşum süreçleri burada gelişir, Dünya ile atmosferi arasında ısı ve nem alışverişi meydana gelir, bulutlar oluşur, çeşitli meteorolojik olaylar ortaya çıkar, sis ve yağış meydana gelir. Dünya atmosferinin bu katmanları konvektif dengededir ve aktif karıştırma nedeniyle, esas olarak moleküler nitrojen (%78) ve oksijenden (%21) oluşan homojen bir kimyasal bileşime sahiptir. Doğal ve insan yapımı aerosol ve gaz halindeki hava kirleticilerinin ezici miktarı troposferde yoğunlaşmıştır. Troposferin alt kısmının 2 km kalınlığa kadar dinamikleri, daha sıcak bir ülkeden kızılötesi yoluyla ısı transferinin neden olduğu yatay ve dikey hava hareketlerini (rüzgarlar) belirleyen alttaki Dünya yüzeyinin özelliklerine bağlıdır. troposferde esas olarak buharlar, su ve karbondioksit (sera etkisi) tarafından emilen dünya yüzeyinin radyasyonu. Sıcaklığın yükseklikle dağılımı, türbülanslı ve konvektif karışımın bir sonucu olarak belirlenir. Ortalama olarak, yaklaşık 6,5 K / km yükseklikte sıcaklıktaki bir düşüşe karşılık gelir.
Yüzey sınır tabakasındaki rüzgar hızı önce yükseklikle hızla büyür ve bunun üzerinde kilometrede 2-3 km / s artmaya devam eder. Bazen troposferde, batıda orta enlemlerde ve ekvatorun yakınında - doğuda dar gezegen akışları (30 km / s'den daha hızlı) vardır. Bunlara jet akımları denir.
Tropopoz.
Troposferin üst sınırında (tropopoz), sıcaklık, alt atmosfer için minimum değerine ulaşır. Troposfer ile üstündeki stratosfer arasında bir geçiş tabakasıdır. Tropopozun kalınlığı yüzlerce metreden 1.5-2 km'ye kadardır ve sıcaklık ve yükseklik, enlem ve mevsime bağlı olarak sırasıyla 190 ila 220 K ve 8 ila 18 km arasındadır. Kışın ılıman ve yüksek enlemlerde, yaza göre 1-2 km daha düşük ve 8-15 K daha sıcaktır. Tropiklerde mevsimsel değişiklikler çok daha azdır (yükseklik 16-18 km, sıcaklık 180-200 K). Üstünde jet akımları tropopoz yırtılmaları mümkündür.
Dünya atmosferinde su.
Dünya atmosferinin en önemli özelliği, bulutlar ve bulut yapıları şeklinde gözlemlenmesi en kolay olan damlacık halinde önemli miktarda su buharı ve su bulunmasıdır. 10 puanlık bir ölçekte veya yüzde olarak ifade edilen gökyüzünün bulutlarla (belirli bir anda veya belirli bir süre boyunca ortalama olarak) kapsanma derecesine bulutluluk denir. Bulutların şekli uluslararası sınıflandırma ile belirlenir. Ortalama olarak, bulutlar dünyanın yaklaşık yarısını kaplar. Bulutluluk hava ve iklimde önemli bir faktördür. Kış ve gece, bulutluluk, dünya yüzeyinin ve havanın yüzey tabakasının sıcaklığının düşmesini engeller, yaz aylarında ve gündüzleri, dünya yüzeyinin güneş ışınlarıyla ısınmasını zayıflatır, kıtaların içindeki iklimi yumuşatır. .
Bulutlar.
Bulutlar, atmosferde (su bulutları), buz kristalleri (buz bulutları) veya her ikisinde (karışık bulutlar) asılı duran su damlacıkları kümeleridir. Damlaların ve kristallerin genişlemesi ile bulutlardan yağış şeklinde düşerler. Bulutlar esas olarak troposferde oluşur. Havadaki su buharının yoğunlaşmasından kaynaklanırlar. Bulut damlacıklarının çapı birkaç mikron mertebesindedir. Bulutlardaki sıvı su içeriği, m3 başına kesirlerden birkaç grama kadardır. Bulutlar yüksekliklerine göre ayırt edilir: Uluslararası sınıflandırmaya göre 10 tür bulut vardır: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratocumulus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
Stratosferde sedefli bulutlar ve mezosferde noctilucent bulutlar da gözlenir.
Cirrus bulutları, ince beyaz iplikler veya ipeksi bir parlaklığa sahip bir örtü şeklinde gölge vermeyen şeffaf bulutlardır. Sirüs bulutları, çok düşük sıcaklıklarda üst troposferde oluşan buz kristallerinden oluşur. Bazı sirrus bulutları, hava değişikliklerinin habercisi olarak hizmet eder.
Cirrocumulus bulutları, üst troposferdeki ince beyaz bulutların sırtları veya katmanlarıdır. Cirrocumulus bulutları, pullar, dalgalanmalar, gölgesiz küçük toplar şeklinde küçük elementlerden oluşur ve esas olarak buz kristallerinden oluşur.
Sirrostratus bulutları, üst troposferde, genellikle lifli, bazen dağınık, küçük iğne benzeri veya sütunlu buz kristallerinden oluşan beyazımsı yarı saydam bir örtüdür.
Altocumulus bulutları, alt ve orta troposferde beyaz, gri veya beyaz-gri bulutlardır. Altocumulus bulutları, sanki üst üste uzanan plakalardan, yuvarlak kütlelerden, şaftlardan, pullardan yapılmış gibi katmanlar ve sırtlar şeklindedir. Altocumulus bulutları yoğun konvektif aktivite sırasında oluşur ve genellikle aşırı soğutulmuş su damlacıklarından oluşur.
Altostratus bulutları, filamentli veya tek biçimli yapıya sahip grimsi veya mavimsi bulutlardır. Altostratus bulutları orta troposferde gözlenir, birkaç kilometre yüksekliğinde ve bazen yatay yönde binlerce kilometre uzanır. Genellikle, çok katmanlı bulutlar, hava kütlelerinin yükselen hareketleriyle ilişkili ön bulut sistemlerinin bir parçasıdır.
Stratus bulutları, şiddetli yağmur veya kar oluşturan, tek tip gri renkte alçak (2 km ve daha fazla) amorf bir bulut tabakasıdır. Nimbostratus bulutları dikey olarak (birkaç kilometreye kadar) ve yatay olarak (birkaç bin kilometreye kadar) oldukça gelişmiştir; genellikle atmosferik cephelerle ilişkili kar taneleri ile karıştırılmış aşırı soğutulmuş su damlacıklarından oluşurlar.
Stratus bulutları - belirli ana hatları olmayan tek tip bir katman şeklinde alt katmanın bulutları, gri. Stratus bulutlarının dünya yüzeyinden yüksekliği 0,5-2 km'dir. Ara sıra çiseleyen yağmur stratus bulutlarından düşer.
Kümülüs bulutları, gün boyunca belirgin dikey gelişim gösteren (5 km veya daha fazla) yoğun, parlak beyaz bulutlardır. Kümülüs bulutlarının tepeleri yuvarlak hatlara sahip kubbeler veya kulelerdir. Kümülüs bulutları genellikle soğuk hava kütlelerinde konveksiyon bulutları olarak görünür.
Stratocumulus bulutları, gri veya beyaz lifsiz katmanlar veya yuvarlak büyük bloklardan oluşan sırtlar şeklinde alçak (2 km'nin altında) bulutlardır. Stratocumulusun dikey kalınlığı düşüktür. Nadiren stratocumulus bulutları hafif yağış verir.
Cumulonimbus bulutları, güçlü bir dikey gelişime sahip (14 km yüksekliğe kadar) güçlü ve yoğun bulutlardır ve gök gürültülü sağanak yağışlar, dolu, fırtınalar ile bol yağış sağlar. Cumulonimbus bulutları, üst kısımda onlardan farklı olarak buz kristallerinden oluşan güçlü kümülüs bulutlarından gelişir.
Stratosfer.
Tropopoz boyunca, ortalama olarak 12 ila 50 km arasındaki yüksekliklerde, troposfer stratosfere geçer. Alt kısımda, yaklaşık 10 km, yani. yaklaşık 20 km yüksekliğe kadar izotermaldir (sıcaklık yaklaşık 220 K'dir). Daha sonra yükseklikle büyür, 50-55 km yükseklikte maksimum 270 K'ye ulaşır. İşte stratosfer ile stratopoz adı verilen daha yüksek mezosfer arasındaki sınır. .
Stratosferde çok daha az su buharı vardır. Bununla birlikte, bazen gözlemlenirler - ara sıra stratosferde 20-30 km yükseklikte görünen ince yarı saydam sedefli bulutlar. Gün batımından sonra ve gün doğumundan önce karanlık gökyüzünde sedefli bulutlar görülür. Şekil olarak, sedefli bulutlar cirrus ve cirrocumulus bulutlarına benzer.
Orta atmosfer (mezosfer).
Yaklaşık 50 km yükseklikte, mezosfer, geniş bir sıcaklık maksimumunun zirvesinden başlar. . Bu maksimum bölgede sıcaklıktaki artışın nedeni ozon dekompozisyonunun ekzotermik (yani ısı salınımının eşlik ettiği) fotokimyasal reaksiyonudur: О 3 + hv® О 2 + O. Ozon, moleküler oksijenin fotokimyasal bozunmasından kaynaklanır О 2
Yaklaşık 2 + hv® О + О ve bir atom ve bir oksijen molekülünün üçüncü bir molekül M ile üçlü çarpışmasının müteakip reaksiyonu.
O + O 2 + M ® O 3 + M
Ozon 2000 ila 3000 Å aralığındaki ultraviyole radyasyonu açgözlülükle emer ve bu radyasyon atmosferi ısıtır. Üst atmosferdeki ozon, bizi Güneş'ten gelen ultraviyole radyasyonun etkisinden koruyan bir tür kalkan görevi görür. Bu kalkan olmadan, dünyadaki yaşamın modern formlarında gelişmesi pek mümkün olmazdı.
Genel olarak, mezosfer boyunca, atmosferik sıcaklık, mezosferin üst sınırında (mezopoz olarak adlandırılır, yaklaşık 80 km yükseklikte) minimum 180 K değerine düşer. Mezopoz civarında, 70-90 km rakımlarda, çok ince bir buz kristalleri tabakası ve volkanik ve göktaşı tozu parçacıkları görünebilir, güzel bir noctilucent bulut gösterisi olarak gözlemlenir. gün batımından kısa bir süre sonra.
Mezosferde, çoğunlukla, Dünya'ya düşen küçük katı göktaşı parçacıkları yakılarak meteor fenomenine neden olur.
Meteorlar, meteorlar ve ateş topları.
Katı kozmik parçacıklar veya cisimler tarafından 11 km / s ve daha yüksek bir hızda Dünya'nın üst atmosferine girmesinin neden olduğu işaret fişekleri ve diğer olaylara meteoroidler denir. Gözlenebilir, parlak bir meteor izi belirir; genellikle meteorların düşmesinin eşlik ettiği en güçlü fenomenlere denir ateş topları; meteorların görünümü meteor yağmurları ile ilişkilidir.
Meteor yağmuru:
1) bir radyanttan birkaç saat veya gün boyunca meteorların çoklu etkileri olgusu.
2) Güneş'in etrafında bir yörüngede hareket eden bir göktaşı sürüsü.
Dünyanın yörüngesinin, yaklaşık olarak aynı ve eşit yönlendirilmiş hızlarda hareket eden birçok göktaşı gövdesinin ortak bir yörüngesi ile kesişmesinin neden olduğu, gökyüzünün belirli bir bölgesinde ve yılın belirli günlerinde meteorların sistematik olarak ortaya çıkması. gökyüzündeki yolları tek bir ortak noktadan (ışıldayan) çıkıyor gibi görünüyor ... Radyantın bulunduğu takımyıldızın adını alırlar.
Meteor yağmurları ışık efektleriyle etkileyicidir, ancak tek tek meteorlar nadiren görülür. Atmosfer tarafından emildiğinde fark edilemeyecek kadar küçük olan görünmez göktaşları çok daha fazla sayıdadır. En küçük meteorlardan bazıları muhtemelen hiç ısınmazlar, sadece atmosfer tarafından yakalanırlar. Boyutları birkaç milimetreden milimetrenin on binde birine kadar değişen bu küçük parçacıklara mikrometeorit denir. Her gün atmosfere giren meteorik madde miktarı 100 ile 10.000 ton arasında değişmektedir ve bu maddenin çoğu mikro meteoritlere düşmektedir.
Meteorik madde atmosferde kısmen yandığından, gaz halindeki bileşimi çeşitli kimyasal elementlerin izleriyle yenilenir. Örneğin, taş meteorlar atmosfere lityum getirir. Metal meteorların yanması, atmosferden geçen ve dünya yüzeyinde biriken küçük küresel demir, demir-nikel ve diğer damlacıkların oluşumuna yol açar. Buz tabakalarının yıllarca neredeyse değişmeden kaldığı Grönland ve Antarktika'da bulunabilirler. Oşinologlar onları okyanus tabanı çökellerinde bulurlar.
Atmosfere giren meteorik parçacıkların çoğu yaklaşık 30 gün içinde biriktirilir. Bazı bilim adamları, bu kozmik tozun, su buharının yoğunlaşmasının çekirdeği olarak hizmet ettiği için yağmur gibi atmosferik olayların oluşumunda önemli bir rol oynadığına inanmaktadır. Bu nedenle, yağışın istatistiksel olarak büyük meteor yağmurları ile ilişkili olduğu varsayılmaktadır. Bununla birlikte, bazı uzmanlar, meteorik maddenin toplam alımının en büyük meteor yağmurundan bile onlarca kat daha fazla olduğu için, bu maddenin toplam miktarındaki böyle bir yağmurdan kaynaklanan değişimin ihmal edilebileceğine inanmaktadır.
Bununla birlikte, en büyük mikrometeoritlerin ve görünür meteoritlerin, başta iyonosfer olmak üzere atmosferin yüksek katmanlarında uzun iyonlaşma izleri bıraktığına şüphe yoktur. Bu tür izler, yüksek frekanslı radyo dalgalarını yansıttıkları için uzun mesafeli radyo iletişimleri için kullanılabilir.
Atmosfere giren meteorların enerjisi, esas olarak ve belki de tamamen ısınması için harcanır. Bu, atmosferin termal dengesinin küçük bileşenlerinden biridir.
Bir göktaşı, uzaydan Dünya'nın yüzeyine düşen doğal olarak oluşan bir katıdır. Genellikle taş, demir-taş ve demir göktaşları arasında bir ayrım yapılır. İkincisi esas olarak demir ve nikelden oluşur. Bulunan meteoritlerin çoğu birkaç gramdan birkaç kilograma kadar ağırlığa sahiptir. Bulunan en büyük göktaşı olan demir göktaşı Goba, yaklaşık 60 ton ağırlığındadır ve hala Güney Afrika'da keşfedildiği yerdedir. Çoğu göktaşı asteroit parçalarıdır, ancak bazı göktaşları Ay'dan ve hatta Mars'tan Dünya'ya gelmiş olabilir.
Bolid çok parlak bir meteordur, bazen gün içinde bile gözlenir, arkasında genellikle dumanlı bir iz bırakır ve ses olayları eşlik eder; genellikle meteorların düşmesiyle sona erer.
termosfer.
Mezopozun minimum sıcaklığının üzerinde termosfer başlar, hangi sıcaklık, önce yavaş, sonra hızla tekrar yükselmeye başlar. Bunun nedeni, atomik oksijenin iyonlaşması nedeniyle 150-300 km rakımlarda Güneş'ten ultraviyole radyasyonun emilmesidir: O + hv® О + + e.
Termosferde, sıcaklık sürekli olarak yaklaşık 400 km yüksekliğe yükselir ve burada öğleden sonra maksimum 1800 K'lık güneş aktivitesi çağında ulaşır. Minimum çağında, bu sınırlayıcı sıcaklık 1000 K'den az olabilir. 400 km'nin üzerinde, atmosfer izotermal ekzosfere geçer. Kritik seviye (ekzosferin tabanı) yaklaşık 500 km yüksekliktedir.
Auroralar ve birçok yapay uydu yörüngesinin yanı sıra noctilucent bulutlar - tüm bu fenomenler mezosfer ve termosferde meydana gelir.
Kutup ışıkları.
Auroralar, manyetik alan bozuklukları sırasında yüksek enlemlerde gözlenir. Birkaç dakika sürebilirler, ancak genellikle birkaç saat görünürler. Auroralar şekil, renk ve yoğunluk bakımından büyük farklılıklar gösterir ve bunların hepsi bazen zaman içinde çok hızlı bir şekilde değişir. Auroral spektrum, emisyon çizgilerinden ve bantlardan oluşur. Auroral spektrumda, gece gökyüzünden gelen emisyonların bir kısmı, özellikle 5577 Å ve l 6300 Å oksijendeki yeşil ve kırmızı çizgiler artar. Bu çizgilerden birinin diğerinden çok daha yoğun olduğu görülür ve bu, parlaklığın görünür rengini belirler: yeşil veya kırmızı. Manyetik alandaki bozulmalara, kutup bölgelerindeki radyo iletişimindeki bozulmalar da eşlik eder. Bozulmanın nedeni iyonosferdeki değişikliklerdir, bu da manyetik fırtınalar sırasında güçlü bir iyonizasyon kaynağının iş başında olduğu anlamına gelir. Güneş diskinin merkezine yakın büyük güneş lekesi grupları bulunduğunda güçlü manyetik fırtınaların meydana geldiği bulunmuştur. Gözlemler, fırtınaların güneş lekeleriyle değil, bir grup güneş lekesinin gelişimi sırasında ortaya çıkan güneş patlamalarıyla ilişkili olduğunu göstermiştir.
Auroralar, Dünya'nın yüksek enlem bölgelerinde gözlenen hızlı hareketlerle değişen yoğunlukta bir ışık spektrumudur. Görsel aurora, güneş ve manyetosferik kökenli enerjik parçacıklar tarafından uyarılan yeşil (5577Å) ve kırmızı (6300 / 6364Å) atomik oksijen emisyon çizgilerini ve N2 moleküler bantlarını içerir. Bu emisyonlar genellikle yaklaşık 100 km ve üzeri irtifalarda görüntülenir. Optik aurora terimi, görsel auroralara ve bunların kızılötesinden ultraviyoleye kadar olan emisyon spektrumlarına atıfta bulunmak için kullanılır. Spektrumun kızılötesi kısmındaki radyasyon enerjisi, görünür bölgenin enerjisini önemli ölçüde aşmaktadır. Auroralar göründüğünde, ULF'de emisyonlar gözlendi (
Aurora'nın gerçek biçimlerini sınıflandırmak zordur; aşağıdaki terimler en yaygın olarak kullanılır:
1. Tek tip yayları veya şeritleri sakinleştirin. Yay genellikle jeomanyetik paralel yönünde (kutup bölgelerinde Güneş'e doğru) ~ 1000 km uzanır ve bir ila birkaç on kilometre genişliğe sahiptir. Bir şerit, bir yay kavramının bir genellemesidir, genellikle düzenli bir kavisli şekle sahip değildir, ancak S harfi şeklinde veya spiral şeklinde bükülür. Yaylar ve şeritler 100-150 km yükseklikte bulunur.
2. Aurora ışınları . Bu terim, manyetik kuvvet çizgileri boyunca uzayan, dikey uzunluğu birkaç on ila birkaç yüz kilometre arasında olan bir auroral yapıya atıfta bulunur. Işınların yatay uzunluğu, birkaç on metreden birkaç kilometreye kadar küçüktür. Işınlar genellikle yaylar halinde veya ayrı yapılar olarak gözlenir.
3. Lekeler veya yüzeyler . Bunlar, belirli bir şekle sahip olmayan bir parıltının izole edilmiş alanlarıdır. Bireysel noktalar ilişkili olabilir.
4. Peçe. Gökyüzünün geniş alanlarını kaplayan tek tip bir parıltı olan alışılmadık bir aurora biçimi.
Auroralar yapı olarak homojen, dalgalı ve parlak olarak ayrılır. Çeşitli terimler kullanılır; titreşimli ark, titreşimli yüzey, dağınık yüzey, parlak şerit, perdelik vb. Auroraların renklerine göre bir sınıflandırması vardır. Bu sınıflandırmaya göre, türün auroraları A... Üst kısım veya tümü kırmızıdır (6300–6364 Å). Genellikle yüksek jeomanyetik aktivite ile 300-400 km rakımlarda görülürler.
Aurora türü V alt kısımda kırmızı ile renklendirilmiştir ve birinci pozitif sistem N 2 ve birinci negatif sistem O 2'nin bantlarının ışıldaması ile ilişkilidir. Bu aurora biçimleri, aurora'nın en aktif evrelerinde ortaya çıkar.
Bölgeler kutup ışıkları – Bunlar, Dünya yüzeyinde sabit bir noktada gözlemcilere göre, geceleri aurora oluşumunun maksimum frekans bölgeleridir. Bölgeler 67 ° kuzey ve güney enlemlerinde bulunur ve genişlikleri yaklaşık 6 ° 'dir. Jeomanyetik yerel zamanın belirli bir anına karşılık gelen maksimum auroral görünümler, kuzey ve güney jeomanyetik kutupları etrafında asimetrik olarak yerleştirilmiş oval benzeri kayışlarda (auroral oval) meydana gelir. Auroral oval, enlem-zaman koordinatlarında sabitlenir ve auroral bölge, enlem-boylam koordinatlarında ovalin gece yarısı bölgesinin noktalarının yeridir. Oval kemer, gece sektöründe jeomanyetik direğe yaklaşık 23 ° ve gündüz sektöründe 15 ° yerleştirilir.
Aurora borealis ve auroral bölgelerin ovali. Auroral ovalin yeri jeomanyetik aktiviteye bağlıdır. Yüksek jeomanyetik aktivite ile oval genişler. Aurora veya auroral oval sınırların alanları, dipol koordinatlarından ziyade 6.4'lük bir L değeri ile daha iyi temsil edilir. Auroral ovalin gündüz sektörünün sınırındaki jeomanyetik alan çizgileri, manyetopoz. Jeomanyetik eksen ile Dünya'nın yönü - Güneş arasındaki açıya bağlı olarak auroral ovalin konumunda bir değişiklik gözlenir. Auroral oval, belirli enerjilerin parçacıklarının (elektronlar ve protonlar) çökelmesine ilişkin veriler temelinde de belirlenir. Konumu, verilerden bağımsız olarak belirlenebilir. uç gün tarafında ve manyetosferin kuyruğunda.
Auroraların aurora bölgesinde meydana gelme sıklığındaki günlük değişim, jeomanyetik gece yarısında maksimuma ve jeomanyetik öğle saatlerinde minimuma sahiptir. Ovalin ekvator tarafında, auroraların ortaya çıkma sıklığı keskin bir şekilde azalır, ancak günlük varyasyonların şekli kalır. Ovalin kutup tarafında, auroraların oluşma sıklığı giderek azalır ve karmaşık günlük değişikliklerle karakterize edilir.
Aurora'nın yoğunluğu.
Aurora yoğunluğu görünür parlaklık yüzeyi ölçülerek belirlenir. Yüzey parlaklığı Bence aurora belirli bir yönde toplam 4p emisyonu ile belirlenir Bence foton / (cm 2 s). Bu değer gerçek yüzey parlaklığı olmayıp kolondan gelen emisyonu temsil ettiğinden, auroraların incelenmesinde genellikle foton / (cm2 kolon s) birimi kullanılır. Toplam emisyonu ölçmek için genel birim, 106 foton / (cm2 · sütun · s)'ye eşit Rayleigh'dir (Rl). Daha pratik bir auroral yoğunluk birimi, tek bir çizgi veya bandın emisyonları tarafından belirlenir. Örneğin, auroraların yoğunluğu Uluslararası Parlaklık Katsayıları (ICF) tarafından belirlenir. yeşil çizginin yoğunluğuna ilişkin verilere göre (5577 Å); 1 kRL = I MCQ, 10 kRL = II MCQ, 100 kRL = III MCQ, 1000 CRL = IV MCQ (aurora borealis'in maksimum yoğunluğu). Bu sınıflandırma kırmızı auroralar için kullanılamaz. Dönemin keşiflerinden biri (1957–1958), auroraların manyetik kutba göre yer değiştirmiş bir oval şeklinde uzay-zaman dağılımının kurulmasıydı. Auroraların manyetik kutba göre dağılımının dairesel şekli hakkındaki basit fikirlerden, manyetosferin modern fiziğine geçiş tamamlandı. Keşfin onuru O. Khorosheva'ya aittir ve G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasof ve bir dizi başka araştırmacı, auroral oval fikirlerinin yoğun bir gelişimini gerçekleştirdi. Auroral oval, Dünya'nın üst atmosferi üzerindeki en yoğun güneş rüzgarı etkisinin alanını temsil eder. Auroraların yoğunluğu ovalde en fazladır ve dinamikleri uydular tarafından sürekli olarak izlenir.
Kararlı auroral kırmızı yaylar.
Kalıcı auroral kırmızı ark, aksi halde orta enlem kırmızı yay olarak adlandırılır veya M-ark, doğudan batıya binlerce kilometre boyunca uzanan ve muhtemelen tüm Dünya'yı çevreleyen, görsel (gözün hassasiyet sınırının altında) geniş bir yaydır. Yayın enlem uzunluğu 600 km'dir. Kararlı auroral kırmızı yaydan gelen emisyon, kırmızı çizgiler l 6300 Å ve l 6364 Å'de pratik olarak tek renklidir. 5577 Å (OI) ve l 4278 Å (N + 2)'de zayıf emisyon çizgileri de yakın zamanda rapor edilmiştir. Kalıcı kırmızı yaylar aurora olarak sınıflandırılır, ancak çok daha yüksek irtifalarda görünürler. Alt sınır 300 km yükseklikte bulunur, üst sınır yaklaşık 700 km'dir. l 6300 Å emisyonundaki sessiz auroral kırmızı yayın yoğunluğu 1 ila 10 kRl arasındadır (tipik değer 6 kRl'dir). Bu dalga boyunda gözün duyarlılık eşiği yaklaşık 10 kRl'dir, bu nedenle arklar görsel olarak nadiren gözlenir. Ancak gözlemler, gecelerin %10'unda parlaklıklarının > 50 kRl olduğunu göstermiştir. Yayların olağan ömrü yaklaşık bir gündür ve nadiren sonraki günlerde ortaya çıkarlar. Sabit auroral kırmızı yayları geçen uydulardan veya radyo kaynaklarından gelen radyo dalgaları, elektron yoğunluğu düzensizliklerinin varlığını gösteren parıldamaya eğilimlidir. Kırmızı yayların teorik açıklaması, bölgenin ısıtılmış elektronlarının F iyonosfer oksijen atomlarında bir artışa neden olur. Uydu gözlemleri, kararlı auroral kırmızı yaylarla kesişen jeomanyetik alanın kuvvet çizgileri boyunca elektron sıcaklığında bir artış olduğunu gösteriyor. Bu yayların yoğunluğu, jeomanyetik aktivite (fırtınalar) ile pozitif bir şekilde ilişkilidir ve yayların görülme sıklığı, güneş lekesi oluşturan aktivite ile pozitif bir şekilde ilişkilidir.
Aurora'yı değiştirmek.
Auroraların bazı biçimleri, yoğunlukta yarı-periyodik ve tutarlı zamansal değişimler yaşar. Kabaca durağan geometriye ve fazda meydana gelen hızlı periyodik değişimlere sahip bu auroralara değişen auroralar denir. Auroralar olarak sınıflandırılırlar. şekil r Aurora Borealis Uluslararası Atlası'na göre Değişen auroraların daha ayrıntılı alt bölümü:
r 1 (titreşimli aurora), aurora'nın tüm formu boyunca parlaklıkta tek tip faz değişimlerine sahip bir ışımadır. Tanım olarak, ideal bir titreşimli aurorada, titreşimin uzaysal ve zamansal kısımları ayrılabilir, yani. parlaklık Bence(r, t)= ben(r)· O(T). Tipik kutup ışıklarında r 1, pulsasyonlar 0,01 ila 10 Hz düşük yoğunluklu (1-2 kRl) bir frekansta meydana gelir. Çoğu aurora r 1 - bunlar birkaç saniyelik bir süre ile titreşen noktalar veya yaylardır.
r 2 (ateşli aurora borealis). Bu terim genellikle tek bir şekli tanımlamaktan ziyade, gök kubbeyi dolduran alev benzeri hareketleri ifade etmek için kullanılır. Auroralar yay şeklindedir ve genellikle 100 km yükseklikten yukarı doğru hareket eder. Bu auroralar nispeten nadirdir ve aurora borealis dışında daha sık görülür.
r 3 (parıldayan aurora). Bunlar, gök kubbede titreyen bir alev izlenimi veren hızlı, düzensiz veya düzenli parlaklık değişimlerine sahip auroralardır. Aurora'nın bozulmasından kısa bir süre önce ortaya çıkarlar. Yaygın olarak gözlemlenen varyasyon sıklığı r 3, 10 ± 3 Hz'e eşittir.
Başka bir titreşimli aurora sınıfı için kullanılan akışlı aurora terimi, aurora yaylarında ve bantlarında yatay olarak hızla hareket eden parlaklıktaki düzensiz varyasyonları ifade eder.
Değişen aurora, güneş ve manyetosferik kökenli parçacıkların çökeltilmesinin neden olduğu jeomanyetik alan ve auroral X-ışınlarının titreşimlerine eşlik eden güneş-karasal fenomenlerden biridir.
Kutup başlığının ışıldaması, birinci negatif sistem N + 2 (l 3914 Å) bandının yüksek yoğunluğu ile karakterize edilir. Genellikle, bu N + 2 bantları yeşil çizgi OI l 5577 Å'den beş kat daha yoğundur; kutup başlığı ışıldamasının mutlak yoğunluğu 0,1 ila 10 kPl'dir (genellikle 1–3 kPl). PCA dönemlerinde ortaya çıkan bu auroralarla, yaklaşık 30 ila 80 km rakımlarda 60 ° jeomanyetik enlemine kadar tüm kutup başlığını tek tip bir parıltı kaplar. Esas olarak güneş protonları ve 10-100 MeV enerjili d-parçacıkları tarafından üretilir ve bu yüksekliklerde maksimum iyonizasyonu oluşturur. Aurora bölgelerinde manto aurora adı verilen başka bir parlama türü vardır. Bu tür auroral lüminesans için, sabah saatlerinde günlük maksimum yoğunluk 1-10 kRl'dir ve minimum yoğunluk beş kat daha zayıftır. Manto auroralarının gözlemleri sayıca azdır; yoğunlukları jeomanyetik ve güneş aktivitesine bağlıdır.
atmosfer parıltısı bir gezegenin atmosferi tarafından üretilen ve yayılan radyasyon olarak tanımlanır. Bu, aurora emisyonları, yıldırım deşarjları ve meteorik izlerin emisyonu dışında, atmosferden gelen termal olmayan radyasyondur. Bu terim, dünyanın atmosferini (gece parıltısı, alacakaranlık ve gündüz) belirtmek için kullanılır. Atmosferin parıltısı, atmosferdeki ışığın sadece bir kısmıdır. Diğer kaynaklar yıldız ışığı, zodyak ışığı ve Güneş'ten saçılan gün ışığıdır. Zaman zaman, atmosferin parıltısı, toplam ışık miktarının %40'ını oluşturabilir. Atmosferin parıltısı, değişen yükseklik ve kalınlıktaki atmosferik katmanlarda meydana gelir. Atmosferik ışıma spektrumu, 1000 Å ila 22,5 µm arasındaki dalga boylarını kapsar. Atmosferin parıltısındaki ana emisyon çizgisi, 30-40 km kalınlığında bir katmanda 90-100 km yükseklikte görünen l 5577 Å'dir. Işımanın görünümü, oksijen atomlarının rekombinasyonuna dayanan Chempen mekanizmasından kaynaklanmaktadır. Diğer emisyon çizgileri, O + 2'nin dissosiyatif rekombinasyonu ve NI l 5198/5201 Â ve NI l 5890/5896 Â emisyonu durumunda ortaya çıkan l 6300 Â'dır.
Atmosferin parıltısının yoğunluğu Rayleighs cinsinden ölçülür. Parlaklık (Rayleighs cinsinden) 4 pw'ye eşittir, burada açısal yüzey, yayan katmanın parlaklığı 106 foton / (cm 2 · sr · s) birimindedir. Işıma yoğunluğu enleme (farklı emisyonlar için farklı şekilde) bağlıdır ve ayrıca gün içinde maksimum gece yarısına yakın olarak değişir. 10.7 cm dalga boyunda güneş lekelerinin sayısı ve güneş ışınımı akışı ile l 5577 Å atmosfer emisyonu için pozitif bir korelasyon kaydedildi.Atmosferin parlaması uydu deneyleri sırasında gözlemlendi. Uzaydan bakıldığında, Dünya'nın etrafında bir ışık halkası gibi görünür ve yeşilimsi bir renge sahiptir.
Ozonosfer.
20-25 km rakımlarda, güneş ultraviyole radyasyonunun etkisi altında yaklaşık 10 rakımlarda ortaya çıkan ihmal edilebilir miktarda ozon O3'ün (oksijen içeriğinin 2 × 10 – 7'sine kadar!) maksimum konsantrasyonuna ulaşılır. 50 km'ye kadar, gezegeni iyonlaştırıcı güneş radyasyonundan koruyor. Son derece az sayıda ozon molekülüne rağmen, Dünya'daki tüm yaşamı Güneş'ten gelen kısa dalga (ultraviyole ve X-ışını) radyasyonunun yıkıcı etkilerinden korurlar. Tüm molekülleri atmosferin dibine bırakırsanız, 3-4 mm'den daha kalın olmayan bir katman elde edersiniz! 100 km'nin üzerindeki irtifalarda hafif gazların oranı artar ve çok yüksek rakımlarda helyum ve hidrojen baskındır; birçok molekül, güneşin sert radyasyonuyla iyonize olan iyonosferi oluşturan ayrı atomlara ayrışır. Dünya atmosferindeki havanın basıncı ve yoğunluğu yükseklikle azalır. Sıcaklık dağılımına bağlı olarak, Dünya'nın atmosferi troposfer, stratosfer, mezosfer, termosfer ve ekzosfere bölünmüştür. .
20-25 km rakımda ozon tabakası... Ozon, 0,1-0,2 mikrondan daha kısa dalga boylarına sahip Güneş'ten gelen ultraviyole radyasyonun emilmesiyle oksijen moleküllerinin bozunması nedeniyle oluşur. Serbest oksijen, O2 molekülleri ile birleşir ve 0.29 mikrondan daha kısa tüm ultraviyole ışığını açgözlülükle emen ozon O3'ü oluşturur. Ozon O 3 molekülleri kısa dalga radyasyonu ile kolayca yok edilir. Bu nedenle, seyrekleşmesine rağmen, ozon tabakası, daha yüksek ve şeffaf atmosferik katmanlardan geçen Güneş'in ultraviyole radyasyonunu etkili bir şekilde emer. Bu sayede Dünya'daki canlı organizmalar Güneş'ten gelen ultraviyole ışığın zararlı etkilerinden korunur.
İyonosfer.
Güneşten gelen radyasyon atmosferdeki atomları ve molekülleri iyonize eder. İyonlaşma derecesi, 60 kilometre yükseklikte zaten önemli hale geliyor ve Dünya'dan uzaklaştıkça istikrarlı bir şekilde büyüyor. Atmosferdeki farklı yüksekliklerde, çeşitli moleküllerin ayrışma süreçleri ve ardından çeşitli atom ve iyonların iyonlaşması sırayla gerçekleşir. Bunlar esas olarak oksijen O2, nitrojen N2 molekülleri ve atomlarıdır. Bu süreçlerin yoğunluğuna bağlı olarak, atmosferin 60 kilometrenin üzerinde uzanan çeşitli katmanlarına iyonosferik katmanlar denir. , ve iyonosfer tarafından bütünlükleri . İyonizasyonu önemsiz olan alt katmana nötrosfer denir.
İyonosferdeki maksimum yüklü parçacık konsantrasyonuna 300-400 km yükseklikte ulaşılır.
İyonosfer çalışmasının tarihi.
Üst atmosferde iletken bir tabakanın varlığı hipotezi, jeomanyetik alanın özelliklerini açıklamak için 1878'de İngiliz bilim adamı Stuart tarafından ortaya atıldı. Daha sonra 1902'de birbirinden bağımsız olarak ABD'de Kennedy ve İngiltere'de Heaviside, radyo dalgalarının uzun mesafelerde yayılımını açıklamak için radyo dalgalarının yüksek katmanlarında iletkenliği yüksek bölgelerin varlığını varsaymak gerektiğine dikkat çektiler. atmosfer. 1923 yılında Akademisyen M.V. Shuleikin, çeşitli frekanslardaki radyo dalgalarının yayılma özelliklerini göz önünde bulundurarak, iyonosferde en az iki yansıtıcı katman olduğu sonucuna varmıştır. Daha sonra 1925'te İngiliz araştırmacılar Appleton ve Barnett ile Breit ve Tuve, radyo dalgalarını yansıtan bölgelerin varlığını ilk kez deneysel olarak kanıtladılar ve sistematik çalışmalarının temellerini attılar. O zamandan beri, radyo dalgalarının yansımasını ve absorpsiyonunu belirleyen bir dizi jeofizik olayda önemli bir rol oynayan, genellikle iyonosfer olarak adlandırılan bu katmanların özelliklerinin sistematik bir çalışması yapılmıştır. pratik amaçlar, özellikle güvenilir radyo iletişimini sağlamak için.
1930'larda iyonosferin durumunun sistematik gözlemleri başladı. Ülkemizde, M.A. Bonch-Bruevich'in inisiyatifiyle, dürtü sondajı için tesisler oluşturuldu. İyonosferin birçok genel özelliği, ana katmanlarının yükseklikleri ve elektron konsantrasyonu araştırıldı.
60-70 km rakımlarda D tabakası, 100-120 km rakımlarda D tabakası görülmektedir. E, irtifalarda, 180-300 km rakımlarda çift katmanlı F 1 ve F 2. Bu katmanların ana parametreleri Tablo 4'te gösterilmiştir.
| Tablo 4. | ||||||
| iyonosfer bölgesi | Maksimum yükseklik, km | ben , K | Gün | Gece n e , cm –3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| dk n e , cm –3 | Maks. 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 (kış mevsimi) | 220–280 | 1000–2000 | 6 · 10 5 | 25 · 10 5 | ~10 5 | 2 · 10 –10 |
| F 2 (yaz) | 250–320 | 1000–2000 | 2 · 10 5 | 8 10 5 | ~ 3 · 10 5 | 10 –10 |
| n e- elektron konsantrasyonu, e - elektron yükü, benİyon sıcaklığı, a΄ rekombinasyon katsayısıdır (bu, n e ve zaman içindeki değişimi) | ||||||
Ortalama değerler, farklı enlemler, günün saatleri ve mevsimler için değişiklik gösterdiğinden verilmiştir. Bu tür veriler, uzun mesafeli radyo iletişimini sağlamak için gereklidir. Çeşitli kısa dalga radyo bağlantıları için çalışma frekanslarının seçiminde kullanılırlar. İyonosferin durumuna bağlı olarak günün farklı saatlerinde ve farklı mevsimlerde değişimlerinin bilinmesi, radyo iletişiminin güvenilirliğini sağlamak için son derece önemlidir. İyonosfer, 60 km yükseklikte başlayan ve on binlerce km yüksekliğe kadar uzanan, dünya atmosferinin iyonize katmanlarından oluşan bir kümedir. Dünya atmosferinin ana iyonlaşma kaynağı, esas olarak güneş kromosferinde ve koronada meydana gelen Güneş'ten gelen ultraviyole ve X-ışını radyasyonudur. Ek olarak, üst atmosferin iyonlaşma derecesi, güneş patlamaları sırasında ortaya çıkan güneş cisimcikleri akımlarının yanı sıra kozmik ışınlar ve meteorik parçacıklardan etkilenir.
iyonosferik katmanlar
- bunlar, serbest elektron konsantrasyonunun maksimum değerlerine ulaşıldığı atmosferdeki alanlardır (yani, birim hacim başına sayıları). Atmosferik gazların atomlarının iyonlaşmasından kaynaklanan, radyo dalgaları (yani elektromanyetik salınımlar) ile etkileşime giren elektrik yüklü serbest elektronlar ve (daha az ölçüde, daha az hareketli iyonlar), yönlerini değiştirebilir, onları yansıtabilir veya kırabilir ve enerjilerini emebilir. Sonuç olarak, uzak radyo istasyonlarını alırken, örneğin radyo iletişiminin solması, uzaktaki istasyonların duyulabilirliğinin artması gibi çeşitli etkiler meydana gelebilir. elektrik kesintileri vb. fenomenler.
Araştırma Yöntemleri.
İyonosferi Dünya'dan incelemenin klasik yöntemleri, darbeli sondaja indirgenir - radyo darbeleri gönderir ve gecikme süresini ölçerek ve yansıyan sinyallerin yoğunluğunu ve şeklini inceleyerek iyonosferin farklı katmanlarından yansımalarını gözlemler. Radyo darbelerinin yansıma yüksekliklerini farklı frekanslarda ölçerek, farklı bölgelerin kritik frekanslarını belirleyerek (radyo darbesinin taşıyıcı frekansı, iyonosferin belirli bir bölgesinin şeffaf hale geldiği kritik olarak adlandırılır), belirlemek mümkündür. katmanlardaki elektron konsantrasyonunun değeri ve verilen frekanslar için etkin yükseklikler ve verilen radyo yolları için en uygun frekansların seçilmesi. Roket teknolojisinin gelişmesi ve yapay dünya uydularının (AES) ve diğer uzay araçlarının uzay çağının ortaya çıkmasıyla, alt kısmı iyonosfer olan dünyaya yakın uzay plazmasının parametrelerini doğrudan ölçmek mümkün hale geldi.
Özel olarak fırlatılan roketlerin panosundan ve uydu uçuş rotaları boyunca gerçekleştirilen elektron konsantrasyonu ölçümleri, iyonosferin yapısı, elektron konsantrasyonunun yükseklikle dağılımı hakkında daha önce yer tabanlı yöntemlerle elde edilen verileri doğruladı ve rafine etti. Dünyanın çeşitli bölgeleri ve ana maksimumun üzerindeki elektron konsantrasyonu değerlerinin elde edilmesini mümkün kıldı - katman F... Önceden, yansıyan kısa dalga radyo darbelerinin gözlemlerine dayanan sondaj yöntemleriyle bunu yapmak imkansızdı. Dünyanın bazı bölgelerinde, düşük elektron konsantrasyonuna sahip oldukça kararlı bölgeler, düzenli "iyonosferik rüzgarlar", iyonosferde, uyarılma yerlerinden binlerce kilometre uzakta iyonosferin yerel rahatsızlıklarını taşıyan tuhaf dalga süreçlerinin ortaya çıktığı bulundu. , ve daha fazlası. Özellikle son derece hassas alıcıların oluşturulması, iyonosferin darbeli sondaj istasyonlarında kısmen iyonosferin en düşük bölgelerinden (kısmi yansıma istasyonları) yansıyan darbeli sinyallerin alınmasını mümkün kılmıştır. Metre ve desimetre dalga boylarında güçlü darbeli kurulumların kullanılması ve yüksek konsantrasyonda yayılan enerjiye izin veren antenlerin kullanılması, iyonosfer tarafından farklı yüksekliklerde saçılan sinyallerin gözlemlenmesini mümkün kılmıştır. İyonosferik plazmanın elektronları ve iyonları tarafından tutarlı bir şekilde dağılmayan bu sinyallerin spektrumlarının özelliklerinin incelenmesi (bunun için radyo dalgalarının tutarsız saçılımı için istasyonlar kullanıldı), elektronların ve iyonların konsantrasyonunu belirlemeyi mümkün kıldı. birkaç bin kilometre yüksekliğe kadar çeşitli yüksekliklerde eşdeğer sıcaklık. İyonosferin kullanılan frekanslar için oldukça şeffaf olduğu ortaya çıktı.
300 km yükseklikte yerkürenin iyonosferindeki elektrik yüklerinin konsantrasyonu (elektron konsantrasyonu iyonik olana eşittir) gün boyunca yaklaşık 106 cm –3'tür. Bu yoğunluktaki plazma, 20 m'den uzun radyo dalgalarını yansıtır ve daha kısa olanları iletir.
Gündüz ve gece koşulları için iyonosferdeki elektron konsantrasyonunun tipik dikey dağılımı.
İyonosferde radyo dalgalarının yayılması.
Uzak yayın istasyonlarının istikrarlı alımı, kullanılan frekansların yanı sıra günün saatine, mevsime ve ayrıca güneş aktivitesine bağlıdır. Güneş aktivitesi iyonosferin durumunu önemli ölçüde etkiler. Bir yer istasyonu tarafından yayılan radyo dalgaları, tüm elektromanyetik dalga türleri gibi düz bir çizgide yayılır. Bununla birlikte, hem Dünya yüzeyinin hem de atmosferinin iyonize katmanlarının, aynaların ışık üzerindeki etkisi gibi hareket eden büyük bir kapasitörün plakaları olarak hizmet ettiği dikkate alınmalıdır. Onlardan yansıyan radyo dalgaları, binlerce kilometre yol kat edebilir, yüzlerce ve binlerce kilometrelik büyük sıçramalarla dünyanın etrafında bükülebilir, dönüşümlü olarak bir iyonize gaz tabakasından ve Dünya yüzeyinden veya su yüzeyinden yansır.
1920'lerde, 200 m'den kısa radyo dalgalarının, güçlü absorpsiyon nedeniyle genellikle uzun mesafeli iletişim için uygun olmadığına inanılıyordu. Avrupa ve Amerika arasında Atlantik boyunca kısa dalgaların uzun menzilli alımına ilişkin ilk deneyler, İngiliz fizikçi Oliver Heaviside ve Amerikalı elektrik mühendisi Arthur Kennelly tarafından gerçekleştirildi. Birbirlerinden bağımsız olarak, Dünya çevresinde bir yerlerde radyo dalgalarını yansıtabilen iyonize bir atmosfer tabakası olduğunu varsaydılar. Buna Heaviside - Kennelly katmanı ve ardından iyonosfer adı verildi.
Modern kavramlara göre iyonosfer, negatif yüklü serbest elektronlardan ve esas olarak moleküler oksijen O + ve nitrojen oksit NO + olmak üzere pozitif yüklü iyonlardan oluşur. İyonlar ve elektronlar, moleküllerin ayrışması ve nötr gaz atomlarının güneş X-ışınları ve ultraviyole radyasyonu ile iyonlaşması sonucu oluşur. Bir atomu iyonize etmek için, iyonosfer için ana kaynağı Güneş'in ultraviyole, X-ışını ve parçacık radyasyonu olan iyonlaşma enerjisi hakkında bilgi vermek gerekir.
Dünya'nın gazlı kabuğu Güneş tarafından aydınlatılırken, içinde sürekli olarak daha fazla elektron oluşur, ancak aynı zamanda iyonlarla çarpışan elektronların bir kısmı yeniden birleşir ve tekrar nötr parçacıklar oluşturur. Güneş battıktan sonra yeni elektronların oluşumu neredeyse durur ve serbest elektronların sayısı azalmaya başlar. İyonosferde ne kadar serbest elektron varsa, ondan o kadar iyi yüksek frekanslı dalgalar yansıtılır. Elektron konsantrasyonunda bir azalma ile radyo dalgalarının iletimi yalnızca düşük frekans aralıklarında mümkündür. Bu nedenle geceleri, kural olarak, yalnızca 75, 49, 41 ve 31 m aralıklarında uzak istasyonlar almak mümkündür Elektronlar iyonosferde eşit olmayan bir şekilde dağılmıştır. 50 ila 400 km yükseklikte, elektron konsantrasyonunun arttığı birkaç katman veya bölge vardır. Bu alanlar sorunsuz bir şekilde birbiri içine geçer ve HF radyo dalgalarının yayılmasını farklı şekillerde etkiler. İyonosferin üst tabakası harfle belirtilir. F... Burada iyonlaşma derecesi en yüksektir (yüklü parçacıkların oranı 10-4 düzeyindedir). Dünya yüzeyinden 150 km'den daha yüksek bir yükseklikte bulunur ve yüksek frekanslı HF bantlarının radyo dalgalarının uzun menzilli yayılımında ana yansıtıcı rolü oynar. Yaz aylarında F bölgesi iki katmana ayrılır - F 1 ve F 2. F1 katmanı 200 ila 250 km arasındaki yükseklikleri kaplayabilir ve katman F 2, olduğu gibi, 300-400 km irtifa aralığında "yüzer". Genellikle bir katman F 2 katmandan çok daha güçlü iyonize edilir F bir . gece katmanı F 1 kaybolur ve katman F 2 kalır, yavaş yavaş iyonlaşma derecesinin %60'ını kaybeder. F katmanının altında, 90 ila 150 km arasındaki irtifalarda bir katman vardır. E iyonlaşması Güneş'ten gelen yumuşak X-ışını radyasyonunun etkisi altında meydana gelir. E tabakasının iyonlaşma derecesi tabakanınkinden daha düşüktür. F, gün boyunca, sinyaller katmandan yansıtıldığında, 31 ve 25 m'lik düşük frekanslı HF bantlarının istasyonlarının alımı meydana gelir. E... Genellikle bunlar 1000-1500 km mesafede bulunan istasyonlardır. Geceleri bir katmanda E iyonlaşma keskin bir şekilde azalır, ancak şu anda bile 41, 49 ve 75 m aralıklarındaki istasyonlardan sinyallerin alınmasında gözle görülür bir rol oynamaya devam eder.
Bölgede 16, 13 ve 11 m'lik yüksek frekanslı HF bantlarının sinyallerinin alınması için büyük ilgi görmektedir. E güçlü bir şekilde artan iyonlaşmanın ara katmanları (bulutlar). Bu bulutların alanı birkaç ila yüzlerce kilometrekare arasında değişebilir. Bu artan iyonlaşma katmanına sporadik katman denir. E ve belirtilen Es... Es bulutları rüzgarın etkisi altında iyonosferde hareket edebilir ve 250 km/s hıza kadar ulaşabilir. Yaz aylarında, orta enlemlerde, gündüz, Es bulutlarından kaynaklanan radyo dalgalarının kaynağı ayda 15-20 gündür. Ekvator bölgesinde neredeyse her zaman bulunur ve yüksek enlemlerde genellikle geceleri görülür. Bazen, güneş aktivitesinin düşük olduğu yıllarda, yüksek frekanslı HF bantlarında iletim olmadığında, 16, 13 ve 11 m bantlarında, sinyalleri tekrar tekrar Es'den yansıyan uzak istasyonlar aniden iyi bir ses yüksekliği ile ortaya çıkar.
İyonosferin en alçak bölgesi bölgedir. D 50 ila 90 km arasındaki rakımlarda bulunur. Burada nispeten az sayıda serbest elektron vardır. Bölgeden D uzun ve orta dalgalar iyi yansıtılır ve düşük frekanslı HF istasyonlarından gelen sinyaller güçlü bir şekilde emilir. Gün batımından sonra iyonlaşma çok hızlı bir şekilde kaybolur ve sinyalleri katmanlardan yansıyan 41, 49 ve 75 m aralıklarında uzak istasyonların alınması mümkün hale gelir. F 2 ve E... İyonosferin ayrı katmanları, HF radyo istasyonu sinyallerinin yayılmasında önemli bir rol oynar. Radyo dalgası yayılım mekanizması büyük iyonların varlığı ile ilişkili olmasına rağmen, radyo dalgaları üzerindeki etki esas olarak iyonosferdeki serbest elektronların varlığından kaynaklanmaktadır. İkincisi, nötr atomlardan ve moleküllerden daha aktif oldukları için atmosferin kimyasal özelliklerinin araştırılmasında da ilgi çekicidir. İyonosferde meydana gelen kimyasal reaksiyonlar, iyonosferin enerji ve elektrik dengesinde önemli rol oynar.
Normal iyonosfer. Jeofizik roketler ve uydular yardımıyla yapılan gözlemler, atmosferin iyonlaşmasının geniş bir spektrumdaki güneş radyasyonunun etkisi altında gerçekleştiğini gösteren birçok yeni bilgi sağlamıştır. Ana kısmı (% 90'dan fazla) spektrumun görünür kısmında yoğunlaşmıştır. Mor ışık ışınlarından daha kısa dalga boyuna ve daha yüksek enerjiye sahip ultraviyole radyasyon, Güneş atmosferinin (kromosfer) iç kısmından hidrojen tarafından yayılır ve daha da yüksek enerjiye sahip X-ışınları, dış kabuğundan gazlar tarafından yayılır. Güneş (korona).
İyonosferin normal (ortalama) durumu, sürekli güçlü radyasyondan kaynaklanır. Normal iyonosferde, Dünya'nın günlük rotasyonunun ve öğle saatlerinde güneş ışığının geliş açısındaki mevsimsel farklılıkların etkisi altında düzenli değişiklikler meydana gelir, ancak iyonosferin durumunda öngörülemeyen ve ani değişiklikler de meydana gelir.
İyonosferdeki bozukluklar.
Bildiğiniz gibi, Güneş'te her 11 yılda bir maksimuma ulaşan güçlü döngüsel olarak tekrarlanan aktivite tezahürleri ortaya çıkıyor. Uluslararası Jeofizik Yılı (IGY) programı kapsamındaki gözlemler, sistematik meteorolojik gözlemlerin tamamı boyunca en yüksek güneş aktivitesinin olduğu dönemle çakıştı, yani. 18. yüzyılın başından itibaren. Yüksek aktivite dönemlerinde, Güneş'teki bazı bölgelerin parlaklığı birkaç kez artar ve ultraviyole ve X-ışını radyasyonunun gücü keskin bir şekilde artar. Bu tür olaylara güneş patlamaları denir. Birkaç dakikadan bir ila iki saate kadar sürerler. Bir patlama sırasında, güneş plazması (esas olarak protonlar ve elektronlar) patlar ve temel parçacıklar uzaya fırlar. Bu tür patlama anlarında Güneş'in elektromanyetik ve parçacık radyasyonu, Dünya'nın atmosferi üzerinde güçlü bir etkiye sahiptir.
İlk reaksiyon, salgından 8 dakika sonra, yoğun ultraviyole ve X-ışını radyasyonu Dünya'ya ulaştığında not edilir. Sonuç olarak, iyonlaşma keskin bir şekilde yükselir; X-ışınları atmosfere iyonosferin alt sınırına kadar nüfuz eder; bu katmanlardaki elektronların sayısı o kadar artar ki radyo sinyalleri neredeyse tamamen emilir (“söner”). Ek radyasyon emilimi, gazın ısınmasına neden olur ve bu da rüzgarların gelişmesine katkıda bulunur. İyonize gaz bir elektrik iletkenidir ve dünyanın manyetik alanında hareket ettiğinde bir dinamo etkisi ortaya çıkar ve bir elektrik akımı üretilir. Bu tür akımlar, sırayla, manyetik alanda gözle görülür bozulmalara neden olabilir ve kendilerini manyetik fırtınalar şeklinde gösterebilir.
Üst atmosferin yapısı ve dinamiği, esas olarak, güneş radyasyonu, kimyasal süreçler, moleküllerin ve atomların uyarılması, deaktivasyonu, çarpışma ve diğer temel süreçlerle iyonlaşma ve ayrışma ile ilişkili termodinamik anlamda süreçlerdeki dengesizlik tarafından belirlenir. Bu durumda, yoğunluk azaldıkça dengesizlik derecesi yükseklikle artar. 500-1000 km yüksekliğe kadar ve genellikle daha da yüksek, üst atmosferin birçok özelliği için dengesizlik derecesi oldukça küçüktür, bu da kimyasal reaksiyonları hesaba katarak tanımı için klasik ve hidromanyetik hidrodinamiğin kullanılmasını mümkün kılar.
Ekzosfer, hafif, hızlı hareket eden hidrojen atomlarının uzaya kaçabileceği, birkaç yüz kilometre yükseklikte başlayan, Dünya atmosferinin dış tabakasıdır.
Edward Kononoviç
Edebiyat:
Pudovkin M.I. Güneş Fiziğinin Temelleri... SPb, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomi bugün... Prentice-Hall, Inc. Yukarı Eyer Nehri, 2002
İnternetteki Materyaller: http://ciencia.nasa.gov/
