Външната част на земната атмосфера се нарича. Какво е стратосферата? Височина на стратосферата

Атмосферата започва да се формира заедно с формирането на Земята. По време на еволюцията на планетата и с приближаването на нейните параметри съвременни значениянастъпват фундаментални качествени промени в неговия химичен състав и физични свойства. Според еволюционния модел на ранен етап Земята е била в разтопено състояние и преди около 4,5 милиарда години се е оформила като твърдо тяло. Този крайъгълен камък се приема за начало на геоложката хронология. От този момент нататък започва бавната еволюция на атмосферата. Някои геоложки процеси (например изливане на лава по време на вулканични изригвания) бяха придружени от отделяне на газове от недрата на Земята. Те включват азот, амоняк, метан, водна пара, CO оксид и въглероден диоксид CO 2. Под въздействието на слънчевата ултравиолетова радиация водните пари се разлагат на водород и кислород, но освободеният кислород реагира с въглероден оксид, за да образува въглероден диоксид. Амонякът се разлага на азот и водород. По време на процеса на дифузия водородът се издига нагоре и напуска атмосферата, а по-тежкият азот не може да се изпари и постепенно се натрупва, превръщайки се в основен компонент, въпреки че част от него е свързана в молекули в резултат на химични реакции ( см. ХИМИЯ НА АТМОСФЕРАТА). Под въздействието на ултравиолетовите лъчи и електрическите разряди, смес от газове, присъстващи в първоначалната атмосфера на Земята, влизат в химични реакции, което води до образуването на органични вещества, по-специално аминокиселини. С появата на примитивните растения започва процесът на фотосинтеза, придружен от освобождаване на кислород. Този газ, особено след дифузия в горните слоеве на атмосферата, започна да защитава долните й слоеве и повърхността на Земята от животозастрашаваща ултравиолетова и рентгенова радиация. Според теоретични оценки съдържанието на кислород, 25 000 пъти по-малко от сега, вече може да доведе до образуването на озонов слой само с половината от концентрацията, отколкото сега. Това обаче вече е достатъчно, за да осигури много значителна защита на организмите от разрушителните ефекти на ултравиолетовите лъчи.

Вероятно първичната атмосфера е съдържала много въглероден диоксид. Консумира се по време на фотосинтезата и концентрацията му трябва да е намаляла с развитието на растителния свят, а също и поради усвояването по време на определени геоложки процеси. Тъй като Парников ефектсвързани с наличието на въглероден диоксид в атмосферата, колебанията в неговата концентрация са една от важните причини за такива мащабни климатични промени в историята на Земята като ледникови периоди.

Хелият, присъстващ в съвременната атмосфера, е предимно продукт от радиоактивното разпадане на уран, торий и радий. Тези радиоактивни елементи излъчват частици, които са ядрата на атомите на хелия. Тъй като по време на радиоактивния разпад електрически заряд нито се образува, нито се унищожава, при образуването на всяка a-частица се появяват два електрона, които, рекомбинирайки се с a-частиците, образуват неутрални хелиеви атоми. Радиоактивните елементи се съдържат в минералите, разпръснати в скалите, така че значителна част от образувания в резултат на радиоактивния разпад хелий се задържа в тях, излизайки много бавно в атмосферата. Известно количество хелий се издига нагоре в екзосферата поради дифузия, но поради постоянния приток от земната повърхност обемът на този газ в атмосферата остава почти непроменен. Въз основа на спектралния анализ на звездната светлина и изследването на метеоритите е възможно да се оцени относителното изобилие на различни химични елементи във Вселената. Концентрацията на неон в космоса е приблизително десет милиарда пъти по-висока от тази на Земята, на криптон - десет милиона пъти, а на ксенон - милион пъти. От това следва, че концентрацията на тези инертни газове, очевидно първоначално присъстващи в земната атмосфера и не възстановени по време на химически реакции, е намаляла значително, вероятно дори на етапа на загуба на първичната атмосфера от Земята. Изключение прави инертният газ аргон, тъй като под формата на изотопа 40 Ar той все още се образува по време на радиоактивния разпад на изотопа на калия.

Разпределение на барометричното налягане.

Общото тегло на атмосферните газове е приблизително 4,5 10 15 тона.Така "теглото" на атмосферата на единица площ или атмосферното налягане на морското равнище е приблизително 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Налягане, равно на P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Изкуство. = 1 atm, взето като стандартно средно атмосферно налягане. За атмосферата в състояние на хидростатично равновесие имаме: d П= –rgd ч, това означава, че във височинния интервал от чпреди ч+г чвъзниква равенство между промяната на атмосферното налягане d Пи теглото на съответния елемент от атмосферата с единица площ, плътност r и дебелина d ч.Като връзка между налягането Ри температура Tизползвани достатъчно приложими за земна атмосферауравнение на състоянието на идеален газ с плътност r: П= r R T/m, където m е молекулното тегло, а R = 8,3 J/(K mol) е универсалната газова константа. След това dlog П= – (m g/RT)д ч= – bd ч= – d ч/H, където градиентът на налягането е в логаритмична скала. Неговата обратна стойност H се нарича скала на атмосферната височина.

При интегриране на това уравнение за изотермична атмосфера ( T= const) или от своя страна, когато такова приближение е допустимо, се получава барометричният закон за разпределение на налягането с височина: П = П 0 опит (– ч/з 0), където референтната височина чпроизведени от нивото на океана, където е стандартното средно налягане П 0 . Изразяване з 0 = R T/ mg, се нарича скала за надморска височина, която характеризира степента на атмосферата, при условие че температурата в нея е еднаква навсякъде (изотермична атмосфера). Ако атмосферата не е изотермична, тогава интегрирането трябва да вземе предвид промяната на температурата с височина и параметъра н– някои локални характеристики на атмосферните слоеве в зависимост от тяхната температура и свойствата на околната среда.

Стандартна атмосфера.

Модел (таблица със стойности на основните параметри), съответстващ на стандартното налягане в основата на атмосферата Р 0 и химически състав се нарича стандартна атмосфера. По-точно, това е условен модел на атмосферата, за който са посочени средните стойности на температурата, налягането, плътността, вискозитета и други характеристики на въздуха на височини от 2 км под морското равнище до външната граница на земната атмосфера за ширина 45° 32ў 33І. Параметрите на средната атмосфера на всички височини бяха изчислени с помощта на уравнението на състоянието на идеален газ и барометричния закон ако приемем, че на морското равнище налягането е 1013,25 hPa (760 mm Hg), а температурата е 288,15 K (15,0 ° C). Според характера на вертикалното разпределение на температурата средната атмосфера се състои от няколко слоя, във всеки от които температурата се апроксимира чрез линейна функция на височината. В най-долния слой - тропосферата (h Ј 11 km) температурата се понижава с 6,5 °C с всеки километър повишаване. На голяма надморска височинастойността и знакът на вертикалния температурен градиент се променят от слой на слой. Над 790 km температурата е около 1000 K и практически не се променя с надморска височина.

Стандартната атмосфера е периодично актуализиран, легализиран стандарт, издаден под формата на таблици.

Таблица 1. Стандартен модел на земната атмосфера

Маса 1. СТАНДАРТЕН МОДЕЛ НА ЗЕМНАТА АТМОСФЕРА. Таблицата показва: ч– височина от морското равнище, Р- налягане, T– температура, r – плътност, н– брой молекули или атоми на единица обем, з– скала за височина, л– дължина на свободния път. Налягането и температурата на височина 80–250 km, получени от ракетни данни, имат по-ниски стойности. Стойностите за височини над 250 km, получени чрез екстраполация, не са много точни.
ч(км)	П(mbar)	T(°C)	r (g/cm3)	н(cm –3)	з(км)	л(см)
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

Тропосфера.

Най-долният и най-плътен слой на атмосферата, в който температурата бързо намалява с височината, се нарича тропосфера. Съдържа до 80% от общата маса на атмосферата и се простира в полярните и средните ширини до надморска височина от 8–10 km, а в тропиците до 16–18 km. Тук се развиват почти всички процеси на формиране на времето, обменът на топлина и влага между Земята и нейната атмосфера, образуват се облаци и различни метеорологични явления, появяват се мъгли и валежи. Тези слоеве на земната атмосфера са в конвективно равновесие и благодарение на активното смесване имат хомогенна химичен състав, главно от молекулярен азот (78%) и кислород (21%). По-голямата част от естествените и създадени от човека аерозолни и газови замърсители на въздуха са концентрирани в тропосферата. Динамиката на долната част на тропосферата с дебелина до 2 km силно зависи от свойствата на подстилащата повърхност на Земята, която определя хоризонталните и вертикални движения на въздуха (ветровете), причинени от преноса на топлина от по-топлата земя чрез инфрачервеното лъчение на земната повърхност, което се абсорбира в тропосферата, главно от водни пари и въглероден диоксид (парников ефект). Разпределението на температурата по височина се установява в резултат на турбулентно и конвективно смесване. Средно това съответства на температурен спад с височина от приблизително 6,5 K/km.

Скоростта на вятъра в повърхностния граничен слой първоначално нараства бързо с височина, а над него продължава да се увеличава с 2–3 km/s на километър. Понякога се появяват тесни планетарни потоци (със скорост над 30 km/s) в тропосферата, на запад в средните ширини и на изток близо до екватора. Те се наричат ​​струйни течения.

Тропопауза.

На горната граница на тропосферата (тропопауза) температурата достига минималната си стойност за долната атмосфера. Това е преходният слой между тропосферата и стратосферата, разположен над нея. Дебелината на тропопаузата варира от стотици метри до 1,5–2 km, а температурата и надморската височина съответно варират от 190 до 220 K и от 8 до 18 km в зависимост от географската ширина и сезона. В умерените и високи географски ширини през зимата тя е с 1–2 km по-ниска, отколкото през лятото и с 8–15 K по-топла. В тропиците сезонните промени са много по-малко (надморска височина 16–18 km, температура 180–200 K). По-горе струйни течениявъзможни са прекъсвания в тропопаузата.

Вода в земната атмосфера.

Най-важната характеристика на земната атмосфера е наличието на значителни количества водна пара и вода под формата на капки, които най-лесно се наблюдават под формата на облаци и облачни структури. Степента на облачност на небето (в определен момент или средно за определен период от време), изразена по скала от 10 или като процент, се нарича облачност. Формата на облаците се определя според международната класификация. Средно облаците покриват около половината земно кълбо. Облачността е важен фактор, характеризиращ времето и климата. През зимата и през нощта облачността предотвратява понижаването на температурата на земната повърхност и приземния слой въздух; през лятото и през деня отслабва нагряването на земната повърхност от слънчевите лъчи, омекотявайки климата вътре в континентите .

Облаци.

Облаците са натрупвания от водни капчици, суспендирани в атмосферата (водни облаци), ледени кристали (ледени облаци) или и двете заедно (смесени облаци). Тъй като капчиците и кристалите стават по-големи, те падат от облаците под формата на валежи. Облаците се образуват главно в тропосферата. Те възникват в резултат на кондензация на водни пари, съдържащи се във въздуха. Диаметърът на облачните капки е от порядъка на няколко микрона. Съдържанието на течна вода в облаците варира от фракции до няколко грама на m3. Облаците се класифицират по височина: Според международната класификация има 10 вида облаци: перести, пересто-купести, пересто-слоести, висококупести, високослоести, слоесто-нимбо, слоесто-купести, купесто-дъждовни, купести.

В стратосферата също се наблюдават перлени облаци, а в мезосферата - нощни облаци.

Перестите облаци са прозрачни облаци под формата на тънки бели нишки или воали с копринен блясък, които не създават сенки. Перестите облаци са съставени от ледени кристали и се образуват в горната тропосфера при много ниски температури. Някои видове перести облаци служат като предвестници на промените във времето.

Перистокупестите облаци са хребети или слоеве от тънки бели облаци в горната тропосфера. Перистокупестите облаци са изградени от малки елементи, които приличат на люспи, вълнички, малки топчета без сенки и се състоят главно от ледени кристали.

Перистослоестите облаци са белезникав полупрозрачен воал в горната тропосфера, обикновено влакнест, понякога размит, състоящ се от малки игловидни или колоновидни ледени кристали.

Висококупестите облаци са бели, сиви или бяло-сиви облаци в долните и средните слоеве на тропосферата. Висококупестите облаци имат вид на слоеве и хребети, сякаш изградени от плочи, заоблени маси, валове, люспи, разположени една върху друга. Висококупестите облаци се образуват по време на интензивна конвективна активност и обикновено се състоят от преохладени водни капчици.

Облаците Altostratus са сивкави или синкави облаци с влакнеста или еднородна структура. Облаците Altostratus се наблюдават в средната тропосфера, простирайки се на няколко километра височина и понякога хиляди километри в хоризонтална посока. Обикновено високослоестите облаци са част от фронталните облачни системи, свързани с възходящите движения на въздушните маси.

Облаците Nimbostratus са нисък (от 2 km и повече) аморфен слой от облаци с равномерен сив цвят, което води до непрекъснат дъжд или сняг. Облаците Nimbostratus са силно развити вертикално (до няколко km) и хоризонтално (няколко хиляди km), състоят се от преохладени водни капчици, смесени със снежинки, обикновено свързани с атмосферни фронтове.

Слоестите облаци са облаци от долния слой под формата на хомогенен слой без определени очертания, сив цвят. Височината на слоестите облаци над земната повърхност е 0,5–2 km. Понякога от слоестите облаци вали дъжд.

Купестите облаци са плътни, ярко бели облаци през деня със значително вертикално развитие (до 5 km или повече). Горните части на купестите облаци приличат на куполи или кули със заоблени очертания. Обикновено купестите облаци възникват като конвекционни облаци в студени въздушни маси.

Слоесто-купестите облаци са ниски (под 2 km) облаци под формата на сиви или бели невлакнести слоеве или гребени от кръгли големи блокове. Вертикалната дебелина на слоестокупестите облаци е малка. Понякога слоесто-купестите облаци произвеждат слаби валежи.

Купесто-дъждовните облаци са мощни и плътни облаци със силно вертикално развитие (до височина 14 km), предизвикващи обилни валежи с гръмотевични бури, градушки и шквалове. Купесто-дъждовните облаци се развиват от мощни купести облаци, различаващи се от тях горна частсъстоящ се от ледени кристали.

Стратосфера.

През тропопаузата средно на височини от 12 до 50 km тропосферата преминава в стратосферата. В долната част, в продължение на около 10 км, т.е. до надморска височина около 20 km е изотермичен (температура около 220 K). След това се увеличава с надморска височина, достигайки максимум от около 270 K на височина 50–55 km. Тук е границата между стратосферата и надлежащата мезосфера, наречена стратопауза. .

В стратосферата има значително по-малко водни пари. Въпреки това понякога се наблюдават тънки полупрозрачни перлени облаци, които понякога се появяват в стратосферата на височина 20–30 км. Перлени облаци се виждат в тъмното небе след залез и преди изгрев. По форма седефените облаци приличат на перести и пересто-купести облаци.

Средна атмосфера (мезосфера).

На надморска височина от около 50 км мезосферата започва от върха на широкия температурен максимум . Причината за повишаването на температурата в района на този максимум е екзотермична (т.е. придружена от отделяне на топлина) фотохимична реакция на разлагане на озон: O 3 + в.в® O 2 + O. Озонът възниква в резултат на фотохимичното разлагане на молекулярния кислород O 2

O 2 + в.в® O + O и последващата реакция на троен сблъсък на кислороден атом и молекула с някаква трета молекула М.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Озонът ненаситно поглъща ултравиолетовата радиация в областта от 2000 до 3000 Å и тази радиация нагрява атмосферата. Озонът, който се намира в горните слоеве на атмосферата, служи като вид щит, който ни предпазва от въздействието на ултравиолетовото лъчение на Слънцето. Без този щит, развитието на живота на Земята в неговата модерни формиедва ли би било възможно.

Като цяло, в цялата мезосфера атмосферната температура намалява до минималната си стойност от около 180 K на горната граница на мезосферата (наречена мезопауза, надморска височина около 80 km). В близост до мезопаузата, на височини 70–90 km, може да се появи много тънък слой от ледени кристали и частици вулканичен и метеоритен прах, наблюдавани под формата на красив спектакъл от нощни облаци малко след залез слънце.

В мезосферата малките твърди метеоритни частици, които падат на Земята, причинявайки феномена на метеорите, изгарят предимно.

Метеори, метеорити и огнени топки.

Изригвания и други явления в горната атмосфера на Земята, причинени от проникването на твърди космически частици или тела в нея със скорост 11 km/s или по-висока, се наричат ​​метеороиди. Появява се видима ярка следа от метеор; се наричат ​​най-мощните явления, често придружени от падане на метеорити огнени топки; появата на метеорите се свързва с метеорните потоци.

Метеоритен дъжд:

1) феноменът на множество падания на метеори за няколко часа или дни от един радиант.

2) рояк метеороиди, движещи се по една и съща орбита около Слънцето.

Систематичното появяване на метеори в определена област на небето и в определени дни от годината, причинено от пресичането на орбитата на Земята с общата орбита на много метеоритни тела, движещи се с приблизително еднакви и еднакво насочени скорости, поради чиито пътеки в небето изглеждат като излизащи от обща точка (радиант). Те са кръстени на съзвездието, където се намира радиантът.

Метеорните дъждове правят дълбоко впечатление със своите светлинни ефекти, но отделни метеори рядко се виждат. Много по-многобройни са невидимите метеори, твърде малки, за да бъдат видими, когато бъдат погълнати от атмосферата. Някои от най-малките метеори вероятно изобщо не се нагряват, а само се улавят от атмосферата. Тези малки частици с размери от няколко милиметра до десет хилядни от милиметъра се наричат ​​микрометеорити. Количеството, изпускано в атмосферата дневно метеорна материяварира от 100 до 10 000 тона, като по-голямата част от този материал идва от микрометеорити.

Тъй като метеоритната материя частично изгаря в атмосферата, нейният газов състав се попълва със следи от различни химични елементи. Например, скалисти метеори въвеждат литий в атмосферата. Изгарянето на метални метеори води до образуването на малки сферични железни, желязо-никелови и други капчици, които преминават през атмосферата и се утаяват на земната повърхност. Те могат да бъдат намерени в Гренландия и Антарктика, където ледените покривки остават почти непроменени в продължение на години. Океанолозите ги намират в дънни океански седименти.

Повечето отМетеорните частици, влизащи в атмосферата, се отлагат в рамките на приблизително 30 дни. Някои учени смятат, че този космически прах играе важна роля при образуването на атмосферни явления като дъжд, тъй като служи като кондензационни ядра за водни пари. Следователно се приема, че валежите са статистически свързани с големите метеорни потоци. Някои експерти обаче смятат, че тъй като общото количество на метеоритен материал е много десетки пъти по-голямо от това дори на най-големия метеорен поток, промяната в общото количество на този материал в резултат на един такъв дъжд може да бъде пренебрегната.

Въпреки това, няма съмнение, че най-големите микрометеорити и видимите метеорити оставят дълги следи от йонизация във високите слоеве на атмосферата, главно в йоносферата. Такива следи могат да се използват за радиокомуникации на дълги разстояния, тъй като отразяват високочестотни радиовълни.

Енергията на метеорите, влизащи в атмосферата, се изразходва главно, а може би и изцяло, за нейното нагряване. Това е един от второстепенните компоненти на топлинния баланс на атмосферата.

Метеоритът е естествено срещащо се твърдо тяло, паднало на повърхността на Земята от космоса. Обикновено се прави разлика между каменни, каменно-железни и железни метеорити. Последните се състоят главно от желязо и никел. Сред намерените метеорити повечето тежат от няколко грама до няколко килограма. Най-големият от намерените, железният метеорит Гоба тежи около 60 тона и все още се намира на същото място, където е открит, в Южна Африка. Повечето метеорити са фрагменти от астероиди, но някои метеорити може да са дошли на Земята от Луната и дори от Марс.

Болидът е много ярък метеор, понякога видим дори през деня, често оставящ след себе си димна следа и придружен от звукови явления; често завършва с падането на метеорити.

Термосфера.

Над температурния минимум на мезопаузата започва термосферата, при което температурата първо бавно, а след това бързо започва да се повишава отново. Причината е поглъщането на ултравиолетовото лъчение от Слънцето на височини от 150–300 km, дължащо се на йонизацията на атомарния кислород: O + в.в® O + + д.

В термосферата температурата непрекъснато се повишава до надморска височина около 400 km, където през деня в епохата на максимална слънчева активност достига 1800 K. През епохата на минимална слънчева активност тази гранична температура може да бъде под 1000 K. Над 400 km атмосферата се превръща в изотермична екзосфера. Критичното ниво (основата на екзосферата) е на надморска височина около 500 км.

Полярно сияние и много орбити изкуствени спътници, както и нощни облаци – всички тези явления се случват в мезосферата и термосферата.

Полярно сияние.

На високи географски ширини по време на смущения магнитно полесе наблюдават полярни сияния. Те могат да продължат няколко минути, но често са видими в продължение на няколко часа. Полярните сияния се различават значително по форма, цвят и интензитет, като всички те понякога се променят много бързо с течение на времето. Спектърът на полярните сияния се състои от емисионни линии и ивици. Някои от емисиите на нощното небе са засилени в спектъра на сиянието, предимно зелените и червените линии l 5577 Å и l 6300 Å кислород. Случва се една от тези линии да е многократно по-интензивна от другата и това определя видимия цвят на полярното сияние: зелен или червен. Смущенията на магнитното поле са придружени и от смущения в радиокомуникациите в полярните региони. Причината за смущенията са промени в йоносферата, което означава, че по време на магнитни бури има мощен източник на йонизация. Установено е, че силни магнитни бури възникват, когато има близо до центъра на слънчевия диск големи групипетна Наблюденията показват, че бурите не са свързани със самите слънчеви петна, а със слънчеви изригвания, които се появяват по време на развитието на група слънчеви петна.

Полярните сияния са диапазон от светлина с различна интензивност с бързи движения, наблюдавани в райони с висока географска ширина на Земята. Визуалното сияние съдържа зелени (5577Å) и червени (6300/6364Å) емисионни линии на атомен кислород и молекулни N2 ленти, които се възбуждат от енергийни частици от слънчев и магнитосферен произход. Тези емисии обикновено се появяват на надморска височина от около 100 km и повече. Терминът оптично сияние се използва за обозначаване на визуални сияния и техния емисионен спектър от инфрачервената до ултравиолетовата област. Енергията на излъчване в инфрачервената част на спектъра значително надвишава енергията във видимата област. Когато се появиха полярни сияния, се наблюдаваха емисии в диапазона ULF (

Действителните форми на полярните сияния са трудни за класифициране; Най-често използваните термини са:

1. Спокойни, еднакви дъги или ивици. Дъгата обикновено се простира на ~1000 км в посока на геомагнитния паралел (към Слънцето в полярните региони) и има ширина от един до няколко десетки километра. Ивицата е обобщение на концепцията за дъга, тя обикновено няма правилна дъгообразна форма, а се огъва под формата на буквата S или под формата на спирали. Дъги и ивици са разположени на надморска височина от 100–150 km.

2. Лъчи на полярното сияние . Този термин се отнася до аврорална структура, удължена по линиите на магнитното поле, с вертикален обхват от няколко десетки до няколкостотин километра. Хоризонталната дължина на лъчите е малка, от няколко десетки метра до няколко километра. Обикновено лъчите се наблюдават в дъги или като отделни структури.

3. Петна или повърхности . Това са изолирани области на светене, които нямат определена форма. Отделни петна могат да бъдат свързани помежду си.

4. Воал. Необичайна формаполярно сияние, което е равномерно сияние, което покрива големи области от небето.

Според структурата си полярните сияния се делят на хомогенни, кухи и лъчисти. Използват се различни термини; пулсираща дъга, пулсираща повърхност, дифузна повърхност, лъчиста ивица, драперия и др. Съществува класификация на полярните сияния според техния цвят. Според тази класификация полярните сияния от типа А. Горната част или цялата част е червена (6300–6364 Å). Те обикновено се появяват на надморска височина от 300–400 km с висока геомагнитна активност.

Тип Аврора INоцветени в червено в долната част и свързани с блясъка на лентите на първата положителна система N 2 и първата отрицателна система O 2. Такива форми на сияние се появяват по време на най-активните фази на сиянието.

Зони полярно сияние – Това са зоните с максимална честота на полярните сияния през нощта, според наблюдатели във фиксирана точка на земната повърхност. Зоните са разположени на 67° северна и южна ширина, а ширината им е около 6°. Максимална поява на полярни сияния, съответстващи на в този моментгеомагнитно местно време, възниква в овални пояси (овални сияния), които са разположени асиметрично около северния и южния геомагнитни полюси. Овалът на полярното сияние е фиксиран в координатите ширина – време, а зоната на полярното сияние е геометричното място на точките от полунощната област на овала в координатите ширина – дължина. Овалният пояс се намира приблизително на 23° от геомагнитния полюс в нощния сектор и на 15° в дневния сектор.

Овал на сияние и зони на сияние.Местоположението на овала на полярното сияние зависи от геомагнитната активност. Овалът става по-широк с висока геомагнитна активност. Авроралните зони или авроралните овални граници са по-добре представени от L 6.4, отколкото от диполни координати. Линиите на геомагнитното поле на границата на дневния сектор на овала на сиянието съвпадат с магнитопауза.Наблюдава се промяна в положението на овала на полярното сияние в зависимост от ъгъла между геомагнитната ос и посоката Земя-Слънце. Авроралният овал също се определя въз основа на данни за утаяване на частици (електрони и протони) с определени енергии. Неговата позиция може да се определи независимо от данните за Каспахот дневната страна и в опашката на магнитосферата.

Дневната вариация в честотата на поява на полярните сияния в зоната на полярните сияния има максимум в геомагнитната полунощ и минимум в геомагнитния пладне. От приекваториалната страна на овала честотата на поява на сияния рязко намалява, но формата на дневните вариации се запазва. От полярната страна на овала честотата на полярните сияния намалява постепенно и се характеризира със сложни дневни промени.

Интензивност на полярните сияния.

Интензивност на сиянието определя се чрез измерване на видимата повърхностна яркост. Светеща повърхност азполярно сияние в определена посока се определя от общото излъчване на 4p азфотон/(cm 2 s). Тъй като тази стойност не е истинската повърхностна яркост, а представлява излъчването от колоната, единицата фотон/(cm 2 колона s) обикновено се използва при изучаване на полярните сияния. Обичайната единица за измерване на общата емисия е Rayleigh (Rl), равна на 10 6 фотона/(cm 2 колона s). По-практичните единици на интензитета на сиянието се определят от излъчванията на отделна линия или лента. Например, интензитетът на полярните сияния се определя от международните коефициенти на яркост (IBRs) според интензитета на зелената линия (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (максимален интензитет на полярното сияние). Тази класификация не може да се използва за червени сияния. Едно от откритията на епохата (1957–1958) е установяването на пространствено-времевото разпределение на полярните сияния под формата на овал, изместен спрямо магнитния полюс. От прости идеи за кръговата форма на разпределението на полярните сияния спрямо магнитния полюс имаше Преходът към съвременната физика на магнитосферата е завършен. Честта на откритието принадлежи на О. Хорошева, а интензивното развитие на идеите за авроралния овал е извършено от Г. Старков, Ю. Фелдщайн, С. И. Акасофу и редица други изследователи. Авроралният овал е зоната на най-интензивно влияние на слънчевия вятър върху горната атмосфера на Земята. Интензитетът на полярното сияние е най-голям в овала, а динамиката му се следи непрекъснато с помощта на сателити.

Стабилни аврорални червени дъги.

Постоянна аврорална червена дъга, иначе наричана червена дъга на средна ширина или М-дъга, е субвизуална (под границата на чувствителност на окото) широка дъга, простираща се от изток на запад на хиляди километри и вероятно опасваща цялата Земя. Дължината на дъгата по ширина е 600 км. Излъчването на стабилната аврорална червена дъга е почти монохроматично в червените линии l 6300 Å и l 6364 Å. Наскоро бяха докладвани и слаби емисионни линии l 5577 Å (OI) и l 4278 Å (N+2). Продължителните червени дъги се класифицират като полярни сияния, но се появяват на много по-високи височини. Долната граница се намира на надморска височина от 300 км, горната граница е около 700 км. Интензитетът на тихата аврорална червена дъга в излъчването l 6300 Å варира от 1 до 10 kRl (типична стойност 6 kRl). Прагът на чувствителност на окото при тази дължина на вълната е около 10 kRl, така че дъгите рядко се наблюдават визуално. Въпреки това, наблюденията показват, че тяхната яркост е >50 kRL през 10% от нощите. Обичайната продължителност на живота на дъгите е около един ден и те рядко се появяват в следващите дни. Радиовълните от сателити или радиоизточници, пресичащи постоянни аврорални червени дъги, са обект на сцинтилация, което показва наличието на нехомогенност на електронната плътност. Теоретичното обяснение за червените дъги е, че нагретите електрони в региона ЕЙоносферата причинява увеличаване на кислородните атоми. Сателитните наблюдения показват повишаване на температурата на електроните по линиите на геомагнитното поле, които пресичат постоянни аврорални червени дъги. Интензитетът на тези дъги корелира положително с геомагнитната активност (бури), а честотата на появата на дъги е положително корелирана с активността на слънчевите петна.

Промяна на полярното сияние.

Някои форми на сияние изпитват квазипериодични и кохерентни времеви вариации в интензитета. Тези полярни сияния с приблизително стационарна геометрия и бързи периодични вариации, възникващи във фаза, се наричат ​​променящи се сияния. Те се класифицират като полярни сияния форми Рспоред Международния атлас на сиянията. По-подробно подразделение на променящите се сияния:

Р 1 (пулсираща аврора) е сияние с еднакви фазови вариации в яркостта в цялата форма на сияние. По дефиниция, в идеално пулсиращо сияние, пространствената и времевата част на пулсацията могат да бъдат разделени, т.е. яркост аз(r,t)= I s(r)· ТО(T). В типично полярно сияние Р 1 пулсации се появяват с честота от 0,01 до 10 Hz с ниска интензивност (1–2 kRl). Повечето полярни сияния Р 1 – това са петна или дъги, които пулсират с период от няколко секунди.

Р 2 (огнено сияние). Терминът обикновено се използва за обозначаване на движения като пламъци, изпълващи небето, а не за описание на отделна форма. Полярните сияния имат формата на дъги и обикновено се движат нагоре от височина 100 км. Тези полярни сияния са относително редки и се появяват по-често извън полярното сияние.

Р 3 (блещукащо сияние). Това са полярни сияния с бързи, неравномерни или правилни промени в яркостта, създаващи впечатление за трептящи пламъци в небето. Те се появяват малко преди полярното сияние да се разпадне. Обикновено наблюдавана честота на вариация Р 3 е равно на 10 ± 3 Hz.

Терминът поточно сияние, използван за друг клас пулсиращи сияния, се отнася до неправилни вариации в яркостта, движещи се бързо хоризонтално в аврорални дъги и ивици.

Променящото се сияние е едно от слънчево-земните явления, които придружават пулсациите на геомагнитното поле и авроралното рентгеново лъчение, причинени от утаяването на частици от слънчев и магнитосферен произход.

Светенето на полярната шапка се характеризира с висок интензитет на лентата на първата отрицателна система N + 2 (l 3914 Å). Обикновено тези N + 2 ленти са пет пъти по-интензивни от зелената линия OI l 5577 Å; абсолютният интензитет на сиянието на полярната шапка варира от 0,1 до 10 kRl (обикновено 1–3 kRl). По време на тези полярни сияния, които се появяват по време на периоди на PCA, равномерно сияние покрива цялата полярна шапка до геомагнитна ширина от 60° на височини от 30 до 80 km. Генерира се предимно от слънчеви протони и d-частици с енергия от 10–100 MeV, създавайки максимална йонизация на тези височини. Има друг тип сияние в зоните на полярното сияние, наречено мантийно сияние. За този тип аврорално сияние дневният максимален интензитет, възникващ в сутрешните часове, е 1–10 kRL, а минималният интензитет е пет пъти по-слаб. Наблюденията на мантийните полярни сияния са малко и рядко се срещат; техният интензитет зависи от геомагнитната и слънчевата активност.

Атмосферно сияниесе определя като радиация, произведена и излъчена от атмосферата на планетата. Това е нетермично излъчване на атмосферата, с изключение на излъчването на полярни сияния, гръмотевични разряди и излъчване на метеорни следи. Този термин се използва във връзка със земната атмосфера (нощно сияние, здрач и дневно сияние). Атмосферното сияние представлява само част от наличната светлина в атмосферата. Други източници включват звездна светлина, зодиакална светлина и дневна дифузна светлина от Слънцето. Понякога атмосферното сияние може да представлява до 40% от общото количество светлина. Атмосферното сияние възниква в атмосферни слоеве с различна височина и дебелина. Спектърът на атмосферното сияние обхваща дължини на вълните от 1000 Å до 22,5 микрона. Основната емисионна линия в атмосферното сияние е l 5577 Å, появяваща се на височина 90–100 km в слой с дебелина 30–40 km. Появата на луминесценция се дължи на механизма на Чапман, основан на рекомбинацията на кислородни атоми. Други емисионни линии са l 6300 Å, появяващи се в случай на дисоциативна рекомбинация на O + 2 и емисии NI l 5198/5201 Å и NI l 5890/5896 Å.

Интензитетът на светене на въздуха се измерва в Rayleigh. Яркостта (в Rayleigh) е равна на 4 rv, където b е ъгловата повърхностна яркост на излъчващия слой в единици от 10 6 фотона/(cm 2 ster·s). Интензивността на сиянието зависи от географската ширина (различна за различните емисии), а също така варира през целия ден с максимум близо до полунощ. Отбелязана е положителна корелация за въздушно сияние в емисия l 5577 Å с броя на слънчевите петна и потока на слънчевата радиация при дължина на вълната 10,7 см. Въздушно сияние се наблюдава по време на сателитни експерименти. От космоса изглежда като пръстен от светлина около Земята и има зеленикав цвят.

Озоносфера.

На надморска височина от 20–25 km се достига максимална концентрация на незначително количество озон O 3 (до 2 × 10 –7 от съдържанието на кислород!), което възниква под въздействието на слънчевата ултравиолетова радиация на надморска височина от приблизително 10 до 50 км, предпазвайки планетата от йонизираща слънчева радиация. Въпреки изключително малкия брой озонови молекули, те предпазват целия живот на Земята от вредното въздействие на късовълновата (ултравиолетова и рентгенова) радиация на Слънцето. Ако отложите всички молекули в основата на атмосферата, ще получите слой с дебелина не повече от 3–4 mm! На надморска височина над 100 km се увеличава делът на леките газове, а на много голяма надморска височина преобладават хелият и водородът; много молекули се разпадат на отделни атоми, които, йонизирани под въздействието на твърдата радиация от Слънцето, образуват йоносферата. Налягането и плътността на въздуха в земната атмосфера намаляват с надморската височина. В зависимост от разпределението на температурата земната атмосфера се разделя на тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера и екзосфера. .

На надморска височина 20–25 km има озонов слой. Озонът се образува в резултат на разграждането на кислородните молекули при поглъщане на ултравиолетовото лъчение от Слънцето с дължини на вълните по-къси от 0,1–0,2 микрона. Свободният кислород се свързва с молекулите на O 2 и образува озон O 3, който лакомо абсорбира цялото ултравиолетово лъчение, по-късо от 0,29 микрона. Молекулите на озон O3 лесно се разрушават от късовълнова радиация. Следователно, въпреки разреждането си, озоновият слой ефективно абсорбира ултравиолетовото лъчение от Слънцето, преминало през по-високи и по-прозрачни атмосферни слоеве. Благодарение на това живите организми на Земята са защитени от вредното въздействие на ултравиолетовата светлина на Слънцето.

йоносфера.

Радиацията от слънцето йонизира атомите и молекулите на атмосферата. Степента на йонизация става значителна вече на надморска височина от 60 километра и непрекъснато нараства с отдалечаване от Земята. На различни височини в атмосферата протичат последователни процеси на дисоциация на различни молекули и последваща йонизация на различни атоми и йони. Това са главно молекули на кислород O 2, азот N 2 и техните атоми. В зависимост от интензивността на тези процеси, различните слоеве на атмосферата, разположени над 60 километра, се наричат ​​йоносферни слоеве , и тяхната съвкупност е йоносферата . Долният слой, чиято йонизация е незначителна, се нарича неутросфера.

Максималната концентрация на заредени частици в йоносферата се постига на височини 300–400 км.

История на изучаването на йоносферата.

Хипотезата за съществуването на проводящ слой в горните слоеве на атмосферата е изложена през 1878 г. от английския учен Стюарт, за да обясни особеностите на геомагнитното поле. След това през 1902 г., независимо един от друг, Кенеди в САЩ и Хевисайд в Англия посочиха, че за да се обясни разпространението на радиовълните на дълги разстояния е необходимо да се приеме съществуването на области с висока проводимост във високите слоеве на атмосферата. През 1923 г. академик М. В. Шулейкин, разглеждайки характеристиките на разпространението на радиовълни с различни честоти, стига до извода, че в йоносферата има поне два отразяващи слоя. След това през 1925 г. английските изследователи Appleton и Barnett, както и Breit и Tuve, първи експериментално доказаха съществуването на региони, които отразяват радиовълните, и поставиха основата за тяхното систематично изследване. Оттогава се провежда систематично изследване на свойствата на тези слоеве, най-общо наричани йоносфера, които играят важна роля в редица геофизични явления, определящи отразяването и поглъщането на радиовълните, което е много важно за практическата цели, по-специално за осигуряване на надеждни радиокомуникации.

През 30-те години на миналия век започват систематични наблюдения на състоянието на йоносферата. В нашата страна по инициатива на М. А. Бонч-Бруевич са създадени инсталации за нейното пулсово сондиране. Много са проучени общи свойствайоносфера, височини и концентрация на електрони в нейните основни слоеве.

На височини 60–70 km се наблюдава слой D, на височини 100–120 km слой д, на височини, на височини от 180–300 km двоен слой Е 1 и Е 2. Основните параметри на тези слоеве са дадени в таблица 4.

Таблица 4.

Таблица 4.
Йоносферен регион	Максимална височина, км	T i , К	ден		нощ n e , cm –3	a΄, ρm 3 s – 1
			мин n e , cm –3	Макс n e , cm –3
д	70	20	100	200	10	10 –6
д	110	270	1,5 10 5	3·10 5	3000	10 –7
Е 1	180	800–1500	3·10 5	5 10 5	–	3·10 –8
Е 2 (зима)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2·10 –10
Е 2 (лято)	250–320	1000–2000	2 10 5	8 10 5	~3·10 5	10 –10
n e– електронна концентрация, e – електронен заряд, T i– йонна температура, a΄ – коефициент на рекомбинация (който определя стойността n eи неговата промяна във времето)

Дадени са средни стойности, тъй като те варират на различни географски ширини, в зависимост от времето на деня и сезоните. Такива данни са необходими за осигуряване на радиокомуникации на дълги разстояния. Те се използват при избора на работни честоти за различни късовълнови радиовръзки. Познаване на техните изменения в зависимост от състоянието на йоносферата в различно времедни и през различните сезони е изключително важно за гарантиране на надеждността на радиокомуникациите. Йоносферата е съвкупност от йонизирани слоеве на земната атмосфера, започващи от надморска височина от около 60 km и достигащи до височини от десетки хиляди km. Основният източник на йонизация на земната атмосфера е ултравиолетовото и рентгеновото лъчение от Слънцето, което се среща главно в слънчевата хромосфера и корона. В допълнение, степента на йонизация на горната атмосфера се влияе от слънчеви корпускулярни потоци, които възникват по време на слънчеви изригвания, както и от космически лъчи и метеорни частици.

Йоносферни слоеве

- това са области в атмосферата, в които се достигат максимални концентрации на свободни електрони (т.е. техният брой в единица обем). Електрически заредените свободни електрони и (в по-малка степен по-малко подвижни йони), получени в резултат на йонизацията на атомите на атмосферните газове, взаимодействащи с радиовълни (т.е. електромагнитни трептения), могат да променят посоката си, отразявайки или пречупвайки ги и абсорбирайки тяхната енергия . В резултат на това при приемане на отдалечени радиостанции могат да възникнат различни ефекти, например затихване на радиокомуникациите, повишена чуваемост на отдалечени станции, затъмненияи така нататък. явления.

Изследователски методи.

Класическите методи за изследване на йоносферата от Земята се свеждат до импулсно сондиране - изпращане на радиоимпулси и наблюдение на техните отражения от различни слоеве на йоносферата, измерване на времето на забавяне и изследване на интензитета и формата на отразените сигнали. Чрез измерване на височините на отражение на радиоимпулси при различни честоти, определяне на критичните честоти на различни области (критичната честота е носещата честота на радиоимпулс, за която дадена област на йоносферата става прозрачна), е възможно да се определи стойността на концентрацията на електрони в слоевете и ефективните височини за дадени честоти и изберете оптималните честоти за дадени радиопътеки. С развитието на ракетната технология и настъпването на космическата ера на изкуствените спътници на Земята (AES) и други космически кораби стана възможно директното измерване на параметрите на близката до Земята космическа плазма, чиято долна част е йоносферата.

Измерванията на концентрацията на електрони, извършени на борда на специално изстреляни ракети и по траектории на сателитни полети, потвърдиха и изясниха данни, получени преди това с наземни методи за структурата на йоносферата, разпределението на концентрацията на електрони по височина над различни региони на Земята и направи възможно получаването на стойности на концентрацията на електрони над основния максимум - слоя Е. Преди това беше невъзможно да се направи с помощта на методи за сондиране, базирани на наблюдения на отразени късовълнови радиоимпулси. Установено е, че в някои райони на земното кълбо има доста стабилни зони с намалена концентрация на електрони, регулярни „йоносферни ветрове“, възникват особени вълнови процеси в йоносферата, които пренасят локални йоносферни смущения на хиляди километри от мястото на тяхното възбуждане, и още много. Създаването на особено високочувствителни приемни устройства направи възможно приемането на импулсни сигнали, частично отразени от най-ниските области на йоносферата (станции за частично отражение) в станции за сондиране на йоносферни импулси. Използването на мощни импулсни инсталации в метровия и дециметровия обхват на дължината на вълната с използването на антени, които позволяват висока концентрация на излъчвана енергия, направи възможно наблюдението на сигнали, разпръснати от йоносферата на различни височини. Изследването на характеристиките на спектрите на тези сигнали, некохерентно разпръснати от електрони и йони на йоносферната плазма (за това бяха използвани станции за некохерентно разсейване на радиовълни) даде възможност да се определи концентрацията на електрони и йони, техния еквивалент температура на различни височини до височини от няколко хиляди километра. Оказа се, че йоносферата е доста прозрачна за използваните честоти.

Концентрацията на електрически заряди (концентрацията на електрони е равна на концентрацията на йони) в земната йоносфера на височина 300 km е около 10 6 cm –3 през деня. Плазмата с такава плътност отразява радиовълни с дължина над 20 m и предава по-къси.

Типично вертикално разпределение на концентрацията на електрони в йоносферата за дневни и нощни условия.

Разпространение на радиовълни в йоносферата.

Стабилното приемане на радиостанции на дълги разстояния зависи от използваните честоти, както и от времето на деня, сезона и в допълнение от слънчевата активност. Слънчевата активност значително влияе върху състоянието на йоносферата. Радиовълните, излъчвани от наземна станция, се разпространяват по права линия, както всички видове електромагнитни вълни. Трябва обаче да се има предвид, че както повърхността на Земята, така и йонизираните слоеве на нейната атмосфера служат като плочи на огромен кондензатор, действащ върху тях като ефекта на огледалата върху светлината. Отразявайки се от тях, радиовълните могат да пътуват на много хиляди километри, обикаляйки земното кълбо на огромни скокове от стотици и хиляди километри, отразявайки се последователно от слой йонизиран газ и от повърхността на Земята или водата.

През 20-те години на миналия век се смяташе, че радиовълните, по-къси от 200 m, като цяло не са подходящи за комуникация на дълги разстояния поради силно поглъщане. Първите експерименти за приемане на къси вълни на дълги разстояния през Атлантическия океан между Европа и Америка бяха извършени от английския физик Оливър Хевисайд и американския електроинженер Артър Кенели. Независимо един от друг, те предположиха, че някъде около Земята има йонизиран слой на атмосферата, способен да отразява радиовълни. Той беше наречен слой Хевисайд-Кенъли, а след това йоносфера.

Според съвременните концепции йоносферата се състои от отрицателно заредени свободни електрони и положително заредени йони, главно молекулярен кислород O + и азотен оксид NO +. Йоните и електроните се образуват в резултат на дисоциацията на молекулите и йонизацията на неутралните газови атоми от слънчевите рентгенови лъчи и ултравиолетовото лъчение. За да се йонизира атом, е необходимо да му се придаде йонизационна енергия, чийто основен източник за йоносферата е ултравиолетовото, рентгеновото и корпускулярното лъчение на Слънцето.

Докато газовата обвивка на Земята е осветена от Слънцето, в нея непрекъснато се образуват нови и нови електрони, но в същото време част от електроните, сблъсквайки се с йони, се рекомбинират, образувайки отново неутрални частици. След залез слънце образуването на нови електрони почти спира и броят на свободните електрони започва да намалява. Колкото повече свободни електрони има в йоносферата, толкова по-добре се отразяват високочестотните вълни от нея. С намаляване на концентрацията на електрони, преминаването на радиовълни е възможно само в нискочестотни диапазони. Ето защо през нощта, като правило, е възможно да се приемат далечни станции само в диапазоните от 75, 49, 41 и 31 м. Електроните са разпределени неравномерно в йоносферата. На височини от 50 до 400 km има няколко слоя или области с повишена концентрация на електрони. Тези области плавно преминават една в друга и оказват различен ефект върху разпространението на HF радиовълните. Горният слой на йоносферата се обозначава с буквата Е. Тук има най-висока степен на йонизация (частта на заредените частици е около 10 –4). Намира се на надморска височина над 150 км над земната повърхност и играе основна отразяваща роля при разпространението на високочестотни HF радиовълни на дълги разстояния. През летните месеци регион F се разделя на два слоя - Е 1 и Е 2. Слой F1 може да заема височини от 200 до 250 км, а слой Е 2 изглежда „плува“ в диапазона на надморска височина от 300–400 км. Обикновено слой Е 2 се йонизира много по-силно от слоя Е 1 . Нощен слой Е 1 изчезва и слоят Е 2 остава, като бавно губи до 60% от степента си на йонизация. Под слой F на височини от 90 до 150 km има слой дчиято йонизация става под въздействието на мекото рентгеново лъчение от Слънцето. Степента на йонизация на Е слоя е по-ниска от тази на Е, през деня приемането на станции в нискочестотните HF диапазони от 31 и 25 m става, когато сигналите се отразяват от слоя д. Обикновено това са станции, разположени на разстояние 1000–1500 km. През нощта в пласта дЙонизацията рязко намалява, но дори и по това време тя продължава да играе значителна роля в приемането на сигнали от станции на обхвати 41, 49 и 75 m.

Голям интерес за приемане на сигнали от високочестотни КВ диапазони от 16, 13 и 11 m представляват възникващите в района дслоеве (облаци) със силно повишена йонизация. Площта на тези облаци може да варира от няколко до стотици квадратни километра. Този слой с повишена йонизация се нарича спорадичен слой ди е обозначен Ес. Es облаците могат да се движат в йоносферата под въздействието на вятъра и да достигнат скорост до 250 km/h. През лятото в средните географски ширини през деня произходът на радиовълни, дължащ се на облаци Es, се появява за 15–20 дни на месец. В близост до екватора го има почти винаги, а във високите географски ширини обикновено се появява през нощта. Понякога, в години на ниска слънчева активност, когато няма излъчване във високочестотните КВ ленти, внезапно се появяват далечни станции на 16, 13 и 11 m ленти с добър обем, сигналите на които се отразяват многократно от Es.

Най-ниската област на йоносферата е областта дразположени на надморска височина между 50 и 90 км. Тук има относително малко свободни електрони. От района дДългите и средните вълни се отразяват добре, а сигналите от нискочестотните HF станции се поглъщат силно. След залез слънце йонизацията изчезва много бързо и става възможно приемането на далечни станции в диапазона 41, 49 и 75 m, чиито сигнали се отразяват от слоевете Е 2 и д. Отделните слоеве на йоносферата играят важна роля в разпространението на HF радиосигнали. Ефектът върху радиовълните се дължи главно на наличието на свободни електрони в йоносферата, въпреки че механизмът на разпространение на радиовълните е свързан с наличието на големи йони. Последните също представляват интерес при учене химични свойстваатмосфера, тъй като те са по-активни от неутралните атоми и молекули. Химична реакцияпротичащите в йоносферата играят важна роля в нейния енергиен и електрически баланс.

Нормална йоносфера. Наблюденията, направени с помощта на геофизични ракети и сателити, предоставиха изобилие от нова информация, показваща, че йонизацията на атмосферата възниква под въздействието на слънчева радиацияширок спектър. Основната му част (повече от 90%) е съсредоточена във видимата част на спектъра. Ултравиолетовото лъчение, което има по-къса дължина на вълната и по-висока енергия от виолетовите светлинни лъчи, се излъчва от водород във вътрешната атмосфера на Слънцето (хромосферата), а рентгеновите лъчи, които имат още по-висока енергия, се излъчват от газове във външната обвивка на Слънцето (короната).

Нормалното (средно) състояние на йоносферата се дължи на постоянна мощна радиация. В нормалната йоносфера настъпват редовни промени, дължащи се на дневното въртене на Земята и сезонните разлики в ъгъла на падане на слънчевите лъчи по обяд, но също така настъпват непредвидими и резки промени в състоянието на йоносферата.

Смущения в йоносферата.

Както е известно, на Слънцето възникват мощни циклично повтарящи се прояви на активност, които достигат максимум на всеки 11 години. Наблюденията по програмата на Международната геофизична година (IGY) съвпаднаха с периода на най-висока слънчева активност за целия период на систематични метеорологични наблюдения, т.е. от началото на 18 век. В периоди на висока активност яркостта на някои области на Слънцето се увеличава няколко пъти, а мощността на ултравиолетовото и рентгеновото лъчение се увеличава рязко. Такива явления се наричат ​​слънчеви изригвания. Продължават от няколко минути до един-два часа. По време на изригването се изригва слънчева плазма (предимно протони и електрони) и елементарни частици се втурват в открития космос. Електромагнитното и корпускулярно излъчване от Слънцето по време на такива изригвания оказва силно въздействие върху земната атмосфера.

Първоначалната реакция се наблюдава 8 минути след изригването, когато до Земята достигат интензивни ултравиолетови и рентгенови лъчи. В резултат на това рязко се увеличава йонизацията; Рентгеновите лъчи проникват в атмосферата до долната граница на йоносферата; броят на електроните в тези слоеве нараства толкова много, че радиосигналите се поглъщат почти напълно („изгасват“). Допълнителното поглъщане на радиация води до нагряване на газа, което допринася за развитието на ветрове. Йонизираният газ е електрически проводник и когато се движи в магнитното поле на Земята, възниква ефект на динамо и се създава електрически ток. Такива течения могат от своя страна да причинят забележими смущения в магнитното поле и да се проявят под формата на магнитни бури.

Структурата и динамиката на горните слоеве на атмосферата се определят значително от неравновесни процеси в термодинамичен смисъл, свързани с йонизация и дисоциация от слънчева радиация, химични процеси, възбуждане на молекули и атоми, тяхното дезактивиране, сблъсъци и други елементарни процеси. В този случай степента на неравновесие се увеличава с височината, тъй като плътността намалява. До надморска височина от 500–1000 км, а често и по-висока, степента на неравновесие за много характеристики на горната атмосфера е доста малка, което прави възможно използването на класическата и хидромагнитната хидродинамика, като се вземат предвид химичните реакции, за да се опише.

Екзосферата е външният слой на земната атмосфера, започващ от височини от няколкостотин километра, от който леките, бързо движещи се водородни атоми могат да излязат в открития космос.

Едуард Кононович

Литература:

Пудовкин M.I. Основи на слънчевата физика. Санкт Петербург, 2001
Ерис Чейсън, Стив Макмилън Астрономията днес. Prentice-Hall, Inc. Горна седлова река, 2002 г
Материали в Интернет: http://ciencia.nasa.gov/



- въздушната обвивка на земното кълбо, въртяща се заедно със Земята. Горната граница на атмосферата условно се провежда на височина 150-200 км. Долната граница е земната повърхност.

Атмосферният въздух е смес от газове. По-голямата част от обема му в повърхностния слой на въздуха представлява азот (78%) и кислород (21%). Освен това въздухът съдържа инертни газове (аргон, хелий, неон и др.), въглероден диоксид (0,03), водна пара и различни твърди частици (прах, сажди, солни кристали).

Въздухът е безцветен, а цветът на небето се обяснява с характеристиките на разсейването на светлинните вълни.

Атмосферата се състои от няколко слоя: тропосфера, стратосфера, мезосфера и термосфера.

Долният приземен слой на въздуха се нарича тропосфера.На различните географски ширини мощността му не е еднаква. Тропосферата следва формата на планетата и участва заедно със Земята в аксиално въртене. На екватора дебелината на атмосферата варира от 10 до 20 km. На екватора е по-голямо, а на полюсите е по-малко. Тропосферата се характеризира с максимална плътност на въздуха, в нея е концентрирана 4/5 от масата на цялата атмосфера. Тропосферата определя климатичните условия: различни въздушни маси, образуват се облаци и валежи, възниква интензивно хоризонтално и вертикално движение на въздуха.

Над тропосферата, до надморска височина от 50 km, се намира стратосфера.Характеризира се с по-ниска плътност на въздуха и липса на водни пари. В долната част на стратосферата на височини около 25 км. има "озонов екран" - слой от атмосферата с висока концентрация на озон, който абсорбира ултравиолетовото лъчение, което е фатално за организмите.

На надморска височина от 50 до 80-90 km се простира мезосфера.С увеличаване на надморската височина температурата се понижава със среден вертикален градиент (0,25-0,3)°/100 m, а плътността на въздуха намалява. Основният енергиен процес е лъчист топлообмен. Атмосферното сияние се причинява от сложни фотохимични процеси, включващи радикали и вибрационно възбудени молекули.

Термосфераразположени на надморска височина от 80-90 до 800 км. Плътността на въздуха тук е минимална, а степента на йонизация на въздуха е много висока. Температурите се променят в зависимост от активността на Слънцето. Поради големия брой заредени частици тук се наблюдават полярни сияния и магнитни бури.

Атмосферата е от голямо значение за природата на Земята.Без кислород живите организми не могат да дишат. Неговият озонов слой предпазва всички живи същества от вредните ултравиолетови лъчи. Атмосферата изглажда температурните колебания: земната повърхност не се преохлажда през нощта и не се прегрява през деня. В плътни слоеве атмосферен въздухПреди да достигнат повърхността на планетата, метеоритите изгарят от тръни.

Атмосферата взаимодейства с всички слоеве на земята. С негова помощ се извършва обмен на топлина и влага между океана и сушата. Без атмосферата нямаше да има облаци, валежи или ветрове.

Човешката стопанска дейност оказва значително неблагоприятно въздействие върху атмосферата. Възниква замърсяване на атмосферния въздух, което води до повишаване на концентрацията на въглероден окис (CO 2 ). И това допринася глобално затоплянеклимат и засилва парниковия ефект. Озоновият слой на Земята е унищожен поради промишлени отпадъци и транспорт.

Атмосферата се нуждае от защита. IN развити страниПрилагат се комплекс от мерки за опазване на атмосферния въздух от замърсяване.

Все още имате въпроси? Искате ли да научите повече за атмосферата?
За да получите помощ от преподавател, регистрирайте се.

уебсайт, при пълно или частично копиране на материал се изисква връзка към източника.

Пространството е изпълнено с енергия. Енергията изпълва пространството неравномерно. Има места на неговата концентрация и изтичане. По този начин можете да оцените плътността. Планетата е подредена система, с максимална плътност на материята в центъра и постепенно намаляване на концентрацията към периферията. Силите на взаимодействие определят състоянието на материята, формата, в която тя съществува. Физиката описва агрегатното състояние на веществата: твърдо, течно, газообразно и т.н.

Атмосферата е газовата среда около планетата. Атмосферата на Земята позволява свободно движение и позволява на светлината да преминава, създавайки пространство, в което животът вирее.

Зоната от повърхността на земята до надморска височина от приблизително 16 километра (от екватора до полюсите стойността е по-малка, също зависи от сезона) се нарича тропосфера. Тропосферата е слой, в който са концентрирани около 80% от целия атмосферен въздух и почти цялата водна пара. Тук протичат процесите, които формират времето. Налягането и температурата падат с надморската височина. Причината за понижаването на температурата на въздуха е адиабатен процес, по време на разширяването газът се охлажда. На горната граница на тропосферата стойностите могат да достигнат -50, -60 градуса по Целзий.

Следва стратосферата. Простира се до 50 километра. В този слой на атмосферата температурата се повишава с височина, като в горната точка достига стойност от около 0 C. Повишаването на температурата се дължи на процеса на поглъщане на ултравиолетовите лъчи от озоновия слой. Радиацията предизвиква химическа реакция. Кислородните молекули се разпадат на единични атоми, които могат да се комбинират с нормалните кислородни молекули, за да образуват озон.

Радиацията от слънцето с дължини на вълните между 10 и 400 нанометра се класифицира като ултравиолетова. Колкото по-къса е дължината на вълната на UV радиацията, толкова по-голяма е опасността за живите организми. Само малка част от радиацията достига земната повърхност и то по-малко активната част от нейния спектър. Тази особеност на природата позволява на човек да получи здравословен слънчев загар.

Следващ слойатмосферата се нарича мезосфера. Ограничения от приблизително 50 км до 85 км. В мезосферата концентрацията на озон, който може да улови ултравиолетовата енергия, е ниска, така че температурата отново започва да пада с височината. В пиковата точка температурата пада до -90 C, някои източници посочват стойност от -130 C. Повечето метеороиди изгарят в този слой на атмосферата.

Слоят на атмосферата, простиращ се от височина 85 km до разстояние 600 km от Земята, се нарича термосфера. Термосферата първа среща слънчевата радиация, включително така наречената вакуумна ултравиолетова.

Вакуумно UV отложено въздушна среда, като по този начин нагрява този слой от атмосферата до огромни температури. Въпреки това, тъй като налягането тук е изключително ниско, този привидно горещ газ няма същия ефект върху обектите, както при условията на повърхността на земята. Напротив, обектите, поставени в такава среда, ще се охладят.

На височина 100 км минава условната линия „линия на Карман”, която се смята за началото на космоса.

Полярните сияния възникват в термосферата. В този слой на атмосферата слънчевият вятър взаимодейства с магнитното поле на планетата.

Последният слой на атмосферата е екзосферата, външна обвивка, която се простира на хиляди километри. Екзосферата е практически празно място, но броят на атомите, които се скитат тук, е с порядък по-голям, отколкото в междупланетното пространство.

Човек диша въздух. Нормално налягане– 760 милиметра живачен стълб. На надморска височина 10 000 m налягането е около 200 mm. rt. Изкуство. На такава височина човек сигурно може да диша поне за кратко, но това изисква подготовка. Държавата явно ще е неработеща.

Газ атмосферен състав: 78% азот, 21% кислород, около процент аргон, всичко останало е смес от газове, представляващи най-малката част от общото количество.

Синята планета...

Тази тема трябваше да е една от първите в сайта. В крайна сметка хеликоптерите са атмосферни летателни апарати. Земна атмосфера– тяхното местообитание, така да се каже:-). А физични свойства на въздухаИменно това определя качеството на това местообитание :-). Тоест това е една от основните. И винаги първо пишат за основата. Но това го разбрах едва сега. Както знаете обаче, по-добре късно, отколкото никога... Нека се спрем на този въпрос, без да навлизаме в плевелите и ненужните усложнения :-).

Така… Земна атмосфера. Това е газовата обвивка на нашата синя планета. Всеки знае това име. Защо синьо? Просто защото „синият“ (както и синият и виолетовият) компонент на слънчевата светлина (спектър) е най-добре разпръснат в атмосферата, като по този начин я оцветява в синкаво-синкаво, понякога с нюанс виолетов тон(в слънчев ден, разбира се :-)).

Състав на земната атмосфера.

Съставът на атмосферата е доста широк. Няма да изброявам всички компоненти в текста, има добра илюстрация за това.Съставът на всички тези газове е почти постоянен, с изключение на въглеродния диоксид (CO 2 ). Освен това атмосферата задължително съдържа вода под формата на пара, суспендирани капчици или ледени кристали. Количеството вода не е постоянно и зависи от температурата и в по-малка степен от атмосферното налягане. Освен това атмосферата на Земята (особено сегашната) съдържа известно количество, бих казал, „всякакви гадни неща“ :-). Това са SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, освен това има живачни пари Hg. Вярно, всичко това го има в малки количества, слава Богу :-).

Земна атмосфераОбичайно е да се разделя на няколко последователни зони по височина над повърхността.

Първият, най-близо до земята, е тропосферата. Това е най-долният и, така да се каже, основен слой за жизнени дейности от различни видове. Той съдържа 80% от масата на целия атмосферен въздух (въпреки че по обем е само около 1% от цялата атмосфера) и около 90% от цялата атмосферна вода. По-голямата част от всички ветрове, облаци, дъжд и сняг 🙂 идват оттам. Тропосферата се простира на надморска височина от около 18 km в тропическите ширини и до 10 km в полярните ширини. Температурата на въздуха в него спада с увеличаване на височината с приблизително 0,65º на всеки 100 m.

Атмосферни зони.

Втора зона - стратосфера. Трябва да се каже, че между тропосферата и стратосферата има друга тясна зона - тропопаузата. Той спира падането на температурата с височина. Тропопаузата има средна дебелина 1,5-2 km, но нейните граници са неясни и тропосферата често припокрива стратосферата.

Така че стратосферата има средна височина от 12 км до 50 км. Температурата в него остава непроменена до 25 км (около -57ºС), след това някъде до 40 км се повишава до приблизително 0ºС и след това остава непроменена до 50 км. Стратосферата е сравнително спокойна част от земната атмосфера. В него практически няма неблагоприятни климатични условия. Именно в стратосферата известният озонов слой се намира на височини от 15-20 км до 55-60 км.

Това е последвано от малък граничен слой, стратопаузата, в която температурата остава около 0ºC, а след това следващата зона е мезосферата. Простира се на надморска височина от 80-90 км, като в него температурата пада до около 80ºC. В мезосферата обикновено стават видими малки метеори, които започват да светят в нея и изгарят там.

Следващият тесен интервал е мезопаузата и отвъд нея зоната на термосферата. Височината му е до 700-800 км. Тук температурата отново започва да се покачва и на височини от около 300 км може да достигне стойности от порядъка на 1200ºС. Тогава тя остава постоянна. Вътре в термосферата, до надморска височина от около 400 км, е йоносферата. Тук въздухът е силно йонизиран поради излагане на слънчева радиация и има висока електропроводимост.

Следващата и като цяло последна зона е екзосферата. Това е така наречената зона на разсейване. Тук има предимно много разреден водород и хелий (с преобладаване на водород). На височини около 3000 км екзосферата преминава в околокосмическия вакуум.

Нещо като това. Защо приблизително? Тъй като тези слоеве са доста конвенционални. Възможен различни променинадморска височина, състав на газове, вода, температура, йонизация и т.н. Освен това има много повече термини, които определят структурата и състоянието на земната атмосфера.

Например хомосфера и хетеросфера. В първия атмосферните газове са добре смесени и съставът им е доста хомогенен. Вторият се намира над първия и там практически няма такова смесване. Газовете в него се разделят чрез гравитация. Границата между тези слоеве се намира на надморска височина 120 km и се нарича турбопауза.

Нека приключим с термините, но определено ще добавя, че конвенционално се приема, че границата на атмосферата се намира на надморска височина от 100 км. Тази граница се нарича линията на Карман.

Ще добавя още две снимки, за да илюстрирам структурата на атмосферата. Първият обаче е на немски, но е пълен и доста лесен за разбиране :-). Може да се увеличи и да се види ясно. Вторият показва промяната на атмосферната температура с надморската височина.

Структурата на земната атмосфера.

Температурата на въздуха се променя с надморската височина.

Съвременните пилотирани орбитални кораби летят на височини около 300-400 км. Това обаче вече не е авиация, въпреки че областта, разбира се, е тясно свързана в известен смисъл и със сигурност ще говорим за това по-късно :-).

Авиационната зона е тропосферата. Съвременните атмосферни самолети могат да летят и в долните слоеве на стратосферата. Например практическият таван на МИГ-25РБ е 23 000 м.

Полет в стратосферата.

И то точно физични свойства на въздухаТропосферата определя какъв ще бъде полетът, колко ефективна ще бъде системата за управление на самолета, как ще се отрази турбуленцията в атмосферата и как ще работят двигателите.

Първото основно свойство е температура на въздуха. В газовата динамика може да се определи по скалата на Целзий или по скалата на Келвин.

температура т 1на дадена височина нпо скалата на Целзий се определя от:

t 1 = t - 6.5N, Където T– температура на въздуха при земята.

Температурата по скалата на Келвин се нарича абсолютна температура, нулата на тази скала е абсолютна нула. При абсолютна нула топлинното движение на молекулите спира. Абсолютна нулапо скалата на Келвин съответства на -273º по скалата на Целзий.

Съответно температурата Tна високо нпо скалата на Келвин се определя от:

Т = 273 К + t - 6.5Н

Въздушно налягане. Атмосферното налягане се измерва в паскали (N/m2), в старата система за измерване в атмосфери (атм.). Има и такова нещо като барометрично налягане. Това е налягането, измерено в милиметри живачен стълб с помощта на живачен барометър. Барометрично налягане (налягане на морското равнище), равно на 760 mmHg. Изкуство. наречен стандартен. По физика 1 атм. точно равно на 760 mm Hg.

Плътност на въздуха. В аеродинамиката най-често използваното понятие е масовата плътност на въздуха. Това е масата на въздуха в 1 m3 обем. Плътността на въздуха се променя с надморската височина, въздухът става по-разреден.

Влажност на въздуха. Показва количеството вода във въздуха. Има понятие " относителна влажност " Това е съотношението на масата на водната пара към максималната възможна при дадена температура. Концепцията за 0%, тоест когато въздухът е напълно сух, може да съществува само в лабораторията. От друга страна, 100% влажност е напълно възможна. Това означава, че въздухът е погълнал цялата вода, която може да поеме. Нещо като абсолютно „пълна гъба“. Високата относителна влажност намалява плътността на въздуха, докато ниската относителна влажност я увеличава.

Поради факта, че полетите на самолетите се извършват при различни атмосферни условия, тогава техните летателни и аеродинамични параметри в един и същи режим на полет могат да бъдат различни. Ето защо, за да оценим правилно тези параметри, ние въведохме Международна стандартна атмосфера (ISA). Той показва промяната в състоянието на въздуха с увеличаване на надморската височина.

Основните параметри на състоянието на въздуха при нулева влажност се приемат, както следва:

налягане P = 760 mm Hg. Изкуство. (101,3 kPa);

температура t = +15°C (288 K);

плътност на масата ρ = 1,225 kg/m 3 ;

За ISA се приема (както беше споменато по-горе :-)), че температурата в тропосферата пада с 0,65º на всеки 100 метра надморска височина.

Стандартна атмосфера (пример до 10 000 m).

MSA таблиците се използват за калибриране на инструменти, както и за навигационни и инженерни изчисления.

Физични свойства на въздухавключват също такива понятия като инерция, вискозитет и свиваемост.

Инерцията е свойство на въздуха, което характеризира способността му да устои на промени в състоянието на покой или равномерно линейно движение. . Мярка за инерция е масовата плътност на въздуха. Колкото по-висока е тя, толкова по-голяма е силата на инерция и съпротивление на средата, когато самолетът се движи в нея.

Вискозитет Определя съпротивлението на триене на въздуха при движение на самолета.

Свиваемостта определя промяната в плътността на въздуха с промените в налягането. При ниски скорости самолет(до 450 km/h) няма промяна в налягането, когато въздухът тече около него, но при високи скорости започва да се появява ефектът на свиваемост. Влиянието му е особено забележимо при свръхзвукови скорости. Това е отделна област на аеродинамиката и тема за отделна статия :-).

Е, това май е всичко за сега... Време е да приключим с това малко досадно изброяване, което обаче не може да се избегне :-). Земна атмосфера, неговите параметри, физични свойства на въздухаса толкова важни за самолета, колкото и параметрите на самото устройство, и не могат да бъдат пренебрегнати.

Чао, до следващи срещи и още интересни теми :) ...

P.S. За десерт предлагам да гледате видео, заснето от пилотската кабина на близнак МИГ-25ПУ по време на полета му в стратосферата. Явно го е снимал турист, който има пари за такива полети :-). Най-вече всичко се снима през предното стъкло. Обърнете внимание на цвета на небето...

Атмосферата се простира нагоре на много стотици километри. Горната му граница, на надморска височина около 2000-3000 км,до известна степен е условно, тъй като газовете, които го съставят, постепенно се разреждат, преминават в космическото пространство. Химическият състав на атмосферата, налягането, плътността, температурата и другите й физични свойства се променят с надморската височина. Както бе споменато по-рано, химическият състав на въздуха до височина 100 кмне се променя значително. Малко по-високо, атмосферата също се състои главно от азот и кислород. Но на височини 100-110 км,Под въздействието на ултравиолетовото лъчение на слънцето молекулите на кислорода се разделят на атоми и се появява атомарен кислород. Над 110-120 кмпочти целият кислород става атомен. Уж над 400-500 кмГазовете, които изграждат атмосферата, също са в атомно състояние.

Въздушното налягане и плътността намаляват бързо с надморската височина. Въпреки че атмосферата се простира нагоре в продължение на стотици километри, по-голямата част от нея е разположена в доста тънък слой в непосредствена близост до повърхността на земята в най-ниските си части. И така, в слоя между морското равнище и височини 5-6 кмполовината от масата на атмосферата е концентрирана в слой 0-16 км-90%, а в слоя 0-30 км- 99%. Същото бързо намаляване на въздушната маса се наблюдава над 30 км.Ако теглото е 1 м 3въздухът на повърхността на земята е 1033 g, след това на височина 20 кме равно на 43 гр., а при височина 40 кмсамо 4 години

На надморска височина 300-400 кми по-горе въздухът е толкова разреден, че през деня плътността му се променя многократно. Изследванията показват, че тази промяна в плътността е свързана с позицията на Слънцето. Най-висока е плътността на въздуха около обяд, най-ниска през нощта. Това отчасти се обяснява с факта, че горните слоеве на атмосферата реагират на промените в електромагнитното излъчване на Слънцето.

Температурата на въздуха също варира неравномерно с надморската височина. Според характера на температурните промени с надморската височина атмосферата се разделя на няколко сфери, между които има преходни слоеве, така наречените паузи, където температурата се променя малко с надморската височина.

Ето имената и основните характеристики на сферите и преходните слоеве.

Нека представим основни данни за физическите свойства на тези сфери.

Тропосфера. Физическите свойства на тропосферата до голяма степен се определят от влиянието на земната повърхност, която е нейната долна граница. Най-голямата надморска височина на тропосферата се наблюдава в екваториалните и тропическите зони. Тук стига до 16-18 кми е изложен на относително малко дневно и сезонни промени. Над полярните и съседните региони горната граница на тропосферата лежи средно на ниво 8-10 км.В средните ширини варира от 6-8 до 14-16 км.

Вертикалната дебелина на тропосферата зависи значително от характера на атмосферните процеси. Често през деня горната граница на тропосферата над дадена точка или област пада или се издига с няколко километра. Това се дължи главно на промените в температурата на въздуха.

Повече от 4/5 от масата на земната атмосфера и почти всички съдържащи се в нея водни пари са съсредоточени в тропосферата. Освен това от повърхността на земята до горната граница на тропосферата температурата се понижава средно с 0,6° на всеки 100 m, или 6° на 1 кмповдигане . Това се обяснява с факта, че въздухът в тропосферата се нагрява и охлажда предимно от земната повърхност.

В съответствие с притока на слънчева енергия температурата намалява от екватора към полюсите. Така, средна температуравъздухът близо до земната повърхност на екватора достига +26°, над полярните райони през зимата -34°, -36°, а през лятото около 0°. Така температурната разлика между екватора и полюса през зимата е 60°, а през лятото само 26°. Вярно е, че такива ниски температури в Арктика през зимата се наблюдават само близо до повърхността на земята поради охлаждането на въздуха над ледените пространства.

През зимата в Централна Антарктика температурата на въздуха на повърхността на ледената покривка е още по-ниска. На станция Восток през август 1960 г. е регистрирана най-ниската температура на земното кълбо -88,3°, а най-често в Централна Антарктида е -45°, -50°.

С нарастване на височината температурната разлика между екватора и полюса намалява. Например на надморска височина 5 кмна екватора температурата достига -2°, -4°, а на същата височина в Централна Арктика -37°, -39° през зимата и -19°, -20° през лятото; следователно температурната разлика през зимата е 35-36°, а през лятото 16-17°. В южното полукълбо тези разлики са малко по-големи.

Енергията на атмосферната циркулация може да се определи от температурните контракти на екватора и полюса. Тъй като величината на температурните контрасти е по-голяма през зимата, атмосферните процеси протичат по-интензивно, отколкото през лятото. Това обяснява и факта, че преобладаващите западни ветрове в тропосферата през зимата имат по-висока скорост, отколкото през лятото. В този случай скоростта на вятъра, като правило, се увеличава с височина, достигайки максимум на горната граница на тропосферата. Хоризонталното пренасяне е придружено от вертикални движения на въздуха и турбулентно (неподредено) движение. Поради издигането и падането на големи обеми въздух се образуват и разсейват облаци, появяват се и спират валежите. Преходният слой между тропосферата и надлежащата сфера е тропопауза.Над него се намира стратосферата.

Стратосфера простира се от височина 8-17 до 50-55 км.Открит е в началото на нашия век. от физични свойстваСтратосферата се различава рязко от тропосферата по това, че температурата на въздуха тук, като правило, се повишава средно с 1 - 2 ° на километър надморска височина и на горната граница, на надморска височина 50-55 км,дори става положителен. Повишаването на температурата в тази зона се дължи на наличието на озон (O 3), който се образува под въздействието на ултравиолетовото лъчение от Слънцето. Озоновият слой заема почти цялата стратосфера. Стратосферата е много бедна на водни пари. Няма бурни процеси на облачност и валежи.

Съвсем наскоро беше прието, че стратосферата е относително спокойна среда, където не се получава смесване на въздуха, както в тропосферата. Поради това се смяташе, че газовете в стратосферата са разделени на слоеве в съответствие с тяхната специфична гравитация. Оттук и името стратосфера („стратус“ - слоест). Смята се също, че температурата в стратосферата се формира под влияние на радиационното равновесие, т.е. когато абсорбираната и отразената слънчева радиация е еднаква.

Нови данни, получени от радиосонди и метеорологични ракети, показват, че стратосферата, подобно на горната тропосфера, изпитва интензивна циркулация на въздуха с големи промени в температурата и вятъра. Тук, както и в тропосферата, въздухът изпитва значителни вертикални движения и турбулентни движения със силни хоризонтални въздушни течения. Всичко това е резултат от неравномерно разпределение на температурата.

Преходният слой между стратосферата и надлежащата сфера е стратопауза.Но преди да преминем към характеристиките на по-високите слоеве на атмосферата, нека се запознаем с така наречената озоносфера, чиито граници приблизително съответстват на границите на стратосферата.

Озон в атмосферата. Озонът играе голяма роля в създаването на температурни режими и въздушни течения в стратосферата. Озонът (O 3) се усеща от нас след гръмотевична буря, когато вдишваме чист въздух с приятен послевкус. Тук обаче няма да говорим за този озон, образуван след гръмотевична буря, а за озона, съдържащ се в слоя 10-60 кмс максимум на надморска височина 22-25 км.Озонът се образува под въздействието на ултравиолетовите лъчи на Слънцето и въпреки че общото му количество е малко, играе важна роля в атмосферата. Озонът има способността да абсорбира ултравиолетовото лъчение от Слънцето и по този начин предпазва животните и зеленчуков святот разрушителните му ефекти. Дори тази незначителна част от ултравиолетовите лъчи, която достига до повърхността на земята, силно изгаря тялото, когато човек е прекалено запален по слънчевите бани.

Количеството озон варира в различните части на Земята. Във високите ширини има повече озон, по-малко в средните и ниски географски ширинии тази сума се променя в зависимост от смяната на сезоните на годината. Има повече озон през пролетта, по-малко през есента. Освен това възникват непериодични флуктуации в зависимост от хоризонталната и вертикалната циркулация на атмосферата. много атмосферни процесиса тясно свързани със съдържанието на озон, тъй като има пряк ефект върху температурното поле.

През зимата, при условия на полярна нощ, на високи географски ширини в озоновия слой се получава радиация и охлаждане на въздуха. В резултат на това в стратосферата на високи географски ширини (в Арктика и Антарктика) през зимата се образува студена област, стратосферен циклоничен вихър с големи хоризонтални градиенти на температурата и налягането, причиняващи западни ветрове над средните ширини на земното кълбо.

През лятото, при условия на полярен ден, на високи географски ширини озоновият слой абсорбира слънчевата топлина и затопля въздуха. В резултат на повишаване на температурата в стратосферата на високи географски ширини се образува топлинна област и стратосферен антициклонен вихър. Следователно, над средните ширини на земното кълбо над 20 кмПрез лятото в стратосферата преобладават източните ветрове.

Мезосфера. Наблюдения с помощта на метеорологични ракети и други методи са установили, че общото повишаване на температурата, наблюдавано в стратосферата, завършва на височини 50-55 км.Над този слой температурата отново намалява и на горната граница на мезосферата (около 80 км)достига до -75°, -90°. След това температурата отново се повишава с височината.

Интересно е да се отбележи, че понижението на температурата с височина, характерно за мезосферата, се случва по различен начин на различните географски ширини и през цялата година. В ниските географски ширини спадът на температурата става по-бавно, отколкото във високите географски ширини: средният вертикален температурен градиент за мезосферата е съответно 0,23° - 0,31° на 100 мили 2,3°-3,1° на 1 км.През лятото е много по-голям, отколкото през зимата. Както е показано най-новите изследваниявъв високите географски ширини температурата на горната граница на мезосферата през лятото е с няколко десетки градуса по-ниска, отколкото през зимата. В горната мезосфера на надморска височина около 80 кмВ слоя мезопауза намаляването на температурата с височина спира и започва нейното повишаване. Тук под инверсионния слой привечер или преди изгрев при ясно време се наблюдават лъскави тънки облаци, осветени от слънцето под хоризонта. На тъмния фон на небето те светят със сребристо-синя светлина. Ето защо тези облаци се наричат ​​нощни.

Природата на нощните облаци все още не е достатъчно проучена. Дълго време се смяташе, че те се състоят от вулканичен прах. Въпреки това липсата на оптични явления, характерни за истинските вулканични облаци, доведе до изоставянето на тази хипотеза. Тогава беше предложено, че нощните облаци са съставени от космически прах. IN последните годинипредложена е хипотеза, че тези облаци се състоят от ледени кристали, като обикновените перести облаци. Нивото на нощните облаци се определя от блокиращия слой поради температурна инверсияпо време на прехода от мезосферата към термосферата на надморска височина около 80 км.Тъй като температурата в подинверсионния слой достига -80° и по-ниско, тук се създават най-благоприятни условия за кондензация на водни пари, които навлизат тук от стратосферата в резултат на вертикално движение или чрез турбулентна дифузия. Нотипрозрачните облаци обикновено се наблюдават в летен период, понякога много големи количестваи за няколко месеца.

Наблюденията на нощните облаци показват, че през лятото ветровете на тяхното ниво са силно променливи. Скоростта на вятъра варира в широки граници: от 50-100 до няколкостотин километра в час.

Температура на надморска височина. Визуално представяне на естеството на разпределението на температурата с височина, между земната повърхност и височини от 90-100 km, през зимата и лятото в северното полукълбо, е дадено от Фигура 5. Повърхностите, разделящи сферите, са изобразени тук с дебели прекъснати линии. В самото дъно тропосферата е ясно видима с характерно понижение на температурата с височина. Над тропопаузата, в стратосферата, напротив, температурата обикновено се повишава с височина и на височини 50-55 кмдостига + 10°, -10°. Нека обърнем внимание на един важен детайл. През зимата в стратосферата на високи географски ширини температурата над тропопаузата пада от -60 до -75° и само над 30 кмотново се повишава до -15°. През лятото, започвайки от тропопаузата, температурата се повишава с надморска височина с 50 кмдостига + 10°. Над стратопаузата температурата отново намалява с височина и на ниво 80 кмне надвишава -70°, -90°.

От фигура 5 следва, че в слоя 10-40 кмТемпературата на въздуха през зимата и лятото във високите географски ширини е рязко различна. През зимата, при условия на полярна нощ, температурата тук достига -60°, -75°, а през лятото минимум -45° е близо до тропопаузата. Над тропопаузата температурата се повишава на височина 30-35 кме само -30°, -20°, което се дължи на нагряването на въздуха в озоновия слой при условия на полярен ден. От фигурата също следва, че дори през същия сезон и на същото ниво, температурата не е същата. Разликата им между различните географски ширини надхвърля 20-30°. В този случай хетерогенността е особено значителна в слоя с ниски температури (18-30 км)и в слоя на максималните температури (50-60 км)в стратосферата, както и в слоя с ниски температури в горната мезосфера (75-85км).

Средните температури, показани на фигура 5, са получени от данни от наблюдения в северното полукълбо, но, съдейки по наличната информация, те могат да бъдат приписани и на южното полукълбо. Някои разлики съществуват главно на високи географски ширини. Над Антарктида през зимата температурата на въздуха в тропосферата и долната стратосфера е значително по-ниска, отколкото над Централна Арктика.

Ветрове във височини. Сезонното разпределение на температурата се определя от доста сложна система от въздушни течения в стратосферата и мезосферата.

Фигура 6 показва вертикален разрез на полето на вятъра в атмосферата между земната повърхност и височина 90 кмзимата и лятото над северното полукълбо. Изолиниите изобразяват средните скорости на преобладаващия вятър (в м/сек).От фигурата следва, че режимът на вятъра в стратосферата през зимата и лятото е рязко различен. През зимата западните ветрове преобладават както в тропосферата, така и в стратосферата. максимални скорости, равно на около

100 м/секна надморска височина 60-65 км.През лятото западните ветрове преобладават само до височини 18-20 км.По-нагоре стават източни, с максимални скорости до 70 м/секна надморска височина 55-60км.

През лятото над мезосферата ветровете стават западни, а през зимата - източни.

Термосфера. Над мезосферата е термосферата, която се характеризира с повишаване на температурата свисочина. Според получените данни, главно с помощта на ракети, е установено, че в термосферата вече на ниво 150 кмтемпературата на въздуха достига 220-240°, а при 200 кмповече от 500°. Над температурата продължава да се повишава и на ниво 500-600 кмнадвишава 1500°. Въз основа на данни, получени от изстрелванията на изкуствени спътници на Земята, беше установено, че в горните слоеве на термосферата температурата достига около 2000° и варира значително през деня. Възниква въпросът как да се обяснят толкова високи температури във високите слоеве на атмосферата. Спомнете си, че температурата на газа е мярка за средната скорост на движение на молекулите. В долната, най-плътна част на атмосферата, молекулите на газовете, които изграждат въздуха, често се сблъскват помежду си при движение и незабавно предават кинетична енергия една на друга. Следователно кинетичната енергия в плътна среда е средно еднаква. Във високите слоеве, където плътността на въздуха е много ниска, сблъсъци между молекули, разположени на големи разстояния, се случват по-рядко. Когато енергията се абсорбира, скоростта на молекулите се променя значително между сблъсъци; освен това молекулите на по-леките газове се движат с по-високи скорости от молекулите на тежките газове. В резултат на това температурата на газовете може да бъде различна.

В разредените газове има относително малко молекули с много малки размери (леки газове). Ако се движат с висока скорост, тогава температурата в даден обем въздух ще бъде висока. В термосферата всеки кубичен сантиметър въздух съдържа десетки и стотици хиляди молекули от различни газове, докато на повърхността на земята има около стотици милиони милиарди от тях. Следователно прекалено високите температури във високите слоеве на атмосферата, показващи скоростта на движение на молекулите в тази много рохкава среда, не могат да причинят дори леко нагряване на тялото, намиращо се тук. Точно както човек не усеща висока температура под ослепителната светлина на електрически лампи, въпреки че нишките в разредена среда моментално се нагряват до няколко хиляди градуса.

В долните слоеве на термосферата и мезосферата основната част от метеорните потоци изгарят преди да достигнат земната повърхност.

Налична информация за атмосферни слоеве над 60-80 кмса все още недостатъчни за окончателни изводи за структурата, режима и протичащите в тях процеси. Известно е обаче, че в горната мезосфера и долната термосфера температурният режим се създава в резултат на превръщането на молекулярен кислород (O 2) в атомен кислород (O), което се случва под въздействието на ултравиолетовото слънчево лъчение. В термосферата до температурен режим голямо влияниеосигурява корпускулярни, рентгенови и др. ултравиолетова радиация от слънцето. Тук дори през деня има резки промени в температурата и вятъра.

Йонизация на атмосферата. Най-интересната характеристика на атмосферата е над 60-80 кме нейно йонизация,т.е. процесът на образуване на огромен брой електрически заредени частици - йони. Тъй като йонизацията на газовете е характерна за долната термосфера, тя се нарича още йоносфера.

Газовете в йоносферата са предимно в атомно състояние. Под въздействието на ултравиолетовото и корпускулярното излъчване на Слънцето, които имат страхотна енергия, възниква процесът на отделяне на електрони от неутрални атоми и въздушни молекули. Такива атоми и молекули, които са загубили един или повече електрони, стават положително заредени и свободният електрон може да се присъедини отново към неутрален атом или молекула и да му придаде отрицателен заряд. Такива положително и отрицателно заредени атоми и молекули се наричат йони,и газове - йонизиран,т.е., като е получил електрически заряд. При по-високи концентрации на йони газовете стават електропроводими.

Процесът на йонизация протича най-интензивно в дебели слоеве, ограничени от височини 60-80 и 220-400 км.В тези слоеве има оптимални условия за йонизация. Тук плътността на въздуха е значително по-голяма, отколкото в горните слоеве на атмосферата, а доставката на ултравиолетова и корпускулярна радиация от Слънцето е достатъчна за процеса на йонизация.

Откриването на йоносферата е едно от важните и блестящи постижения на науката. В крайна сметка, отличителна черта на йоносферата е нейното влияние върху разпространението на радиовълните. В йонизираните слоеве радиовълните се отразяват и следователно става възможна радиокомуникация на дълги разстояния. Заредените атоми-йони отразяват къси радиовълни и се връщат отново земната повърхност, но вече на значително разстояние от мястото на радиопредаване. Очевидно късите радиовълни изминават този път няколко пъти и по този начин се осигурява радиокомуникация на дълги разстояния. Ако не беше йоносферата, тогава би било необходимо да се изградят скъпи радиорелейни линии за предаване на радиосигнали на дълги разстояния.

Известно е обаче, че понякога радиокомуникациите на къси вълни са нарушени. Това се случва в резултат на хромосферни изригвания на Слънцето, поради което рязко се увеличава ултравиолетовата радиация на Слънцето, което води до силни смущения на йоносферата и магнитното поле на Земята - магнитни бури. По време на магнитни бури радиокомуникациите се прекъсват, тъй като движението на заредените частици зависи от магнитното поле. По време на магнитни бури йоносферата отразява по-лошо радиовълните или ги предава в космоса. Основно с промени в слънчевата активност, придружени от повишена ултравиолетова радиация, електронната плътност на йоносферата и поглъщането на радиовълните през деня се увеличават, което води до прекъсване на късовълновите радиокомуникации.

Според нови изследвания в мощен йонизиран слой има зони, където концентрацията на свободни електрони достига малко по-висока концентрация, отколкото в съседните слоеве. Известни са четири такива зони, които се намират на надморска височина около 60-80, 100-120, 180-200 и 300-400. кми са обозначени с букви д, д, Е 1 И Е 2 . С увеличаване на радиацията от Слънцето заредените частици (корпускули) под въздействието на магнитното поле на Земята се отклоняват към високи географски ширини. При навлизане в атмосферата корпускулите увеличават йонизацията на газовете толкова много, че започват да светят. Така възникват полярни сияния- под формата на красиви многоцветни дъги, които светят в нощното небе главно във високите географски ширини на Земята. Полярните сияния са придружени от силни магнитни бури. В такива случаи полярните сияния стават видими на средни ширини, а в редки случаи дори на тропическа зона. Например, интензивното сияние, наблюдавано на 21-22 януари 1957 г., беше видимо в почти всички южни райони на страната ни.

Чрез заснемане на полярните сияния от две точки, разположени на разстояние от няколко десетки километра, височината на полярните сияния се определя с голяма точност. Обикновено полярните сияния се намират на надморска височина от около 100 км,Често се намират на височина от няколкостотин километра, а понякога и на ниво от около 1000 км.Въпреки че природата на полярните сияния е изяснена, все още има много неразрешени въпроси, свързани с това явление. Причините за разнообразието от форми на полярните сияния все още са неизвестни.

Според третия съветски сателит между височини 200 и 1000 кмПрез деня преобладават положителните йони на разделения молекулярен кислород, т.е. атомарният кислород (O). Съветските учени изследват йоносферата с помощта на изкуствени спътници от серията Космос. Американски учени също изследват йоносферата с помощта на сателити.

Повърхността, разделяща термосферата от екзосферата, се колебае в зависимост от промените в слънчевата активност и други фактори. Вертикално тези флуктуации достигат 100-200 кми още.

Екзосфера (сфера на разсейване) - най-горната част на атмосферата, разположена над 800 км.Той е малко проучен. Според данните от наблюденията и теоретичните изчисления температурата в екзосферата се повишава с надморска височина, вероятно до 2000°. За разлика от долната йоносфера, в екзосферата газовете са толкова разредени, че техните частици, движещи се с огромни скорости, почти никога не се срещат една с друга.

До сравнително наскоро се приемаше, че конвенционалната граница на атмосферата е на надморска височина от около 1000 км.Но въз основа на спирането на изкуствените спътници на Земята е установено, че на височини 700-800 кмв 1 cm 3съдържа до 160 хиляди положителни йона на атомарния кислород и азот. Това предполага, че заредените слоеве на атмосферата се простират в космоса на много по-голямо разстояние.

При високи температурина условната граница на атмосферата скоростите на газовите частици достигат приблизително 12 км/сек.При тези скорости газовете постепенно излизат от областта на гравитацията в междупланетното пространство. Това се случва за дълъг период от време. Например, частици от водород и хелий се отстраняват в междупланетното пространство за няколко години.

При изследването на високите слоеве на атмосферата бяха получени богати данни както от спътниците от серията Космос и Електрон, така и от геофизичните ракети и космическите станции Марс-1, Луна-4 и др. Преките наблюдения на астронавтите също се оказаха ценен. Така, според снимки, направени в космоса от В. Николаева-Терешкова, се установява, че на височина 19 кмИма слой прах от Земята. Това се потвърждава от данните, получени от екипажа на космическия кораб "Восход". Очевидно има тясна връзка между праховия слой и т.нар перлени облаци,понякога се наблюдава на надморска височина от около 20-30км.

От атмосферата до космоса. Предишни предположения, че извън земната атмосфера, в междупланетната

пространство, газовете са много разредени и концентрацията на частици не надвишава няколко единици в 1 cm 3,не се сбъдна. Изследванията показват, че околоземното пространство е изпълнено със заредени частици. На тази основа се издига хипотеза за съществуването около Земята на зони със значително повишено съдържание на заредени частици, т.е. радиационни пояси- вътрешен и външен. Нови данни помогнаха да се изяснят нещата. Оказа се, че между вътрешния и външния радиационен пояс също има заредени частици. Техният брой варира в зависимост от геомагнитната и слънчевата активност. Така според новото предположение вместо радиационни пояси има радиационни зони без ясно очертани граници. Границите на радиационните зони се променят в зависимост от слънчевата активност. При нейното засилване, тоест при появата на петна и газови струи на Слънцето, изхвърлени на стотици хиляди километри, се увеличава потокът от космически частици, които захранват радиационните зони на Земята.

Радиационните зони са опасни за хората, летящи на космически кораби. Следователно, преди полет в космоса, се определят състоянието и местоположението на радиационните зони и орбитата на космическия кораб се избира така, че да преминава извън зони с повишена радиация. Но високите слоеве на атмосферата, както и космическото пространство близо до Земята, все още са малко проучени.

Изследването на високите слоеве на атмосферата и околоземното пространство използва богати данни, получени от спътниците и космическите станции Cosmos.

Високите слоеве на атмосферата са най-малко проучени. Съвременните методи за неговото изследване обаче ни позволяват да се надяваме, че през следващите години хората ще знаят много подробности за структурата на атмосферата, на дъното на която живеят.

В заключение представяме схематичен вертикален разрез на атмосферата (фиг. 7). Тук надморските височини в километри и атмосферното налягане в милиметри са изобразени вертикално, а температурата е изобразена хоризонтално. Плътната крива показва изменението на температурата на въздуха с височина. На съответните височини се отбелязват най-важните явления, наблюдавани в атмосферата, както и максималните височини, достигнати от радиозондите и други средства за наблюдение на атмосферата.