Straturile atmosferei în ordine de la suprafața Pământului

Rolul atmosferei în viața Pământului

Atmosfera este sursa de oxigen pe care o respiră oamenii. Cu toate acestea, când urcăm la altitudine, presiunea atmosferică totală scade, ceea ce duce la o scădere a presiunii parțiale a oxigenului.

Plămânii umani conțin aproximativ trei litri de aer alveolar. Dacă presiunea atmosferică este normală, atunci presiunea parțială a oxigenului în aerul alveolar va fi de 11 mm Hg. Art., Presiunea dioxidului de carbon este de 40 mm Hg. Art. Și vapori de apă - 47 mm Hg. Artă. Odată cu creșterea altitudinii, presiunea oxigenului scade, iar presiunea vaporilor de apă și a dioxidului de carbon din plămâni în total va rămâne constantă - aproximativ 87 mm Hg. Artă. Când presiunea aerului este egală cu această valoare, oxigenul nu va mai curge în plămâni.

Datorită scăderii presiunii atmosferice la o altitudine de 20 km, apa și lichidul corporal interstițial din corpul uman vor fierbe aici. Dacă nu utilizați o cabină sub presiune, o persoană va muri aproape instantaneu la această înălțime. Prin urmare, din punctul de vedere al caracteristicilor fiziologice ale corpului uman, „spațiul” provine de la o altitudine de 20 km deasupra nivelului mării.

Rolul atmosferei în viața Pământului este foarte mare. De exemplu, datorită straturilor de aer dense - troposferă și stratosferă, oamenii sunt protejați de expunerea la radiații. În spațiu, în aer subțire, la o altitudine de peste 36 km, acționează radiațiile ionizante. La o altitudine de peste 40 km - ultraviolete.

Când se ridică deasupra suprafeței Pământului la o altitudine de peste 90-100 km, va exista o slăbire treptată și apoi o dispariție completă a fenomenelor familiare oamenilor, observate în stratul atmosferic inferior:

Sunetul nu se propagă.

Nu există forță sau tracțiune aerodinamică.

Căldura nu este transferată prin convecție etc.

Stratul atmosferic protejează Pământul și toate organismele vii de radiațiile cosmice, de la meteoriți, este responsabil pentru reglarea fluctuațiilor sezoniere de temperatură, echilibrarea și nivelarea diurnă. În absența unei atmosfere pe Pământ, temperatura zilnică ar fluctua în +/- 200C˚. Stratul atmosferic este un „tampon” dătător de viață între suprafața pământului și spațiu, un purtător de umiditate și căldură; procesele de fotosinteză și schimb de energie, cele mai importante procese biosferice, au loc în atmosferă.

Straturile atmosferei în ordine de la suprafața Pământului

Atmosfera este o structură stratificată, reprezentând următoarele straturi ale atmosferei în ordine de la suprafața Pământului:

Troposfera.

Stratosferă.

Mezosfera.

Termosfera.

Exosfera

Fiecare strat nu are limite ascuțite între ele, iar înălțimea lor este influențată de latitudine și anotimpuri. Această structură stratificată s-a format ca urmare a schimbărilor de temperatură la diferite înălțimi. Datorită atmosferei vedem stelele sclipitoare.

Structura atmosferei Pământului pe straturi:

Din ce este formată atmosfera Pământului?

Fiecare strat atmosferic diferă în ceea ce privește temperatura, densitatea și compoziția. Grosimea totală a atmosferei este de 1,5-2,0 mii km. Din ce este formată atmosfera Pământului? În prezent, este un amestec de gaze cu diverse impurități.

Troposfera

Structura atmosferei Pământului începe cu troposfera, care este partea inferioară a atmosferei, cu o înălțime de aproximativ 10-15 km. Principala parte a aerului atmosferic este concentrată aici. O caracteristică a troposferei este scăderea temperaturii cu 0,6 ˚C, deoarece crește în sus pentru fiecare 100 de metri. Troposfera a concentrat aproape toți vaporii de apă atmosferici, iar aici se formează nori.

Înălțimea troposferei se schimbă zilnic. În plus, valoarea sa medie variază în funcție de latitudine și anotimpul anului. Înălțimea medie a troposferei deasupra polilor este de 9 km, deasupra ecuatorului - aproximativ 17 km. Temperatura medie anuală a aerului peste ecuator este apropiată de +26 ˚C și peste Polul Nord -23 ˚C. Linia superioară a limitei troposferice deasupra ecuatorului este o temperatură medie anuală de aproximativ -70 ˚C, și deasupra Polului Nord vara -45 ˚C și iarna -65 ˚C. Astfel, cu cât altitudinea este mai mare, cu atât temperatura este mai scăzută. Razele soarelui trec nestingherite prin troposferă, încălzind suprafața Pământului. Căldura radiată de la soare este prinsă de dioxid de carbon, metan și vapori de apă.

Stratosferă

Deasupra troposferei se află stratosfera, care are o înălțime de 50-55 km. Particularitatea acestui strat este creșterea temperaturii cu înălțimea. Între troposferă și stratosferă, există un strat de tranziție numit tropopauză.

De la o altitudine de aproximativ 25 de kilometri, temperatura stratului stratosferic începe să crească și, la atingerea unei înălțimi maxime de 50 km, capătă valori de la +10 la +30 ˚C.

În stratosferă există foarte puțini vapori de apă. Uneori la o altitudine de aproximativ 25 km puteți găsi nori destul de subțiri, care sunt numiți "nacre". În timpul zilei nu sunt vizibile, iar noaptea strălucesc datorită iluminării soarelui, care se află sub orizont. Compoziția norilor de perle este picături de apă răcite. Stratosfera este compusă în principal din ozon.

Mezosfera

Înălțimea mezosferei este de aproximativ 80 km. Aici, pe măsură ce crește în sus, temperatura scade și la limita superioară atinge valori de câteva zeci de C˚ sub zero. Nori pot fi observați și în mezosferă, probabil formată din cristale de gheață. Acești nori sunt numiți „argintii”. Mezosfera se caracterizează prin cea mai rece temperatură din atmosferă: de la -2 la -138 ˚C.

Termosfera

Acest strat atmosferic și-a dobândit numele datorită temperaturilor ridicate. Termosfera este formată din:

Ionosfera.

Exfere.

Ionosfera este caracterizată de aer rarefiat, fiecare centimetru din care la o altitudine de 300 km este format din 1 miliard de atomi și molecule și la o altitudine de 600 km - mai mult de 100 de milioane.

De asemenea, ionosfera se caracterizează prin ionizare ridicată a aerului. Acești ioni sunt compuși din atomi de oxigen încărcați, molecule încărcate de atomi de azot și electroni liberi.

Exosfera

Stratul exosferic începe la o altitudine de 800-1000 km. Particulele de gaz, în special cele ușoare, se mișcă aici cu mare viteză, depășind forța gravitațională. Astfel de particule, datorită mișcării lor rapide, zboară din atmosferă în spațiul cosmic și se împrăștie. Prin urmare, exosfera se numește sfera dispersiei. Majoritatea atomilor de hidrogen, care alcătuiesc cele mai înalte straturi ale exosferei, zboară în spațiu. Datorită particulelor din atmosfera superioară și particulelor din vântul solar, putem observa luminile boreale.

Sateliții și rachetele geofizice au făcut posibilă stabilirea prezenței în atmosfera superioară a centurii de radiații a planetei, constând din particule încărcate electric - electroni și protoni.

Atmosfera este una dintre cele mai importante componente ale planetei noastre. Ea este cea care „adăpostește” oamenii din condițiile dure ale spațiului cosmic, precum radiația solară și resturile spațiale. În același timp, multe fapte despre atmosferă sunt necunoscute de majoritatea oamenilor.

1. Culoarea adevărată a cerului

Deși este greu de crezut, cerul este de fapt mov. Când lumina pătrunde în atmosferă, aerul și particulele de apă absorb lumina, împrăștiind-o. În același timp, culoarea violet este împrăștiată mai ales, motiv pentru care oamenii văd cerul albastru.

2. Un element exclusiv în atmosfera Pământului

După cum mulți își amintesc de la școală, atmosfera Pământului este compusă din aproximativ 78% azot, 21% oxigen și impurități mici de argon, dioxid de carbon și alte gaze. Dar puțini oameni știu că atmosfera noastră este singura descoperită în prezent de oamenii de știință (în afară de cometa 67P) care are oxigen liber. Deoarece oxigenul este un gaz foarte reactiv, acesta reacționează adesea cu alte substanțe chimice din spațiu. Forma sa pură de pe Pământ face planeta locuibilă.

3. dungă albă pe cer

Cu siguranță, unii se întrebau uneori de ce există o dungă albă pe cer în spatele unui avion cu reacție. Aceste urme albe, cunoscute sub numele de contrails, se formează atunci când fumurile de evacuare fierbinți și umede dintr-un motor de aeronavă se amestecă cu aerul exterior mai rece. Vaporii de apă din gazele de eșapament îngheață și devin vizibile.

4. Straturile principale ale atmosferei

Atmosfera Pământului este formată din cinci straturi principale care fac posibilă viața pe planetă. Prima dintre acestea, troposfera, se întinde de la nivelul mării până la o altitudine de aproximativ 17 km până la ecuator. Majoritatea evenimentelor meteo au loc în el.

5. Stratul de ozon

Următorul strat al atmosferei, stratosfera, atinge o altitudine de aproximativ 50 km la ecuator. Conține un strat de ozon care protejează oamenii de razele ultraviolete periculoase. Chiar dacă acest strat este deasupra troposferei, acesta poate fi de fapt mai cald datorită energiei absorbite de razele soarelui. Majoritatea jeturilor și baloanelor meteorologice zboară în stratosferă. Avioanele pot zbura mai repede în el, deoarece sunt mai puțin afectate de gravitație și frecare. Baloanele meteorologice, pe de altă parte, își pot face o idee mai bună despre furtuni, cele mai multe dintre acestea apar mai jos în troposferă.

6. Mezosfera

Mesosfera este stratul mijlociu care se extinde până la 85 km deasupra suprafeței planetei. Temperatura fluctuează în jurul valorii de -120 ° C. Majoritatea meteorilor care intră în atmosfera Pământului ard în mezosferă. Ultimele două straturi care trec în spațiu sunt termosfera și exosfera.

7. Dispariția atmosferei

Pământul și-a pierdut cel mai probabil atmosfera de mai multe ori. Când planeta a fost acoperită de oceane de magmă, obiecte interstelare masive s-au prăbușit în ea. Aceste influențe, care au format și luna, s-ar putea să fi format atmosfera planetei pentru prima dată.

8. Dacă nu ar exista gaze atmosferice ...

Fără diferite gaze din atmosferă, Pământul ar fi prea rece pentru existența umană. Vaporii de apă, dioxidul de carbon și alte gaze atmosferice absorb căldura de la soare și o „distribuie” pe suprafața planetei, contribuind la crearea unui climat potrivit pentru a fi locuit.

9. Formarea stratului de ozon

Stratul notoriu (și esențial) de ozon a fost creat atunci când atomii de oxigen au reacționat cu lumina ultravioletă a soarelui pentru a forma ozon. Ozonul este cel care absoarbe cea mai mare parte a radiațiilor dăunătoare din soare. În ciuda importanței sale, stratul de ozon s-a format relativ recent după ce a apărut suficientă viață în oceane pentru a elibera cantitatea de oxigen necesară pentru a crea o concentrație minimă de ozon în atmosferă.

10. Ionosfera

Ionosfera este denumită astfel deoarece particulele cu energie ridicată din spațiu și din Soare ajută la formarea ionilor, creând un „strat electric” în jurul planetei. Când sateliții nu existau, acest strat a ajutat la reflectarea undelor radio.

11. Ploaia acidă

Ploaia acidă, care distruge păduri întregi și devastează ecosistemele acvatice, se formează în atmosferă atunci când dioxidul de sulf sau particulele de oxid nitric se amestecă cu vapori de apă și cad la pământ ca ploaie. Acești compuși chimici se găsesc și în natură: dioxidul de sulf este produs în timpul erupțiilor vulcanice, iar oxidul azotic este produs în timpul fulgerelor.

12. Puterea fulgerului

Fulgerele sunt atât de puternice încât o singură descărcare poate încălzi aerul înconjurător până la 30.000 ° C. Încălzirea rapidă determină o expansiune explozivă a aerului din apropiere, care se aude sub forma unei unde sonore numite tunete.

Aurora Borealis și Aurora Australis (aurore nordice și sudice) sunt cauzate de reacțiile ionice care apar în al patrulea nivel al atmosferei, termosfera. Când particulele puternic încărcate ale vântului solar se ciocnesc cu moleculele de aer de deasupra polilor magnetici ai planetei, ele strălucesc și creează spectacole luminoase magnifice.

14. Apusuri

Apusurile de soare arată adesea ca cerul ars, deoarece particulele atmosferice mici împrăștie lumina, reflectând-o în nuanțe de portocaliu și galben. Același principiu stă la baza formării curcubeilor.

În 2013, oamenii de știință au descoperit că microbii mici pot supraviețui la kilometri deasupra suprafeței Pământului. La o altitudine de 8-15 km deasupra planetei, au fost descoperiți microbi care distrug substanțele chimice organice care plutesc în atmosferă, „hrănindu-se” cu ele.

Adepții teoriei apocalipsei și ale diferitelor alte povești de groază vor fi interesați să afle.

Atmosfera a început să se formeze odată cu formarea Pământului. Pe parcursul evoluției planetei și pe măsură ce parametrii săi se apropiau de valorile moderne, au avut loc modificări fundamental calitative în compoziția sa chimică și proprietățile fizice. Conform modelului evolutiv, într-un stadiu incipient Pământul se afla într-o stare topită și acum aproximativ 4,5 miliarde de ani s-a format ca un corp solid. Această graniță este luată ca începutul cronologiei geologice. Din acel moment, a început o evoluție lentă a atmosferei. Unele procese geologice (de exemplu, revărsarea lavei în timpul erupțiilor vulcanice) au fost însoțite de eliberarea de gaze din intestinele Pământului. Acestea includ azot, amoniac, metan, vapori de apă, oxid de CO și dioxid de carbon CO 2. Sub influența radiației ultraviolete solare, vaporii de apă s-au descompus în hidrogen și oxigen, dar oxigenul eliberat a reacționat cu monoxid de carbon pentru a forma dioxid de carbon. Amoniacul se descompune în azot și hidrogen. În procesul de difuzie, hidrogenul s-a ridicat și a părăsit atmosfera, iar azotul mai greu nu a putut scăpa și s-a acumulat treptat, devenind componenta principală, deși o parte din acesta a fost legată în molecule ca urmare a reacțiilor chimice ( cm... CHIMIA ATMOSFEREI). Sub influența razelor ultraviolete și a descărcărilor electrice, un amestec de gaze prezente în atmosfera originală a Pământului a intrat în reacții chimice, în urma cărora s-au format substanțe organice, în special aminoacizi. Odată cu apariția plantelor primitive, a început procesul de fotosinteză, însoțit de eliberarea de oxigen. Acest gaz, mai ales după difuzie în straturile superioare ale atmosferei, a început să-și protejeze straturile inferioare și suprafața Pământului de ultraviolete și raze X care pun viața în pericol. Conform estimărilor teoretice, conținutul de oxigen, de 25.000 de ori mai mic decât acum, ar putea duce deja la formarea unui strat de ozon cu doar jumătate din concentrația de astăzi. Cu toate acestea, acest lucru este deja suficient pentru a oferi o protecție foarte semnificativă a organismelor împotriva efectelor distructive ale razelor ultraviolete.

Este probabil ca atmosfera primară să conțină mult dioxid de carbon. A fost consumat în cursul fotosintezei, iar concentrația sa ar fi trebuit să scadă odată cu evoluția lumii plantelor, precum și datorită absorbției în cursul anumitor procese geologice. În măsura în care Efect de sera asociate prezenței dioxidului de carbon în atmosferă, fluctuațiile concentrației sale sunt unul dintre motivele importante pentru astfel de schimbări climatice la scară largă din istoria Pământului, precum epoci glaciare.

Heliul prezent în atmosfera modernă este în mare parte un produs al degradării radioactive a uraniului, torului și radiului. Aceste elemente radioactive emit particule alfa, care sunt nucleele atomilor de heliu. Deoarece în cursul decăderii radioactive, o sarcină electrică nu se formează și nu dispare, odată cu formarea fiecărei a-particule, apar doi electroni care, recombinându-se cu a-particule, formează atomi de heliu neutri. Elementele radioactive sunt conținute în minerale dispersate în grosimea rocilor, prin urmare, o parte semnificativă a heliului format ca urmare a decăderii radioactive este stocată în ele, scăpând foarte lent în atmosferă. O anumită cantitate de heliu, datorită difuziei, crește în exosferă, dar datorită afluxului constant de pe suprafața pământului, volumul acestui gaz în atmosferă rămâne aproape neschimbat. Pe baza analizei spectrale a luminii stelelor și a studiului meteoriților, este posibil să se estimeze abundența relativă a diferitelor elemente chimice din Univers. Concentrația de neon în spațiu este de aproximativ zece miliarde de ori mai mare decât pe Pământ, kriptonul este de zece milioane de ori mai mare, iar xenonul este de un milion de ori mai mare. Prin urmare, rezultă că concentrația acestor gaze inerte, aparent prezente inițial în atmosfera Pământului și care nu sunt completate în procesul de reacții chimice, a scăzut foarte mult, probabil chiar în stadiul pierderii atmosferei primare de către Pământ. O excepție este argonul cu gaz inert, deoarece este încă format sub forma izotopului 40 Ar în timpul decăderii radioactive a izotopului de potasiu.

Distribuția presiunii barometrice.

Greutatea totală a gazelor atmosferice este de aproximativ 4,5 · 10 15 tone. Astfel, "greutatea" atmosferei pe unitate de suprafață, sau presiunea atmosferică, la nivelul mării este de aproximativ 11 tone / m 2 = 1,1 kg / cm 2. Presiune egală cu P 0 = 1033,23 g / cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Artă. = 1 atm, luată ca valoare medie standard a presiunii atmosferice. Pentru atmosfera aflată într-o stare de echilibru hidrostatic, avem: d P= –Rgd h, aceasta înseamnă că la intervalul de înălțime de la h inainte de h+ d h apare egalitatea între schimbarea presiunii atmosferice d Pși greutatea elementului corespunzător al atmosferei cu aria unității, densitatea r și grosimea d h. Ca relație între presiune Rși temperatura T se folosește ecuația de stare a unui gaz ideal cu densitatea r, care este destul de aplicabilă pentru atmosfera terestră: P= r R T/ m, unde m este greutatea moleculară, iar R = 8,3 J / (K mol) este constanta gazului universal. Apoi d log P= - (m g / RT) d h= - bd h= - d h/ H, unde este gradientul de presiune pe o scară logaritmică. Valoarea sa reciprocă H se numește scara înălțimii atmosferei.

La integrarea acestei ecuații pentru o atmosferă izotermă ( T= const) sau, la rândul său, în cazul în care o astfel de aproximare este admisibilă, se obține o lege barometrică a distribuției presiunii cu înălțimea: P = P 0 exp (- h/H 0), unde se numără înălțimile h produs de la nivelul oceanului unde este presiunea medie standard P 0. Expresie H 0 = R T/ mg, se numește scara de înălțime, care caracterizează întinderea atmosferei, cu condiția ca temperatura din ea să fie aceeași peste tot (atmosferă izotermă). Dacă atmosfera nu este izotermă, atunci este necesar să se integreze luând în considerare schimbarea temperaturii cu înălțimea și parametrul H- unele caracteristici locale ale straturilor atmosferei, în funcție de temperatura și proprietățile mediului.

Atmosferă standard.

Model (tabel de valori al parametrilor principali) corespunzător presiunii standard la baza atmosferei R 0 și compoziția chimică se numește atmosferă standard. Mai precis, acesta este un model condiționat al atmosferei, pentru care sunt date valorile medii ale temperaturii, presiunii, densității, vâscozității și a altor caracteristici ale aerului la altitudini de la 2 km sub nivelul mării până la limita exterioară a atmosferei terestre. pentru latitudine 45 ° 32ў 33І. Parametrii atmosferei medii la toate altitudinile sunt calculați utilizând ecuația ideală a stării gazului și legea barometrică presupunând că la nivelul mării presiunea este de 1013,25 hPa (760 mm Hg) și temperatura este de 288,15 K (15,0 ° C). Prin natura distribuției verticale a temperaturii, atmosfera din mijloc constă din mai multe straturi, în care temperatura este aproximată de o funcție liniară a înălțimii. În cel mai de jos straturi, troposfera (h Ј 11 km), temperatura scade cu 6,5 ° C pentru fiecare kilometru de ascensiune. La altitudini mari, valoarea și semnul gradientului vertical de temperatură se schimbă de la strat la strat. Peste 790 km, temperatura este de aproximativ 1000 K și practic nu se schimbă odată cu altitudinea.

Atmosfera standard este un standard legalizat actualizat periodic, emis sub formă de tabele.

Tabelul 1. Model standard al atmosferei terestre

Tabelul 1. MODEL STANDARD AL ATMOSFEREI PĂMÂNTULUI... Tabelul arată: h- înălțimea de la nivelul mării; R- presiune, T- temperatura, r - densitatea, N- numărul de molecule sau atomi pe unitate de volum; H- scala de înălțime, l- lungimea drumului liber. Presiunea și temperatura la o altitudine de 80–250 km, obținute din datele rachetelor, au valori mai mici. Valorile extrapolării pentru înălțimi mai mari de 250 km nu sunt foarte exacte.
h(km)	P(mbar)	T(° C)	r (g / cm 3)	N(cm –3)	H(km)	l(cm)
0	1013	288	1,22 · 10 –3	2,55 10 19	8,4	7,4 · 10 -6
1	899	281	1,11 · 10 –3	2,31 10 19		8.1 · 10 -6
2	795	275	1,01 · 10 –3	2.10 10 19		8,9 · 10 -6
3	701	268	9,1 · 10 –4	1,89 10 19		9,9 · 10 -6
4	616	262	8.2 · 10 –4	1,70 10 19		1,1 · 10 -5
5	540	255	7.4 · 10 –4	1,53 10 19	7,7	1,2 · 10 -5
6	472	249	6,6 · 10 –4	1,37 10 19		1,4 · 10 -5
8	356	236	5.2 · 10 -4	1,09 10 19		1,7 · 10 -5
10	264	223	4.1 · 10 –4	8,6 10 18	6,6	2,2 · 10 -5
15	121	214	1,93 · 10 –4	4,0 10 18		4,6 · 10 -5
20	56	214	8,9 · 10 -5	1,85 10 18	6,3	1,0 · 10 –4
30	12	225	1,9 · 10 -5	3,9 10 17	6,7	4,8 · 10 –4
40	2,9	268	3,9 · 10 -6	7.6 10 16	7,9	2.4 · 10 –3
50	0,97	276	1,15 · 10 -6	2.4 10 16	8,1	8,5 · 10 –3
60	0,28	260	3,9 · 10 -7	7.7 10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1.1 · 10 -7	2,5 10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7 · 10 –8	5,0 10 14	6,1	0,41
90	2,8 · 10 –3	210	5,0 · 10 –9	9 10 13	6,5	2,1
100	5,8 · 10 –4	230	8,8 · 10 -10	1,8 10 13	7,4	9
110	1,7 · 10 –4	260	2.1 · 10 -10	5.4 · 10 12	8,5	40
120	6 · 10 –5	300	5.6 · 10 –11	1,8 10 12	10,0	130
150	5 · 10 –6	450	3.2 · 10 -12	9 10 10	15	1,8 · 10 3
200	5 · 10 –7	700	1,6 · 10 -13	5 · 10 9	25	3 · 10 4
250	9 · 10 –8	800	3 · 10 –14	8 · 10 8	40	3 · 10 5
300	4 · 10 –8	900	8 · 10 –15	3 · 10 8	50
400	8 · 10 –9	1000	1 · 10 -15	5 · 10 7	60
500	2 · 10 –9	1000	2 · 10 –16	1 · 10 7	70
700	2 · 10 -10	1000	2 · 10 –17	1 · 10 6	80
1000	1 · 10 –11	1000	1 · 10 –18	1 · 10 5	80

Troposfera.

Stratul inferior și cel mai dens al atmosferei, în care temperatura scade rapid odată cu înălțimea, se numește troposferă. Conține până la 80% din masa totală a atmosferei și se extinde în latitudinile polare și medii până la înălțimi de 8-10 km, iar în tropice până la 16-18 km. Aproape toate procesele de formare a vremii se dezvoltă aici, are loc schimbul de căldură și umiditate între Pământ și atmosfera sa, se formează nori, apar diverse fenomene meteorologice, apar ceață și precipitații. Aceste straturi ale atmosferei terestre sunt în echilibru convectiv și, datorită amestecării active, au o compoziție chimică omogenă, în principal de azot molecular (78%) și oxigen (21%). Cantitatea copleșitoare de aerosoli naturali și artificiali și poluanți gazoși este concentrată în troposferă. Dinamica părții inferioare a troposferei de până la 2 km grosime depinde puternic de proprietățile suprafeței subiacente a Pământului, care determină mișcările orizontale și verticale ale aerului (vânturilor) cauzate de transferul de căldură dintr-un ținut mai cald prin radiația infraroșie a suprafeței terestre, care este absorbită în troposferă, în principal de vapori.apă și dioxid de carbon (efect de seră). Distribuția temperaturii cu înălțimea este stabilită ca urmare a amestecului turbulent și convectiv. În medie, aceasta corespunde unei scăderi a temperaturii cu altitudine de aproximativ 6,5 K / km.

Viteza vântului în stratul limită al suprafeței crește mai întâi rapid odată cu înălțimea și deasupra acestuia continuă să crească cu 2-3 km / s pe kilometru. Uneori în troposferă există fluxuri planetare înguste (cu o viteză mai mare de 30 km / s), spre vest în latitudini medii și în apropierea ecuatorului - est. Se numesc jet stream-uri.

Tropopauză.

La limita superioară a troposferei (tropopauză), temperatura atinge valoarea minimă pentru atmosfera inferioară. Este un strat de tranziție între troposferă și stratosferă deasupra ei. Grosimea tropopauzei este de la sute de metri la 1,5-2 km, iar temperatura și, respectiv, altitudinea sunt cuprinse între 190 și 220 K și de la 8 la 18 km, în funcție de latitudine și anotimp. La latitudini temperate și înalte iarna este cu 1-2 km mai mică decât vara și mai cald cu 8-15 K. La tropice, schimbările sezoniere sunt mult mai mici (altitudine 16-18 km, temperatura 180-200 K). De mai sus jeturi sunt posibile rupturi ale tropopauzei.

Apa în atmosfera Pământului.

Cea mai importantă caracteristică a atmosferei Pământului este prezența unei cantități semnificative de vapori de apă și apă sub formă de picături, care se observă cel mai ușor sub formă de nori și structuri de nori. Gradul de acoperire a cerului cu nori (la un moment dat sau în medie pe o anumită perioadă de timp), exprimat într-o scară de 10 puncte sau procentual, se numește nori. Forma norilor este determinată de clasificarea internațională. În medie, norii acoperă aproximativ jumătate din glob. Înnorarea este un factor important în vreme și climă. Iarna și noaptea, înnorarea împiedică scăderea temperaturii suprafeței pământului și a stratului de suprafață al aerului, vara și ziua, slăbește încălzirea suprafeței pământului de către razele solare, înmoaie climatul din interiorul continentelor. .

Nori.

Norii sunt acumulări de picături de apă suspendate în atmosferă (nori de apă), cristale de gheață (nori de gheață) sau ambele împreună (nori amestecați). Odată cu mărirea picăturilor și a cristalelor, acestea cad din nori sub formă de precipitații. Norii se formează în principal în troposferă. Ele rezultă din condensarea vaporilor de apă în aer. Diametrul picăturilor de nor este de ordinul câtorva microni. Conținutul de apă lichidă din nori este de la fracțiuni la câteva grame pe m 3. Norii se disting prin înălțime: Conform clasificării internaționale, există 10 genuri de nori: Cirrus, Cirrocumulus, Cirrostratus, Altocumulus, Altostratus, Nimbostratus, Stratus, Stratocumulus, Cumulonimbus, Cumulus.

În stratosferă se observă și nori nacri și nori noctilucenți în mezosferă.

Nori cirosi sunt nori transparenti sub forma unor filamente albe subtiri sau a unui voal cu un luciu matasos, care nu da umbra. Nori de cirus sunt compuși din cristale de gheață și se formează în troposfera superioară la temperaturi foarte scăzute. Unele tipuri de nori cirri servesc drept elemente de prevenire a schimbărilor meteo.

Norii de cirrocumul sunt creste sau straturi de nori subțiri albi din troposfera superioară. Norii de cirrocumul sunt construiți din elemente mici sub formă de fulgi, onduleuri, bile mici fără umbre și constau în principal din cristale de gheață.

Norii Cirrostratus sunt un voal semitransparent albicios în troposfera superioară, de obicei fibroasă, uneori difuză, constând din mici cristale de gheață asemănătoare acului sau coloane.

Norii Altocumulus sunt nori albi, gri sau alb-gri în troposfera inferioară și mijlocie. Norii Altocumulus au forma unor straturi și creste, ca și cum ar fi construite din plăci întinse una peste alta, mase rotunjite, arbori, fulgi. Norii de altocumul se formează în timpul activității convective intense și constau de obicei din picături de apă supraîncălzite.

Norii Altostratus sunt nori cenușii sau albăstrui cu structură filamentoasă sau omogenă. Norii Altostratus sunt observați în troposfera mijlocie, extinzându-se la câțiva kilometri înălțime și uneori mii de kilometri în direcția orizontală. De obicei, norii foarte stratificați fac parte din sistemele de nori frontali asociați cu mișcările ascendente ale maselor de aer.

Norii Stratus sunt un strat amorf de nori de o culoare cenușie uniformă (de la 2 km și mai mult), dând naștere la ploi abundente sau zăpadă. Norii Nimbostratus sunt foarte dezvoltați vertical (până la câțiva kilometri) și orizontal (câteva mii de kilometri); constau din picături de apă supraîncălzite amestecate cu fulgi de zăpadă, asociate de obicei cu fronturile atmosferice.

Nori stratus - nori de nivelul inferior sub forma unui strat uniform, fără contururi definite, de culoare gri. Înălțimea norilor stratus deasupra suprafeței pământului este de 0,5-2 km. Din când în când, nori stratos cad din nori stratus.

Norii cumuli sunt nori albi, densa, strălucitoare în timpul zilei, cu dezvoltare verticală semnificativă (până la 5 km sau mai mult). Vârfurile norilor cumulus sunt cupole sau turnuri cu contururi rotunjite. Norii cumul apar de obicei ca nori de convecție în masele de aer rece.

Norii de stratocumul sunt nori joși (sub 2 km) sub formă de straturi ne-fibroase gri sau albe sau creste de blocuri rotunde mari. Grosimea verticală a norilor de stratocumul este scăzută. Ocazional nori stratocumulus dau precipitații ușoare.

Norii Cumulonimbus sunt nori puternici și densi, cu o dezvoltare verticală puternică (până la o altitudine de 14 km), oferind precipitații abundente cu furtuni, grindină, furtuni. Norii Cumulonimbus se dezvoltă din nori cumulus puternici, diferiți de ei în partea superioară, constând din cristale de gheață.

Stratosferă.

Prin tropopauză, în medie la altitudini cuprinse între 12 și 50 km, troposfera trece în stratosferă. În partea de jos, pentru aproximativ 10 km, adică până la înălțimi de aproximativ 20 km, este izotermă (temperatura este de aproximativ 220 K). Apoi crește odată cu înălțimea, atingând maximum 270 K la o altitudine de 50-55 km. Aici este granița dintre stratosferă și mezosfera deasupra, numită stratopauză .

În stratosferă există mult mai puțini vapori de apă. Cu toate acestea, uneori sunt observați - nori subțiri translucizi, care apar ocazional în stratosferă la o altitudine de 20-30 km. Nori nari sunt vizibili pe cerul întunecat după apusul soarelui și înainte de răsărit. În formă, norii de perle seamănă cu cirii și cirrocumulusii.

Atmosfera de mijloc (mezosfera).

La o altitudine de aproximativ 50 km, mezosfera începe de la vârful unei temperaturi maxime maxime . Motivul creșterii temperaturii în regiunea acestui maxim este o reacție fotochimică exotermă (adică însoțită de eliberarea de căldură) a descompunerii ozonului: О 3 + hv® О 2 + О. Ozonul apare din descompunerea fotochimică a oxigenului molecular О 2

Aproximativ 2+ hv® О + О și reacția ulterioară a unei triple coliziuni a unui atom și a unei molecule de oxigen cu o a treia moleculă M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Ozonul absoarbe cu lăcomie radiațiile ultraviolete cuprinse între 2000 și 3000 Å, iar această radiație încălzește atmosfera. Ozonul din atmosfera superioară servește ca un fel de scut care ne protejează de acțiunea radiațiilor ultraviolete de la Soare. Fără acest scut, dezvoltarea vieții pe Pământ în formele sale moderne ar fi cu greu posibilă.

În general, în întreaga mezosferă, temperatura atmosferică scade până la valoarea sa minimă de aproximativ 180 K la limita superioară a mezosferei (numită mezopauză, o altitudine de aproximativ 80 km). În vecinătatea mezopauzei, la altitudini de 70-90 km, poate apărea un strat foarte subțire de cristale de gheață și particule de praf vulcanic și de meteorit, observat ca un spectacol frumos de nori noctilucenți. la scurt timp după apusul soarelui.

În mezosferă, în mare parte, mici particule solide de meteorit care cad pe Pământ sunt arse, provocând fenomenul meteorilor.

Meteori, meteoriți și mingi de foc.

Flăcările și alte fenomene din atmosfera superioară a Pământului cauzate de intruziunea în acesta cu o viteză de 11 km / s și mai mare de particulele sau corpurile cosmice solide sunt numite meteoroizi. Apare o urmă de meteor luminos observabilă; se numesc cele mai puternice fenomene, adesea însoțite de căderea meteoriților mingi de foc; apariția meteorilor este asociată cu averse de meteoriți.

Ploaia de meteoriți:

1) fenomenul impacturilor multiple ale meteorilor pe parcursul mai multor ore sau zile de la un radiant.

2) un roi de meteoroizi care se mișcă pe o orbită în jurul Soarelui.

Apariția sistematică a meteorilor într-o anumită zonă a cerului și în anumite zile ale anului, cauzată de intersecția orbitei Pământului cu o orbită comună a multor corpuri de meteoriți care se mișcă la aproximativ aceleași viteze la fel de direcționate, datorită pe care căile lor din cer par să iasă dintr-un punct comun (radiant) ... Ele poartă numele constelației în care se află radiantul.

Averse de meteori sunt impresionante cu efectele lor de lumină, dar meteori individuali sunt rar observați. Mult mai numeroși sunt meteorii invizibili, prea mici pentru a fi discernibili atunci când sunt absorbiți de atmosferă. Unii dintre cei mai mici meteori probabil nu se încălzesc deloc, ci sunt capturați doar de atmosferă. Aceste particule mici, cu dimensiuni cuprinse între câțiva milimetri și zece miimi de milimetru, se numesc micrometeoriți. Cantitatea de materie meteorică care intră în atmosferă în fiecare zi variază de la 100 la 10.000 de tone, iar cea mai mare parte a acestei materii cade pe micrometeoriți.

Deoarece substanța meteorică arde parțial în atmosferă, compoziția sa gazoasă este completată cu urme de diferite elemente chimice. De exemplu, meteorii de piatră aduc litiu în atmosferă. Arderea meteorilor metalici duce la formarea de minuscule sferice de fier, fier-nichel și alte picături care trec prin atmosferă și sunt depuse pe suprafața pământului. Ele pot fi găsite în Groenlanda și Antarctica, unde straturile de gheață rămân aproape neschimbate de ani de zile. Oceanologii le găsesc în sedimentele de pe fundul oceanului.

Majoritatea particulelor meteorice care intră în atmosferă sunt depuse în decurs de aproximativ 30 de zile. Unii oameni de știință cred că acest praf cosmic joacă un rol important în formarea fenomenelor atmosferice, cum ar fi ploaia, deoarece servește drept nuclee de condensare a vaporilor de apă. Prin urmare, se presupune că precipitațiile sunt asociate statistic cu averse mari de meteori. Cu toate acestea, unii experți consideră că, deoarece aportul total de materie meteorică este de zeci de ori mai mare decât cel al celei mai mari ploi de meteoriți, modificarea cantității totale a acestei materii care apare ca urmare a unei astfel de ploi poate fi neglijată. .

Cu toate acestea, nu există nicio îndoială că cei mai mari micrometeoriți și meteoriți vizibili lasă urme lungi de ionizare în straturile înalte ale atmosferei, în principal în ionosferă. Astfel de urme pot fi utilizate pentru comunicațiile radio pe distanțe lungi, deoarece reflectă undele radio de înaltă frecvență.

Energia meteorilor care intră în atmosferă este cheltuită în principal, și poate complet, pentru încălzirea acesteia. Aceasta este una dintre componentele minore ale echilibrului termic al atmosferei.

Un meteorit este un solid natural care a căzut pe suprafața Pământului din spațiu. De obicei, se face distincția între piatră, fier-piatră și meteoriți de fier. Acestea din urmă sunt compuse în principal din fier și nichel. Majoritatea meteoritilor găsiți cântăresc de la câteva grame la câteva kilograme. Cel mai mare găsit, meteoritul de fier Goba, cântărește aproximativ 60 de tone și se află încă acolo unde a fost descoperit în Africa de Sud. Majoritatea meteoriților sunt fragmente de asteroizi, dar este posibil ca unii meteoriți să fi venit pe Pământ de pe Lună și chiar de pe Marte.

Bolidul este un meteor foarte luminos, uneori observat chiar și în timpul zilei, lăsând adesea în urmă o urmă de fum și însoțit de fenomene sonore; adesea se termină cu căderea meteoriților.

Termosfera.

Peste temperatura minimă a mezopauzei începe termosfera, în care temperatura, la început încet, apoi rapid începe să crească din nou. Motivul este absorbția radiațiilor ultraviolete de la Soare la altitudini de 150-300 km, datorită ionizării oxigenului atomic: O + hv® О + + e.

În termosferă, temperatura crește continuu la o altitudine de aproximativ 400 km, unde ajunge în timpul zilei în timpul perioadei de activitate solară maximă de 1800 K. În epoca minimă, această temperatură limitativă poate fi mai mică de 1000 K. Peste 400 km, atmosfera trece în exosfera izotermă. Nivelul critic (baza exosferei) este la o altitudine de aproximativ 500 km.

Aurore și multe orbite ale sateliților artificiali, precum și nori noctilucenți - toate aceste fenomene apar în mezosferă și termosferă.

Luminile polare.

Aurorele sunt observate la latitudini mari în timpul perturbărilor câmpului magnetic. Ele pot dura câteva minute, dar sunt adesea vizibile câteva ore. Aurorele variază foarte mult în formă, culoare și intensitate, toate acestea uneori schimbându-se foarte rapid în timp. Spectrul auroral este format din linii și benzi de emisie. În spectrul auroral, unele dintre emisiile din cerul nopții sunt îmbunătățite, în primul rând liniile verzi și roșii la 5577 Å și 6300 Å de oxigen. Se întâmplă ca una dintre aceste linii să fie de multe ori mai intensă decât cealaltă și acest lucru determină culoarea vizibilă a strălucirii: verde sau roșu. Perturbările câmpului magnetic sunt, de asemenea, însoțite de întreruperi ale comunicațiilor radio în regiunile polare. Cauza perturbării este schimbările din ionosferă, ceea ce înseamnă că o sursă puternică de ionizare este în lucru în timpul furtunilor magnetice. S-a stabilit că furtunile magnetice puternice apar atunci când grupuri mari de pete solare sunt prezente în apropierea centrului discului solar. Observațiile au arătat că furtunile nu sunt asociate cu petele solare în sine, ci cu rachete solare care apar în timpul dezvoltării unui grup de pete solare.

Aurorele sunt un spectru de lumină de intensitate variabilă, cu mișcări rapide observate în regiunile cu latitudine mare ale Pământului. Aurora vizuală conține linii de emisie verde (5577Å) și roșu (6300 / 6364Å) de oxigen atomic și benzi moleculare de N2, care sunt excitate de particule energetice de origine solară și magnetosferică. Aceste emisii sunt de obicei afișate la o altitudine de aproximativ 100 km și peste. Termenul aurora optică este folosit pentru a se referi la aurorele vizuale și spectrul lor de emisie de la infraroșu la ultraviolet. Energia radiației din partea infraroșie a spectrului depășește semnificativ energia regiunii vizibile. Când au apărut aurorele, s-au observat emisii în ULF (

Formele reale ale aurorei sunt greu de clasificat; următorii termeni sunt utilizați cel mai frecvent:

1. Arce sau dungi uniforme calme. Arcul se întinde de obicei ~ 1000 km în direcția paralelei geomagnetice (spre Soare în regiunile polare) și are o lățime de la unu la câteva zeci de kilometri. O bandă este o generalizare a conceptului de arc, de obicei nu are o formă arcuită regulată, ci se îndoaie sub forma literei S sau sub formă de spirale. Arcurile și dungile sunt situate la altitudini de 100-150 km.

2. Razele aurorei . Acest termen se referă la o structură aurorală alungită de-a lungul liniilor magnetice de forță, cu o lungime verticală de la câteva zeci la câteva sute de kilometri. Lungimea orizontală a razelor este mică, de la câteva zeci de metri la câțiva kilometri. Razele sunt de obicei observate în arce sau ca structuri separate.

3. Petele sau suprafețele . Acestea sunt zone izolate ale unei străluciri care nu au o formă definită. Pete individuale pot fi legate.

4. Voal. O formă neobișnuită de aurora, care este o strălucire uniformă care acoperă zone întinse ale cerului.

În ceea ce privește structura, aurorele sunt împărțite în uniforme, pline și strălucitoare. Sunt folosiți diferiți termeni; arc pulsant, suprafață pulsantă, suprafață difuză, bandă radiantă, draperie etc. Există o clasificare a aurorelor după culoarea lor. Conform acestei clasificări, aurorele de acest tip A... Partea superioară sau toate sunt roșii (6300–6364 Å). Ele apar de obicei la altitudini de 300-400 km cu activitate geomagnetică ridicată.

Tip Aurora V sunt colorate în partea inferioară în roșu și sunt asociate cu luminiscența benzilor primului sistem pozitiv N 2 și primul sistem negativ O 2. Aceste forme de auroră apar în timpul celor mai active faze ale aurorei.

Zone lumini polare – acestea sunt zonele frecvenței maxime a aurorelor pe timp de noapte, potrivit observatorilor dintr-un punct fix de pe suprafața Pământului. Zonele sunt situate la 67 ° latitudine nordică și sudică, iar lățimea lor este de aproximativ 6 °. Maximul aparențelor aurorale corespunzătoare unui moment dat de timp local geomagnetic apare în centurile asemănătoare ovalului (oval auroral), care sunt situate asimetric în jurul polilor geomagnetici nord și sud. Ovalul auroral este fixat în coordonate latitudine-timp, iar zona aurorală este locusul punctelor din regiunea de miezul nopții ovalului în coordonate latitudine-longitudine. Centura ovală este situată la aproximativ 23 ° de polul geomagnetic în sectorul de noapte și 15 ° în sectorul de zi.

Oval de aurore boreale și zone aurorale. Localizarea ovalului auroral depinde de activitatea geomagnetică. Ovalul devine mai larg cu o activitate geomagnetică ridicată. Zonele aurorale sau limitele ovalului auroral sunt mai bine reprezentate de valoarea L 6,4 decât de coordonatele dipolului. Liniile câmpului geomagnetic la marginea sectorului diurn al ovalului auroral coincid cu magnetopauză. Se observă o modificare a poziției ovalului auroral în funcție de unghiul dintre axa geomagnetică și direcția Pământ - Soare. Ovalul auroral este, de asemenea, determinat pe baza datelor privind precipitarea particulelor (electroni și protoni) ale anumitor energii. Poziția sa poate fi determinată independent din datele de pe vârf pe partea de zi și în coada magnetosferei.

Variația diurnă a frecvenței apariției aurorelor în zona aurorală are un maxim la miezul nopții geomagnetice și un minim la amiaza geomagnetică. Pe partea ecuatorială a ovalului, frecvența apariției aurorelor scade brusc, dar rămâne forma variațiilor diurne. Pe partea polară a ovalului, frecvența apariției aurorelor scade treptat și se caracterizează prin modificări diurne complexe.

Intensitatea aurorei.

Intensitatea aurorei este determinată prin măsurarea suprafeței luminoase aparente. Suprafața luminozității Eu aurora într-o anumită direcție este determinată de emisia totală de 4p Eu foton / (cm 2 s). Deoarece această valoare nu este adevărata luminozitate a suprafeței, ci reprezintă emisia din coloană, fotonul unitar / (cm 2 · coloană · s) este de obicei utilizat în studiul aurorei boreale. Unitatea obișnuită pentru măsurarea emisiilor totale este Rayleigh (Rl) egal cu 10 6 fotoni / (cm 2 · coloană · s). O unitate mai practică de intensitate aurorală este determinată de emisiile unei singure linii sau benzi. De exemplu, intensitatea aurorei este determinată de coeficienții internaționali de luminozitate (ICF) conform datelor privind intensitatea liniei verzi (5577 Å); 1 kRL = I MCQ, 10 kRL = II MCQ, 100 kRL = III MCQ, 1000 CRL = IV MCQ (intensitatea maximă a aurorei boreale). Această clasificare nu poate fi utilizată pentru aurorele roșii. Una dintre descoperirile epocii (1957–1958) a fost stabilirea distribuției spațiu-timp a aurorei sub forma unui decalaj oval față de polul magnetic. Din idei simple despre forma circulară a distribuției aurorei în raport cu polul magnetic a fost tranziția către fizica modernă a magnetosferei a fost finalizată. Onoarea descoperirii îi aparține lui O. Khorosheva, iar dezvoltarea intensă a ideilor ovalului auroral a fost realizată de G. Starkov, Y. Feldshtein, S. I. Akasof și un număr de alți cercetători. Ovalul auroral reprezintă zona cu cel mai intens impact al vântului solar asupra atmosferei superioare a Pământului. Intensitatea aurorei este cea mai mare în oval, iar dinamica sa este monitorizată continuu de către sateliți.

Arcuri aurorale stabile.

Arc roșu auroral persistent, altfel numit arc roșu de latitudine medie sau M-arc, este un arc larg subvisual (sub limita sensibilității ochiului), care se întinde de la est la vest pe mii de kilometri și, eventual, înconjoară întregul Pământ. Lungimea latitudinală a arcului este de 600 km. Emisia din arcul roșu auroral stabil este practic monocromatică în liniile roșii l 6300 Å și l 6364 Å. Recent au fost raportate și linii de emisii slabe la 5577 Å (OI) și 4278 Å (N + 2). Arcurile roșii persistente sunt clasificate ca aurore, dar apar la altitudini mult mai mari. Limita inferioară este situată la o altitudine de 300 km, limita superioară este de aproximativ 700 km. Intensitatea arcului roșu auroral liniștit în emisia l6300 Å variază de la 1 la 10 kRl (valoarea tipică este de 6 kRl). Pragul de sensibilitate al ochiului la această lungime de undă este de aproximativ 10 kRl, astfel încât arcurile sunt rareori observate vizual. Cu toate acestea, observațiile au arătat că luminozitatea lor este> 50 kRl la 10% din nopți. Durata de viață obișnuită a arcurilor este de aproximativ o zi și rareori apar în următoarele zile. Undele radio de la sateliți sau surse radio care traversează arcuri roșii aurorale stabile sunt predispuse la scintilație, indicând existența unor nereguli de densitate a electronilor. Explicația teoretică pentru arcurile roșii este că electronii încălziți din regiune F ionosfera provoacă o creștere a atomilor de oxigen. Observațiile prin satelit arată o creștere a temperaturii electronilor de-a lungul liniilor de forță ale câmpului geomagnetic, care intersectează arcurile roșii aurorale stabile. Intensitatea acestor arcuri este corelată pozitiv cu activitatea geomagnetică (furtuni), iar frecvența apariției arcurilor este corelată pozitiv cu activitatea de formare a petelor solare.

Aurora schimbătoare.

Unele forme de aurore experimentează variații temporale cvasiperiodice și coerente ale intensității. Aceste aurore, cu geometrie aproximativ staționară și variații periodice rapide care apar în fază, se numesc aurore schimbătoare. Sunt clasificate ca aurore formă R conform Atlasului Internațional al Aurorei Boreale Subdiviziune mai detaliată a aurorelor în schimbare:

R 1 (aurora pulsantă) este o luminescență cu variații uniforme ale fazei în luminozitate pe întreaga formă a aurorei. Prin definiție, într-o auroră pulsatorie ideală, părțile spațiale și temporale ale pulsației pot fi separate, adică strălucire Eu(r, t)= Eu s(r)· ACEASTA(t). În luminile polare tipice R 1 pulsații apar cu o frecvență de 0,01 până la 10 Hz de intensitate scăzută (1-2 kRl). Cele mai multe aurore R 1 - acestea sunt pete sau arcuri care pulsează cu o perioadă de câteva secunde.

R 2 (aurora boreală de foc). Acest termen este de obicei folosit pentru a se referi la mișcări asemănătoare unei flăcări care umple firmamentul, mai degrabă decât pentru a descrie o singură formă. Aurorele sunt sub formă de arcuri și, de obicei, se deplasează în sus de la o înălțime de 100 km. Aceste aurore sunt relativ rare și apar mai des în afara aurorelor.

R 3 (aurora boreală sclipitoare). Acestea sunt aurore cu variații rapide, neregulate sau regulate ale luminozității, dând impresia unei flăcări pâlpâitoare peste firmament. Ele apar cu puțin timp înainte de decăderea aurorei. Frecvența variației observată frecvent R 3 este egal cu 10 ± 3 Hz.

Termenul de auroră în flux, utilizat pentru o altă clasă de aurore pulsatorii, se referă la variații neregulate ale luminozității care se mișcă rapid orizontal în arcuri și benzi de aurore.

Aurora în schimbare este unul dintre fenomenele solaro-terestre care însoțește pulsațiile câmpului geomagnetic și ale razelor X aurorale, cauzate de precipitarea particulelor de origine solară și magnetosferică.

Luminiscența capacului polar este caracterizată de o intensitate ridicată a benzii primului sistem negativ N + 2 (l 3914 Å). De obicei, aceste benzi N + 2 sunt de cinci ori mai intense decât linia verde OI l 5577 Å; intensitatea absolută a luminiscenței capacului polar este de la 0,1 la 10 kPl (de obicei 1-3 kPl). Cu aceste aurore, care apar în perioadele PCA, o strălucire uniformă acoperă întregul capac polar până la latitudine geomagnetică 60 ° la altitudini de aproximativ 30 până la 80 km. Este generată în principal de protoni solari și particule d cu energii de 10–100 MeV, care creează ionizarea maximă la aceste altitudini. Există un alt tip de strălucire în zonele aurorale, numită aurora mantalei. Pentru acest tip de luminescență aurorală, intensitatea maximă zilnică în orele dimineții este de 1-10 kRl, iar intensitatea minimă este de cinci ori mai slabă. Observațiile aurorelor mantalei sunt puține la număr; intensitatea lor depinde de activitatea geomagnetică și solară.

Strălucirea atmosferei definite ca radiații generate și emise de atmosfera unei planete. Aceasta este radiația non-termică din atmosferă, cu excepția emisiilor de aurore, a descărcărilor de trăsnet și a emisiilor de trasee de meteoriți. Acest termen este folosit pentru a se referi la atmosfera pământului (strălucirea nopții, amurgul și lumina zilei). Strălucirea atmosferei este doar o fracțiune din lumina din atmosferă. Alte surse sunt lumina stelelor, lumina zodiacală și lumina zilei împrăștiată de la Soare. Uneori, strălucirea atmosferei poate reprezenta până la 40% din cantitatea totală de lumină. Strălucirea atmosferei apare în straturi atmosferice de înălțime și grosime variabile. Spectrul de strălucire atmosferică acoperă lungimi de undă de la 1000 Å la 22,5 µm. Principala linie de emisie în strălucirea atmosferei este l 5577 Å, care apare la o altitudine de 90-100 km într-un strat de 30-40 km grosime. Apariția luminiscenței se datorează mecanismului Chempen bazat pe recombinarea atomilor de oxigen. Alte linii de emisie sunt l 6300 Å, care apar în cazul recombinării disociative a O + 2 și a emisiei NI l 5198/5201 Å și NI l 5890/5896 Å.

Intensitatea strălucirii atmosferei este măsurată în Rayleighs. Luminozitatea (în Rayleighs) este egală cu 4 pw, unde in este suprafața unghiulară, strălucirea stratului emitent în unități de 10 6 fotoni / (cm 2 · sr · s). Intensitatea strălucirii depinde de latitudine (diferit pentru diferite emisii) și, de asemenea, se schimbă în timpul zilei, cu un maxim aproape de miezul nopții. S-a observat o corelație pozitivă pentru emisia atmosferei l 5577 Å cu numărul de pete solare și fluxul radiației solare la o lungime de undă de 10,7 cm. Strălucirea atmosferei este observată în timpul experimentelor prin satelit. Din spațiul cosmic, arată ca un inel de lumină în jurul Pământului și are o culoare verzuie.

Ozonosfera.

La altitudini de 20-25 km, se atinge concentrația maximă a unei cantități neglijabile de ozon O 3 (până la 2 × 10 –7 din conținutul de oxigen!), Care apare sub influența radiației ultraviolete solare la altitudini de aproximativ 10 la 50 km, protejând planeta de radiațiile solare ionizante. În ciuda numărului extrem de mic de molecule de ozon, acestea protejează toată viața de pe Pământ de efectele distructive ale radiațiilor cu unde scurte (ultraviolete și cu raze X) de la Soare. Dacă depuneți toate moleculele pe fundul atmosferei, veți obține un strat de cel mult 3-4 mm grosime! La altitudini de peste 100 km, proporția gazelor ușoare crește, iar la altitudini foarte mari predomină heliul și hidrogenul; multe molecule se disociază în atomi separați, care, fiind ionizați de radiația dură a soarelui, formează ionosfera. Presiunea și densitatea aerului din atmosfera Pământului scad odată cu înălțimea. În funcție de distribuția temperaturii, atmosfera Pământului este subdivizată în troposferă, stratosferă, mezosferă, termosferă și exosferă. .

La o altitudine de 20-25 km există strat de ozon... Ozonul se formează datorită descompunerii moleculelor de oxigen la absorbția radiației ultraviolete din Soare cu lungimi de undă mai mici de 0,1-0,2 microni. Oxigenul liber se combină cu moleculele de O 2 și formează ozonul O 3, care absoarbe cu lăcomie toată lumina ultravioletă mai mică de 0,29 microni. Moleculele de ozon O 3 sunt ușor distruse de radiațiile cu unde scurte. Prin urmare, în ciuda rarității sale, stratul de ozon absoarbe efectiv radiația ultravioletă a Soarelui, care a trecut prin straturile atmosferice superioare și mai transparente. Datorită acestui fapt, organismele vii de pe Pământ sunt protejate de efectele nocive ale luminii ultraviolete de la Soare.

Ionosfera.

Radiațiile de la Soare ionizează atomii și moleculele atmosferei. Gradul de ionizare devine semnificativ deja la o altitudine de 60 de kilometri și crește constant cu distanța față de Pământ. La diferite altitudini din atmosferă, procesele de disociere a diferitelor molecule și ionizarea ulterioară a diverșilor atomi și ioni au loc secvențial. Acestea sunt în principal molecule de oxigen O 2, azot N 2 și atomii lor. În funcție de intensitatea acestor procese, diferite straturi ale atmosferei situate peste 60 de kilometri sunt numite straturi ionosferice. , și totalitatea lor de către ionosferă . Stratul inferior, a cărui ionizare este nesemnificativă, se numește neutrosferă.

Concentrația maximă de particule încărcate în ionosferă este atinsă la altitudini de 300-400 km.

Istoria studiului ionosferei.

Ipoteza existenței unui strat conductor în atmosfera superioară a fost prezentată în 1878 de către omul de știință englez Stuart pentru a explica trăsăturile câmpului geomagnetic. Apoi, în 1902, independent unul de celălalt, Kennedy din SUA și Heaviside din Anglia au subliniat că, pentru a explica propagarea undelor radio pe distanțe mari, este necesar să presupunem existența unor regiuni cu conductivitate ridicată în straturile înalte ale atmosfera. În 1923, academicianul M.V. Shuleikin, având în vedere caracteristicile propagării undelor radio de diferite frecvențe, a ajuns la concluzia că există cel puțin două straturi reflectante în ionosferă. Apoi, în 1925, cercetătorii englezi Appleton și Barnett, precum și Breit și Tuve, au demonstrat pentru prima dată existența unor regiuni care reflectă undele radio și au pus bazele studiului lor sistematic. De atunci, a fost efectuat un studiu sistematic al proprietăților acestor straturi, denumite în general ionosferă, care joacă un rol esențial într-o serie de fenomene geofizice care determină reflectarea și absorbția undelor radio, ceea ce este foarte important pentru scopuri practice, în special pentru asigurarea comunicațiilor radio fiabile.

În anii 1930, au început observațiile sistematice ale stării ionosferei. În țara noastră, la inițiativa M.A. Bonch-Bruevich, au fost create instalații pentru sondarea sa impulsivă. Au fost investigate multe proprietăți generale ale ionosferei, înălțimilor și concentrației electronilor din straturile sale principale.

La înălțimi de 60–70 km, se observă stratul D, la înălțimi de 100–120 km, strat E, la altitudini, la altitudini de 180-300 km strat dublu F 1 și F 2. Parametrii principali ai acestor straturi sunt prezentați în Tabelul 4.

Tabelul 4.

Tabelul 4.
Regiunea ionosferei	Înălțimea maximă, km	T i , K	Zi		Noapte n e , cm –3	a΄, ρm 3 s – 1
			min n e , cm –3	Max n e , cm –3
D	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1,5 · 10 5	3 · 10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3 · 10 5	5 · 10 5	–	3 · 10 –8
F 2 (iarnă)	220–280	1000–2000	6 · 10 5	25 · 10 5	~10 5	2 · 10 -10
F 2 (vară)	250–320	1000–2000	2 · 10 5	8 · 10 5	~ 3 10 5	10 –10
n e- concentrația electronilor, e - sarcina electronică, T i Este temperatura ionului, a΄ este coeficientul de recombinare (care determină n eși schimbarea sa în timp)

Valorile medii sunt date deoarece variază în funcție de latitudini, momente ale zilei și anotimpuri. Astfel de date sunt necesare pentru a asigura comunicațiile radio pe distanțe lungi. Acestea sunt utilizate pentru a selecta frecvențele de operare pentru diferite legături radio cu unde scurte. Cunoașterea schimbărilor lor în funcție de starea ionosferei în diferite momente ale zilei și în diferite anotimpuri este extrem de importantă pentru asigurarea fiabilității comunicațiilor radio. Ionosfera este ansamblul straturilor ionizate ale atmosferei terestre, începând de la înălțimi de ordinul a 60 km și extinzându-se la înălțimi de zeci de mii de km. Sursa principală de ionizare a atmosferei terestre este radiația ultravioletă și cu raze X de la Soare, care are loc în principal în cromosfera solară și coroană. În plus, gradul de ionizare al atmosferei superioare este influențat de fluxurile solare corpusculare care apar în timpul erupțiilor solare, precum și de razele cosmice și particulele meteorice.

Straturi ionosferice

- acestea sunt zone din atmosferă în care sunt atinse valorile maxime ale concentrației de electroni liberi (adică numărul lor pe unitate de volum). Electronii liberi încărcați electric și (într-o măsură mai mică, mai puțini ioni mobili) care decurg din ionizarea atomilor gazelor atmosferice, care interacționează cu undele radio (adică oscilații electromagnetice), își pot schimba direcția, reflectându-i sau refractându-i și absorbând energia lor. Ca urmare, la recepționarea posturilor de radio îndepărtate, pot apărea diverse efecte, de exemplu, decolorarea comunicațiilor radio, creșterea audibilității stațiilor de la distanță, pene etc. fenomene.

Metode de cercetare.

Metodele clasice de studiere a ionosferei de pe Pământ sunt reduse la sunet pulsat - trimiterea impulsurilor radio și observarea reflexiilor acestora din diferite straturi ale ionosferei, măsurând timpul de întârziere și studiind intensitatea și forma semnalelor reflectate. Măsurând înălțimile reflexiei impulsurilor radio la diferite frecvențe, determinând frecvențele critice ale diferitelor regiuni (frecvența purtătoare a impulsului radio este numită critică, pentru care o anumită regiune a ionosferei devine transparentă), este posibil să se determine valoarea concentrației de electroni în straturi și înălțimile efective pentru frecvențele date și alegerea frecvențelor optime pentru traseele radio date. Odată cu dezvoltarea tehnologiei rachete și apariția erei spațiale a sateliților artificiali din pământ (AES) și a altor nave spațiale, a devenit posibilă măsurarea directă a parametrilor plasmei spațiale din apropierea pământului, a cărei parte inferioară este ionosfera.

Măsurătorile concentrației de electroni efectuate de la bordul rachetelor lansate special și de-a lungul rutelor de zbor prin satelit au confirmat și rafinat datele obținute anterior prin metode bazate pe sol cu ​​privire la structura ionosferei, distribuția concentrației de electroni cu înălțimea în diferite regiuni a Pământului și a făcut posibilă obținerea valorilor concentrației de electroni deasupra maximului principal - stratul F... Anterior, era imposibil să faci acest lucru folosind metode de sunet bazate pe observații ale impulsurilor radio cu unde scurte reflectate. S-a constatat că, în unele regiuni ale globului, există regiuni destul de stabile, cu o concentrație scăzută de electroni, „vânturi ionosferice” obișnuite, apar în ionosferă procese de undă specifice, care transportă perturbații locale ale ionosferei la mii de kilometri de locul excitației lor. , și mult mai mult. Crearea de receptoare deosebit de sensibile a făcut posibilă recepționarea semnalelor pulsate, reflectate parțial din regiunile cele mai joase ale ionosferei (stații de reflecție parțială), la stațiile de sunet pulsat ale ionosferei. Utilizarea unor instalații pulsate puternice în lungimile de undă ale contorului și decimetrului, cu ajutorul antenelor care permit o concentrație mare de energie radiată, a făcut posibilă observarea semnalelor împrăștiate de ionosferă la diferite înălțimi. Studiul caracteristicilor spectrelor acestor semnale, care nu sunt împrăștiate coerent de electroni și ioni ai plasmei ionosferice (pentru aceasta au fost utilizate stații de împrăștiere incoerentă a undelor radio) a permis determinarea concentrației de electroni și ioni, temperatura echivalentă la diferite înălțimi până la înălțimi de câteva mii de kilometri. S-a dovedit că ionosfera este destul de transparentă pentru frecvențele utilizate.

Concentrația sarcinilor electrice (concentrația electronilor este egală cu cea ionică) în ionosfera pământului la o altitudine de 300 km este de aproximativ 10 6 cm –3 în timpul zilei. Plasma de această densitate reflectă undele radio mai lungi de 20 m și transmite altele mai scurte.

Distribuție verticală tipică a concentrației de electroni în ionosferă pentru condiții de zi și de noapte.

Propagarea undelor radio în ionosferă.

Recepția stabilă a stațiilor de radiodifuziune la distanță depinde de frecvențele utilizate, precum și de ora din zi, sezon și, în plus, de activitatea solară. Activitatea solară afectează în mod semnificativ starea ionosferei. Undele radio emise de o stație terestră se propagă în linie dreaptă, la fel ca toate tipurile de unde electromagnetice. Cu toate acestea, trebuie luat în considerare faptul că atât suprafața Pământului, cât și straturile ionizate ale atmosferei sale servesc drept plăci ale unui condensator imens, acționând asupra lor ca acțiunea oglinzilor asupra luminii. Reflectându-se din ele, undele radio pot parcurge multe mii de kilometri, îndoindu-se în jurul globului în salturi uriașe de sute și mii de kilometri, reflectându-se alternativ de la un strat de gaz ionizat și de la suprafața Pământului sau a apei.

În anii 1920, se credea că undele radio mai scurte de 200 m nu erau în general potrivite pentru comunicațiile la distanță mare datorită absorbției puternice. Primele experimente privind recepția pe distanțe lungi de unde scurte peste Atlantic între Europa și America au fost efectuate de fizicianul englez Oliver Heaviside și de inginerul electric american Arthur Kennelly. Independent unul de celălalt, au presupus că undeva în jurul Pământului exista un strat ionizat al atmosferei capabil să reflecte undele radio. A fost numit stratul Heaviside - Kennelly și apoi ionosfera.

Conform conceptelor moderne, ionosfera este formată din electroni liberi încărcați negativ și ioni încărcați pozitiv, în principal oxigen molecular O + și oxid de azot NO +. Ionii și electronii se formează ca urmare a disocierii moleculelor și a ionizării atomilor de gaz neutru prin raze solare și radiații ultraviolete. Pentru a ioniza un atom, este necesar să-l informăm despre energia de ionizare, a cărei sursă principală pentru ionosferă este radiația ultravioletă, cu raze X și corpusculară a Soarelui.

În timp ce învelișul gazos al Pământului este iluminat de Soare, tot mai mulți electroni se formează continuu în el, dar în același timp unii dintre electroni, care se ciocnesc cu ioni, se recombină, formând din nou particule neutre. După apusul soarelui, formarea de electroni noi aproape se oprește și numărul de electroni liberi începe să scadă. Cu cât sunt mai mulți electroni liberi în ionosferă, cu atât undele de înaltă frecvență sunt mai bine reflectate din aceasta. Cu o scădere a concentrației de electroni, transmisia undelor radio este posibilă numai în domenii de frecvență joasă. De aceea, noaptea, de regulă, este posibil să se primească stații îndepărtate numai în intervalele de 75, 49, 41 și 31 m. Electronii sunt distribuiți inegal în ionosferă. La o altitudine de 50 până la 400 km, există mai multe straturi sau regiuni cu concentrație crescută de electroni. Aceste zone trec ușor una în alta și afectează propagarea undelor radio HF în moduri diferite. Stratul superior al ionosferei este notat cu litera F... Aici gradul de ionizare este cel mai mare (fracțiunea particulelor încărcate este de ordinul 10 –4). Acesta este situat la o altitudine de peste 150 km deasupra suprafeței Pământului și joacă rolul principal reflectant în propagarea pe distanțe lungi a undelor radio ale benzilor HF de înaltă frecvență. În lunile de vară, regiunea F se împarte în două straturi - F 1 și F 2. Stratul F1 poate ocupa înălțimi de la 200 la 250 km, iar F 2, ca să spunem așa, „plutesc” în intervalul de altitudine de 300–400 km. De obicei un strat F 2 este ionizat mult mai puternic decât stratul F 1. Stratul de noapte F 1 dispare și se stratifică F 2 rămâne, pierzând încet până la 60% din gradul său de ionizare. Sub stratul F, la altitudini cuprinse între 90 și 150 km, există un strat E, a cărui ionizare are loc sub influența radiațiilor moi de raze X de la Soare. Gradul de ionizare al stratului E este mai mic decât cel al stratului F, în timpul zilei, recepția stațiilor de benzi de frecvență joasă de înaltă frecvență de 31 și 25 m are loc atunci când semnalele sunt reflectate din strat E... De obicei, acestea sunt stații situate la o distanță de 1000-1500 km. Noaptea în strat E ionizarea scade brusc, dar chiar și în acest moment continuă să joace un rol vizibil în recepția semnalelor de la stațiile din intervalele de 41, 49 și 75 m.

În regiune apar un interes deosebit pentru recepția semnalelor benzilor de frecvență înaltă de 16, 13 și 11 m E straturi intermediare (nori) de ionizare puternic crescută. Suprafața acestor nori poate varia de la unități la sute de kilometri pătrați. Acest strat de ionizare crescută se numește strat sporadic Eși notat Es... Norii de Es se pot mișca în ionosferă sub influența vântului și pot atinge viteze de până la 250 km / h. Vara, la latitudini medii, în timpul zilei, originea undelor radio datorate norilor Es este de 15-20 de zile pe lună. În regiunea ecuatorială, este aproape întotdeauna prezent, iar la latitudini mari apare de obicei noaptea. Uneori, în anii cu activitate solară scăzută, când nu există transmisie pe benzile HF de înaltă frecvență, pe benzile de 16, 13 și 11 m, apar brusc stații îndepărtate cu un sunet bun, ale căror semnale sunt reflectate în mod repetat de la Es.

Cea mai joasă regiune a ionosferei este regiunea D situat la altitudini cuprinse între 50 și 90 km. Aici sunt relativ puțini electroni liberi. Din zonă D undele lungi și medii sunt bine reflectate, iar semnalele de la stațiile HF cu frecvență joasă sunt puternic absorbite. După apusul soarelui, ionizarea dispare foarte repede și devine posibil să se primească stații îndepărtate în intervalele 41, 49 și 75 m, ale căror semnale sunt reflectate din straturi F 2 și E... Straturile separate ale ionosferei joacă un rol important în propagarea semnalelor stațiilor radio HF. Efectul asupra undelor radio se datorează în principal prezenței electronilor liberi în ionosferă, deși mecanismul de propagare a undelor radio este asociat cu prezența ionilor mari. Acestea din urmă prezintă, de asemenea, un interes în studiul proprietăților chimice ale atmosferei, deoarece sunt mai active decât atomii și moleculele neutre. Reacțiile chimice care au loc în ionosferă joacă un rol important în energia și echilibrul său electric.

Ionosfera normală. Observațiile efectuate cu ajutorul rachetelor și sateliților geofizici au furnizat o mulțime de informații noi care indică faptul că ionizarea atmosferei are loc sub influența radiației solare cu un spectru larg. Partea sa principală (peste 90%) este concentrată în partea vizibilă a spectrului. Radiațiile ultraviolete cu o lungime de undă mai mică și o energie mai mare decât razele de lumină violete sunt emise de hidrogen din partea interioară a atmosferei Soarelui (cromosferă), iar razele X, care au o energie și mai mare, sunt emise de gazele din învelișul exterior al Soarele (coroana).

Starea normală (medie) a ionosferei se datorează radiațiilor puternice constante. Modificări regulate apar în ionosfera normală sub influența rotației diurne a Pământului și diferențe sezoniere în unghiul de incidență al soarelui la prânz, dar apar și schimbări imprevizibile și bruste în starea ionosferei.

Perturbări în ionosferă.

După cum știți, pe Soare apar manifestări puternice care se repetă ciclic și care ajung la maximum la fiecare 11 ani. Observațiile din cadrul programului Anului Geofizic Internațional (IGY) au coincis cu perioada celei mai mari activități solare pentru întreaga perioadă de observații meteorologice sistematice, adică de la începutul secolului al XVIII-lea. În perioadele cu activitate ridicată, strălucirea unor regiuni de pe Soare crește de mai multe ori, iar puterea radiațiilor ultraviolete și a razelor X crește brusc. Astfel de fenomene se numesc rachete solare. Durează de la câteva minute la una până la două ore. În timpul unei izbucniri, plasma solară (în principal protoni și electroni) erup, iar particulele elementare se reped în spațiu. Radiația electromagnetică și corpusculară a Soarelui în momentele unor astfel de flăcări are un efect puternic asupra atmosferei Pământului.

Reacția inițială este observată la 8 minute după focar, când radiațiile ultraviolete intense și raze X ajung pe Pământ. Ca urmare, ionizarea crește brusc; Razele X pătrund în atmosferă până la limita inferioară a ionosferei; numărul de electroni din aceste straturi crește atât de mult încât semnalele radio sunt aproape complet absorbite („stinse”). Absorbția suplimentară a radiațiilor determină încălzirea gazului, ceea ce contribuie la dezvoltarea vânturilor. Gazul ionizat este un conductor electric și, atunci când se deplasează în câmpul magnetic al pământului, se manifestă efectul unei dinamuri și se generează un curent electric. Astfel de curenți pot, la rândul lor, provoca perturbări vizibile în câmpul magnetic și se manifestă sub formă de furtuni magnetice.

Structura și dinamica atmosferei superioare sunt în mod substanțial determinate de neechilibru în procesele de sens termodinamic asociate cu ionizarea și disocierea prin radiații solare, procesele chimice, excitația moleculelor și atomilor, dezactivarea lor, coliziunea și alte procese elementare. În acest caz, gradul de neechilibru crește odată cu înălțimea pe măsură ce densitatea scade. Până la înălțimi de 500-1000 km, și adesea chiar mai mare, gradul de neechilibru pentru multe caracteristici ale atmosferei superioare este destul de mic, ceea ce face posibilă utilizarea hidrodinamicii clasice și hidromagnetice pentru descrierea sa, luând în considerare reacțiile chimice.

Exosfera este stratul exterior al atmosferei Pământului, începând de la înălțimi de câteva sute de kilometri, din care atomii de hidrogen ușori, cu mișcare rapidă, pot scăpa în spațiu.

Edward Kononovich

Literatură:

Pudovkin M.I. Bazele fizicii solare... SPb, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomia astăzi... Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Materiale pe internet: http://ciencia.nasa.gov/



La nivelul mării, 1013,25 hPa (aproximativ 760 mm Hg). Temperatura medie globală a aerului la suprafața Pământului este de 15 ° C, în timp ce temperatura variază de la aproximativ 57 ° C în deșerturile subtropicale până la -89 ° C în Antarctica. Densitatea și presiunea aerului scad cu înălțimea conform unei legi apropiate de exponențiale.

Structura atmosferei... Pe verticală, atmosfera are o structură stratificată, determinată în principal de caracteristicile distribuției verticale a temperaturii (figura), care depinde de locația geografică, sezonul, ora din zi și așa mai departe. Stratul inferior al atmosferei - troposfera - se caracterizează printr-o scădere a temperaturii cu înălțimea (cu aproximativ 6 ° C la 1 km), înălțimea sa este de la 8-10 km în latitudini polare până la 16-18 km în tropice. Datorită scăderii rapide a densității aerului cu înălțimea, aproximativ 80% din masa totală a atmosferei se află în troposferă. Deasupra troposferei se află stratosfera - un strat care se caracterizează în general printr-o creștere a temperaturii cu înălțimea. Stratul de tranziție dintre troposferă și stratosferă se numește tropopauză. În stratosfera inferioară, până la un nivel de aproximativ 20 km, temperatura se schimbă puțin odată cu înălțimea (așa-numita regiune izotermă) și adesea chiar scade ușor. Mai sus, temperatura crește datorită absorbției radiației UV de la Soare de către ozon, la început încet și de la un nivel de 34-36 km - mai rapid. Limita superioară a stratosferei - stratopauza - este situată la o altitudine de 50-55 km, corespunzătoare temperaturii maxime (260-270 K). Stratul atmosferei, situat la o altitudine de 55-85 km, unde temperatura scade din nou cu altitudinea, se numește mezosferă, la limita sa superioară - mezopauză - temperatura atinge 150-160 K vara și 200- 230 K iarna. Deasupra mezopauzei începe termosfera - un strat, caracterizat printr-o creștere rapidă a temperaturii, ajungând la 800-1200 K la o altitudine de 250 km. Termosfera absoarbe radiațiile corpusculare și de raze X de la Soare, decelerează și arde meteori, prin urmare îndeplinește funcția de strat protector al Pământului. Și mai înaltă este exosfera, de unde gazele atmosferice sunt împrăștiate în spațiul mondial din cauza disipării și unde există o tranziție treptată de la atmosferă la spațiul interplanetar.

Compoziția atmosferei... Până la o altitudine de aproximativ 100 km, atmosfera este practic omogenă în compoziția chimică, iar masa moleculară medie de aer (aproximativ 29) din ea este constantă. Aproape de suprafața Pământului, atmosfera este formată din azot (aproximativ 78,1% în volum) și oxigen (aproximativ 20,9%) și conține, de asemenea, cantități mici de argon, dioxid de carbon (dioxid de carbon), neon și alte componente constante și variabile (vezi Aerul ).

În plus, atmosfera conține cantități mici de ozon, oxizi de azot, amoniac, radon etc. Conținutul relativ al principalilor constituenți ai aerului este constant în timp și uniform în diferite regiuni geografice. Conținutul de vapori de apă și ozon este variabil în spațiu și timp; în ciuda conținutului redus, rolul lor în procesele atmosferice este foarte semnificativ.

Peste 100-110 km, moleculele de oxigen, dioxid de carbon și vapori de apă se disociază, astfel încât masa moleculară a aerului scade. La o altitudine de aproximativ 1000 km, gazele ușoare - heliu și hidrogen - încep să domine și chiar mai sus, atmosfera Pământului se transformă treptat în gaz interplanetar.

Cea mai importantă componentă variabilă a atmosferei este vaporii de apă, care sunt eliberați în atmosferă prin evaporarea de la suprafața apei și a solului umed, precum și prin transpirația plantelor. Conținutul relativ de vapori de apă variază în apropierea suprafeței terestre de la 2,6% la tropice la 0,2% la latitudini polare. Odată cu înălțimea, cade rapid, scăzând deja la jumătate la o altitudine de 1,5-2 km. Coloana verticală a atmosferei din latitudini temperate conține aproximativ 1,7 cm de „strat de apă precipitat”. Când vaporii de apă se condensează, se formează nori, din care cad precipitații atmosferice sub formă de ploaie, grindină, zăpadă.

O componentă importantă a aerului atmosferic este ozonul, care este concentrat 90% în stratosferă (între 10 și 50 km), aproximativ 10% din acesta se află în troposferă. Ozonul absoarbe radiațiile UV puternice (cu o lungime de undă mai mică de 290 nm), iar acesta este rolul său protector pentru biosferă. Valorile conținutului total de ozon variază în funcție de latitudine și sezon în intervalul de la 0,22 la 0,45 cm (grosimea stratului de ozon la o presiune de p = 1 atm și o temperatură de T = 0 ° C). În găurile de ozon observate primăvara în Antarctica de la începutul anilor 1980, conținutul de ozon poate scădea la 0,07 cm. Crește de la ecuator la poli și are o variație anuală cu un maxim primăvara și un minim toamna, iar amplitudinea variația anuală este mică la tropice și crește către latitudini mari. O componentă variabilă semnificativă a atmosferei este dioxidul de carbon, al cărui conținut în atmosferă a crescut cu 35% în ultimii 200 de ani, ceea ce se explică în principal printr-un factor antropogen. Se observă variabilitatea sa latitudinală și sezonieră, asociată cu fotosinteza plantelor și solubilitatea în apa de mare (conform legii lui Henry, solubilitatea gazului în apă scade odată cu creșterea temperaturii sale).

Un rol important în formarea climatului planetei îl au aerosolii atmosferici - particule solide și lichide suspendate în aer, cu dimensiuni cuprinse între câțiva nm și zeci de microni. Se disting aerosoli de origine naturală și antropică. Aerosolul se formează în procesul de reacții în fază gazoasă din produsele reziduale ale plantelor și din activitățile economice umane, erupții vulcanice, ca urmare a creșterii prafului de către vânt de pe suprafața planetei, în special din regiunile sale deșertice și se formează și din praf cosmic care cade în atmosfera superioară. Cea mai mare parte a aerosolului este concentrată în troposferă; aerosolul din erupțiile vulcanice formează așa-numitul strat Junge la o altitudine de aproximativ 20 km. Cea mai mare cantitate de aerosoli antropici pătrunde în atmosferă ca rezultat al funcționării vehiculelor și centralelor termice, producției chimice, arderii combustibilului, etc. crearea unui serviciu special pentru monitorizarea și monitorizarea nivelului de poluare atmosferică.

Evoluția atmosferei... Atmosfera modernă are, aparent, o origine secundară: s-a format din gaze eliberate de cochilia solidă a Pământului după finalizarea formării planetei în urmă cu aproximativ 4,5 miliarde de ani. În timpul istoriei geologice a Pământului, atmosfera a suferit modificări semnificative în compoziția sa sub influența unui număr de factori: disiparea (volatilizarea) gazelor, în principal a celor mai ușoare, în spațiul cosmic; eliberarea gazelor din litosferă ca urmare a activității vulcanice; reacții chimice între componentele atmosferei și roci care alcătuiesc scoarța terestră; reacții fotochimice în atmosferă în sine sub influența radiației solare UV; acumularea (captarea) materiei mediului interplanetar (de exemplu, materia meteorică). Dezvoltarea atmosferei este strâns legată de procesele geologice și geochimice, iar ultimii 3-4 miliarde de ani, de asemenea, cu activitatea biosferei. O parte semnificativă a gazelor care alcătuiesc atmosfera modernă (azot, dioxid de carbon, vapori de apă) au apărut în cursul activității vulcanice și al intruziunii, care le-au realizat din adâncurile Pământului. Oxigenul a apărut în cantități vizibile în urmă cu aproximativ 2 miliarde de ani, ca urmare a activității organismelor fotosintetice, care au provenit inițial în apele de suprafață ale oceanului.

Pe baza datelor privind compoziția chimică a depozitelor de carbonat, s-au obținut estimări ale cantității de dioxid de carbon și oxigen din atmosfera trecutului geologic. De-a lungul fanerozoicului (ultimii 570 milioane de ani din istoria Pământului), cantitatea de dioxid de carbon din atmosferă a variat mult în funcție de nivelul activității vulcanice, temperatura oceanului și nivelul fotosintezei. În cea mai mare parte a acestui timp, concentrația de dioxid de carbon în atmosferă a fost semnificativ mai mare decât în ​​prezent (de până la 10 ori). Cantitatea de oxigen din atmosfera fanerozoică s-a schimbat semnificativ, iar tendința de creștere a prevalat. În atmosfera precambriană, masa de dioxid de carbon a fost, de regulă, mai mare, iar masa de oxigen, mai mică decât în ​​atmosfera fanerozoică. Fluctuațiile cantității de dioxid de carbon din trecut au avut un impact semnificativ asupra climei, intensificând efectul de seră atunci când concentrația de dioxid de carbon a crescut, din cauza căreia clima din partea principală a fanerozoicului a fost mult mai caldă decât în ​​epoca modernă .

Atmosferă și viață... Fără atmosferă, Pământul ar fi o planetă moartă. Viața organică are loc în strânsă interacțiune cu atmosfera și climatul și vremea asociate. Cu o masă mică în comparație cu planeta în ansamblu (aproximativ o milionime), atmosfera este o condiție sine qua non pentru toate formele de viață. Oxigenul, azotul, vaporii de apă, dioxidul de carbon, ozonul sunt de cea mai mare importanță pentru activitatea vitală a organismelor. Când dioxidul de carbon este absorbit de plantele fotosintetice, se creează materie organică, care este utilizată ca sursă de energie de marea majoritate a ființelor vii, inclusiv a oamenilor. Oxigenul este necesar pentru existența organismelor aerobe, pentru care fluxul de energie este asigurat de reacțiile de oxidare a materiei organice. Azotul, asimilat de unele microorganisme (fixatori de azot), este necesar pentru nutriția minerală a plantelor. Ozonul, care absoarbe radiațiile UV puternice ale Soarelui, atenuează semnificativ această parte a radiației solare, care este dăunătoare vieții. Condensarea vaporilor de apă în atmosferă, formarea norilor și precipitarea ulterioară a precipitațiilor atmosferice furnizează apă pământului, fără de care nu sunt posibile forme de viață. Activitatea vitală a organismelor din hidrosferă este în mare măsură determinată de cantitatea și compoziția chimică a gazelor atmosferice dizolvate în apă. Deoarece compoziția chimică a atmosferei depinde în mod semnificativ de activitățile organismelor, biosfera și atmosfera pot fi considerate ca făcând parte dintr-un singur sistem, a cărui întreținere și evoluție (a se vedea ciclurile biogeochimice) au avut o mare importanță pentru schimbarea compoziției atmosferă de-a lungul istoriei Pământului ca planetă.

Radiațiile, căldura și echilibrul apei din atmosferă... Radiația solară este practic singura sursă de energie pentru toate procesele fizice din atmosferă. Principala caracteristică a regimului de radiații al atmosferei este așa-numitul efect de seră: atmosfera transmite radiația solară la suprafața terestră suficient de bine, dar absoarbe activ radiația termică cu unde lungi a suprafeței terestre, o parte din care revine la suprafață sub formă de contra radiații, care compensează pierderea de căldură prin radiație de la suprafața pământului (vezi Radiația atmosferică). În absența atmosferei, temperatura medie a suprafeței pământului ar fi de -18 ° C, în realitate este de 15 ° C. Radiația solară de intrare este absorbită parțial (aproximativ 20%) în atmosferă (în principal de vapori de apă, picături de apă, dioxid de carbon, ozon și aerosoli) și este, de asemenea, împrăștiată (aproximativ 7%) de particulele de aerosoli și de fluctuațiile densității (dispersia Rayleigh ). Radiația totală, care ajunge la suprafața pământului, este reflectată parțial (aproximativ 23%) din aceasta. Reflectanța este determinată de reflectivitatea suprafeței subiacente, așa-numitul albedo. În medie, albedoul Pământului pentru fluxul integral de radiație solară este aproape de 30%. Acesta variază de la câteva procente (sol uscat și cernoziom) la 70-90% pentru zăpada proaspăt căzută. Schimbul de căldură prin radiație între suprafața Pământului și atmosferă depinde în mod semnificativ de albedo și este determinat de radiația efectivă a suprafeței Pământului și de contraradierea atmosferei absorbite de acesta. Suma algebrică a fluxurilor de radiații care intră în atmosfera Pământului din spațiul cosmic și o lasă înapoi se numește echilibrul radiațiilor.

Transformările radiației solare după absorbția acesteia de către atmosferă și suprafața pământului determină echilibrul termic al Pământului ca planetă. Principala sursă de căldură pentru atmosferă este suprafața pământului; căldura din ea este transferată nu numai sub formă de radiații cu unde lungi, ci și prin convecție și este eliberată și în timpul condensării vaporilor de apă. Ponderea acestor fluxuri de căldură este în medie de 20%, respectiv 7% și respectiv 23%. Acest lucru adaugă, de asemenea, aproximativ 20% din căldură datorită absorbției radiației solare directe. Fluxul de radiație solară pe unitate de timp printr-o zonă unitară perpendiculară pe razele soarelui și situat în afara atmosferei la o distanță medie de la Pământ la Soare (așa-numita constantă solară) este de 1367 W / m 2, modificările sunt 1-2 W / m 2, în funcție de ciclul activității solare. Cu un albedo planetar de aproximativ 30%, fluxul mediu global de energie solară către planetă în timp este de 239 W / m 2. Deoarece Pământul ca planetă emite aceeași cantitate de energie în spațiu în medie, atunci, conform legii Stefan-Boltzmann, temperatura efectivă a radiației termice cu unde lungi de ieșire este de 255 K (-18 ° C). În același timp, temperatura medie a suprafeței pământului este de 15 ° C. Diferența de 33 ° C se datorează efectului de seră.

Bilanțul de apă al atmosferei în ansamblu corespunde egalității cantității de umiditate evaporată de pe suprafața Pământului și a cantității de precipitații care cad pe suprafața Pământului. Atmosfera de pe ocean primește mai multă umiditate din procesele de evaporare decât pe uscat și pierde 90% sub formă de precipitații. Vaporii de apă în exces peste oceane sunt transportați pe continente de curenții de aer. Cantitatea de vapori de apă transportată în atmosferă de la oceane la continente este egală cu volumul râurilor care curg în oceane.

Mișcarea aerului... Pământul are o formă sferică, deci cu mult mai puțină radiație solară ajunge la latitudinile sale înalte decât la tropice. Ca rezultat, apar contraste mari de temperatură între latitudini. Distribuția temperaturii este, de asemenea, influențată semnificativ de poziția relativă a oceanelor și continentelor. Datorită masei mari de ape oceanice și a capacității ridicate de căldură a apei, fluctuațiile sezoniere ale temperaturii suprafeței oceanului sunt mult mai mici decât cele de pe uscat. În acest sens, în latitudinile medii și înalte, temperatura aerului peste oceane este vizibil mai scăzută vara decât pe continentele și mai ridicată iarna.

Încălzirea inegală a atmosferei în diferite regiuni ale globului determină o distribuție spațială neuniformă a presiunii atmosferice. La nivelul mării, distribuția presiunii se caracterizează prin valori relativ scăzute în apropierea ecuatorului, o creștere a subtropicilor (centuri de presiune înaltă) și o scădere în latitudinile medii și înalte. În același timp, pe continentele latitudinilor extratropicale, presiunea este de obicei crescută iarna și scăzută vara, ceea ce este asociat cu distribuția temperaturii. Gradientul de presiune accelerează aerul de la regiunile de presiune ridicată la cea joasă, determinând deplasarea maselor de aer. Masele de aer în mișcare sunt, de asemenea, afectate de forța de rotație a rotației Pământului (forța Coriolis), forța de frecare, care scade odată cu înălțimea, și cu traiectorii curvilinee, forța centrifugă. Amestecul turbulent de aer are o mare importanță (vezi Turbulența în atmosferă).

Un sistem complex de curenți de aer (circulația generală a atmosferei) este asociat cu distribuția presiunii planetare. În planul meridian, în medie, sunt urmărite două sau trei celule ale circulației meridionale. Aproape de ecuator, aerul încălzit crește și cade în subtropice, formând celula Hadley. În același loc, aerul celulei de întoarcere Ferrell este coborât. La latitudini mari, o celulă polară dreaptă este adesea trasată. Vitezele de circulație meridionale sunt de ordinul a 1 m / s sau mai puțin. Datorită acțiunii forței Coriolis, vânturile din vest sunt observate în cea mai mare parte a atmosferei cu viteze în troposfera mijlocie de aproximativ 15 m / s. Există sisteme eoliene relativ stabile. Acestea includ vânturile alizee - vânturile care suflă de la centurile de înaltă presiune din subtropice la ecuator cu o componentă estică vizibilă (de la est la vest). Musonii sunt destul de stabili - curenți de aer cu un caracter sezonier clar pronunțat: suflă din ocean spre continent vara și în direcția opusă iarna. Musonii din Oceanul Indian sunt deosebit de obișnuiți. În latitudinile mijlocii, mișcarea maselor de aer este în principal vestică (de la vest la est). Aceasta este o zonă a fronturilor atmosferice, pe care se ridică vârtejuri mari - cicloni și anticicloni, care acoperă multe sute și chiar mii de kilometri. Ciclonii apar și la tropice; aici sunt mai mici, dar viteze foarte mari ale vântului atingând forța uraganului (33 m / s și mai mult), așa-numiții cicloni tropicali. În Atlantic și Pacificul de Est se numesc uragane, iar în Pacificul de Vest sunt numite tifoane. În troposfera superioară și stratosfera inferioară, în regiunile care separă celula directă a circulației meridionale Hadley și celula inversă Ferrell, relativ înguste, sute de kilometri lățime, se observă deseori fluxuri de jet cu limite delimitate brusc, în care vântul ajunge la 100 -150 și chiar 200 m / cu.

Clima și vremea... Diferența în cantitatea de radiație solară care ajunge la diferite latitudini la suprafața pământului cu diferite proprietăți fizice determină diversitatea climelor Pământului. De la ecuator la latitudini tropicale, temperatura aerului în apropierea suprafeței pământului are în medie 25-30 ° C și variază puțin pe tot parcursul anului. În centura ecuatorială, de regulă sunt multe precipitații, ceea ce creează condiții pentru umiditate excesivă acolo. În zonele tropicale, cantitatea de precipitații scade și în unele zone devine foarte scăzută. Vaste deșerturi ale Pământului sunt situate aici.

În latitudinile subtropicale și medii, temperatura aerului variază semnificativ pe tot parcursul anului, iar diferența dintre temperaturile de vară și iarnă este deosebit de mare în zonele continentelor îndepărtate de oceane. Astfel, în unele regiuni din Siberia de Est, amplitudinea anuală a temperaturii aerului ajunge la 65 ° C. Condițiile de umidificare la aceste latitudini sunt foarte diverse, depind în principal de circulația generală a atmosferei și variază semnificativ de la an la an.

În latitudinile polare, temperatura rămâne scăzută pe tot parcursul anului, chiar dacă există o variație sezonieră notabilă. Acest lucru contribuie la distribuția pe scară largă a stratului de gheață pe oceane și pe uscat și permafrost, care ocupă peste 65% din suprafața sa din Rusia, în principal în Siberia.

În ultimele decenii, schimbările climatului global au devenit din ce în ce mai vizibile. Temperaturile cresc mai mult la latitudini mari decât la cele joase; mai mult iarna decât vara; mai mult noaptea decât ziua. În secolul al XX-lea, temperatura medie anuală a aerului în apropierea suprafeței pământului în Rusia a crescut cu 1,5-2 ° C, iar în unele regiuni din Siberia există o creștere de câteva grade. Acest lucru este asociat cu o creștere a efectului de seră datorită unei creșteri a concentrației de urme de gaze.

Vremea este determinată de condițiile de circulație atmosferică și de locația geografică a terenului; este cea mai stabilă la tropice și cea mai variabilă la latitudinile medii și înalte. Mai presus de toate, vremea se schimbă în zonele de schimbare a masei de aer, cauzate de trecerea fronturilor atmosferice, a ciclonilor și a anticiclonilor, purtând precipitații și creșterea vântului. Datele pentru prognoza meteo sunt colectate la stațiile meteorologice de la sol, nave și aeronave, de la sateliți meteorologici. Vezi și Meteorologie.

Fenomene optice, acustice și electrice în atmosferă... Odată cu propagarea radiației electromagnetice în atmosferă ca urmare a refracției, absorbției și împrăștierii luminii prin aer și diverse particule (aerosoli, cristale de gheață, picături de apă), apar diverse fenomene optice: curcubee, coroane, halouri, miraj etc. Răspândirea luminii determină înălțimea aparentă a cerului și a cerului albastru. Gama de vizibilitate a obiectelor este determinată de condițiile de propagare a luminii în atmosferă (vezi Vizibilitatea atmosferică). Intervalul de comunicare și capacitatea de a detecta obiecte cu instrumente, inclusiv posibilitatea observațiilor astronomice de pe suprafața Pământului, depind de transparența atmosferei la diferite lungimi de undă. Fenomenul amurgului joacă un rol important în studiile neomogenităților optice din stratosferă și mezosferă. De exemplu, fotografierea amurgului de pe nava spațială face posibilă detectarea straturilor de aerosoli. Caracteristicile propagării radiației electromagnetice în atmosferă determină acuratețea metodelor de teledetecție a parametrilor săi. Toate aceste întrebări, ca multe altele, sunt studiate de optica atmosferică. Refracția și împrăștierea undelor radio determină posibilitățile de recepție radio (vezi Propagarea undelor radio).

Propagarea sunetului în atmosferă depinde de distribuția spațială a temperaturii și a vitezei vântului (vezi Acustica atmosferică). Este de interes pentru teledetecția atmosferei. Exploziile de sarcini lansate de rachete în atmosfera superioară au furnizat o mulțime de informații despre sistemele eoliene și cursul temperaturii în stratosferă și mezosferă. Într-o atmosferă stabil stratificată, când temperatura scade cu altitudinea mai încet decât gradientul adiabatic (9,8 K / km), apar așa-numitele unde interne. Aceste unde se pot propaga în sus în stratosferă și chiar în mezosferă, unde se atenuează, contribuind la creșterea vântului și a turbulențelor.

Încărcarea negativă a Pământului și câmpul electric rezultat, atmosfera, împreună cu ionosfera și magnetosfera încărcate electric, creează un circuit electric global. Formarea norilor și a electricității cu furtună joacă un rol important în acest sens. Pericolul descărcărilor de trăsnet a cauzat necesitatea dezvoltării metodelor de protecție împotriva trăsnetelor a clădirilor, structurilor, liniilor electrice și comunicațiilor. Acest fenomen este deosebit de periculos pentru aviație. Descărcările de trăsnet provoacă interferențe radio atmosferice, numite atmosferice (vezi Fluierând atmosferice). În timpul unei creșteri accentuate a puterii câmpului electric, se observă descărcări strălucitoare care apar în punctele și colțurile ascuțite ale obiectelor care ies în afară deasupra suprafeței pământului, pe vârfurile individuale din munți etc. (lumini Elma). Atmosfera conține întotdeauna, în funcție de condiții specifice, cantitatea de ioni ușori și grei, care determină conductivitatea electrică a atmosferei. Principalele ionizatoare de aer din apropierea suprafeței terestre sunt radiațiile substanțelor radioactive conținute în scoarța terestră și în atmosferă, precum și razele cosmice. Vezi și Electricitate atmosferică.

Influența umană asupra atmosferei.În ultimele secole, a existat o creștere a concentrației de gaze cu efect de seră în atmosferă datorită activității economice umane. Procentul de dioxid de carbon a crescut de la 2,8-10 2 acum două sute de ani la 3,8-10 2 în 2005, conținutul de metan - de la 0,7-10 1 cu aproximativ 300-400 de ani în urmă la 1,8-10-4 la începutul secolul 21; Aproximativ 20% din creșterea efectului de seră în ultimul secol a fost dată de freoni, care au fost practic absenți în atmosferă până la mijlocul secolului al XX-lea. Aceste substanțe sunt recunoscute ca destructoare de ozon stratosferic și producția lor este interzisă prin Protocolul de la Montreal din 1987. Creșterea concentrației de dioxid de carbon în atmosferă este cauzată de arderea cantităților în creștere de cărbune, petrol, gaze și alte tipuri de combustibili de carbon, precum și de defrișări, ca urmare a faptului că absorbția dioxidului de carbon prin fotosinteză scade. Concentrația de metan crește odată cu creșterea producției de petrol și gaze (datorită pierderilor sale), precum și cu extinderea culturilor de orez și o creștere a numărului de bovine. Toate acestea contribuie la încălzirea climei.

Au fost dezvoltate metode de influență activă asupra proceselor atmosferice pentru a schimba vremea. Acestea sunt folosite pentru a proteja plantele agricole de grindină prin dispersarea reactivilor speciali în nori. Există, de asemenea, metode de dispersare a ceații în aeroporturi, protejarea plantelor de îngheț, influențarea norilor pentru a crește precipitațiile în locurile potrivite sau pentru a disipa norii în momente de evenimente de masă.

Studiul atmosferei... Informațiile despre procesele fizice din atmosferă sunt obținute în principal din observații meteorologice, care sunt efectuate de o rețea globală de stații meteorologice permanente și posturi situate pe toate continentele și pe multe insule. Observațiile zilnice oferă informații cu privire la temperatura și umiditatea aerului, presiunea atmosferică și precipitațiile, înnorarea, vântul etc. Observațiile radiației solare și a transformărilor sale se efectuează la stațiile actinometrice. O mare importanță pentru studiul atmosferei sunt rețelele de stații aerologice, la care se efectuează măsurători meteorologice cu ajutorul radiosondelor până la o altitudine de 30-35 km. O serie de stații monitorizează ozonul atmosferic, fenomenele electrice din atmosferă și compoziția chimică a aerului.

Datele stațiilor terestre sunt completate de observații asupra oceanelor, unde „navele meteorologice” funcționează permanent în anumite zone ale oceanelor, precum și informații meteorologice primite de la cercetare și alte nave.

O cantitate tot mai mare de informații despre atmosferă în ultimele decenii a fost obținută cu ajutorul sateliților meteorologici, care sunt echipați cu instrumente pentru fotografierea norilor și măsurarea fluxurilor de radiații ultraviolete, infraroșii și cu microunde de la Soare. Sateliții fac posibilă obținerea de informații despre profilurile verticale de temperatură, tulbure și conținutul său de apă, elemente ale echilibrului radiațional al atmosferei, temperatura suprafeței oceanului etc. Cu ajutorul sateliților, a devenit posibil să se clarifice valoarea constantei solare și a albedoului planetar al Pământului, să se construiască hărți ale echilibrului radiațional al sistemului Pământ-atmosferă, să se măsoare conținutul și variabilitatea urmelor de impurități atmosferice și să se rezolve multe alte probleme ale fizicii atmosferice și ale monitorizării mediului.

Lit.: Budyko MI Clima din trecut și viitor. L., 1980; Matveev L.T. Curs de meteorologie generală. Fizica atmosferei. A 2-a ed. L., 1984; Budyko M.I., Ronov A. B., Yanshin A. L. Istoria atmosferei. L., 1985; Khrgian A. Kh. Fizica atmosferică. M., 1986; Atmosfera: Manual. L., 1991; Khromov S.P., Petrosyants M.A. Meteorologie și climatologie. A 5-a ed. M., 2001.

G. S. Golitsyn, N. A. Zaitseva.

Atmosfera Pământului este neomogenă: la diferite altitudini, se observă densitate și presiune a aerului diferite, temperatura și compoziția gazelor se schimbă. Pe baza comportamentului temperaturii aerului ambiant (adică temperatura crește odată cu înălțimea sau scade), se disting următoarele straturi: troposferă, stratosferă, mezosferă, termosferă și exosferă. Limitele dintre straturi se numesc pauze: sunt 4 dintre ele, deoarece limita superioară a exosferei este foarte estompată și se referă adesea la spațiul apropiat. Structura generală a atmosferei poate fi găsită în diagrama atașată.

Fig. 1 Structura atmosferei Pământului. Credit: site web

Cel mai mic strat atmosferic este troposfera, a cărei limită superioară, numită tropopauză, diferă în funcție de latitudinea geografică și variază de la 8 km. în polar până la 20 km. în latitudini tropicale. La latitudini medii sau temperate, limita sa superioară se află la altitudini de 10-12 km. În timpul anului, limita superioară a troposferei experimentează fluctuații, în funcție de afluxul de radiație solară. Deci, ca urmare a sondării la Polul Sud al Pământului de către Serviciul Meteorologic al SUA, s-a dezvăluit că, din martie până în august sau septembrie, există o răcire constantă a troposferei, în urma căreia pentru o perioadă scurtă de timp în august sau septembrie granița sa se ridică la 11,5 km. Apoi, în perioada septembrie-decembrie, scade rapid și atinge poziția cea mai joasă - 7,5 km, după care înălțimea sa practic nu se schimbă până în martie. Acestea. troposfera atinge cea mai mare grosime vara, iar cea mai mică iarna.

Trebuie remarcat faptul că, pe lângă variațiile sezoniere, există și fluctuații zilnice în înălțimea tropopauzei. De asemenea, poziția sa este influențată de cicloni și anticicloni: în primul, coboară, deoarece presiunea din ele este mai mică decât în ​​aerul înconjurător, iar în al doilea, crește corespunzător.

Troposfera conține până la 90% din întreaga masă a aerului pământului și 9/10 din tot vaporii de apă. Turbulențele sunt extrem de dezvoltate aici, în special în straturile apropiate și cele mai înalte, se dezvoltă nori de toate nivelurile, se formează cicloni și anticicloni. Și datorită acumulării de gaze cu efect de seră (dioxid de carbon, metan, vapori de apă) reflectate de la suprafața Pământului a razelor solare, se dezvoltă efectul de seră.

Efectul de seră este asociat cu o scădere a temperaturii aerului în troposferă cu înălțimea (deoarece Pământul încălzit dă mai multă căldură straturilor de suprafață). Gradientul mediu vertical este de 0,65 ° / 100 m (adică temperatura aerului scade cu 0,65 ° C pentru fiecare creștere de 100 de metri). Deci, dacă la suprafața Pământului în ecuator, temperatura medie anuală a aerului este de + 26 °, atunci la marginea superioară este de -70 °. Temperatura în regiunea tropopauzei de deasupra Polului Nord în timpul anului variază de la -45 ° vara la -65 ° iarna.

Odată cu creșterea altitudinii, presiunea aerului scade și ea, constituind doar 12-20% din suprafața apropiată la limita superioară a troposferei.

La granița troposferei și a stratului deasupra stratosferei, există un strat al tropopauzei, gros de 1-2 km. Stratul de aer în care gradientul vertical scade la 0,2 ° / 100 m față de 0,65 ° / 100 m în regiunile inferioare ale troposferei este de obicei luat ca limitele inferioare ale tropopauzei.

În cadrul tropopauzei, se observă curenți de aer cu o direcție strict definită, numiți curenți de jet de mare altitudine sau jeturi, formate sub influența rotației Pământului în jurul axei sale și încălzirea atmosferei cu participarea radiației solare. Curenții sunt observați la limitele zonelor cu diferențe semnificative de temperatură. Există mai multe centre de localizare a acestor curenți, de exemplu, arctice, subtropicale, subpolare și altele. Cunoașterea localizării fluxurilor de jet este foarte importantă pentru meteorologie și aviație: prima folosește fluxurile pentru o prognoză meteo mai precisă, a doua pentru construirea rutelor de zbor pentru avioane, deoarece vârtejurile puternice și turbulente, asemănătoare cu vârtejurile mici, sunt numite „turbulențe de cer senin” din cauza absenței tulbure la aceste înălțimi.

Sub influența curenților cu jet de mare altitudine, rupturile se formează adesea în tropopauză și uneori dispare cu totul, deși apoi se formează din nou. Acest lucru se observă mai ales în latitudinile subtropicale peste care domină un puternic curent subtropical de mare altitudine. În plus, formarea pauzelor este cauzată de diferența dintre straturile tropopauzei în ceea ce privește temperatura ambiantă. De exemplu, există o diferență mare între tropopauză polară caldă și joasă și tropopauză înaltă și rece în latitudinile tropicale. Recent, s-a distins și un strat al tropopauzei latitudinilor temperate, care are pauze cu cele două straturi anterioare: polar și tropical.

Al doilea strat al atmosferei terestre este stratosfera. Stratosfera poate fi împărțită condiționat în 2 zone. Prima dintre ele, situată la înălțimi de 25 km, este caracterizată de temperaturi aproape constante, care sunt egale cu temperaturile straturilor superioare ale troposferei pe o anumită zonă. A doua zonă, sau zona de inversare, se caracterizează printr-o creștere a temperaturii aerului până la înălțimi de aproximativ 40 km. Acest lucru se datorează absorbției radiației ultraviolete solare de către oxigen și ozon. În partea superioară a stratosferei, datorită acestei încălziri, temperatura este adesea pozitivă sau chiar comparabilă cu temperatura aerului de la suprafață.

Deasupra regiunii de inversiune, există un strat de temperaturi constante, care se numește stratopauză și este granița dintre stratosferă și mezosferă. Grosimea sa atinge 15 km.

Spre deosebire de troposferă, tulburările turbulente sunt rare în stratosferă, dar se observă vânturi orizontale puternice sau jeturi care suflă în zone înguste de-a lungul limitelor latitudinilor temperate cu fața către poli. Poziția acestor zone nu este constantă: se pot deplasa, extinde sau chiar dispărea cu totul. Curenții de jet pătrund adesea în straturile superioare ale troposferei sau invers, masele de aer din troposferă pătrund în straturile inferioare ale stratosferei. O astfel de amestecare a maselor de aer în regiunile fronturilor atmosferice este deosebit de caracteristică.

Există puțini vapori de apă în stratosferă. Aerul de aici este foarte uscat și, prin urmare, se formează puțini nori. Numai la altitudini de 20-25 km, aflându-se la latitudini mari, se pot observa nori de perle foarte subțiri constând din picături de apă supraîncălzite. În timpul zilei, acești nori nu sunt vizibili, dar odată cu apariția întunericului par să strălucească datorită iluminării lor de către Soare deja pusă sub orizont.

La aceleași înălțimi (20-25 km.) În stratosfera inferioară, există așa-numitul strat de ozon - zona cu cel mai mare conținut de ozon, care se formează sub influența radiației solare ultraviolete (puteți afla mai multe despre acest proces de pe pagină). Stratul de ozon, sau ozonosfera, este extrem de important în susținerea vieții tuturor organismelor care trăiesc pe uscat prin absorbția razelor ultraviolete mortale de până la 290 nm. Din acest motiv, organismele vii nu trăiesc deasupra stratului de ozon; este limita superioară a răspândirii vieții pe Pământ.

Sub influența ozonului, se schimbă și câmpurile magnetice, atomii dezintegrează moleculele, se produce ionizarea, se formează noi gaze și alți compuși chimici.

Stratul atmosferei de deasupra stratosferei se numește mezosferă. Se caracterizează printr-o scădere a temperaturii aerului cu înălțimea cu un gradient vertical mediu de 0,25-0,3 ° / 100 m, ceea ce duce la turbulențe puternice. La limitele superioare ale mezosferei din zona numită mezopauză, s-au înregistrat temperaturi de până la -138 ° C, care este minimul absolut pentru întreaga atmosferă a Pământului în ansamblu.

Aici, în mezopauză, există limita inferioară a regiunii de absorbție activă a razelor X și a radiației ultraviolete cu unde scurte de la Soare. Acest proces energetic se numește transfer de căldură radiantă. Ca urmare, gazul este încălzit și ionizat, ceea ce face ca atmosfera să strălucească.

La înălțimi de 75-90 km, la limitele superioare ale mezosferei, s-au observat nori speciali, care ocupă zone întinse în regiunile polare ale planetei. Acești nori sunt numiți noctilucenți datorită strălucirii lor la amurg, care se datorează reflexiei luminii solare din cristalele de gheață din care sunt compuși acești nori.

Presiunea aerului în mezopauză este de 200 de ori mai mică decât la suprafața pământului. Acest lucru sugerează că aproape tot aerul din atmosferă este concentrat în cele 3 straturi inferioare ale sale: troposfera, stratosfera și mezosfera. Straturile suprapuse ale termosferei și exosferei reprezintă doar 0,05% din masa întregii atmosfere.

Termosfera se află la altitudini cuprinse între 90 și 800 km deasupra suprafeței Pământului.

Termosfera se caracterizează printr-o creștere continuă a temperaturii aerului până la altitudini de 200-300 km, unde poate ajunge la 2500 ° C. Creșterea temperaturii are loc datorită absorbției razelor X și a unei părți cu lungime de undă scurtă a radiației ultraviolete a Soarelui de către moleculele de gaz. Peste 300 km deasupra nivelului mării, creșterea temperaturii se oprește.

Concomitent cu o creștere a temperaturii, presiunea scade și, în consecință, densitatea aerului înconjurător. Deci, dacă la limitele inferioare ale termosferei densitatea este de 1,8 × 10 -8 g / cm 3, atunci la vârf este deja 1,8 × 10 -15 g / cm 3, ceea ce corespunde aproximativ 10 milioane - 1 miliard de particule în 1 cm 3.

Toate caracteristicile termosferei, cum ar fi compoziția aerului, temperatura, densitatea acestuia, sunt supuse unor fluctuații puternice: în funcție de locația geografică, sezonul anului și ora zilei. Chiar și locația limitei superioare a termosferei se schimbă.

Stratul superior al atmosferei se numește exosferă sau strat de împrăștiere. Limita sa inferioară se schimbă constant într-o gamă foarte largă; înălțimea de 690-800 km este luată ca valoare medie. Se stabilește în cazul în care probabilitatea coliziunilor intermoleculare sau interatomice poate fi neglijată, adică distanța medie pe care o parcurge o moleculă haotică în mișcare înainte de a se ciocni cu o altă moleculă similară (așa-numita cale liberă) va fi atât de mare încât, de fapt, moleculele nu se vor ciocni cu o probabilitate apropiată de zero. Stratul unde are loc fenomenul descris se numește termopauză.

Limita superioară a exosferei se află la altitudini de 2-3 mii km. Este puternic estompată și trece treptat în vidul din spațiul apropiat. Uneori, din acest motiv, exosfera este considerată o parte a spațiului cosmic, iar limita sa superioară este luată ca o înălțime de 190 mii km, la care influența presiunii radiației solare asupra vitezei atomilor de hidrogen depășește atracția gravitațională al Pamantului. Acesta este așa-numitul. coroana pământului, formată din atomi de hidrogen. Densitatea coroanei terestre este foarte mică: doar 1000 de particule pe centimetru cub, dar acest număr este de peste 10 ori mai mare decât concentrația particulelor din spațiul interplanetar.

Datorită aerului extrem de rarefiat al exosferei, particulele se mișcă în jurul Pământului pe orbite eliptice, fără a se ciocni între ele. Unele dintre ele, deplasându-se de-a lungul unor traiectorii deschise sau hiperbolice cu viteze cosmice (atomi de hidrogen și heliu) părăsesc atmosfera și merg în spațiu, motiv pentru care exosfera este numită sferă de împrăștiere.