Atmosféra se začala formovat spolu se vznikem Země. Během evoluce planety a jak se její parametry blížily moderním hodnotám, došlo k zásadním kvalitativním změnám v jejím chemickém složení a fyzikálních vlastnostech. Podle evolučního modelu byla Země v rané fázi v roztaveném stavu a asi před 4,5 miliardami let se zformovala jako pevné těleso. Tento milník je považován za počátek geologické chronologie. Od té doby začal pomalý vývoj atmosféry. Některé geologické procesy (například výlevy lávy při sopečných erupcích) byly doprovázeny uvolňováním plynů z útrob Země. Zahrnovaly dusík, čpavek, metan, vodní páru, oxid CO a oxid uhličitý CO 2 . Pod vlivem slunečního ultrafialového záření se vodní pára rozložila na vodík a kyslík, uvolněný kyslík však reagoval s oxidem uhelnatým za vzniku oxidu uhličitého. Amoniak se rozkládá na dusík a vodík. Během procesu difúze stoupal vodík vzhůru a opouštěl atmosféru a těžší dusík se nemohl odpařovat a postupně se hromadil a stal se hlavní složkou, i když část z něj byla v důsledku chemických reakcí vázána na molekuly ( cm. CHEMIE ATMOSFÉRY). Vlivem ultrafialových paprsků a elektrických výbojů vstoupila směs plynů přítomných v původní atmosféře Země do chemických reakcí, které vedly ke vzniku organických látek, zejména aminokyselin. S příchodem primitivních rostlin začal proces fotosyntézy doprovázený uvolňováním kyslíku. Tento plyn, zejména po difúzi do horních vrstev atmosféry, začal chránit její spodní vrstvy a povrch Země před životu nebezpečným ultrafialovým a rentgenovým zářením. Podle teoretických odhadů by již obsah kyslíku, 25 000krát menší než nyní, mohl vést k vytvoření ozónové vrstvy s pouze poloviční koncentrací než nyní. To však již stačí k velmi významné ochraně organismů před ničivými účinky ultrafialových paprsků.

Je pravděpodobné, že primární atmosféra obsahovala hodně oxidu uhličitého. Byl spotřebován při fotosyntéze a jeho koncentrace se musela snižovat s vývojem rostlinného světa a také v důsledku absorpce při určitých geologických procesech. Protože Skleníkový efekt spojené s přítomností oxidu uhličitého v atmosféře jsou kolísání jeho koncentrace jedním z důležitých důvodů tak rozsáhlých klimatických změn v historii Země, jako je doby ledové.

Helium přítomné v moderní atmosféře je většinou produktem radioaktivního rozpadu uranu, thoria a radia. Tyto radioaktivní prvky emitují částice, které jsou jádry atomů helia. Protože při radioaktivním rozpadu nedochází ani k vytvoření ani zničení elektrického náboje, vzniknou při vzniku každé a-částice dva elektrony, které rekombinací s a-částicemi tvoří neutrální atomy helia. Radioaktivní prvky jsou obsaženy v minerálech rozptýlených v horninách, takže značná část helia vzniklého v důsledku radioaktivního rozpadu je v nich zadržena a velmi pomalu uniká do atmosféry. Určité množství helia stoupá v důsledku difúze vzhůru do exosféry, ale díky neustálému přílivu ze zemského povrchu zůstává objem tohoto plynu v atmosféře téměř nezměněn. Na základě spektrální analýzy světla hvězd a studia meteoritů je možné odhadnout relativní zastoupení různých chemických prvků ve vesmíru. Koncentrace neonu ve vesmíru je přibližně deset miliardkrát vyšší než na Zemi, kryptonu - deset milionůkrát a xenonu - milionkrát. Z toho vyplývá, že koncentrace těchto inertních plynů, zjevně původně přítomných v zemské atmosféře a nedoplňovaných během chemických reakcí, značně poklesla, pravděpodobně i ve fázi ztráty primární atmosféry Země. Výjimkou je inertní plyn argon, protože ve formě izotopu 40 Ar stále vzniká při radioaktivním rozpadu izotopu draslíku.

Rozložení barometrického tlaku.

Celková hmotnost atmosférických plynů je přibližně 4,5 10 15 tun „Hmotnost“ atmosféry na jednotku plochy neboli atmosférický tlak na hladině moře je přibližně 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Tlak rovný P0 = 1033,23 g/cm2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Umění. = 1 atm, braný jako standardní průměrný atmosférický tlak. Pro atmosféru ve stavu hydrostatické rovnováhy platí: d P= –rgd h, to znamená, že ve výškovém intervalu od h před h+d h se vyskytuje d. rovnost mezi změnou atmosférického tlaku P a hmotnost odpovídajícího prvku atmosféry s jednotkovou plochou, hustotou r a tloušťkou d h. Jako vztah mezi tlakem R a teplotu T Používá se stavová rovnice ideálního plynu s hustotou r, která je zcela použitelná pro zemskou atmosféru: P= r R T/m, kde m je molekulová hmotnost a R = 8,3 J/(K mol) je univerzální plynová konstanta. Pak dlog P= – (m g/RT)d h= – bd h= – d h/H, kde tlakový gradient je na logaritmické stupnici. Jeho převrácená hodnota H se nazývá stupnice atmosférické výšky.

Při integraci této rovnice pro izotermickou atmosféru ( T= const) nebo pokud je taková aproximace přípustná, získá se barometrický zákon rozložení tlaku s výškou: P = P 0 exp(– h/H 0), kde je odkaz na výšku h vyrábí se z hladiny oceánu, kde je standardní střední tlak P 0 Výraz H 0 = R T/ mg, se nazývá výšková stupnice, která charakterizuje rozsah atmosféry za předpokladu, že teplota v ní je všude stejná (izotermická atmosféra). Pokud atmosféra není izotermická, pak integrace musí brát v úvahu změnu teploty s výškou a parametr N– některé místní charakteristiky atmosférických vrstev v závislosti na jejich teplotě a vlastnostech prostředí.

Standardní atmosféra.

Model (tabulka hodnot hlavních parametrů) odpovídající standardnímu tlaku v základně atmosféry R 0 a chemické složení se nazývá standardní atmosféra. Přesněji se jedná o podmíněný model atmosféry, pro který jsou specifikovány průměrné hodnoty teploty, tlaku, hustoty, viskozity a dalších charakteristik vzduchu ve výškách od 2 km pod hladinou moře po vnější hranici zemské atmosféry. pro zeměpisnou šířku 45° 32ў 33І. Parametry střední atmosféry ve všech výškách byly vypočteny pomocí stavové rovnice ideálního plynu a barometrického zákona za předpokladu, že na hladině moře je tlak 1013,25 hPa (760 mm Hg) a teplota 288,15 K (15,0 °C). Podle povahy vertikálního rozložení teplot se průměrná atmosféra skládá z několika vrstev, v každé z nich je teplota aproximována lineární funkcí výšky. V nejnižší vrstvě - troposféře (h Ј 11 km) teplota klesá o 6,5 °C s každým kilometrem stoupání. Ve vysokých nadmořských výškách se hodnota a znaménko vertikálního teplotního gradientu mění z vrstvy na vrstvu. Nad 790 km je teplota asi 1000 K a prakticky se nemění s nadmořskou výškou.

Standardní atmosféra je periodicky aktualizovaná, legalizovaná norma, vydávaná ve formě tabulek.

Tabulka 1. Standardní model zemské atmosféry

Stůl 1. STANDARDNÍ MODEL ATMOSFÉRY ZEMĚ. Tabulka ukazuje: h- výška od hladiny moře, R- tlak, T– teplota, r – hustota, N– počet molekul nebo atomů na jednotku objemu, H- výšková stupnice, l– volná délka dráhy. Tlak a teplota ve výšce 80–250 km, získané z raketových dat, mají nižší hodnoty. Hodnoty pro nadmořské výšky větší než 250 km získané extrapolací nejsou příliš přesné.
h(km)	P(mbar)	T(°C)	r (g/cm 3)	N(cm – 3)	H(km)	l(cm)
0	1013	288	1,22 10 –3	2,55 10 19	8,4	7,4·10 –6
1	899	281	1.11·10 –3	2,31 10 19		8,1·10 –6
2	795	275	1,01·10 –3	2.10 10 19		8,9·10 –6
3	701	268	9,1·10 –4	1,89 10 19		9,9·10 –6
4	616	262	8,2·10 –4	1,70 10 19		1,1·10 –5
5	540	255	7,4·10 –4	1,53 10 19	7,7	1,2·10 –5
6	472	249	6,6·10 –4	1,37 10 19		1,4·10 –5
8	356	236	5,2·10-4	1,09 10 19		1,7·10 –5
10	264	223	4,1·10 –4	8,6 10 18	6,6	2,2·10 –5
15	121	214	1,93·10 –4	4,0 10 18		4,6·10 –5
20	56	214	8,9·10 –5	1,85 10 18	6,3	1,0·10 –4
30	12	225	1,9·10 –5	3,9 10 17	6,7	4,8·10 –4
40	2,9	268	3,9·10 –6	7,6 10 16	7,9	2,4·10 –3
50	0,97	276	1,15·10 –6	2,4 10 16	8,1	8,5·10 –3
60	0,28	260	3,9·10 –7	7,7 10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1,1·10 –7	2,5 10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7·10 –8	5,0 10 14	6,1	0,41
90	2,8·10 –3	210	5,0·10 –9	9·10 13	6,5	2,1
100	5,8·10 –4	230	8,8·10 –10	1,8 10 13	7,4	9
110	1,7·10 –4	260	2,1·10 –10	5,4 10 12	8,5	40
120	6·10 –5	300	5,6·10 –11	1,8 10 12	10,0	130
150	5·10 –6	450	3,2·10 –12	9 10 10	15	1,8 10 3
200	5·10 –7	700	1,6·10 –13	5 10 9	25	3 10 4
250	9·10 –8	800	3·10 –14	8 10 8	40	3·10 5
300	4·10 –8	900	8·10 –15	3 10 8	50
400	8·10 –9	1000	1·10 –15	5 10 7	60
500	2·10 –9	1000	2·10 –16	1 10 7	70
700	2·10 –10	1000	2·10 –17	1 10 6	80
1000	1·10 –11	1000	1·10 –18	1·10 5	80

Troposféra.

Nejnižší a nejhustší vrstva atmosféry, ve které s výškou rychle klesá teplota, se nazývá troposféra. Obsahuje až 80 % celkové hmotnosti atmosféry a sahá v polárních a středních šířkách do výšek 8–10 km, v tropech do 16–18 km. Rozvíjejí se zde téměř všechny povětrnostní procesy, dochází k výměně tepla a vlhkosti mezi Zemí a její atmosférou, tvoří se mraky, dochází k různým meteorologickým jevům, dochází k mlze a srážkám. Tyto vrstvy zemské atmosféry jsou v konvektivní rovnováze a díky aktivnímu míšení mají homogenní chemické složení, sestávající především z molekulárního dusíku (78 %) a kyslíku (21 %). Naprostá většina přírodních a umělých aerosolů a plynných látek znečišťujících ovzduší je soustředěna v troposféře. Dynamika spodní části troposféry o tloušťce až 2 km silně závisí na vlastnostech podložního povrchu Země, který určuje horizontální a vertikální pohyby vzduchu (větru) způsobené přenosem tepla z teplejší pevniny. prostřednictvím infračerveného záření zemského povrchu, které je v troposféře pohlcováno především vodními parami a oxidem uhličitým (skleníkový efekt). Rozložení teploty s výškou je stanoveno jako výsledek turbulentního a konvekčního míchání. V průměru to odpovídá poklesu teploty s výškou přibližně 6,5 K/km.

Rychlost větru v hraniční vrstvě povrchu zpočátku rychle roste s výškou a nad ní se dále zvyšuje o 2–3 km/s na kilometr. Někdy se úzké planetární proudění (s rychlostí více než 30 km/s) objeví v troposféře, západní ve středních zeměpisných šířkách a východní blízko rovníku. Říká se jim tryskové proudy.

Tropopauza.

Na horní hranici troposféry (tropopauza) teplota dosahuje minimální hodnoty pro spodní atmosféru. Jedná se o přechodovou vrstvu mezi troposférou a stratosférou umístěnou nad ní. Tloušťka tropopauzy se pohybuje od stovek metrů do 1,5–2 km a teplota a nadmořská výška se pohybuje od 190 do 220 K a od 8 do 18 km v závislosti na zeměpisné šířce a ročním období. V mírných a vysokých zeměpisných šířkách je v zimě o 1–2 km nižší než v létě a o 8–15 K teplejší. V tropech jsou sezónní změny mnohem menší (nadmořská výška 16–18 km, teplota 180–200 K). Výše tryskové proudy jsou možné přestávky tropopauzy.

Voda v zemské atmosféře.

Nejdůležitějším rysem zemské atmosféry je přítomnost značného množství vodní páry a vody ve formě kapiček, které lze nejsnáze pozorovat ve formě mraků a oblačných struktur. Stupeň pokrytí oblohy oblačností (v určitém okamžiku nebo v průměru za určité časové období), vyjádřený na stupnici 10 nebo v procentech, se nazývá oblačnost. Tvar mraků se určuje podle mezinárodní klasifikace. V průměru pokrývají mraky asi polovinu zeměkoule. Oblačnost je důležitým faktorem charakterizujícím počasí a klima. V zimě a v noci oblačnost brání poklesu teploty zemského povrchu a přízemní vrstvy vzduchu v létě a ve dne oslabuje zahřívání zemského povrchu slunečními paprsky, změkčuje klima uvnitř kontinentů; .

Mraky.

Mraky jsou nahromadění kapiček vody suspendovaných v atmosféře (vodní mraky), ledových krystalů (ledové mraky) nebo obojího dohromady (smíšené mraky). Jak se kapičky a krystaly zvětšují, vypadávají z mraků ve formě srážek. Mraky se tvoří hlavně v troposféře. Vznikají v důsledku kondenzace vodní páry obsažené ve vzduchu. Průměr kapek mraku je v řádu několika mikronů. Obsah kapalné vody v oblacích se pohybuje od zlomků až po několik gramů na m3. Mraky se klasifikují podle výšky: Podle mezinárodní klasifikace existuje 10 druhů mraků: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

Ve stratosféře jsou také pozorovány perleťové mraky a v mezosféře noční svítící mraky.

Cirrusové mraky jsou průhledné mraky ve formě tenkých bílých vláken nebo závojů s hedvábným leskem, které neposkytují stíny. Cirrusová oblaka se skládají z ledových krystalů a vznikají v horní troposféře při velmi nízkých teplotách. Některé typy cirrů slouží jako předzvěsti změn počasí.

Oblaka Cirrocumulus jsou hřebeny nebo vrstvy tenkých bílých oblaků v horní troposféře. Oblaka Cirrocumulus jsou postavena z malých prvků, které vypadají jako vločky, vlnky, malé kuličky bez stínů a skládají se převážně z ledových krystalků.

Oblaka Cirrostratus jsou bělavý průsvitný závoj v horní troposféře, obvykle vláknitý, někdy rozmazaný, sestávající z malých jehličkovitých nebo sloupcových ledových krystalků.

Altocumulus mraky jsou bílé, šedé nebo bílo-šedé mraky ve spodních a středních vrstvách troposféry. Oblaka Altocumulus mají vzhled vrstev a hřebenů, jako by byly postaveny z desek, zaoblených hmot, šachet, vloček ležících na sobě. Oblaka Altocumulus se tvoří během intenzivní konvektivní aktivity a obvykle se skládají z podchlazených kapiček vody.

Oblaka Altostratus jsou šedavá nebo namodralá oblaka s vláknitou nebo jednotnou strukturou. Oblaka Altostratus jsou pozorována ve střední troposféře, sahající několik kilometrů na výšku a někdy tisíce kilometrů v horizontálním směru. Typicky jsou oblaka altostratus součástí frontálních oblakových systémů spojených se vzestupnými pohyby vzdušných mas.

Oblaka Nimbostratus jsou nízká (od 2 km a výše) amorfní vrstva mraků jednotné šedé barvy, která dává vzniknout nepřetržitému dešti nebo sněhu. Oblaka Nimbostratus jsou vysoce vyvinutá vertikálně (až několik km) a horizontálně (několik tisíc km), sestávají z podchlazených kapiček vody smíchaných se sněhovými vločkami, obvykle spojených s atmosférickými frontami.

Stratusová oblaka jsou oblaka nižšího patra ve formě homogenní vrstvy bez určitých obrysů, šedé barvy. Výška stratové oblačnosti nad zemským povrchem je 0,5–2 km. Občas mrholí ze stratusových mraků.

Kupovité mraky jsou husté, přes den jasně bílé mraky s výrazným vertikálním vývojem (až 5 km i více). Horní části kupovitých mraků vypadají jako kupole nebo věže se zaoblenými obrysy. Typicky kupovité mraky vznikají jako konvekční mraky v masách studeného vzduchu.

Oblaka Stratocumulus jsou nízká (pod 2 km) oblaka ve formě šedých nebo bílých nevláknitých vrstev nebo hřebenů kulatých velkých bloků. Vertikální tloušťka mraků stratocumulus je malá. Občas, stratocumulus mraky produkují lehké srážky.

Oblaka Cumulonimbus jsou mohutná a hustá oblaka se silným vertikálním vývojem (až do výšky 14 km), produkující vydatné srážky s bouřkami, krupobitím a bouřkami. Kupovitá oblaka se vyvíjejí z mohutných kupovitých oblaků, lišících se od nich horní částí tvořenou ledovými krystalky.

Stratosféra.

Prostřednictvím tropopauzy v průměru ve výškách od 12 do 50 km přechází troposféra do stratosféry. Ve spodní části cca 10 km, tzn. do výšek cca 20 km je izotermický (teplota cca 220 K). S nadmořskou výškou se pak zvyšuje a dosahuje maxima asi 270 K ve výšce 50–55 km. Zde je hranice mezi stratosférou a nadložní mezosférou, která se nazývá stratopauza. .

Ve stratosféře je podstatně méně vodní páry. Přesto jsou někdy pozorovány tenké průsvitné perleťové mraky, které se občas objevují ve stratosféře ve výšce 20–30 km. Perleťové mraky jsou vidět na tmavé obloze po západu slunce a před východem slunce. Svým tvarem perleťové mraky připomínají cirry a cirrocumulus.

Střední atmosféra (mezosféra).

Ve výšce asi 50 km začíná mezosféra od vrcholu širokého teplotního maxima . Důvod zvýšení teploty v oblasti tohoto maxima je exotermická (tj. doprovázená uvolňováním tepla) fotochemická reakce rozkladu ozonu: O 3 + hv® O 2 + O. Ozon vzniká jako výsledek fotochemického rozkladu molekulárního kyslíku O 2

O2+ hv® O + O a následná reakce trojité srážky atomu a molekuly kyslíku s nějakou třetí molekulou M.

O + O 2 + M® O 3 + M

Ozón nenasytně pohlcuje ultrafialové záření v oblasti od 2000 do 3000 Å a toto záření ohřívá atmosféru. Ozon, který se nachází v horních vrstvách atmosféry, slouží jako jakýsi štít, který nás chrání před účinky ultrafialového záření ze Slunce. Bez tohoto štítu by rozvoj života na Zemi v jeho moderních podobách byl jen stěží možný.

Obecně platí, že v celé mezosféře klesá teplota atmosféry na svou minimální hodnotu asi 180 K na horní hranici mezosféry (tzv. mezopauza, nadmořská výška asi 80 km). V blízkosti mezopauzy, ve výškách 70–90 km, se může objevit velmi tenká vrstva ledových krystalků a částice sopečného a meteoritového prachu, pozorované v podobě nádherné podívané nočních mraků krátce po západu slunce.

V mezosféře většinou shoří malé pevné částice meteoritu, které dopadají na Zemi a způsobují jev meteorů.

Meteory, meteority a ohnivé koule.

Vzplanutí a další jevy v horních vrstvách atmosféry Země způsobené průnikem pevných kosmických částic nebo těles do ní rychlostí 11 km/s nebo vyšší se nazývají meteoroidy. Objeví se pozorovatelná stopa jasného meteoru; nejmohutnější jevy, často doprovázené pádem meteoritů, jsou tzv ohnivé koule; výskyt meteorů je spojen s meteorickými rojemi.

Meteorický roj:

1) jev vícenásobných pádů meteorů během několika hodin nebo dní z jednoho radiantu.

2) roj meteoroidů pohybujících se na stejné dráze kolem Slunce.

Systematický výskyt meteorů v určité oblasti oblohy a v určité dny v roce, způsobený průsečíkem zemské oběžné dráhy se společnou dráhou mnoha meteoritových těles pohybujících se přibližně stejnou a identicky směrovanou rychlostí v důsledku které se jejich dráhy na obloze zdají vystupovat ze společného bodu (zářícího) . Jsou pojmenovány podle souhvězdí, kde se radiant nachází.

Meteorické roje svými světelnými efekty působí hlubokým dojmem, jednotlivé meteory jsou však viditelné jen zřídka. Mnohem početnější jsou neviditelné meteory, příliš malé na to, aby byly viditelné, když jsou absorbovány do atmosféry. Některé z nejmenších meteorů se pravděpodobně vůbec nezahřívají, ale jsou pouze zachyceny atmosférou. Tyto malé částice o velikosti od několika milimetrů do deseti tisícin milimetru se nazývají mikrometeority. Množství meteorické hmoty vstupující do atmosféry každý den se pohybuje od 100 do 10 000 tun, přičemž většina tohoto materiálu pochází z mikrometeoritů.

Vzhledem k tomu, že meteorická hmota částečně hoří v atmosféře, je její složení plynu doplněno stopami různých chemických prvků. Například skalní meteory vnášejí do atmosféry lithium. Spalování kovových meteorů vede ke vzniku drobných kulovitých železných, železo-niklových a dalších kapiček, které procházejí atmosférou a usazují se na zemském povrchu. Lze je nalézt v Grónsku a Antarktidě, kde ledové příkrovy zůstávají po léta téměř nezměněny. Oceánologové je nacházejí v sedimentech dna oceánu.

Většina meteorických částic vstupujících do atmosféry se usadí přibližně do 30 dnů. Někteří vědci se domnívají, že tento kosmický prach hraje důležitou roli při tvorbě atmosférických jevů, jako je déšť, protože slouží jako kondenzační jádra pro vodní páru. Proto se předpokládá, že srážky statisticky souvisí s velkými meteorickými rojemi. Někteří odborníci se však domnívají, že vzhledem k tomu, že celková zásoba meteorického materiálu je mnohonásobně větší než u největšího meteorického roje, lze změnu celkového množství tohoto materiálu vyplývající z jednoho takového deště zanedbat.

Není však pochyb o tom, že největší mikrometeority a viditelné meteority zanechávají dlouhé stopy ionizace ve vysokých vrstvách atmosféry, zejména v ionosféře. Takové stopy lze použít pro rádiovou komunikaci na dlouhé vzdálenosti, protože odrážejí vysokofrekvenční rádiové vlny.

Energie meteorů vstupujících do atmosféry se vynakládá hlavně a možná úplně na její ohřev. To je jedna z vedlejších složek tepelné bilance atmosféry.

Meteorit je přirozeně se vyskytující pevné těleso, které spadlo na povrch Země z vesmíru. Obvykle se rozlišuje mezi kamenitými, kamenito-železnými a železnými meteority. Ty se skládají hlavně ze železa a niklu. Mezi nalezenými meteority většina váží od několika gramů do několika kilogramů. Největší z nalezených, železný meteorit Goba váží asi 60 tun a stále leží na stejném místě, kde byl objeven, v Jižní Africe. Většina meteoritů jsou úlomky asteroidů, ale některé meteority mohly přijít na Zemi z Měsíce a dokonce i z Marsu.

Bolid je velmi jasný meteor, někdy viditelný i ve dne, často za sebou zanechávající kouřovou stopu a doprovázený zvukovými jevy; často končí pádem meteoritů.

Termosféra.

Nad teplotním minimem mezopauzy začíná termosféra, ve kterém teplota nejprve pomalu a pak rychle začne opět stoupat. Důvodem je absorpce ultrafialového záření ze Slunce ve výškách 150–300 km v důsledku ionizace atomárního kyslíku: O + hv® O++ E.

V termosféře teplota plynule narůstá do výšky asi 400 km, kde v epoše maximální sluneční aktivity dosahuje přes den 1800 K Během epochy minimální sluneční aktivity může být tato limitní teplota i méně než 1000 K. Nad 400 km se atmosféra mění v izotermickou exosféru. Kritická úroveň (základna exosféry) je ve výšce asi 500 km.

Polární světla a mnoho drah umělých satelitů, stejně jako noční svítící mraky – všechny tyto jevy se vyskytují v mezosféře a termosféře.

Polární světla.

Ve vysokých zeměpisných šířkách jsou polární záře pozorovány při poruchách magnetického pole. Mohou trvat několik minut, ale často jsou viditelné i několik hodin. Polární záře se velmi liší tvarem, barvou a intenzitou, přičemž všechny se někdy v průběhu času velmi rychle mění. Spektrum polárních září se skládá z emisních čar a pásem. Některé emise noční oblohy jsou zesíleny ve spektru polární záře, především zelené a červené čáry l 5577 Å a l 6300 Å kyslíku. Stává se, že jedna z těchto čar je mnohonásobně intenzivnější než druhá, a to určuje viditelnou barvu polární záře: zelenou nebo červenou. Poruchy magnetického pole jsou také doprovázeny poruchami rádiové komunikace v polárních oblastech. Příčinou narušení jsou změny v ionosféře, což znamená, že při magnetických bouřích existuje silný zdroj ionizace. Bylo zjištěno, že silné magnetické bouře nastávají, když jsou blízko středu slunečního disku velké skupiny slunečních skvrn. Pozorování ukázala, že bouře nejsou spojeny se samotnými slunečními skvrnami, ale se slunečními erupcemi, které se objevují během vývoje skupiny slunečních skvrn.

Polární záře jsou rozsahem světla různé intenzity s rychlými pohyby pozorovanými v oblastech s vysokou zeměpisnou šířkou Země. Vizuální polární záře obsahuje zelené (5577Å) a červené (6300/6364Å) emisní čáry atomového kyslíku a molekulární N2 pásy, které jsou excitovány energetickými částicemi slunečního a magnetosférického původu. Tyto emise se obvykle objevují ve výškách kolem 100 km a výše. Termín optická polární záře se používá k označení vizuálních polárních září a jejich emisního spektra od infračervené po ultrafialovou oblast. Energie záření v infračervené části spektra výrazně převyšuje energii ve viditelné oblasti. Když se objevily polární záře, byly pozorovány emise v rozsahu ULF (

Skutečné formy polární záře je obtížné klasifikovat; Nejčastěji používané termíny jsou:

1. Klidné, jednotné oblouky nebo pruhy. Oblouk se typicky rozprostírá ~ 1000 km ve směru geomagnetické rovnoběžky (směrem ke Slunci v polárních oblastech) a má šířku od jednoho do několika desítek kilometrů. Pruh je zobecněním pojmu oblouk, obvykle nemá pravidelný obloukovitý tvar, ale ohýbá se ve tvaru písmene S nebo ve tvaru spirál. Oblouky a pruhy se nacházejí ve výškách 100–150 km.

2. Paprsky polární záře . Tento termín označuje polární strukturu protáhlou podél magnetických siločar s vertikálním rozsahem několika desítek až několika set kilometrů. Horizontální rozsah paprsků je malý, od několika desítek metrů do několika kilometrů. Paprsky jsou obvykle pozorovány v obloucích nebo jako samostatné struktury.

3. Skvrny nebo povrchy . Jedná se o izolované oblasti záře, které nemají konkrétní tvar. Jednotlivá místa mohou být na sebe napojena.

4. Závoj. Neobvyklá forma polární záře, což je jednotná záře, která pokrývá velké plochy oblohy.

Podle struktury se polární záře dělí na homogenní, duté a zářivé. Používají se různé termíny; pulzující oblouk, pulzující povrch, difuzní povrch, sálavý pruh, drapérie atd. Existuje klasifikace polárních září podle jejich barvy. Podle této klasifikace polární záře typu A. Horní část nebo celá část je červená (6300–6364 Å). Obvykle se objevují ve výškách 300–400 km s vysokou geomagnetickou aktivitou.

Typ Aurora V zbarvené červeně ve spodní části a spojené se záři pásů prvního pozitivního systému N2 a prvního negativního systému O2. Takové formy polárních září se objevují během nejaktivnějších fází polárních září.

zóny polární světla – To jsou zóny maximální frekvence polárních září v noci, podle pozorovatelů v pevném bodě na povrchu Země. Zóny se nacházejí na 67° severní a jižní šířky a jejich šířka je asi 6°. Maximum výskytu polárních září, odpovídající danému okamžiku geomagnetického místního času, se vyskytuje v oválných pásech (polární ovál), které jsou umístěny asymetricky kolem severního a jižního geomagnetického pólu. Ovál polární záře je pevně daný v souřadnicích zeměpisné šířky – času a zóna polární záře je geometrickým místem bodů půlnoční oblasti oválu v souřadnicích zeměpisné šířky – délky. Oválný pás se nachází přibližně 23° od geomagnetického pólu v nočním sektoru a 15° v denním sektoru.

Ovál Aurora a zóny polární záře. Umístění oválu polární záře závisí na geomagnetické aktivitě. S vysokou geomagnetickou aktivitou se ovál rozšiřuje. Polární zóny nebo oválné hranice polární záře jsou lépe reprezentovány L 6.4 než dipólovými souřadnicemi. Geomagnetické siločáry na hranici denního sektoru oválu polární záře se shodují s magnetopauza. Změna polohy oválu polární záře je pozorována v závislosti na úhlu mezi geomagnetickou osou a směrem Země-Slunce. Polární ovál je také určen na základě údajů o srážení částic (elektronů a protonů) určitých energií. Jeho polohu lze nezávisle určit z údajů o Kaspakh na denní straně a v ohonu magnetosféry.

Denní variace ve frekvenci výskytu polárních září v zóně polární záře má maximum o geomagnetické půlnoci a minimum v geomagnetické poledne. Na téměř rovníkové straně oválu frekvence výskytu polárních září prudce klesá, ale tvar denních variací je zachován. Na polární straně oválu frekvence polárních září postupně klesá a je charakterizována komplexními denními změnami.

Intenzita polární záře.

Intenzita polární záře určeno měřením zdánlivého povrchového jasu. Světelný povrch já polární záře v určitém směru je určena celkovou emisí 4p já foton/(cm 2 s). Protože tato hodnota není skutečnou povrchovou jasností, ale představuje emisi ze sloupce, obvykle se při studiu polárních září používá jednotka foton/(cm 2 sloupce s). Obvyklá jednotka pro měření celkové emise je Rayleigh (Rl) rovný 10 6 fotonů/(cm 2 sloupce s). Praktičtější jednotky intenzity polární záře jsou určeny emisemi jednotlivé linie nebo pásma. Například intenzita polárních září je určena mezinárodními koeficienty jasu (IBR) podle intenzity zelené čáry (5577 Á); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (maximální intenzita polární záře). Tuto klasifikaci nelze použít pro červené polární záře. Jedním z objevů éry (1957–1958) bylo stanovení časoprostorového rozložení polárních září ve formě oválu, posunutého vzhledem k magnetickému pólu. Z jednoduchých představ o kruhovém tvaru rozložení polárních září vzhledem k magnetickému pólu bylo Přechod k moderní fyzice magnetosféry byl dokončen. Pocta objevu patří O. Khoroshevovi a intenzivní rozvoj myšlenek pro polární ovál provedli G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu a řada dalších badatelů. Polární ovál je oblastí nejintenzivnějšího vlivu slunečního větru na horní zemskou atmosféru. Intenzita polární záře je největší na oválu a její dynamika je průběžně sledována pomocí satelitů.

Stabilní aurorální červené oblouky.

Pevný aurorální červený oblouk, jinak nazývaný červený oblouk střední šířky nebo M-oblouk, je subvizuální (pod hranicí citlivosti oka) široký oblouk, táhnoucí se od východu na západ v délce tisíců kilometrů a možná obepínající celou Zemi. Délka oblouku je 600 km. Emise stabilního polárního červeného oblouku je téměř monochromatická v červených čarách l 6300 Å a l 6364 Å. Nedávno byly také hlášeny slabé emisní čáry l 5577 Á (OI) a 1 4278 Á (N+2). Trvalé červené oblouky jsou klasifikovány jako polární záře, ale objevují se v mnohem vyšších nadmořských výškách. Dolní hranice se nachází v nadmořské výšce 300 km, horní hranice je asi 700 km. Intenzita tichého polárního červeného oblouku v emisi l 6300 Å se pohybuje od 1 do 10 kRl (typická hodnota 6 kRl). Práh citlivosti oka při této vlnové délce je asi 10 kRl, takže oblouky jsou vizuálně pozorovány jen zřídka. Pozorování však ukázala, že jejich jasnost je >50 kRL v 10 % nocí. Obvyklá životnost oblouků je asi jeden den a v následujících dnech se objevují jen zřídka. Rádiové vlny ze satelitů nebo rádiových zdrojů procházejících perzistentními aurorálními červenými oblouky podléhají scintilaci, což ukazuje na existenci nehomogenit elektronové hustoty. Teoretické vysvětlení pro červené oblouky je, že zahřáté elektrony oblasti F Ionosféra způsobuje nárůst atomů kyslíku. Satelitní pozorování ukazují nárůst teploty elektronů podél geomagnetických siločar, které protínají trvalé červené oblouky polární záře. Intenzita těchto oblouků pozitivně koreluje s geomagnetickou aktivitou (bouře) a četnost výskytu oblouků pozitivně koreluje s aktivitou slunečních skvrn.

Změna polární záře.

Některé formy polárních září zažívají kvaziperiodické a koherentní časové změny intenzity. Tyto polární záře s přibližně stacionární geometrií a rychlými periodickými variacemi vyskytujícími se ve fázi se nazývají měnící se polární záře. Jsou klasifikovány jako polární záře formuláře R podle Mezinárodního atlasu polárních září Podrobnější rozdělení měnících se polárních září:

R 1 (pulzující polární záře) je záře s jednotnými fázovými variacemi jasu v celém tvaru polární záře. Podle definice lze u ideální pulsující polární záře oddělit prostorovou a časovou část pulsace, tzn. jas já(r,t)= já s(r)· TO(t). V typické polární záři R 1 dochází k pulzacím s frekvencí od 0,01 do 10 Hz nízké intenzity (1–2 kRl). Většina polárních září R 1 – jsou to body nebo oblouky, které pulzují s periodou několika sekund.

R 2 (ohnivá polární záře). Termín se obvykle používá k označení pohybů, jako jsou plameny plnící oblohu, spíše než k popisu odlišného tvaru. Polární záře mají tvar oblouků a obvykle se pohybují vzhůru z výšky 100 km. Tyto polární záře jsou poměrně vzácné a vyskytují se častěji mimo polární záři.

R 3 (třpytivá polární záře). Jsou to polární záře s rychlými, nepravidelnými nebo pravidelnými změnami jasu, které na obloze působí dojmem mihotavých plamenů. Objevují se krátce předtím, než se polární záře rozpadne. Typicky pozorovaná frekvence variací R 3 se rovná 10 ± 3 Hz.

Termín proudící polární záře, používaný pro jinou třídu pulzujících polárních září, označuje nepravidelné změny jasu rychle se pohybující horizontálně v polárních obloucích a pruhech.

Měnící se polární záře je jedním ze solárně-pozemských jevů, které doprovázejí pulsace geomagnetického pole a polární rentgenové záření způsobené srážením částic slunečního a magnetosférického původu.

Záře polární čepičky se vyznačuje vysokou intenzitou pásu prvního negativního systému N + 2 (l 3914 Å). Obvykle jsou tyto N + 2 pásy pětkrát intenzivnější než zelená čára OI l 5577 Å, absolutní intenzita záře polární čepičky se pohybuje od 0,1 do 10 kRl (obvykle 1–3 kRl). Během těchto polárních září, které se objevují v obdobích PCA, pokrývá jednotná záře celou polární čepičku až do geomagnetické šířky 60° ve výškách 30 až 80 km. Je generován převážně solárními protony a d-částicemi o energiích 10–100 MeV, které v těchto výškách vytvářejí maximální ionizaci. V zónách polární záře existuje další typ záře, který se nazývá plášťová polární záře. Pro tento typ polární záře je denní maximální intenzita vyskytující se v ranních hodinách 1–10 kRL a minimální intenzita je pětkrát slabší. Pozorování plášťových polárních září jsou málo a jejich intenzita závisí na geomagnetické a sluneční aktivitě.

Atmosférická záře je definováno jako záření produkované a emitované atmosférou planety. Jedná se o netepelné záření atmosféry, s výjimkou emise polární záře, výboje blesků a emise meteorických stop. Tento termín se používá ve vztahu k zemské atmosféře (noční záře, soumraková záře a denní záře). Atmosférická záře tvoří pouze část světla dostupného v atmosféře. Mezi další zdroje patří světlo hvězd, zvířetníkové světlo a denní difúzní světlo ze Slunce. Atmosférická záře může někdy představovat až 40 % celkového množství světla. Atmosférická záře se vyskytuje v atmosférických vrstvách různé výšky a tloušťky. Spektrum atmosférického záření pokrývá vlnové délky od 1000 Å do 22,5 mikronů. Hlavní emisní čára v atmosférické záři je l 5577 Å, objevuje se ve výšce 90–100 km ve vrstvě o tloušťce 30–40 km. Vznik luminiscence je způsoben Chapmanovým mechanismem, založeným na rekombinaci atomů kyslíku. Další emisní čáry jsou 1 6300 Á, objevují se v případě disociativní rekombinace O + 2 a emise NI 1 5198/5201 Á a NI 1 5890/5896 Á.

Intenzita airglow se měří v Rayleigh. Jas (v Rayleighově) se rovná 4 rv, kde b je úhlový povrchový jas emitující vrstvy v jednotkách 10 6 fotonů/(cm 2 ster·s). Intenzita záře závisí na zeměpisné šířce (různá pro různé emise) a také se mění v průběhu dne s maximem blízko půlnoci. Pozitivní korelace byla zaznamenána pro airglow v emisi l 5577 Å s počtem slunečních skvrn a tokem slunečního záření při vlnové délce 10,7 cm během satelitních experimentů. Z vesmíru se objevuje jako světelný prstenec kolem Země a má nazelenalou barvu.

Ozonosféra.

Ve výškách 20–25 km je dosaženo maximální koncentrace nevýznamného množství ozonu O 3 (až 2×10 –7 obsahu kyslíku!), který vzniká vlivem slunečního ultrafialového záření ve výškách přibližně 10 do 50 km, chrání planetu před ionizujícím slunečním zářením. Navzdory extrémně malému počtu molekul ozonu chrání veškerý život na Zemi před škodlivými účinky krátkovlnného (ultrafialového a rentgenového) záření ze Slunce. Pokud všechny molekuly uložíte na základnu atmosféry, získáte vrstvu o tloušťce ne větší než 3–4 mm! Ve výškách nad 100 km se zvyšuje podíl lehkých plynů a ve velmi vysokých nadmořských výškách převažuje helium a vodík; mnohé molekuly disociují na jednotlivé atomy, které ionizované vlivem tvrdého záření ze Slunce tvoří ionosféru. Tlak a hustota vzduchu v zemské atmosféře klesá s výškou. Podle rozložení teplot se zemská atmosféra dělí na troposféru, stratosféru, mezosféru, termosféru a exosféru. .

V nadmořské výšce 20–25 km je ozónová vrstva. Ozón vzniká rozpadem molekul kyslíku při pohlcování ultrafialového záření ze Slunce o vlnových délkách kratších než 0,1–0,2 mikronu. Volný kyslík se spojuje s molekulami O 2 a tvoří ozón O 3, který nenasytně pohlcuje veškeré ultrafialové záření kratší než 0,29 mikronu. Molekuly ozonu O3 jsou snadno zničeny krátkovlnným zářením. Ozonová vrstva proto i přes svou vzácnost účinně pohlcuje ultrafialové záření ze Slunce, které prošlo vyššími a průhlednějšími vrstvami atmosféry. Díky tomu jsou živé organismy na Zemi chráněny před škodlivými účinky ultrafialového světla ze Slunce.

Ionosféra.

Záření ze Slunce ionizuje atomy a molekuly atmosféry. Stupeň ionizace nabývá na významu již ve výšce 60 kilometrů a neustále se zvyšuje se vzdáleností od Země. V různých výškách atmosféry dochází k postupným procesům disociace různých molekul a následné ionizaci různých atomů a iontů. Jedná se především o molekuly kyslíku O 2, dusíku N 2 a jejich atomy. V závislosti na intenzitě těchto procesů se různé vrstvy atmosféry ležící nad 60 kilometrů nazývají ionosférické vrstvy. , a jejich celek je ionosféra . Spodní vrstva, jejíž ionizace je nevýznamná, se nazývá neutrosféra.

Maximální koncentrace nabitých částic v ionosféře je dosahována ve výškách 300–400 km.

Historie studia ionosféry.

Hypotézu o existenci vodivé vrstvy v horní atmosféře předložil v roce 1878 anglický vědec Stuart, aby vysvětlil vlastnosti geomagnetického pole. V roce 1902 pak nezávisle na sobě Kennedy v USA a Heaviside v Anglii poukázali na to, že pro vysvětlení šíření rádiových vln na velké vzdálenosti je nutné předpokládat existenci oblastí s vysokou vodivostí ve vysokých vrstvách atmosféry. V roce 1923 akademik M. V. Shuleikin, zvažující vlastnosti šíření rádiových vln různých frekvencí, dospěl k závěru, že v ionosféře existují nejméně dvě reflexní vrstvy. V roce 1925 pak angličtí výzkumníci Appleton a Barnett, stejně jako Breit a Tuve, poprvé experimentálně prokázali existenci oblastí odrážejících rádiové vlny a položili základ pro jejich systematické studium. Od té doby probíhá systematické studium vlastností těchto vrstev, obecně nazývaných ionosféra, které hrají významnou roli v řadě geofyzikálních jevů určujících odraz a absorpci rádiových vln, což je velmi důležité pro praktické využití. účely, zejména pro zajištění spolehlivé rádiové komunikace.

Ve 30. letech 20. století začala systematická pozorování stavu ionosféry. V naší zemi byly z iniciativy M.A.Bonch-Bruevich vytvořeny instalace pro jeho pulzní sondování. Bylo studováno mnoho obecných vlastností ionosféry, výšky a koncentrace elektronů v jejích hlavních vrstvách.

Ve výškách 60–70 km je pozorována vrstva D, ve výškách 100–120 km vrstva E, ve výškách, ve výškách 180–300 km dvouvrstvá F 1 a F 2. Hlavní parametry těchto vrstev jsou uvedeny v tabulce 4.

Tabulka 4.

Tabulka 4.
Ionosférická oblast	Maximální výška, km	T i , K	Den		Noc n e , cm – 3	a΄, ρm 3 s – 1
			min n e , cm – 3	Max n e , cm – 3
D	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1,5 10 5	3·10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3·10 5	5 10 5	–	3·10 –8
F 2 (zima)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2·10 –10
F 2 (léto)	250–320	1000–2000	2·10 5	8 10 5	~3·10 5	10 –10
n e– koncentrace elektronů, e – náboj elektronů, T i– iontová teplota, a΄ – rekombinační koeficient (který určuje hodnotu n e a jeho změna v čase)

Průměrné hodnoty jsou uvedeny, protože se liší v různých zeměpisných šířkách v závislosti na denní době a ročních obdobích. Tyto údaje jsou nezbytné pro zajištění dálkové rádiové komunikace. Používají se při výběru provozních frekvencí pro různá krátkovlnná rádiová spojení. Znalost jejich změn v závislosti na stavu ionosféry v různých denních dobách a v různých ročních obdobích je nesmírně důležitá pro zajištění spolehlivosti rádiové komunikace. Ionosféra je souborem ionizovaných vrstev zemské atmosféry, počínaje nadmořskými výškami asi 60 km a sahajícími do výšek desítek tisíc km. Hlavním zdrojem ionizace zemské atmosféry je ultrafialové a rentgenové záření ze Slunce, které se vyskytuje především ve sluneční chromosféře a koroně. Stupeň ionizace horních vrstev atmosféry je navíc ovlivněn slunečními korpuskulárními proudy, ke kterým dochází při slunečních erupcích, a také kosmickým zářením a částicemi meteorů.

Ionosférické vrstvy

- jedná se o oblasti v atmosféře, ve kterých je dosahováno maximálních koncentrací volných elektronů (tj. jejich počtu na jednotku objemu). Elektricky nabité volné elektrony a (v menší míře méně pohyblivé ionty) vznikající ionizací atomů atmosférických plynů, interagujících s rádiovými vlnami (tj. elektromagnetické oscilace), mohou měnit svůj směr, odrážet je nebo lámat a absorbovat jejich energii. . V důsledku toho se při příjmu vzdálených rádiových stanic mohou vyskytnout různé efekty, například slábnutí rádiové komunikace, zvýšená slyšitelnost vzdálených stanic, výpadky proudu a tak dále. jevy.

Metody výzkumu.

Klasické metody studia ionosféry ze Země sahají až k pulznímu sondování – vysílání rádiových pulzů a pozorování jejich odrazů od různých vrstev ionosféry, měření doby zpoždění a studium intenzity a tvaru odražených signálů. Měřením výšek odrazu rádiových pulsů na různých frekvencích, určením kritických frekvencí různých oblastí (kritická frekvence je nosná frekvence rádiového pulzu, pro kterou se daná oblast ionosféry stává průhlednou), je možné určit hodnotu koncentrace elektronů ve vrstvách a efektivní výšky pro dané frekvence a vybrat optimální frekvence pro dané rádiové cesty. S rozvojem raketové techniky a nástupem kosmického věku umělých družic Země (AES) a dalších kosmických lodí bylo možné přímo měřit parametry blízkozemního vesmírného plazmatu, jehož spodní částí je ionosféra.

Měření koncentrace elektronů, prováděná na palubách speciálně vypuštěných raket a podél družicových letových drah, potvrdila a objasnila údaje dříve získané pozemními metodami o struktuře ionosféry, rozložení koncentrace elektronů s výškou nad různými oblastmi Země a umožnilo získat hodnoty koncentrace elektronů nad hlavním maximem - vrstvou F. Dříve to nebylo možné pomocí sondážních metod založených na pozorování odražených krátkovlnných rádiových pulsů. Bylo zjištěno, že v některých oblastech zeměkoule jsou celkem stabilní oblasti se sníženou koncentrací elektronů, pravidelné „ionosférické větry“, v ionosféře vznikají zvláštní vlnové procesy, které přenášejí lokální ionosférické poruchy tisíce kilometrů od místa jejich excitace, a mnohem víc. Vytvoření zvláště vysoce citlivých přijímacích zařízení umožnilo přijímat pulzní signály částečně odražené od nejnižších oblastí ionosféry (stanice částečného odrazu) na ionosférických pulzně sondážních stanicích. Použití výkonných pulzních instalací v rozsahu vlnových délek metru a decimetru s použitím antén, které umožňují vysokou koncentraci emitované energie, umožnilo pozorovat signály rozptýlené ionosférou v různých nadmořských výškách. Studium vlastností spekter těchto signálů, nekoherentně rozptýlených elektrony a ionty ionosférického plazmatu (k tomu byly použity stanice nekoherentního rozptylu rádiových vln), umožnilo určit koncentraci elektronů a iontů, jejich ekvivalent teploty v různých nadmořských výškách až do výšek několika tisíc kilometrů. Ukázalo se, že ionosféra je pro použité frekvence docela průhledná.

Koncentrace elektrických nábojů (koncentrace elektronů se rovná koncentraci iontů) v zemské ionosféře ve výšce 300 km je během dne asi 10 6 cm –3. Plazma takové hustoty odráží rádiové vlny o délce více než 20 m a propouští kratší.

Typické vertikální rozložení koncentrace elektronů v ionosféře pro denní a noční podmínky.

Šíření rádiových vln v ionosféře.

Stabilní příjem dálkových vysílacích stanic závisí na používaných frekvencích, dále na denní době, ročním období a navíc na sluneční aktivitě. Sluneční aktivita výrazně ovlivňuje stav ionosféry. Rádiové vlny vysílané pozemní stanicí se pohybují v přímé linii, jako všechny typy elektromagnetických vln. Je však třeba vzít v úvahu, že jak povrch Země, tak ionizované vrstvy její atmosféry slouží jako desky obrovského kondenzátoru, který na ně působí jako působení zrcadel na světlo. Odrážející se od nich mohou rádiové vlny cestovat mnoho tisíc kilometrů, obíhat zeměkouli v obrovských skocích na stovky a tisíce kilometrů a odrážet se střídavě od vrstvy ionizovaného plynu a od povrchu Země nebo vody.

Ve 20. letech minulého století se věřilo, že rádiové vlny kratší než 200 m nejsou obecně vhodné pro komunikaci na dlouhé vzdálenosti kvůli silné absorpci. První experimenty na dálkovém příjmu krátkých vln přes Atlantik mezi Evropou a Amerikou provedli anglický fyzik Oliver Heaviside a americký elektrotechnik Arthur Kennelly. Nezávisle na sobě navrhli, že někde kolem Země je ionizovaná vrstva atmosféry schopná odrážet rádiové vlny. Říkalo se tomu Heaviside-Kennellyova vrstva a pak ionosféra.

Podle moderního pojetí se ionosféra skládá z záporně nabitých volných elektronů a kladně nabitých iontů, především molekulárního kyslíku O + a oxidu dusnatého NO +. Ionty a elektrony vznikají v důsledku disociace molekul a ionizace atomů neutrálního plynu slunečním rentgenovým zářením a ultrafialovým zářením. Aby byl atom ionizován, je nutné mu předat ionizační energii, jejímž hlavním zdrojem pro ionosféru je ultrafialové, rentgenové a korpuskulární záření ze Slunce.

Plynný obal Země je sice osvětlován Sluncem, průběžně se v něm ale tvoří další a další elektrony, ale zároveň se část elektronů srážících se s ionty rekombinuje a opět tvoří neutrální částice. Po západu slunce se tvorba nových elektronů téměř zastaví a počet volných elektronů se začne snižovat. Čím více volných elektronů je v ionosféře, tím lépe se od ní odráží vysokofrekvenční vlny. S poklesem koncentrace elektronů je průchod rádiových vln možný pouze v nízkofrekvenčních oblastech. Proto je v noci zpravidla možné přijímat vzdálené stanice pouze v rozsahu 75, 49, 41 a 31 m. Elektrony jsou v ionosféře rozmístěny nerovnoměrně. Ve výškách od 50 do 400 km existuje několik vrstev nebo oblastí se zvýšenou koncentrací elektronů. Tyto oblasti plynule přecházejí jedna v druhou a mají různé účinky na šíření HF rádiových vln. Horní vrstva ionosféry je označena písmenem F. Zde je nejvyšší stupeň ionizace (podíl nabitých částic je asi 10 –4). Nachází se ve výšce více než 150 km nad povrchem Země a hraje hlavní reflexní roli při šíření vysokofrekvenčních vysokofrekvenčních rádiových vln na velké vzdálenosti. V letních měsících se oblast F rozdělí na dvě vrstvy - F 1 a F 2. Vrstva F1 může zabírat výšky od 200 do 250 km a vrstva F Zdá se, že 2 „pluje“ v rozmezí nadmořské výšky 300–400 km. Obvykle vrstva F 2 je ionizován mnohem silněji než vrstva F 1. Noční vrstva F 1 zmizí a vrstva F 2 zůstává, pomalu ztrácí až 60 % svého stupně ionizace. Pod vrstvou F ve výškách od 90 do 150 km se nachází vrstva E k jejichž ionizaci dochází vlivem měkkého rentgenového záření ze Slunce. Stupeň ionizace vrstvy E je nižší než stupeň ionizace vrstvy E F, ve dne dochází k příjmu stanic v nízkofrekvenčních KV rozsahech 31 a 25 m při odrazu signálů od vrstvy E. Obvykle se jedná o stanice umístěné ve vzdálenosti 1000–1500 km. V noci ve vrstvě E Ionizace prudce klesá, ale i v této době se nadále významně podílí na příjmu signálů ze stanic na vzdálenostech 41, 49 a 75 m.

Velmi zajímavé pro příjem signálů vysokofrekvenčních KV rozsahů 16, 13 a 11 m jsou signály vznikající v oblasti E vrstvy (oblaka) vysoce zvýšené ionizace. Plocha těchto mraků se může lišit od několika do stovek kilometrů čtverečních. Tato vrstva zvýšené ionizace se nazývá sporadická vrstva E a je určeno Es. Oblaka Es se mohou vlivem větru pohybovat v ionosféře a dosahovat rychlosti až 250 km/h. V létě ve středních zeměpisných šířkách během dne dochází ke vzniku rádiových vln v důsledku oblaků Es po dobu 15–20 dní v měsíci. V blízkosti rovníku se vyskytuje téměř vždy a ve vysokých zeměpisných šířkách se obvykle objevuje v noci. Někdy se v letech nízké sluneční aktivity, kdy není přenos na vysokofrekvenčních KV pásmech, náhle objeví vzdálené stanice na pásmech 16, 13 a 11 m s dobrou hlasitostí, jejichž signály se mnohokrát odrážejí od Es.

Nejnižší oblastí ionosféry je oblast D se nachází v nadmořských výškách mezi 50 a 90 km. Volných elektronů je zde relativně málo. Z oblasti D Dlouhé a střední vlny se dobře odrážejí a signály z nízkofrekvenčních KV stanic jsou silně absorbovány. Po západu slunce ionizace velmi rychle mizí a je možné přijímat vzdálené stanice v rozsahu 41, 49 a 75 m, jejichž signály se odrážejí od vrstev F 2 a E. Jednotlivé vrstvy ionosféry hrají důležitou roli při šíření KV rádiových signálů. K vlivu na rádiové vlny dochází především díky přítomnosti volných elektronů v ionosféře, i když mechanismus šíření rádiových vln je spojen s přítomností velkých iontů. Posledně jmenované jsou také zajímavé při studiu chemických vlastností atmosféry, protože jsou aktivnější než neutrální atomy a molekuly. Chemické reakce probíhající v ionosféře hrají důležitou roli v její energetické a elektrické bilanci.

Normální ionosféra. Pozorování provedená pomocí geofyzikálních raket a družic poskytla množství nových informací naznačujících, že k ionizaci atmosféry dochází pod vlivem širokého spektra slunečního záření. Jeho hlavní část (více než 90 %) je soustředěna ve viditelné části spektra. Ultrafialové záření, které má kratší vlnovou délku a vyšší energii než paprsky fialového světla, je vyzařováno vodíkem ve vnitřní atmosféře Slunce (chromosféře) a rentgenové záření, které má ještě vyšší energii, je vyzařováno plyny ve vnějším plášti Slunce. (korona).

Normální (průměrný) stav ionosféry je způsoben neustálým silným zářením. V normální ionosféře dochází k pravidelným změnám v důsledku denní rotace Země a sezónním rozdílům v úhlu dopadu slunečních paprsků v poledne, ale také k nepředvídatelným a náhlým změnám stavu ionosféry.

Poruchy v ionosféře.

Jak známo, na Slunci dochází k mohutným cyklicky se opakujícím projevům aktivity, které dosahují maxima každých 11 let. Pozorování v rámci programu International Geophysical Year (IGY) se shodovala s obdobím nejvyšší sluneční aktivity za celou dobu systematických meteorologických pozorování, tzn. z počátku 18. století. Během období vysoké aktivity se jas některých oblastí na Slunci několikrát zvyšuje a síla ultrafialového a rentgenového záření se prudce zvyšuje. Takové jevy se nazývají sluneční erupce. Trvají od několika minut do jedné až dvou hodin. Během erupce dochází k erupci slunečního plazmatu (většinou protonů a elektronů) a elementární částice se řítí do vesmíru. Elektromagnetické a korpuskulární záření ze Slunce během takových erupcí má silný dopad na zemskou atmosféru.

Počáteční reakce je pozorována 8 minut po erupci, kdy k Zemi dopadá intenzivní ultrafialové a rentgenové záření. V důsledku toho se ionizace prudce zvyšuje; Rentgenové záření proniká atmosférou až ke spodní hranici ionosféry; počet elektronů v těchto vrstvách se zvýší natolik, že rádiové signály jsou téměř úplně pohlceny („zhasnuty“). Dodatečná absorpce záření způsobuje zahřívání plynu, což přispívá k rozvoji větrů. Ionizovaný plyn je elektrický vodič a při jeho pohybu v magnetickém poli Země dochází k dynamoefektu a vzniká elektrický proud. Takové proudy mohou zase způsobit znatelné poruchy v magnetickém poli a projevit se ve formě magnetických bouří.

Strukturu a dynamiku horních vrstev atmosféry významně určují nerovnovážné procesy v termodynamickém smyslu spojené s ionizací a disociací slunečním zářením, chemickými procesy, excitací molekul a atomů, jejich deaktivací, srážkami a dalšími elementárními procesy. V tomto případě se stupeň nerovnováhy zvyšuje s výškou, jak se snižuje hustota. Do nadmořských výšek 500–1000 km a často i vyšších je stupeň nerovnováhy pro mnohé charakteristiky horní atmosféry poměrně malý, což umožňuje použít k jeho popisu klasickou a hydromagnetickou hydrodynamiku s přihlédnutím k chemickým reakcím.

Exosféra je vnější vrstva zemské atmosféry, začínající ve výškách několika set kilometrů, ze které mohou lehké, rychle se pohybující vodíkové atomy uniknout do vesmíru.

Edward Kononovič

Literatura:

Pudovkin M.I. Základy sluneční fyziky. Petrohrad, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Dnešní astronomie. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Materiály na internetu: http://ciencia.nasa.gov/



Akumulace O 2 v zemské atmosféře:
1 . (před 3,85-2,45 miliardami let) - O 2 nebyl produkován
2 . (před 2,45-1,85 miliardami let) O 2 byl produkován, ale absorbován oceánem a horninami mořského dna
3 . (před 1,85-0,85 miliardami let) O 2 opouští oceán, ale spotřebovává se při oxidaci hornin na souši a při tvorbě ozonové vrstvy
4 . (před 0,85-0,54 miliardami let) všechny horniny na zemi jsou oxidovány, začíná akumulace O 2 v atmosféře
5 . (před 0,54 miliardami let - současnost) novověk, obsah O 2 v atmosféře se stabilizoval

Kyslíková katastrofa(kyslíková revoluce) – globální změna ve složení zemské atmosféry, ke které došlo na samém počátku prvohor, asi před 2,4 miliardami let (období Siderian). Výsledkem kyslíkové katastrofy byl výskyt volného kyslíku v atmosféře a změna celkového charakteru atmosféry z redukční na oxidační. Předpoklad kyslíkové katastrofy byl učiněn na základě studie prudké změny charakteru sedimentace.

Primární složení atmosféry

Přesné složení primární atmosféry Země není v současné době známo, ale obecně se má za to, že vznikla v důsledku odplynění pláště a byla redukčního charakteru. Byl založen na oxidu uhličitém, sirovodíku, čpavku a metanu. Toto je podporováno:

• nezoxidované sedimenty se tvořily zřetelně na povrchu (např. říční oblázky z kyslíku labilního pyritu);
• nepřítomnost známých významných zdrojů kyslíku a jiných oxidačních činidel;
• studium potenciálních zdrojů primární atmosféry (vulkanické plyny, složení jiných nebeských těles).

Příčiny kyslíkové katastrofy

Jediným významným zdrojem molekulárního kyslíku je biosféra, přesněji řečeno fotosyntetické organismy. Fotosyntetické archaebakterie, které se objevily na samém počátku existence biosféry, produkovaly kyslík, který byl téměř okamžitě vynaložen na oxidaci hornin, rozpuštěných sloučenin a atmosférických plynů. Vysoká koncentrace byla vytvořena pouze lokálně, v bakteriálních podložkách (tzv. „kyslíkové kapsy“). Poté, co se povrchové horniny a plyny v atmosféře zoxidovaly, začal se v atmosféře hromadit kyslík ve volné formě.

Jedním z pravděpodobných faktorů ovlivňujících změnu mikrobiálních společenstev byla změna chemického složení oceánu způsobená zánikem vulkanické činnosti.

Následky kyslíkové katastrofy

Biosféra

Protože naprostá většina tehdejších organismů byla anaerobní, neschopná existovat ve významných koncentracích kyslíku, došlo ke globální změně společenstev: anaerobní společenstva byla nahrazena aerobními, dříve omezenými pouze na „kyslíkové kapsy“; anaerobní komunity byly naopak zatlačeny do „anaerobních kapes“ (obrazně řečeno „biosféra obrácená naruby“). Následně přítomnost molekulárního kyslíku v atmosféře vedla ke vzniku ozónové clony, která výrazně rozšířila hranice biosféry a vedla k šíření energeticky výhodnějšího (ve srovnání s anaerobním) dýcháním kyslíku.

Litosféra

V důsledku kyslíkové katastrofy dochází k oxidaci prakticky všech metamorfovaných a usazených hornin, které tvoří většinu zemské kůry.

Podle nejrozšířenější teorie atmosféra
Země má v průběhu času tři různá složení.
Zpočátku se skládal z lehkých plynů (vodík a
helium) zachycené z meziplanetárního prostoru. To je pravda
nazývaná primární atmosféra (asi čtyři miliardy
před lety).

V další fázi aktivní sopečná činnost
vedlo k nasycení atmosféry jinými plyny, kromě
vodík (oxid uhličitý, amoniak, vodní pára). Tak
vytvořila se sekundární atmosféra (asi tři miliardy
let do současnosti). Tato atmosféra byla obnovující.
Dále byl proces tvorby atmosféry stanoven následovně:
faktory:
- únik lehkých plynů (vodík a helium) do meziplanet
prostor;
- chemické reakce probíhající v atmosféře pod vlivem
zmírnění ultrafialového záření, výboje blesku a
některé další faktory.
Postupně tyto faktory vedly ke vzniku terci
atmosféra, vyznačující se mnohem nižším obsahem
tlak vodíku a mnohem větší - dusík a oxid uhličitý
plyn (vzniká jako výsledek chemických reakcí z amoniaku).
a uhlovodíky).
Složení atmosféry se začalo radikálně měnit s příchodem
Živé organismy jíme na Zemi jako výsledek fotosyntézy,
doprovázené uvolňováním kyslíku a absorpcí uhlíku
chloridový plyn.
kyslík byl zpočátku spotřebován
pro oxidaci redukovaných sloučenin - čpavek, uhlík
vodík, železná forma železa nalezená v oceánech
atd. Na konci této fáze obsah kyslíku
začal růst v atmosféře. Postupně moderní
chladná atmosféra s oxidačními vlastnostmi.
Protože to způsobilo velké a drastické změny
mnoho procesů probíhajících v atmosféře, litosféře a
biosféra, tato událost byla nazývána kyslíkovým katalyzátorem
sloka.
V současné době se zemská atmosféra skládá především z
plyny a různé nečistoty (prach, kapky vody, krystaly
led, mořská sůl, produkty spalování). koncentrace plynu,
složek atmosféry je prakticky konstantní, s výjimkou
koncentrace vody (H 2 O) a oxidu uhličitého (CO 2).

Zdroj: class.rambler.ru

V důsledku toho je vznik moderní (kyslíkové) atmosféry Země nemyslitelný bez živých systémů, tj. přítomnost kyslíku je důsledkem vývoje biosféry. Brilantní vize V.I. Vernadského o roli biosféry proměňující tvář Země se stále více potvrzuje. Cesta vzniku života je nám však stále nejasná. V.I. Vernadsky řekl: "Po tisíce generací jsme stáli před nevyřešenou, ale v zásadě řešitelnou hádankou - hádankou života."

Biologové se domnívají, že samovolný vznik života je možný pouze v redukčním prostředí, nicméně podle představ jednoho z nich, M. Ruttena, obsah kyslíku ve směsi plynů do 0,02 % zatím výskyt neruší. abiogenních syntéz. Geochemici a biologové mají tedy různé představy o redukci a oxidaci atmosféry. Atmosféru obsahující stopy kyslíku označme za neutrální, ve které by se mohly objevit první proteinové akumulace, které by v principu mohly využívat (asimilovat) abiogenní aminokyseliny pro svou výživu, možná z nějakého důvodu pouze izomery.

Otázkou však není, jak se tyto aminoheterotrofy (organismy využívající aminokyseliny jako potravu) stravovaly, ale jak mohla vzniknout samoorganizující se hmota, jejíž evoluce má negativní entropii. Ten druhý však není ve Vesmíru tak vzácný. Nejde vznik Sluneční soustavy a naší Země konkrétně proti proudu entropie? Thales z Mitzy ve svém pojednání napsal: „Voda je hlavní příčinou všech věcí. Aby se mohla stát kolébkou života, musela se nejprve vytvořit hydrosféra. V.I. Vernadsky a další velcí vědci naší doby o tom hodně mluvili.

V.I. Vernadskému nebylo zcela jasné, proč je živá hmota reprezentována pouze levotočivými izomery organických molekul a proč při jakékoli anorganické syntéze získáváme přibližně stejnou směs levotočivých a pravotočivých izomerů. A i když určitými technikami získáme obohacení (například v polarizovaném světle), nemůžeme je izolovat v jejich čisté formě.

Jak mohly vzniknout docela složité organické sloučeniny, jako jsou proteiny, proteiny, nukleové kyseliny a další komplexy organizovaných prvků sestávající pouze z levostranných izomerů?

Zdroj: pochemuha.ru

Základní vlastnosti zemské atmosféry

Atmosféra je naše ochranná kupole před všemi druhy hrozeb z vesmíru. Spálí většinu meteoritů, které dopadají na planetu, a jeho ozónová vrstva slouží jako filtr proti ultrafialovému záření ze Slunce, jehož energie je pro živé bytosti smrtelná. Navíc je to právě atmosféra, která udržuje příjemnou teplotu na povrchu Země – nebýt skleníkového efektu, dosaženého opakovaným odrazem slunečních paprsků od mraků, byla by Země v průměru o 20–30 stupňů chladnější. Cirkulace vody v atmosféře a pohyb vzdušných mas nejen vyrovnává teplotu a vlhkost, ale vytváří také zemskou rozmanitost krajinných forem a nerostů – takové bohatství nikde jinde ve sluneční soustavě nenajdeme.

Hmotnost atmosféry je 5,2 × 10 18 kilogramů. Přestože se plynné obaly rozprostírají na vzdálenost mnoha tisíc kilometrů od Země, za její atmosféru se považují pouze ty, které rotují kolem osy rychlostí rovnou rychlosti rotace planety. Výška zemské atmosféry je tedy asi 1000 kilometrů a plynule přechází do vnějšího prostoru v horní vrstvě, exosféře (z řeckého „vnější sféra“).

Složení zemské atmosféry. Historie vývoje

Přestože vzduch vypadá homogenně, je to směs různých plynů. Když vezmeme jen ty, které zabírají alespoň tisícinu objemu atmosféry, bude jich už 12. Podíváme-li se na celkový obrázek, pak je ve vzduchu celá periodická tabulka zároveň!

Takovou rozmanitost se však Zemi nepodařilo dosáhnout hned. Jen díky unikátním shodám chemických prvků a přítomnosti života se zemská atmosféra stala tak složitou. Naše planeta si zachovala geologické stopy těchto procesů, což nám umožňuje ohlédnout se miliardy let zpět:

• Prvními plyny, které před 4,3 miliardami let přikryly mladou Zemi, byly vodík a helium, základní složky atmosféry plynných obrů, jako je Jupiter.
  o nejelementárnějších látkách - tvořily je zbytky mlhoviny, z níž se zrodilo Slunce a okolní planety, a usazovaly se hojně kolem gravitačních center-planet. Jejich koncentrace nebyla příliš vysoká a jejich nízká atomová hmotnost jim umožnila uniknout do vesmíru, což se jim daří dodnes. Dnes je jejich celková měrná hmotnost 0,00052 % celkové hmotnosti zemské atmosféry (0,00002 % vodíku a 0,0005 % helia), což je velmi málo.
• Uvnitř Země samotné však ležela spousta látek, které se snažily uniknout z horkých útrob. Ze sopek se uvolnilo obrovské množství plynů – především čpavek, metan a oxid uhličitý a také síra. Amoniak a metan se následně rozložily na dusík, který nyní zaujímá lví podíl na hmotnosti zemské atmosféry – 78 %.

• Skutečná revoluce ve složení zemské atmosféry ale nastala s příchodem kyslíku. Objevil se také přirozeně – horký plášť mladé planety se aktivně zbavoval plynů uvězněných pod zemskou kůrou. Kromě toho se vodní pára emitovaná sopkami pod vlivem slunečního ultrafialového záření štěpila na vodík a kyslík.

Takový kyslík však nemohl zůstat v atmosféře dlouho. Reagoval s oxidem uhelnatým, volným železem, sírou a mnoha dalšími prvky na povrchu planety – a vysoké teploty a sluneční záření katalyzovaly chemické procesy. Tuto situaci změnil pouze vzhled živých organismů.

• Za prvé, začali uvolňovat tolik kyslíku, že nejen oxidoval všechny látky na povrchu, ale také se začal hromadit - během několika miliard let jeho množství vzrostlo z nuly na 21% celkové hmotnosti atmosféry.
• Za druhé, živé organismy aktivně využívaly atmosférický uhlík ke stavbě vlastních koster. V důsledku jejich činnosti byla zemská kůra doplněna celými geologickými vrstvami organických materiálů a zkamenělin a oxidu uhličitého bylo mnohem méně.

• A nakonec přebytek kyslíku vytvořil ozónovou vrstvu, která začala chránit živé organismy před ultrafialovým zářením. Život se začal aktivněji vyvíjet a získávat nové, složitější formy – mezi bakteriemi a řasami se začali objevovat vysoce organizovaní tvorové. Dnes ozon zabírá pouze 0,00001 % celkové hmotnosti Země.

Asi už víte, že modrou barvu oblohy na Zemi vytváří i kyslík – z celého duhového spektra Slunce nejlépe rozptyluje krátké vlny světla zodpovědné za modrou barvu. Stejný efekt působí i ve vesmíru – z dálky se Země zdá být zahalena modrým oparem a z dálky se zcela promění v modrou tečku.

Kromě toho jsou v atmosféře ve významném množství přítomny vzácné plyny. Mezi nimi je nejvíce argon, jehož podíl v atmosféře je 0,9–1 %. Jeho zdrojem jsou jaderné procesy v hlubinách Země a na povrch se dostává mikrotrhlinami v litosférických deskách a sopečnými erupcemi (tak se objevuje helium v ​​atmosféře). Vzácné plyny díky svým fyzikálním vlastnostem stoupají do horních vrstev atmosféry, odkud unikají do vesmíru.

Jak vidíme, složení zemské atmosféry se nejednou změnilo, a to velmi silně – ale trvalo to miliony let. Na druhou stranu životně důležité jevy jsou velmi stabilní – ozonová vrstva bude existovat a fungovat, i když bude na Zemi 100x méně kyslíku. Na pozadí obecné historie planety nezanechala lidská činnost vážné stopy. V místním měřítku je však civilizace schopna vytvářet problémy – alespoň sama sobě. Látky znečišťující ovzduší už ohrozily život obyvatelům čínského Pekingu – a obrovská mračna špinavé mlhy nad velkými městy jsou vidět i z vesmíru.

Atmosférická struktura

Exosféra však není jedinou speciální vrstvou naší atmosféry. Existuje mnoho z nich a každý z nich má své vlastní jedinečné vlastnosti. Podívejme se na několik základních:

Troposféra

Nejnižší a nejhustší vrstva atmosféry se nazývá troposféra. Čtenář článku je nyní přesně ve své „dolní“ části – pokud ovšem není jedním z 500 tisíc lidí, kteří právě létají letadlem. Horní hranice troposféry závisí na zeměpisné šířce (pamatujete na odstředivou sílu rotace Země, díky které je planeta širší na rovníku?) a pohybuje se od 7 kilometrů na pólech do 20 kilometrů na rovníku. Také velikost troposféry závisí na ročním období – čím je vzduch teplejší, tím výše stoupá horní hranice.

Název „troposféra“ pochází ze starověkého řeckého slova „tropos“, které se překládá jako „otočení, změna“. To poměrně přesně odráží vlastnosti atmosférické vrstvy - je nejdynamičtější a nejproduktivnější. Právě v troposféře se shromažďují mraky a cirkuluje voda, vznikají cyklóny a anticyklóny a generují se větry – všechny ty procesy, které nazýváme „počasí“ a „klima“. Navíc se jedná o nejmohutnější a nejhustší vrstvu – tvoří 80 % hmoty atmosféry a téměř veškerý její obsah vody. Žije zde většina živých organismů.

Každý ví, že čím výš, tím chladněji. To je pravda - každých 100 metrů nahoru klesá teplota vzduchu o 0,5-0,7 stupně. Princip však funguje pouze v troposféře – pak začne teplota s rostoucí nadmořskou výškou stoupat. Zóna mezi troposférou a stratosférou, kde teplota zůstává konstantní, se nazývá tropopauza. A s výškou se vítr zrychluje - o 2–3 km/s na kilometr nahoru. Proto para- a závěsné kluzáky preferují pro lety vyvýšené náhorní plošiny a hory - vždy tam budou moci „chytit vlnu“.

Již zmíněné vzdušné dno, kde je atmosféra v kontaktu s litosférou, se nazývá povrchová mezní vrstva. Jeho role v atmosférické cirkulaci je neuvěřitelně velká – přenos tepla a záření z povrchu vytváří větry a tlakové rozdíly a hory a další terénní nerovnosti je usměrňují a oddělují. Výměna vody nastává okamžitě – během 8–12 dnů se veškerá voda odebraná z oceánů a povrchu vrací zpět a přeměňuje troposféru na jakýsi vodní filtr.

• Zajímavým faktem je, že důležitý proces v životě rostlin, transpirace, je založen na výměně vody s atmosférou. Flóra planety s jeho pomocí aktivně ovlivňuje klima – například velké zelené plochy zjemňují počasí a teplotní změny. Rostliny v oblastech nasycených vodou odpaří 99 % vody odebrané z půdy. Například hektar pšenice uvolní přes léto do atmosféry 2–3 tisíce tun vody – to je výrazně více, než by mohla uvolnit půda bez života.

Normální tlak na zemském povrchu je asi 1000 milibarů. Za etalon se považuje tlak 1013 mbar, což je jedna „atmosféra“ – s touto měrnou jednotkou jste se již pravděpodobně setkali. S rostoucí výškou tlak rychle klesá: na hranicích troposféry (ve výšce 12 kilometrů) je již 200 mBar a ve výšce 45 kilometrů zcela klesá na 1 mBar. Proto není divné, že právě v nasycené troposféře se shromažďuje 80 % veškeré hmoty zemské atmosféry.

Stratosféra

Vrstva atmosféry nacházející se mezi 8 km nadmořské výšky (na pólu) a 50 km (na rovníku) se nazývá stratosféra. Název pochází z jiného řeckého slova „stratos“, což znamená „podlaha, vrstva“. Jedná se o extrémně vzácnou zónu zemské atmosféry, ve které není téměř žádná vodní pára. Tlak vzduchu ve spodní části stratosféry je 10krát menší než povrchový tlak a v horní části je 100krát menší.

V našem rozhovoru o troposféře jsme se již dozvěděli, že teplota v ní klesá v závislosti na nadmořské výšce. Ve stratosféře se vše děje přesně naopak – s rostoucí nadmořskou výškou se teplota zvyšuje z –56°C na 0–1°C. Zahřívání se zastaví ve stratopauze, na hranici mezi stratosférou a mezosférou.

Život a člověk ve stratosféře

Osobní dopravní letadla a nadzvuková letadla obvykle létají ve spodních vrstvách stratosféry – to je nejen chrání před nestabilitou proudění vzduchu v troposféře, ale také zjednodušuje jejich pohyb kvůli nízkému aerodynamickému odporu. A nízké teploty a řídký vzduch umožňují optimalizovat spotřebu paliva, což je důležité zejména pro lety na dlouhé vzdálenosti.

Pro letadlo však existuje technický výškový limit – proudění vzduchu, které je ve stratosféře tak malé, je nezbytné pro provoz proudových motorů. Podle toho se k dosažení požadovaného tlaku vzduchu v turbíně musí letadlo pohybovat rychleji, než je rychlost zvuku. Proto se vysoko ve stratosféře (ve výšce 18–30 kilometrů) mohou pohybovat pouze bojová vozidla a nadzvuková letadla jako Concordes. Takže hlavními „obyvateli“ stratosféry jsou meteorologické sondy připojené k balónům – tam mohou zůstat dlouhou dobu a shromažďovat informace o dynamice spodní troposféry.

Čtenář už asi ví, že mikroorganismy - tzv. aeroplankton - se nacházejí v atmosféře až po ozonovou vrstvu. Ve stratosféře však nejsou schopny přežít pouze bakterie. Jednoho dne se tedy do motoru letadla ve výšce 11,5 tisíce metrů dostal sup africký, speciální druh supa. A některé kachny při svých migracích klidně létají nad Everestem.

Ale největším tvorem, který byl ve stratosféře, zůstává člověk. Aktuální výškový rekord vytvořil Alan Eustace, viceprezident společnosti Google. V den seskoku mu bylo 57 let! Ve speciálním balónu se vznesl do výšky 41 kilometrů nad mořem a poté seskočil s padákem. Rychlost, které dosáhl na vrcholu pádu, byla 1342 km/h – více než rychlost zvuku! Eustace se zároveň stal prvním člověkem, který samostatně překonal práh rychlosti zvuku (nepočítáme-li celý skafandr pro podporu života a padáky pro přistání).

• Zajímavostí je, že aby se Eustace odpojil od balónu, potřeboval výbušné zařízení – jako je to, které používají vesmírné rakety při oddělování stupňů.

Ozónová vrstva

A na hranici mezi stratosférou a mezosférou je známá ozónová vrstva. Chrání povrch Země před účinky ultrafialových paprsků a zároveň slouží jako horní hranice šíření života na planetě – nad ní teplota, tlak a kosmické záření rychle ukončí i ty nejvytrvalejší bakterie.

Kde se vzal tento štít? Odpověď je neuvěřitelná – vytvořily ho živé organismy, přesněji kyslík, který od nepaměti uvolňují různé bakterie, řasy a rostliny. Kyslík stoupá vysoko v atmosféře a přichází do kontaktu s ultrafialovým zářením a vstupuje do fotochemické reakce. Výsledkem je, že z obyčejného kyslíku, který dýcháme, O 2, se získává ozón - O 3.

Paradoxně před stejným zářením nás chrání ozón vzniklý zářením Slunce! Ozón také neodráží, ale pohlcuje ultrafialové záření – tím ohřívá atmosféru kolem něj.

Mezosféra

Již jsme zmínili, že nad stratosférou – přesněji nad stratopauzou, hraniční vrstvou stabilní teploty – je mezosféra. Tato relativně malá vrstva se nachází ve výšce mezi 40–45 a 90 kilometry a je nejchladnějším místem na naší planetě – v mezopauze, horní vrstvě mezosféry, se vzduch ochlazuje na –143 °C.

Mezosféra je nejméně prozkoumaná část zemské atmosféry. Extrémně nízký tlak plynu, který je tisíckrát až desettisíckrát nižší než tlak na povrchu, omezuje pohyb balónků - jejich zdvihací síla dosahuje nuly a jednoduše se vznášejí na místě. Totéž se děje s proudovými letadly – ​​aerodynamika křídla a trupu letadla ztrácí smysl. V mezosféře proto mohou létat buď rakety, nebo letadla s raketovými motory – raketová letadla. Mezi ně patří i raketoplán X-15, který si drží pozici nejrychlejšího letadla na světě: dosáhl výšky 108 kilometrů a rychlosti 7200 km/h – 6,72násobek rychlosti zvuku.

Rekordní let X-15 však trval pouhých 15 minut. To symbolizuje obecný problém vozidel pohybujících se v mezosféře – jsou příliš rychlá na to, aby provedli nějaký důkladný průzkum, a v dané výšce nezůstanou dlouho, létají výše nebo padají dolů. Také mezosféru nelze prozkoumat pomocí satelitů nebo suborbitálních sond – i když je tlak v této vrstvě atmosféry nízký, zpomaluje (a někdy i spálí) kosmické lodě. Kvůli těmto potížím vědci často nazývají mezosféru „ignorosférou“ (z anglického „ignorosphere“, kde „ignorance“ je neznalost, nedostatek znalostí).

V mezosféře také shoří většina meteorů dopadajících na Zemi – právě tam vypukne meteorický roj Perseid, známý jako „srpnový meteorický roj“. Světelný efekt nastává, když kosmické těleso vstoupí do zemské atmosféry pod ostrým úhlem rychlostí více než 11 km/h - meteorit se rozsvítí vlivem tření.

Po ztrátě hmoty v mezosféře se zbytky „mimozemšťanů“ usazují na Zemi ve formě kosmického prachu - každý den na planetu padá 100 až 10 tisíc tun meteoritů. Jelikož jsou jednotlivá prachová zrnka velmi lehká, trvá jim až jeden měsíc, než se dostanou na zemský povrch! Když padnou do mraků, ztěžknou je a někdy dokonce způsobí déšť – stejně jako je způsobí sopečný popel nebo částice z jaderných výbuchů. Vliv kosmického prachu na tvorbu deště je však považován za malý – ani 10 tisíc tun nestačí k vážné změně přirozené cirkulace zemské atmosféry.

Termosféra

Nad mezosférou, ve výšce 100 kilometrů nad mořem, prochází linie Karman - konvenční hranice mezi Zemí a vesmírem. Přestože tam jsou plyny, které rotují se Zemí a technicky se dostávají do atmosféry, jejich množství nad čárou Karman je neviditelně malé. Jakýkoli let, který přesáhne výšku 100 kilometrů, je proto již považován za vesmírný.

Spodní hranice nejdelší vrstvy atmosféry, termosféry, se shoduje s čárou Karman. Tyčí se do výšky 800 kilometrů a vyznačuje se extrémně vysokými teplotami – ve výšce 400 kilometrů dosahuje maximálně 1800°C!

Je to horké, že? Při teplotě 1538 °C se železo začne tavit – jak potom mohou kosmické lodě zůstat neporušené v termosféře? Je to všechno o extrémně nízké koncentraci plynů v horních vrstvách atmosféry – tlak ve středu termosféry je 1 000 000krát menší než koncentrace vzduchu na povrchu Země! Energie jednotlivých částic je vysoká – ale vzdálenost mezi nimi je obrovská a kosmické lodě jsou v podstatě ve vakuu. To jim však nepomáhá zbavit se tepla, které mechanismy vyzařují – pro odvod tepla jsou všechny kosmické lodě vybaveny radiátory, které vyzařují přebytečnou energii.

• Na poznámku. Pokud jde o vysoké teploty, vždy stojí za to zvážit hustotu horké hmoty – například vědci z Hadron Collider dokážou hmotu skutečně zahřát na teplotu Slunce. Je ale zřejmé, že půjde o jednotlivé molekuly – k silnému výbuchu by stačil jeden gram hvězdné hmoty. Neměli bychom proto věřit žlutému tisku, který nám z „rukou“ Urychlovače slibuje brzký konec světa, stejně jako bychom se neměli bát horka v termosféře.

Termosféra a kosmonautika

Termosféra je vlastně otevřený prostor – právě v jeho hranicích ležela dráha prvního sovětského Sputniku. Bylo zde také apocentrum – nejvyšší bod nad Zemí – letu kosmické lodi Vostok-1 s Jurijem Gagarinem na palubě. V této výšce je také vypuštěno mnoho umělých satelitů pro studium zemského povrchu, oceánu a atmosféry, jako jsou satelity Google Maps. Pokud se tedy bavíme o LEO (Low Reference Orbit, běžný termín v kosmonautice), v 99 % případů je to v termosféře.

Orbitální lety lidí a zvířat se nedějí jen v termosféře. Faktem je, že v jeho horní části, ve výšce 500 kilometrů, se rozprostírají radiační pásy Země. Právě tam jsou nabité částice slunečního větru zachyceny a akumulovány magnetosférou. Dlouhodobý pobyt v radiačních pásech způsobuje nenapravitelné škody na živých organismech a dokonce i na elektronice - proto jsou všechna vysokoorbitální vozidla chráněna před zářením.

polární záře

V polárních šířkách se často objevuje velkolepá a grandiózní podívaná – polární záře. Vypadají jako dlouhé světelné oblouky různých barev a tvarů, které se třpytí na obloze. Země vděčí za svůj vzhled své magnetosféře – nebo přesněji dírám v ní poblíž pólů. Nabité částice ze slunečního větru prorazily a způsobily, že atmosféra září. Zde můžete obdivovat ta nejúžasnější světla a dozvědět se více o jejich původu.

V dnešní době jsou polární záře samozřejmostí pro obyvatele cirkumpolárních zemí, jako je Kanada nebo Norsko, a také povinnou položkou na programu každého turisty – dříve se jim ale přisuzovaly nadpřirozené vlastnosti. Lidé v dávných dobách viděli barevná světla jako brány do nebe, mýtická stvoření a ohně duchů a jejich chování bylo považováno za proroctví. A našim předkům lze rozumět – dokonce ani vzdělání a víra ve vlastní mysl někdy nedokáže omezit jejich úctu k přírodním silám.

Exosféra

Poslední vrstvou zemské atmosféry, jejíž spodní hranice prochází ve výšce 700 kilometrů, je exosféra (z druhého řeckého spalničky „exo“ – venku, venku). Je neuvěřitelně rozptýlený a skládá se převážně z atomů nejlehčího prvku – vodíku; Existují také jednotlivé atomy kyslíku a dusíku, které jsou vysoce ionizovány všepronikajícím zářením Slunce.

Rozměry zemské exosféry jsou neuvěřitelně velké – přerůstá do zemské koróny, geokoróny, která se táhne až 100 tisíc kilometrů od planety. Je velmi vzácný - koncentrace částic je milionkrát menší než hustota běžného vzduchu. Pokud ale Měsíc zakryje Zemi pro vzdálenou kosmickou loď, pak bude viditelná koruna naší planety, stejně jako je pro nás viditelná koruna Slunce při zatmění. Tento jev však dosud nebyl pozorován.

Zvětrávání atmosféry

V exosféře také dochází ke zvětrávání zemské atmosféry – díky velké vzdálenosti od gravitačního středu planety se částice snadno odtrhnou od celkové hmoty plynu a vstoupí na své vlastní dráhy. Tento jev se nazývá atmosferický rozptyl. Naše planeta ztrácí každou sekundu z atmosféry 3 kilogramy vodíku a 50 gramů helia. Pouze tyto částice jsou dostatečně lehké, aby unikly obecné mase plynu.

Jednoduché výpočty ukazují, že Země ročně ztrácí asi 110 tisíc tun atmosférické hmoty. Je to nebezpečné? Ve skutečnosti ne - kapacita naší planety „produkovat“ vodík a helium převyšuje míru ztrát. Část ztracené hmoty se navíc časem vrací zpět do atmosféry. A důležité plyny, jako je kyslík nebo oxid uhličitý, jsou prostě příliš těžké na to, aby Zemi hromadně opustily – takže se není třeba obávat úniku zemské atmosféry.

• Zajímavým faktem je, že „proroci“ konce světa často říkají, že pokud se zemské jádro přestane otáčet, atmosféra pod tlakem slunečního větru rychle eroduje. Náš čtenář však ví, že atmosféru v blízkosti Země drží pohromadě gravitační síly, které budou působit bez ohledu na rotaci jádra. Jasným důkazem toho je Venuše, která má stacionární jádro a slabé magnetické pole, ale její atmosféra je 93krát hustší a těžší než zemská. To však neznamená, že zastavení dynamiky zemského jádra je bezpečné - pak magnetické pole planety zmizí. Jeho role není důležitá ani tak v zadržování atmosféry, ale v ochraně před nabitými částicemi ze slunečního větru, které by naši planetu snadno proměnily v radioaktivní poušť.

Mraky

Voda na Zemi neexistuje pouze v rozlehlém oceánu a četných řekách. V atmosféře je asi 5,2 x 10 15 kilogramů vody. Je přítomen téměř všude – podíl páry ve vzduchu se pohybuje od 0,1 % do 2,5 % objemu v závislosti na teplotě a lokalitě. Většina vody se však shromažďuje v oblacích, kde se ukládá nejen jako plyn, ale také v malých kapičkách a ledových krystalcích. Koncentrace vody v oblacích dosahuje 10 g/m 3 - a protože mraky dosahují objemu několika kubických kilometrů, hmotnost vody v nich činí desítky a stovky tun.

Mraky jsou nejviditelnějším útvarem naší Země; jsou vidět i z Měsíce, kde se obrysy kontinentů před pouhým okem rozmazávají. A to není nic divného – vždyť více než 50 % Země je neustále pokryto mraky!

Mraky hrají neuvěřitelně důležitou roli ve výměně tepla na Zemi. V zimě zachycují sluneční paprsky a díky skleníkovému efektu zvyšují teplotu pod nimi a v létě stíní obrovskou energii Slunce. Mraky také vyrovnávají teplotní rozdíly mezi dnem a nocí. Mimochodem, právě kvůli jejich absenci se pouště v noci tolik ochlazují - veškeré teplo nahromaděné pískem a kameny volně letí vzhůru, zatímco v jiných regionech je zadržováno mraky.

Naprostá většina oblaků vzniká v blízkosti zemského povrchu, v troposféře, ale ve svém dalším vývoji nabývají nejrůznějších tvarů a vlastností. Jejich oddělení je velmi užitečné - vzhled mraků různých typů může nejen pomoci předpovídat počasí, ale také určit přítomnost nečistot ve vzduchu! Pojďme se blíže podívat na hlavní typy mraků.

Nízká oblačnost

Mraky, které padají nejníže nad zemí, se označují jako mraky nižších vrstev. Vyznačují se vysokou uniformitou a nízkou hmotností – když spadnou k zemi, meteorologové je neoddělí od běžné mlhy. Je mezi nimi však rozdíl – některé jednoduše zakryjí oblohu, zatímco jiné mohou propuknout v prudkém dešti a sněžení.

• Mezi mraky, které mohou produkovat silné srážky, patří mraky nimbostratus. Jsou největší mezi mraky nižších vrstev: jejich tloušťka dosahuje několika kilometrů a jejich lineární rozměry přesahují tisíce kilometrů. Jsou homogenní šedou hmotou – podívejte se na oblohu během dlouhého deště a pravděpodobně uvidíte nimbostratové mraky.
• Dalším typem oblačnosti nízké úrovně je stratocumulus, který se tyčí 600–1500 metrů nad zemí. Jsou to skupiny stovek šedobílých mraků, oddělených malými mezerami. Takové mraky obvykle vidíme v polojasných dnech. Málokdy prší nebo sněží.
• Posledním typem nižší oblačnosti je běžný stratusový oblak; Jsou to oni, kdo zahalí oblohu za zamračených dnů, kdy z nebe padá lehké mrholení. Jsou velmi tenké a nízké - výška stratové oblačnosti dosahuje maximálně 400–500 metrů. Jejich struktura je velmi podobná mlze – sestupem v noci až k zemi často vytvářejí hustý ranní opar.

Mraky vertikálního rozvoje

Mraky nižší úrovně mají starší bratry - mraky vertikálního vývoje. Přestože jejich spodní hranice leží v nízké nadmořské výšce 800–2000 kilometrů, mraky vertikálního vývoje se vážně řítí vzhůru – jejich tloušťka může dosáhnout 12–14 kilometrů, což posouvá jejich horní hranici až k hranicím troposféry. Takové mraky se také nazývají konvektivní: kvůli jejich velké velikosti získává voda v nich různé teploty, což vede ke konvekci - procesu pohybu horkých mas nahoru a studených mas dolů. Proto v oblacích vertikálního vývoje současně existují vodní páry, malé kapičky, sněhové vločky a dokonce celé ledové krystaly.

• Hlavním typem vertikálních oblaků jsou kupovité mraky – obrovské bílé mraky, které připomínají roztrhané kousky vaty nebo ledovce. Jejich existence vyžaduje vysoké teploty vzduchu - proto se ve středním Rusku objevují pouze v létě a tají v noci. Jejich tloušťka dosahuje několika kilometrů.

• Když se však kupovité mraky mají možnost shromáždit, vytvoří mnohem grandióznější formu - oblaka cumulonimbus. Právě z nich přicházejí v létě prudké lijáky, kroupy a bouřky. Existují jen pár hodin, ale zároveň dorůstají až 15 kilometrů - jejich horní část dosahuje teploty –10 °C a tvoří ji ledové krystaly Na vrcholcích největších kupovitých mraků jsou „kovadliny“. vytvořené - ploché oblasti připomínající houbu nebo obrácené železo. Děje se tak v těch oblastech, kde se oblak dostává na hranici stratosféry – fyzika nedovoluje, aby se dále šířil, a proto se oblak cumulonimbus šíří podél hranice nadmořské výšky.

• Zajímavostí je, že mohutná kupovitá oblaka se tvoří v místech sopečných erupcí, dopadů meteoritů a jaderných výbuchů. Tyto mraky jsou největší – jejich hranice dosahují dokonce až do stratosféry, dosahují výšky 16 kilometrů. Jsou nasycené odpařenou vodou a mikročásticemi a vydávají silné bouřky - ve většině případů to stačí k uhašení požárů spojených s kataklyzmatem. To je takový přirozený hasič :)

Oblačnost střední úrovně

Ve střední části troposféry (ve výšce 2–7 kilometrů ve středních zeměpisných šířkách) jsou střední oblačnost. Vyznačují se velkými plochami – jsou méně ovlivněny vzestupnými proudy ze zemského povrchu a nerovným terénem – a malou mocností několika set metrů. Jsou to mraky, které se „víjí“ kolem ostrých horských štítů a vznášejí se v jejich blízkosti.

Samotné mraky střední úrovně se dělí na dva hlavní typy – altostratus a altocumulus.

• Oblaka Altostratus jsou jednou ze složek komplexních atmosférických hmot. Představují jednotný, šedavě modrý závoj, přes který je vidět Slunce a Měsíc – ačkoli jsou altostratusová oblaka dlouhá tisíce kilometrů, jsou jen několik kilometrů tlustá. Šedý hustý závoj, který je vidět z okna letadla letícího ve velké výšce, jsou přesně altostratusové mraky. Často dlouho prší nebo sněží.

• Oblaka Altocumulus, připomínající malé kousky roztrhané vaty nebo tenké paralelní proužky, se nacházejí v teplém období - vznikají, když teplé vzduchové hmoty stoupají do výšky 2–6 kilometrů. Altocumulus mraky slouží jako jistý indikátor nadcházející změny počasí a příchodu deště - mohou být vytvořeny nejen přirozenou konvekcí atmosféry, ale také nástupem studených vzduchových mas. Málokdy prší – mraky se však mohou shlukovat a vytvořit jeden velký dešťový mrak.

Když už mluvíme o mracích poblíž hor, na fotografiích (a možná i ve skutečnosti) jste pravděpodobně nejednou viděli kulaté mraky připomínající vatové tampony, které visí ve vrstvách nad vrcholem hory. Faktem je, že oblaka středního patra jsou často čočkovitého nebo čočkového tvaru - rozdělena do několika paralelních vrstev. Jsou vytvářeny vzdušnými vlnami, které se tvoří, když vítr obtéká strmé vrcholy. Čočkovitá oblaka jsou zvláštní i tím, že visí na místě i v tom nejsilnějším větru. Umožňuje to jejich povaha – jelikož taková oblaka vznikají v místech styku více vzdušných proudů, jsou v relativně stabilní poloze.

Horní mraky

Poslední úroveň obyčejných mraků, které stoupají do spodní části stratosféry, se nazývá horní vrstva. Výška takových mraků dosahuje 6–13 kilometrů - je tam velmi chladno, a proto se mraky na horní úrovni skládají z malých ledových krů. Kvůli jejich vláknitému, nataženému tvaru podobnému peří se vysoká oblaka nazývají také cirry – ačkoli rozmary atmosféry jim často dávají tvar drápů, vloček a dokonce i rybích koster. Srážky, které produkují, se nikdy nedostanou na zem – ale samotná přítomnost cirrů slouží jako prastarý způsob předpovídání počasí.

• Čistá cirrová oblaka jsou nejdelší mezi oblaky horního patra – délka jednotlivého vlákna může dosahovat desítek kilometrů. Vzhledem k tomu, že ledové krystaly v mracích jsou dostatečně velké, aby pocítily zemskou gravitaci, cirrové mraky „padají“ v celých kaskádách – vzdálenost mezi horním a spodním bodem jednoho mraku může dosáhnout 3–4 kilometrů! Ve skutečnosti jsou cirry obrovské „ledopády“. Právě rozdíly ve tvaru vodních krystalů vytvářejí jejich vláknitý, proudovitý tvar.

• V této třídě jsou také prakticky neviditelné mraky - cirrostratus clouds. Vznikají, když velké masy vzduchu při povrchu stoupají vzhůru – ve vysokých nadmořských výškách je jejich vlhkost dostatečná k vytvoření mraku. Když je prosvítá Slunce nebo Měsíc, objeví se halo – zářící duhový kotouč rozptýlených paprsků.

noční svítící mraky

Noční svítící mraky, nejvyšší mraky na Zemi, by měly být umístěny v samostatné třídě. Vyšplhají se do výšky 80 kilometrů, což je ještě výše než je stratosféra! Navíc mají neobvyklé složení – na rozdíl od jiných mraků jsou složeny spíše z meteoritového prachu a metanu než z vody. Tyto mraky jsou viditelné pouze po západu slunce nebo před úsvitem – paprsky Slunce pronikající zpoza obzoru osvětlují noční svítící mraky, které zůstávají ve výšce přes den neviditelné.

Noční svítící mraky jsou neuvěřitelně krásný pohled - ale vidět je na severní polokouli vyžaduje zvláštní podmínky. A jejich záhadu nebylo tak snadné vyřešit - vědci, bezmocní, jim odmítli věřit a prohlašovali stříbřité mraky za optickou iluzi. Můžete se podívat na neobvyklé mraky a dozvědět se o jejich tajemství z našeho speciálního článku.

Tvorba atmosféry. Dnes je atmosféra Země směsí plynů – 78 % dusíku, 21 % kyslíku a malého množství dalších plynů, jako je oxid uhličitý. Když se ale planeta poprvé objevila, v atmosféře nebyl žádný kyslík – skládala se z plynů, které původně existovaly ve sluneční soustavě.

Země vznikla, když se malá kamenná tělesa z prachu a plynu ze sluneční mlhoviny, známá jako planetoidy, srazila do sebe a postupně získala tvar planety. Jak rostla, plyny obsažené v planetoidách vybuchovaly a obklopily zeměkouli. Po nějaké době začaly první rostliny uvolňovat kyslík a prvotní atmosféra se vyvinula do současného hustého vzdušného obalu.

Původ atmosféry

1. Před 4,6 miliardami let spadl na rodící se Zemi déšť malých planetoidů. Plyny ze sluneční mlhoviny zachycené uvnitř planety během srážky vytryskly a vytvořily primitivní atmosféru Země skládající se z dusíku, oxidu uhličitého a vodní páry.
2. Teplo uvolněné při formování planety je zadržováno vrstvou hustých mraků v prvotní atmosféře. „Skleníkové plyny“, jako je oxid uhličitý a vodní pára, zastavují vyzařování tepla do vesmíru. Povrch Země je zaplaven kypícím mořem roztaveného magmatu.
3. Když byly srážky planet méně časté, Země se začala ochlazovat a objevily se oceány. Vodní pára kondenzuje z hustých mraků a déšť, trvající několik eonů, postupně zaplavuje nížiny. Tak se objevují první moře.
4. Vzduch se čistí, když vodní pára kondenzuje a vytváří oceány. Časem se v nich rozpouští oxid uhličitý a v atmosféře nyní dominuje dusík. Kvůli nedostatku kyslíku se netvoří ochranná ozónová vrstva a ultrafialové paprsky ze slunce se bez překážek dostávají na zemský povrch.
5. Život se objevuje ve starověkých oceánech během první miliardy let. Nejjednodušší modrozelené řasy jsou chráněny před ultrafialovým zářením mořskou vodou. K výrobě energie využívají sluneční světlo a oxid uhličitý, přičemž jako vedlejší produkt uvolňují kyslík, který se postupně začíná hromadit v atmosféře.
6. O miliardy let později se vytváří atmosféra bohatá na kyslík. Fotochemické reakce v horních vrstvách atmosféry vytvářejí tenkou vrstvu ozónu, která rozptyluje škodlivé ultrafialové světlo. Život se nyní může vynořit z oceánů na pevninu, kde evoluce produkuje mnoho složitých organismů.

Před miliardami let začala silná vrstva primitivních řas uvolňovat do atmosféry kyslík. Přežívají dodnes ve formě fosilií zvaných stromatolity.

Sopečný původ

1. Starověká Země bez vzduchu. 2. Erupce plynů.

Podle této teorie sopky aktivně vybuchovaly na povrchu mladé planety Země. Raná atmosféra se pravděpodobně vytvořila, když plyny zachycené v křemíkovém obalu planety unikaly přes sopky.

Zdá se, že výrazný nárůst volného kyslíku v zemské atmosféře před 2,4 miliardami let byl výsledkem velmi rychlého přechodu z jednoho rovnovážného stavu do druhého. První úroveň odpovídala extrémně nízké koncentraci O 2 - asi 100 000krát nižší, než jaká je pozorována nyní. Druhá rovnovážná hladina mohla být dosažena při vyšší koncentraci, ne méně než 0,005 moderní. Obsah kyslíku mezi těmito dvěma úrovněmi je charakterizován extrémní nestabilitou. Přítomnost takové „bistability“ umožňuje pochopit, proč bylo v zemské atmosféře tak málo volného kyslíku po dobu nejméně 300 milionů let poté, co jej začaly produkovat sinice (modrozelené „řasy“).

V současné době se atmosféra Země skládá z 20 % volného kyslíku, který není ničím jiným než vedlejším produktem fotosyntézy sinic, řas a vyšších rostlin. Hodně kyslíku uvolňují tropické pralesy, které se v populárních publikacích často nazývají plíce planety. Zároveň se ale mlčí, že tropické pralesy během roku spotřebují téměř tolik kyslíku, kolik vyprodukují. Vynakládá se na dýchání organismů, které rozkládají hotovou organickou hmotu – především bakterií a hub. Pro to, Aby se kyslík začal hromadit v atmosféře, musí být z koloběhu odstraněna alespoň část látky vzniklé při fotosyntéze- dostat se např. do spodních sedimentů a stát se nepřístupným pro bakterie, které ho rozkládají aerobně, tedy se spotřebou kyslíku.

Celková reakce kyslíkové (tj. „kyslíkodárné“) fotosyntézy může být zapsána jako:
C02 + H20 + hν→ (CH 2 O) + O 2,
Kde hν je energie slunečního světla a (CH 2 O) je obecný vzorec organické hmoty. Dýchání je opačný proces, který lze zapsat jako:
(CH 2O) + O 2 → CO 2 + H20.
Zároveň se uvolní energie nezbytná pro organismy. Aerobní dýchání je však možné pouze při koncentraci O 2 ne menší než 0,01 moderní úrovně (tzv. Pasteurův bod). Za anaerobních podmínek se organická hmota rozkládá fermentací a v závěrečných fázích tohoto procesu často vzniká metan. Například zobecněná rovnice pro metanogenezi prostřednictvím tvorby acetátu vypadá takto:
2(CH20) → CH3COOH → CH4 + CO2.
Pokud spojíme proces fotosyntézy s následným rozkladem organické hmoty za anaerobních podmínek, pak bude celková rovnice vypadat takto:
C02 + H20 + hν→ 1/2 CH4 + 1/2 CO2 + O2.
Byla to právě tato cesta rozkladu organické hmoty, která byla ve starověké biosféře zřejmě hlavní.

Mnoho důležitých podrobností o tom, jak byla vytvořena moderní rovnováha mezi přísunem kyslíku a jeho odstraňováním z atmosféry, zůstává nejasných. Ke znatelnému nárůstu obsahu kyslíku, takzvané „velké oxidaci atmosféry“ totiž došlo teprve před 2,4 miliardami let, i když je s jistotou známo, že sinice provádějící kyslíkovou fotosyntézu byly poměrně početné a aktivní již před 2,7 miliardami let. a vznikly ještě dříve – možná před 3 miliardami let. Tedy uvnitř po dobu nejméně 300 milionů let nevedla aktivita sinic ke zvýšení obsahu kyslíku v atmosféře.

Předpoklad, že z nějakého důvodu náhle došlo k radikálnímu nárůstu čisté primární produkce (tedy nárůstu organické hmoty vzniklé při fotosyntéze sinic), neobstál v kritice. Faktem je, že při fotosyntéze se převážně spotřebovává lehký izotop uhlíku 12 C a v prostředí vzrůstá relativní obsah těžšího izotopu 13 C Podle toho musí být spodní sedimenty obsahující organickou hmotu ochuzeny o izotop 13 C, který se hromadí ve vodě a dochází k tvorbě uhličitanů. Poměr 12 C ku 13 C v uhličitanech a v organické hmotě sedimentů však zůstává nezměněn i přes radikální změny koncentrace kyslíku v atmosféře. To znamená, že celý bod není ve zdroji O 2, ale v jeho, jak říkají geochemici, „propadu“ (odstranění z atmosféry), který se náhle výrazně snížil, což vedlo k výraznému zvýšení množství kyslíku. v atmosféře.

Obvykle se má za to, že bezprostředně před „Velkou oxidací atmosféry“ byl všechen vzniklý kyslík vynaložen na oxidaci redukovaných sloučenin železa (a poté síry), kterých bylo na zemském povrchu docela dost. Tehdy vznikaly zejména tzv. „páskové železné rudy“. Nedávno však Colin Goldblatt, postgraduální student na School of Environmental Sciences na University of East Anglia (Norwich, UK), spolu se dvěma kolegy ze stejné univerzity, dospěli k závěru, že obsah kyslíku v zemské atmosféře může být jeden ze dvou rovnovážných stavů: může být buď velmi malý - asi 100 tisíckrát méně než nyní, nebo již poměrně hodně (ačkoli z pozice moderního pozorovatele je malý) - ne méně než 0,005 moderní úrovně.

V navrženém modelu zohlednili vstup kyslíku i redukovaných sloučenin do atmosféry, zejména s ohledem na poměr volného kyslíku a metanu. Poznamenali, že pokud koncentrace kyslíku překročí 0,0002 současné úrovně, pak může být část metanu již oxidována metanotrofními bakteriemi podle reakce:
CH4 + 202 -> C02 + 2H20.
Ale zbytek metanu (a je ho poměrně hodně, zvláště při nízkých koncentracích kyslíku) se dostává do atmosféry.

Celý systém je z hlediska termodynamiky v nerovnovážném stavu. Hlavním mechanismem obnovy narušené rovnováhy je oxidace metanu ve svrchních vrstvách atmosféry hydroxylovým radikálem (viz Kolísání metanu v atmosféře: člověk nebo příroda – kdo vyhraje, „Prvky“, 10.6.2006). Je známo, že hydroxylový radikál vzniká v atmosféře pod vlivem ultrafialového záření. Pokud je ale v atmosféře hodně kyslíku (alespoň 0,005 současné úrovně), pak se v jejích horních vrstvách vytvoří ozónová clona, ​​která dobře chrání Zemi před tvrdými ultrafialovými paprsky a zároveň zasahuje do fyzikálně-chemického oxidace metanu.

Autoři docházejí k poněkud paradoxnímu závěru, že samotná existence kyslíkové fotosyntézy není dostatečnou podmínkou ani pro vznik atmosféry bohaté na kyslík, ani pro vznik ozónové clony. Tuto okolnost je třeba vzít v úvahu v případech, kdy se na základě výsledků průzkumu jejich atmosféry snažíme najít známky existence života na jiných planetách.