Atmosfäär hakkas tekkima koos Maa tekkega. Planeedi evolutsiooni käigus ja selle parameetrite lähenedes tänapäevastele väärtustele toimusid selle keemilises koostises ja füüsikalistes omadustes põhimõttelised kvalitatiivsed muutused. Evolutsioonimudeli järgi oli Maa varajases staadiumis sulas olekus ja umbes 4,5 miljardit aastat tagasi tekkis tahke kehana. Seda verstaposti peetakse geoloogilise kronoloogia alguseks. Sellest ajast peale algas atmosfääri aeglane areng. Mõnede geoloogiliste protsessidega (näiteks vulkaanipursete ajal tekkinud laavavalamine) kaasnes gaaside eraldumine Maa sisikonnast. Nende hulka kuulusid lämmastik, ammoniaak, metaan, veeaur, CO oksiid ja süsinikdioksiid CO 2. Päikese ultraviolettkiirguse mõjul lagunes veeaur vesinikuks ja hapnikuks, kuid vabanenud hapnik reageeris süsinikmonooksiidiga, moodustades süsihappegaasi. Ammoniaak lagunes lämmastikuks ja vesinikuks. Difusiooniprotsessi käigus tõusis vesinik ülespoole ja lahkus atmosfäärist ning raskem lämmastik ei saanud aurustuda ja kogunes järk-järgult, saades põhikomponendiks, kuigi osa sellest seostus keemiliste reaktsioonide tulemusena molekulideks ( cm. ATmosfääri KEEMIA). Ultraviolettkiirte ja elektrilahenduste mõjul toimus Maa algses atmosfääris leiduv gaaside segu keemilistes reaktsioonides, mille tulemusena tekkisid orgaanilised ained, eelkõige aminohapped. Primitiivsete taimede tulekuga algas fotosünteesi protsess, millega kaasnes hapniku vabanemine. See gaas, eriti pärast difundeerimist atmosfääri ülemistesse kihtidesse, hakkas kaitsma oma alumisi kihte ja Maa pinda eluohtliku ultraviolett- ja röntgenkiirguse eest. Teoreetiliste hinnangute kohaselt võib praegusest 25 000 korda väiksem hapnikusisaldus juba kaasa tuua osoonikihi tekke, mille kontsentratsioon on praegusest vaid poole väiksem. Sellest aga juba piisab, et tagada organismide väga oluline kaitse ultraviolettkiirte hävitava mõju eest.
Tõenäoliselt sisaldas esmane atmosfäär palju süsihappegaasi. See kulus ära fotosünteesi käigus ja selle kontsentratsioon pidi vähenema nii taimemaailma arenedes kui ka teatud geoloogiliste protsesside käigus neeldumise tõttu. Kuna Kasvuhooneefekt Seoses süsinikdioksiidi olemasoluga atmosfääris on selle kontsentratsiooni kõikumine üks olulisi põhjusi nii ulatuslikele kliimamuutustele Maa ajaloos nagu jääajad.
Kaasaegses atmosfääris leiduv heelium on enamasti uraani, tooriumi ja raadiumi radioaktiivse lagunemise saadus. Need radioaktiivsed elemendid eraldavad osakesi, mis on heeliumi aatomite tuumad. Kuna radioaktiivse lagunemise käigus elektrilaeng ei teki ega hävi, tekib iga a-osakese moodustumisel kaks elektroni, mis a-osakestega rekombineerides moodustavad neutraalsed heeliumi aatomid. Radioaktiivsed elemendid sisalduvad kivimites hajutatud mineraalides, mistõttu nendes säilib märkimisväärne osa radioaktiivse lagunemise tulemusena tekkinud heeliumist, mis pääseb väga aeglaselt atmosfääri. Teatud kogus heeliumi tõuseb difusiooni tõttu ülespoole eksosfääri, kuid pideva sissevoolu tõttu maapinnalt jääb selle gaasi maht atmosfääris peaaegu muutumatuks. Tähevalguse spektraalanalüüsi ja meteoriitide uurimise põhjal on võimalik hinnata erinevate keemiliste elementide suhtelist arvukust Universumis. Neooni kontsentratsioon kosmoses on ligikaudu kümme miljardit korda suurem kui Maal, krüptoni kontsentratsioon kümme miljonit korda ja ksenooni kontsentratsioon miljon korda suurem. Sellest järeldub, et nende inertgaaside kontsentratsioon, mis ilmselt esines Maa atmosfääris ja mida keemiliste reaktsioonide käigus ei täiendatud, vähenes oluliselt, tõenäoliselt isegi siis, kui Maa kaotas oma esmase atmosfääri. Erandiks on inertgaasi argoon, kuna 40 Ar isotoobi kujul tekib see endiselt kaaliumi isotoobi radioaktiivse lagunemise käigus.
Õhurõhu jaotus.
Atmosfäärigaaside kogumass on ligikaudu 4,5 10 15 tonni. Seega on atmosfääri “kaal” pindalaühiku kohta ehk atmosfäärirõhk merepinnal ligikaudu 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Rõhk võrdne P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Art. = 1 atm, võetakse standardse keskmise atmosfäärirõhuna. Hüdrostaatilises tasakaalus oleva atmosfääri jaoks on meil: d P= –rgd h, tähendab see, et kõrgusvahemikus alates h enne h+d h esineb võrdsus atmosfäärirõhu muutuse vahel d P ja atmosfääri vastava elemendi kaal pindalaühiku, tiheduse r ja paksusega d h. Surve vahelise seosena R ja temperatuur T Kasutatakse ideaalse tihedusega r gaasi olekuvõrrandit, mis on üsna rakendatav Maa atmosfääri suhtes: P= r R T/m, kus m on molekulmass ja R = 8,3 J/(K mol) on universaalne gaasikonstant. Siis d logi P= – (m g/RT)d h= – bd h= – d h/H, kus rõhugradient on logaritmilisel skaalal. Selle pöördväärtust H nimetatakse atmosfääri kõrguse skaalaks.
Kui integreerida see võrrand isotermilise atmosfääri jaoks ( T= const) või kui selline lähendus on lubatud, saadakse rõhu jaotuse baromeetriline seadus kõrgusega: P = P 0 exp (– h/H 0), kus kõrguse viide h toodetud ookeani tasemest, kus on standardne keskmine rõhk P 0 . Väljendus H 0 = R T/ mg, nimetatakse kõrgusskaalaks, mis iseloomustab atmosfääri ulatust eeldusel, et temperatuur selles on kõikjal ühesugune (isotermiline atmosfäär). Kui atmosfäär ei ole isotermiline, tuleb integreerimisel arvesse võtta temperatuuri muutust kõrgusega ja parameetrit N– atmosfäärikihtide teatud lokaalsed omadused, mis sõltuvad nende temperatuurist ja keskkonna omadustest.
Standardne atmosfäär.
Mudel (peamiste parameetrite väärtuste tabel), mis vastab standardrõhule atmosfääri põhjas R 0 ja keemilist koostist nimetatakse standardatmosfääriks. Täpsemalt on see atmosfääri tingimuslik mudel, mille jaoks on määratud temperatuuri, rõhu, tiheduse, viskoossuse ja muude õhuomaduste keskmised väärtused kõrgustel 2 km allpool merepinda kuni Maa atmosfääri välispiirini. laiuskraad 45° 32° 33°. Keskmise atmosfääri parameetrid kõigil kõrgustel arvutati ideaalse gaasi olekuvõrrandi ja baromeetrilise seaduse abil eeldades, et merepinnal on rõhk 1013,25 hPa (760 mm Hg) ja temperatuur 288,15 K (15,0 ° C). Vastavalt vertikaalse temperatuurijaotuse olemusele koosneb keskmine atmosfäär mitmest kihist, millest igaühes on temperatuur ligikaudne kõrguse lineaarse funktsiooniga. Madalaimas kihis - troposfääris (h Ј 11 km) langeb temperatuur iga tõusukilomeetriga 6,5 ° C. Suurel kõrgusel muutub vertikaalse temperatuurigradiendi väärtus ja märk kihiti. Üle 790 km on temperatuur umbes 1000 K ja kõrgusega praktiliselt ei muutu.
Standardatmosfäär on perioodiliselt uuendatav, legaliseeritud standard, mis antakse välja tabelite kujul.
| Tabel 1. MAA ATmosfääri STANDARDMUDEL. Tabel näitab: h- kõrgus merepinnast, R- surve, T– temperatuur, r – tihedus, N– molekulide või aatomite arv ruumalaühikus, H- kõrgusskaala, l- vaba tee pikkus. Rakettide andmetest saadud rõhk ja temperatuur 80–250 km kõrgusel on madalamad. Suuremate kui 250 km kõrguste väärtused, mis on saadud ekstrapoleerimise teel, ei ole väga täpsed. | ||||||
| h(km) | P(mbar) | T(°C) | r (g/cm3) | 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 | |
Troposfäär.
Atmosfääri madalaimat ja tihedaimat kihti, milles temperatuur kõrgusega kiiresti langeb, nimetatakse troposfääriks. See sisaldab kuni 80% atmosfääri kogumassist ning ulatub polaar- ja keskmistel laiuskraadidel 8–10 km kõrgusele ning troopikas kuni 16–18 km kõrgusele. Siin arenevad pea kõik ilmatekivad protsessid, Maa ja selle atmosfääri vahel toimub soojus- ja niiskusvahetus, tekivad pilved, tekivad mitmesugused meteoroloogilised nähtused, tekib udu ja sademeid. Need maakera atmosfääri kihid on konvektiivses tasakaalus ja tänu aktiivsele segunemisele on neil homogeenne keemiline koostis, mis koosneb peamiselt molekulaarsest lämmastikust (78%) ja hapnikust (21%). Valdav enamus looduslikest ja tehislikest aerosoolidest ja gaasilistest õhusaasteainetest on koondunud troposfääri. Kuni 2 km paksuse troposfääri alumise osa dünaamika sõltub tugevalt Maa aluspinna omadustest, mis määrab õhu horisontaalsed ja vertikaalsed liikumised (tuuled), mis on põhjustatud soojemalt maalt soojuse ülekandmisest. maapinna infrapunakiirguse kaudu, mis neeldub troposfääris peamiselt vee ja süsinikdioksiidi aurude kaudu (kasvuhooneefekt). Temperatuuri jaotus kõrgusega määratakse turbulentse ja konvektiivse segamise tulemusena. Keskmiselt vastab see temperatuuri langusele kõrgusega ligikaudu 6,5 K/km.
Tuule kiirus pinnapealses piirkihis kasvab esialgu kiiresti kõrgusega ja selle kohal jätkab tõusu 2–3 km/s kilomeetri kohta. Mõnikord tekivad troposfääris kitsad planetaarsed voolud (kiirusega üle 30 km/s), läänepoolsed keskmistel laiuskraadidel ja idas ekvaatori lähedal. Neid nimetatakse jugavooludeks.
Tropopaus.
Troposfääri ülemisel piiril (tropopausis) saavutab temperatuur madalama atmosfääri taseme. See on üleminekukiht troposfääri ja selle kohal paikneva stratosfääri vahel. Tropopausi paksus ulatub sadadest meetritest 1,5–2 km-ni ning temperatuur ja kõrgus merepinnast vastavalt 190–220 K ja 8–18 km, olenevalt laiuskraadist ja aastaajast. Parasvöötme ja kõrgetel laiuskraadidel on see talvel 1–2 km madalam kui suvel ja 8–15 K soojem. Troopikas on hooajalisi muutusi palju vähem (kõrgus 16–18 km, temperatuur 180–200 K). Eespool reaktiivvoolud võimalikud tropopausi katkestused.
Vesi Maa atmosfääris.
Maa atmosfääri olulisim omadus on märkimisväärses koguses veeauru ja vee olemasolu tilkade kujul, mis on kõige kergemini jälgitav pilvede ja pilvestruktuuride kujul. Taeva pilvisusastet (teatud hetkel või keskmiselt teatud aja jooksul), väljendatuna skaalal 10 või protsentides, nimetatakse pilvisuseks. Pilvede kuju määratakse rahvusvahelise klassifikatsiooni järgi. Keskmiselt katavad pilved umbes poole maakerast. Pilvisus on oluline ilma ja kliimat iseloomustav tegur. Talvel ja öösel takistab pilvisus maapinna ja maapinna õhukihi temperatuuri langust ning päeval nõrgestab maapinna kuumenemist päikesekiirte toimel, pehmendades kliimat mandrite sees; .
Pilved.
Pilved on atmosfääris hõljuvate veepiiskade (veepilved), jääkristallide (jääpilved) või mõlema koos (segapilved) kogumid. Kui tilgad ja kristallid muutuvad suuremaks, kukuvad nad sademete kujul pilvedest välja. Pilved tekivad peamiselt troposfääris. Need tekivad õhus sisalduva veeauru kondenseerumise tulemusena. Pilvepiiskade läbimõõt on suurusjärgus mitu mikronit. Vedela vee sisaldus pilvedes ulatub fraktsioonidest mitme grammi m3 kohta. Pilvi eristatakse kõrguse järgi: Rahvusvahelise klassifikatsiooni järgi eristatakse 10 tüüpi pilvi: rünkpilved, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
Samuti täheldatakse stratosfääris pärlmutterpilvi, mesosfääris aga udupilvi.
Rünkpilved on läbipaistvad pilved õhukeste valgete niitide või siidise läikega looritena, mis ei anna varje. Rünkpilved koosnevad jääkristallidest ja tekivad troposfääri ülaosas väga madalatel temperatuuridel. Teatud tüüpi rünkpilved on ilmamuutuste esilekutsujad.
Rünkpilved on õhukeste valgete pilvede seljad või kihid troposfääri ülaosas. Ringpilved on ehitatud väikestest elementidest, mis näevad välja nagu helbed, lained, väikesed varjudeta pallid ja koosnevad peamiselt jääkristallidest.
Rünkpilved on valkjas poolläbipaistev loor troposfääri ülaosas, tavaliselt kiuline, mõnikord udune, mis koosneb väikestest nõelakujulistest või sammaskujulistest jääkristallidest.
Altocumulus pilved on valged, hallid või valge-hallid pilved troposfääri alumises ja keskmises kihis. Altocumulus pilved on kihtidena ja seljandikutena, mis on justkui ehitatud plaatidest, ümaratest massidest, šahtidest, üksteise peal asetsevatest helvestest. Altocumulus pilved tekivad intensiivse konvektiivse tegevuse käigus ja koosnevad tavaliselt ülejahtunud veepiiskadest.
Altostratuspilved on kiud- või ühtlase struktuuriga hallid või sinakad pilved. Troposfääri keskmises osas täheldatakse Altostratuse pilvi, mis ulatuvad mitme kilomeetri kõrgusele ja mõnikord tuhandeid kilomeetreid horisontaalsuunas. Tavaliselt on altostratuse pilved osa frontaalpilvesüsteemidest, mis on seotud õhumasside ülespoole liikumisega.
Nimbostratuse pilved on madal (alates 2 km ja üle selle) ühtlase halli värvusega amorfne pilvekiht, mis põhjustab pidevat vihma või lumesadu. Nimbostratuse pilved on kõrgelt arenenud vertikaalselt (kuni mitu km) ja horisontaalselt (mitu tuhat km), koosnevad ülejahtunud veepiiskadest, mis on segatud lumehelvestega, mida tavaliselt seostatakse atmosfäärifrontidega.
Kihtpilved on madalama astme pilved, mis on homogeense kihi kujul, ilma kindlate piirjoonteta, halli värvi. Kihtpilvede kõrgus maapinnast on 0,5–2 km. Aeg-ajalt sajab kihtpilvedest hoovihma.
Rünksajupilved on päeva jooksul tihedad, helevalged pilved, millel on oluline vertikaalne areng (kuni 5 km või rohkem). Rünkpilvede ülemised osad näevad välja nagu ümarate piirjoontega kuplid või tornid. Tavaliselt tekivad rünkpilved konvektsioonipilvedena külmas õhumassis.
Kihtpilved on madalad (alla 2 km) pilved, mis moodustuvad hallide või valgete mittekiuliste kihtidena või ümarate suurte plokkide seljanditena. Kihkpilvede vertikaalne paksus on väike. Aeg-ajalt tekitavad kihtrünkpilved kergeid sademeid.
Rünkpilved on tugeva vertikaalse arenguga (kuni 14 km kõrguseni) võimsad ja tihedad pilved, mis toovad kaasa tugevat vihmasadu koos äikese, rahe ja tuiskidega. Rünkpilved arenevad välja võimsatest rünkpilvedest, erinedes neist jääkristallidest koosneva ülemise osa poolest.
Stratosfäär.
Tropopausi kaudu, keskmiselt 12–50 km kõrgusel, läheb troposfäär stratosfääri. Alumises osas ca 10 km, s.o. kuni umbes 20 km kõrguseni on see isotermiline (temperatuur umbes 220 K). Seejärel suureneb see kõrgusega, ulatudes 50–55 km kõrgusel maksimaalselt umbes 270 K-ni. Siin on stratosfääri ja seda ümbritseva mesosfääri vaheline piir, mida nimetatakse stratopausiks. .
Stratosfääris on veeauru oluliselt vähem. Siiski on mõnikord täheldatud õhukesi poolläbipaistvaid pärlmutterpilvi, mis aeg-ajalt tekivad stratosfääris 20–30 km kõrgusel. Pärlmutterpilved on pimedas taevas nähtavad pärast päikeseloojangut ja enne päikesetõusu. Kujult meenutavad pärlmutterpilved rünk- ja rünkpilvi.
Keskmine atmosfäär (mesosfäär).
Umbes 50 km kõrgusel algab mesosfäär laia temperatuuri maksimumi tipust . Selle maksimumi piirkonnas temperatuuri tõusu põhjus on eksotermiline (s.o. millega kaasneb soojuse eraldumine) osooni lagunemise fotokeemiline reaktsioon: O 3 + hv® O 2 + O. Osoon tekib molekulaarse hapniku O 2 fotokeemilise lagunemise tulemusena
O2+ hv® O + O ja sellele järgnev hapnikuaatomi ja molekuli kolmikkokkupõrke reaktsioon mõne kolmanda molekuliga M.
O + O 2 + M ® O 3 + M
Osoon neelab ahnelt ultraviolettkiirgust piirkonnas 2000–3000 Å ja see kiirgus soojendab atmosfääri. Osoon, mis asub atmosfääri ülemistes kihtides, toimib omamoodi kilbina, mis kaitseb meid päikese ultraviolettkiirguse mõjude eest. Ilma selle kilbita oleks elu arendamine Maal selle tänapäevastes vormides vaevalt võimalik olnud.
Üldiselt langeb atmosfääri temperatuur kogu mesosfääris oma minimaalse väärtuseni umbes 180 K mesosfääri ülemisel piiril (nimetatakse mesopausiks, kõrgus umbes 80 km). Mesopausi läheduses, 70–90 km kõrgusel, võib tekkida väga õhuke jääkristallide kiht ning vulkaani- ja meteoriiditolmu osakesi, mida täheldatakse kauni udupilvede vaatepildina. veidi pärast päikeseloojangut.
Mesosfääris põlevad Maale langevad väikesed tahked meteoriidiosakesed, mis põhjustavad meteoorinähtust, enamasti ära.
Meteoorid, meteoriidid ja tulekerad.
Meteoroidideks nimetatakse põletusi ja muid Maa atmosfääri ülakihtides tekkivaid nähtusi, mis on põhjustatud tahkete kosmiliste osakeste või kehade tungimisest sinna kiirusega 11 km/s või rohkem. Ilmub jälgitav hele meteoriidijälg; nimetatakse kõige võimsamaid nähtusi, millega sageli kaasneb meteoriitide langemine tulekerad; meteooride ilmumist seostatakse meteoorisadudega.
Meteorid:
1) nähtus, kus meteoorid langevad mitme tunni või päeva jooksul ühest radiandist.
2) meteoroidide sülem, mis liigub samal orbiidil ümber Päikese.
Meteooride süstemaatiline ilmumine teatud taevapiirkonnas ja teatud päevadel aastas, mis on põhjustatud Maa orbiidi ristumiskohast paljude meteoriidikehade ühise orbiidiga, mis liiguvad ligikaudu samade ja identsete kiirustega. mille rajad taevas näivad väljuvat ühisest punktist (kiirgavast) . Need on oma nime saanud selle tähtkuju järgi, kus radiant asub.
Meteoorisajud jätavad oma valgusefektidega sügava mulje, kuid üksikuid meteoore on harva näha. Palju rohkem on nähtamatuid meteoore, mis on liiga väikesed, et olla atmosfääri neeldumisel nähtavad. Mõned väikseimad meteoorid ilmselt üldse ei kuumene, vaid jäävad ainult atmosfääri poolt kinni. Neid väikeseid osakesi, mille suurus ulatub mõnest millimeetrist kümne tuhande millimeetrini, nimetatakse mikrometeoriitideks. Iga päev atmosfääri siseneva meteoriidi kogus on 100–10 000 tonni, kusjuures suurem osa sellest materjalist pärineb mikrometeoriitidest.
Kuna meteoriitne aine põleb atmosfääris osaliselt, täiendatakse selle gaasi koostist mitmesuguste keemiliste elementide jälgedega. Näiteks toovad kivimeteoorid atmosfääri liitiumi. Metallmeteooride põlemisel tekivad pisikesed kerakujulised raua, raud-nikli ja muud tilgad, mis läbivad atmosfääri ja settivad maapinnale. Neid võib leida Gröönimaal ja Antarktikas, kus jääkiht püsib aastaid peaaegu muutumatuna. Okeanoloogid leiavad neid ookeani põhjasetetest.
Enamik atmosfääri sisenevaid meteooriosakesi settib umbes 30 päeva jooksul. Mõned teadlased usuvad, et see kosmiline tolm mängib olulist rolli selliste atmosfäärinähtuste, nagu vihm, tekkes, kuna see toimib veeauru kondensatsioonituumadena. Seetõttu eeldatakse, et sademed on statistiliselt seotud suurte meteoorisadudega. Mõned eksperdid aga usuvad, et kuna meteoriidimaterjali koguvaru on mitukümmend korda suurem kui isegi suurimal meteoorisadu omal, võib ühe sellise vihmaga kaasneva selle materjali koguhulga muutuse tähelepanuta jätta.
Siiski pole kahtlust, et suurimad mikrometeoriidid ja nähtavad meteoriidid jätavad atmosfääri kõrgetesse kihtidesse, peamiselt ionosfääri, pikki ionisatsiooni jälgi. Selliseid jälgi saab kasutada kaugraadioside jaoks, kuna need peegeldavad kõrgsageduslikke raadiolaineid.
Atmosfääri sisenevate meteooride energia kulutatakse peamiselt ja võib-olla täielikult selle soojendamiseks. See on atmosfääri termilise tasakaalu üks väiksemaid komponente.
Meteoriit on looduslikult esinev tahke keha, mis kukkus kosmosest Maa pinnale. Tavaliselt tehakse vahet kivi-, kivi-raud- ja raudmeteoriitide vahel. Viimased koosnevad peamiselt rauast ja niklist. Leitud meteoriitidest kaalub enamik mõnest grammist mitme kilogrammini. Suurim leitud Goba raudmeteoriit kaalub umbes 60 tonni ja asub endiselt samas kohas, kus see avastati, Lõuna-Aafrikas. Enamik meteoriite on asteroidide killud, kuid mõned meteoriidid võivad olla Maale tulnud Kuult ja isegi Marsilt.
Boliid on väga hele meteoor, mõnikord nähtav isegi päeval, sageli jättes maha suitsuse jälje ja saadavad helinähtused; sageli lõpeb meteoriitide langemisega.
Termosfäär.
Mesopausi temperatuuri miinimumist kõrgemal algab termosfäär, mille puhul temperatuur hakkab esmalt aeglaselt ja seejärel kiiresti uuesti tõusma. Põhjuseks on ultraviolettkiirguse neeldumine Päikeselt 150–300 km kõrgusel aatomihapniku ionisatsiooni tõttu: O + hv® O + + e.
Termosfääris tõuseb temperatuur pidevalt umbes 400 km kõrgusele, kus päikese aktiivsuse maksimumi perioodil jõuab see päeva jooksul 1800 K-ni Päikese minimaalse aktiivsuse perioodil võib see piirtemperatuur olla alla 1000 K. Üle 400 km muutub atmosfäär isotermiliseks eksosfääriks. Kriitiline tase (eksosfääri alus) on umbes 500 km kõrgusel.
Polaartuled ja paljud tehissatelliitide orbiidid, aga ka ööpilved – kõik need nähtused esinevad mesosfääris ja termosfääris.
Polaartuled.
Kõrgetel laiuskraadidel täheldatakse magnetvälja häirete ajal aurorasid. Need võivad kesta paar minutit, kuid on sageli nähtavad mitu tundi. Aurorad on väga erineva kuju, värvi ja intensiivsuse poolest, mis kõik muutuvad mõnikord aja jooksul väga kiiresti. Aurorade spekter koosneb emissioonijoontest ja -ribadest. Osa öötaeva emissioone on aurora spektris võimendatud, peamiselt rohelised ja punased jooned l 5577 Å ja l 6300 Å hapnik. Juhtub, et üks neist joontest on mitu korda intensiivsem kui teine ja see määrab ära aurora nähtava värvuse: roheline või punane. Magnetvälja häiretega kaasnevad ka raadioside häired polaaraladel. Häire põhjuseks on muutused ionosfääris, mis tähendab, et magnettormide ajal on seal võimas ionisatsiooniallikas. On kindlaks tehtud, et tugevad magnettormid tekivad siis, kui päikeseketta keskkoha lähedal on suured päikeselaikude rühmad. Vaatlused on näidanud, et torme ei seostata mitte päikeselaikude endi, vaid päikeseplekkidega, mis tekivad päikeselaikude rühma kujunemise käigus.
Aurorad on erineva intensiivsusega valgusvahemik, mille kiiret liikumist on täheldatud Maa kõrgetel laiuskraadidel. Visuaalne aurora sisaldab rohelisi (5577Å) ja punaseid (6300/6364Å) aatomhapniku emissioonijooni ja molekulaarseid N2 ribasid, mida erutavad päikese- ja magnetosfääri päritolu energeetilised osakesed. Need heitmed tekivad tavaliselt umbes 100 km kõrgusel ja kõrgemal. Terminit optiline aurora kasutatakse visuaalsete aurorade ja nende emissioonispektri tähistamiseks infrapunast ultraviolettpiirkonnani. Kiirgusenergia spektri infrapunases osas ületab oluliselt nähtava piirkonna energiat. Aurora ilmumisel täheldati emissioone ULF-i vahemikus (
Aurora tegelikke vorme on raske klassifitseerida; Kõige sagedamini kasutatavad terminid on:
1. Rahulikud, ühtlased kaared või triibud. Kaar ulatub tavaliselt ~1000 km geomagnetilise paralleeli suunas (polaaraladel Päikese poole) ja selle laius on üks kuni mitukümmend kilomeetrit. Triip on kaare mõiste üldistus, millel pole tavaliselt korrapärast kaarekujulist kuju, vaid see paindub S-tähe või spiraalide kujul. Kaared ja triibud asuvad 100–150 km kõrgusel.
2. Aurora kiired . See termin viitab magnetvälja joonte järgi piklikule auraalsele struktuurile, mille vertikaalne ulatus on mitukümmend kuni mitusada kilomeetrit. Kiirte horisontaalne ulatus on väike, mitmekümne meetrist mitme kilomeetrini. Kiiri vaadeldakse tavaliselt kaarekujuliselt või eraldi struktuuridena.
3. Plekid või pinnad . Need on isoleeritud särapiirkonnad, millel pole kindlat kuju. Üksikud punktid võivad olla üksteisega ühendatud.
4. Loor. Aurora ebatavaline vorm, mis on ühtlane helk, mis katab suuri taevaalasid.
Oma ehituse järgi jagunevad aurorad homogeenseteks, õõnsateks ja kiirgavateks. Kasutatakse erinevaid termineid; pulseeriv kaar, pulseeriv pind, hajus pind, kiirgav triip, drapeering jne. Aurorad on klassifitseeritud nende värvi järgi. Selle klassifikatsiooni järgi aurorad tüüpi A. Ülemine osa või kogu osa on punane (6300–6364 Å). Need ilmuvad tavaliselt 300–400 km kõrgusel kõrge geomagnetilise aktiivsusega.
Aurora tüüp IN värvitud alumises osas punaseks ja seostatakse esimese positiivse süsteemi N 2 ja esimese negatiivse süsteemi O 2 ribade helendusega. Sellised aurora vormid ilmnevad kõige aktiivsemates aurora faasides.
Tsoonid polaartuled – Maapinna kindlas punktis asuvate vaatlejate sõnul on need öised aurorade maksimaalse sagedusega tsoonid. Tsoonid asuvad 67° põhja- ja lõunalaiusel ning nende laius on umbes 6°. Aurora maksimaalne esinemissagedus, mis vastab antud geomagnetilise kohaliku aja hetkele, toimub ovaalsetes vööndites (auroral ovaal), mis paiknevad asümmeetriliselt ümber põhja- ja lõunapoolsete geomagnetiliste pooluste. Aurora ovaal on fikseeritud laiuskraadides - ajakoordinaatides ja aurora tsoon on ovaali kesköö piirkonna punktide geomeetriline asukoht laius-pikkuskraad. Ovaalne vöö asub geomagnetilisest poolusest öises sektoris ligikaudu 23° ja päevases sektoris 15° kaugusel.
Aurora ovaalne ja aurora tsoonid. Aurora ovaali asukoht sõltub geomagnetilisest aktiivsusest. Suure geomagnetilise aktiivsusega muutub ovaal laiemaks. Auraalseid tsoone või auraalseid ovaalseid piire esindavad paremini L 6.4 kui dipoolkoordinaadid. Geomagnetvälja jooned aurora ovaali päevase sektori piiril langevad kokku magnetopaus. Täheldatakse aurora ovaali asendi muutust sõltuvalt geomagnetilise telje ja Maa-Päikese suuna vahelisest nurgast. Auraalne ovaal määratakse ka teatud energiaga osakeste (elektronid ja prootonid) sadenemise andmete põhjal. Selle asukoha saab andmete põhjal sõltumatult kindlaks määrata Kaspakh päevapoolel ja magnetosfääri sabas.
Aurorade esinemissageduse ööpäevane kõikumine auroravööndis on maksimum geomagnetilisel keskööl ja miinimum geomagnetilisel keskpäeval. Ovaali lähiekvatoriaalsel küljel väheneb järsult aurorade esinemissagedus, kuid igapäevaste variatsioonide kuju säilib. Ovaali polaarküljel väheneb aurorade sagedus järk-järgult ja seda iseloomustavad keerulised ööpäevased muutused.
Aurorade intensiivsus.
Aurora intensiivsus määratakse näiva pinna heleduse mõõtmisega. Heleduspind I Aurora teatud suunas määrab koguheide 4p I footon/(cm 2 s). Kuna see väärtus ei ole tegelik pinna heledus, vaid kujutab emissiooni sambast, kasutatakse aurorade uurimisel tavaliselt ühikut footon/(cm 2 kolonn s). Tavaline koguemissiooni mõõtmise ühik on Rayleigh (Rl), mis on võrdne 10 6 footoni/(cm 2 kolonni s). Aurorali intensiivsuse praktilisemad ühikud määratakse üksiku joone või riba emissioonide järgi. Näiteks aurorade intensiivsus määratakse rahvusvaheliste heleduskoefitsientide (IBR) abil. vastavalt rohelise joone intensiivsusele (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (aurora maksimaalne intensiivsus). Seda klassifikatsiooni ei saa kasutada punaste aurorade puhul. Üks ajastu (1957–1958) avastusi oli magnetpooluse suhtes nihutatud ovaali kujul olevate aurorade ruumilise ja ajalise jaotuse kindlaksmääramine. Lihtsad ideed aurorade jaotuse ümmarguse kuju kohta magnetpooluse suhtes tekkisid Üleminek magnetosfääri kaasaegsele füüsikale on lõppenud. Avastuse au kuulub O. Khoroševale ning intensiivset auroovaali ideearendust viisid läbi G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu ja hulk teisi uurijaid. Auraalne ovaal on päikesetuule kõige intensiivsema mõju piirkond Maa ülemistele atmosfäärikihtidele. Aurora intensiivsus on suurim ovaalis ja selle dünaamikat jälgitakse pidevalt satelliitide abil.
Stabiilsed auraalsed punased kaared.
Ühtlane auraalne punane kaar, muidu nimetatakse keskmise laiuskraadi punaseks kaareks või M-kaar, on subvisuaalne (alla silma tundlikkuse piiri) lai kaar, mis ulatub idast läände tuhandete kilomeetrite ulatuses ja võib-olla ümbritseb kogu Maad. Kaare laiuskraadi pikkus on 600 km. Stabiilse auraalse punase kaare emissioon on punastel joontel l 6300 Å ja l 6364 Å peaaegu monokromaatiline. Hiljuti teatati ka nõrkadest emissioonijoontest l 5577 Å (OI) ja l 4278 Å (N+2). Püsivad punased kaared liigitatakse aurorateks, kuid need ilmuvad palju kõrgemal. Alumine piir asub 300 km kõrgusel, ülemine piir on umbes 700 km kõrgusel. Vaikse auraalse punase kaare intensiivsus l 6300 Å emissioonis on vahemikus 1 kuni 10 kRl (tavaline väärtus 6 kRl). Silma tundlikkuslävi sellel lainepikkusel on umbes 10 kRl, seega on kaari visuaalselt harva täheldatud. Kuid vaatlused on näidanud, et nende heledus on 10% öödest >50 kRL. Kaarte tavaline eluiga on umbes üks päev ja järgnevatel päevadel ilmuvad need harva. Püsivaid auraalseid punaseid kaare ristuvate satelliitide või raadioallikate raadiolained alluvad stsintillatsioonile, mis näitab elektrontiheduse ebahomogeensuse olemasolu. Punase kaare teoreetiline seletus on see, et piirkonna kuumutatud elektronid F Ionosfäär põhjustab hapnikuaatomite arvu suurenemist. Satelliidivaatlused näitavad elektronide temperatuuri tõusu piki geomagnetilisi jõujooni, mis lõikuvad püsivaid punakaarde. Nende kaare intensiivsus on positiivses korrelatsioonis geomagnetilise aktiivsusega (tormid) ja kaare esinemise sagedus on positiivses korrelatsioonis päikeselaikude aktiivsusega.
Aurora muutumine.
Mõned aurora vormid kogevad kvaasiperioodilisi ja ühtseid ajalisi intensiivsuse variatsioone. Neid ligikaudu paigalseisva geomeetria ja kiirete perioodiliste faasimuutustega aurorasid nimetatakse muutuvateks aurorateks. Neid klassifitseeritakse auroradeks vormid R Vastavalt rahvusvahelisele auroraatlasele. Muutuvate aurorade üksikasjalikum alajaotus:
R 1 (pulseeriv aurora) on helendus, mille heleduse faaside kõikumised on kogu aurora kuju ulatuses ühtlased. Ideaalses pulseerivas auroras saab definitsiooni järgi eraldada pulsatsiooni ruumiline ja ajaline osa, s.t. heledus I(r,t)= I s(r)· I T(t). Tüüpilises auroras R 1 pulsatsioon toimub sagedusega 0,01 kuni 10 Hz madala intensiivsusega (1-2 kRl). Enamik aurorasid R 1 – need on laigud või kaared, mis pulseerivad mitme sekundi jooksul.
R 2 (tuline aurora). Seda terminit kasutatakse tavaliselt liikumiste, näiteks taevast täitvate leegide viitamiseks, selle asemel, et kirjeldada konkreetset vormi. Aurorad on kaarekujulised ja liiguvad tavaliselt 100 km kõrguselt ülespoole. Need aurorad on suhteliselt haruldased ja esinevad sagedamini väljaspool aurorat.
R 3 (virvendav aurora). Need on kiire, ebaregulaarse või korrapärase heleduse kõikumisega aurorad, mis jätavad mulje taevas värelevast leegist. Need ilmuvad vahetult enne aurora lagunemist. Tavaliselt täheldatud varieerumise sagedus R 3 võrdub 10 ± 3 Hz.
Mõiste voogesitus aurora kohta, mida kasutatakse teise pulseerivate aurorade klassi kohta, viitab heleduse ebaregulaarsetele muutustele, mis liiguvad kiiresti horisontaalselt aurorakaaredes ja triipudes.
Muutuv aurora on üks päikese-maapealseid nähtusi, mis kaasnevad päikese- ja magnetosfäärilise päritoluga osakeste sadestumisest põhjustatud geomagnetvälja pulsatsioonide ja auraalse röntgenikiirgusega.
Polaarkübara sära iseloomustab esimese negatiivse süsteemi N + 2 riba kõrge intensiivsus (l 3914 Å). Tavaliselt on need N + 2 ribad viis korda intensiivsemad kui roheline joon OI l 5577 Å, polaarkübara sära absoluutne intensiivsus on vahemikus 0,1 kuni 10 kRl (tavaliselt 1–3 kRl). Nende aurorade ajal, mis ilmuvad PCA perioodidel, katab ühtlane helk kogu polaarkatte kuni geomagnetilise laiuskraadini 60° 30–80 km kõrgusel. Seda tekitavad peamiselt päikese prootonid ja d-osakesed energiaga 10–100 MeV, luues nendel kõrgustel maksimaalse ionisatsiooni. Aurora tsoonides on teist tüüpi sära, mida nimetatakse mantli auroraks. Seda tüüpi auraalse sära puhul on päevane maksimaalne intensiivsus hommikutundidel 1–10 kRL ja minimaalne intensiivsus on viis korda nõrgem. Vahevöö aurorade vaatlusi on vähe, nende intensiivsus sõltub geomagnetilisest ja päikese aktiivsusest.
Atmosfääri sära on määratletud kui kiirgus, mida toodab ja kiirgab planeedi atmosfäär. See on atmosfääri mittesoojuskiirgus, välja arvatud aurora emissioon, pikselahendused ja meteoorijälgede emissioon. Seda terminit kasutatakse seoses maa atmosfääriga (öövalgus, hämarus ja päevavalgus). Atmosfääri kuma moodustab vaid osa atmosfääris saadaolevast valgusest. Muude allikate hulka kuuluvad tähevalgus, sodiaagivalgus ja päevane hajutatud päikesevalgus. Mõnikord võib atmosfääri kuma moodustada kuni 40% valguse koguhulgast. Atmosfääri kuma esineb erineva kõrguse ja paksusega atmosfäärikihtides. Atmosfääri hõõgumisspekter hõlmab lainepikkusi 1000 Å kuni 22,5 mikronit. Peamine emissioonijoon atmosfääri hõõgus on l 5577 Å, mis ilmub 90–100 km kõrgusel 30–40 km paksuse kihina. Luminestsentsi välimus on tingitud Chapmani mehhanismist, mis põhineb hapnikuaatomite rekombinatsioonil. Teised emissioonijooned on l 6300 Å, mis ilmnevad O + 2 ja emissiooni NI l 5198/5201 Å ja NI l 5890/5896 Å dissotsiatiivse rekombinatsiooni korral.
Õhuvalguse intensiivsust mõõdetakse Rayleigh's. Heledus (Rayleigh's) võrdub 4 rv-ga, kus b on kiirgava kihi nurkpinna heledus ühikutes 10 6 footonit/(cm 2 ster·s). Sära intensiivsus sõltub laiuskraadist (erinevate emissioonide puhul erinev) ja varieerub ka päeva jooksul maksimaalselt kesköö lähedal. Satelliidikatsete käigus täheldati õhuvalguse l 5577 Å emissiooni positiivset korrelatsiooni päikeselaikude arvu ja päikesekiirguse vooga 10, 7 cm lainepikkusel. Kosmosest vaadates paistab see Maa ümber valgusrõngana ja on roheka värvusega.
Osonosfäär.
20–25 km kõrgusel saavutatakse ebaolulise koguse osooni O 3 maksimaalne kontsentratsioon (kuni 2×10 –7 hapnikusisaldusest!), mis tekib päikese ultraviolettkiirguse mõjul umbes 10. kõrgusel. kuni 50 km, kaitstes planeeti ioniseeriva päikesekiirguse eest. Vaatamata osoonimolekulide äärmiselt väikesele arvule kaitsevad nad kogu elu Maal Päikese lühilaine (ultraviolett- ja röntgenkiirguse) kahjulike mõjude eest. Kui ladestate kõik molekulid atmosfääri põhja, saate kihi paksusega mitte rohkem kui 3–4 mm! Kõrgusel üle 100 km suureneb kergete gaaside osakaal, väga kõrgel on ülekaalus heelium ja vesinik; paljud molekulid dissotsieeruvad üksikuteks aatomiteks, mis Päikese kõva kiirguse mõjul ioniseerituna moodustavad ionosfääri. Õhu rõhk ja tihedus Maa atmosfääris vähenevad kõrgusega. Sõltuvalt temperatuurijaotusest jaguneb Maa atmosfäär troposfääriks, stratosfääriks, mesosfääriks, termosfääriks ja eksosfääriks. .
20–25 km kõrgusel on osoonikiht. Osoon tekib hapnikumolekulide lagunemisel päikese ultraviolettkiirguse neelamisel, mille lainepikkus on lühem kui 0,1–0,2 mikronit. Vaba hapnik ühineb O 2 molekulidega ja moodustab osooni O 3, mis neelab ahnelt kogu ultraviolettkiirgust, mis on lühem kui 0,29 mikronit. O3 osooni molekulid hävivad kergesti lühilainekiirguse toimel. Seetõttu neelab osoonikiht hoolimata oma haruldasest tõhusalt päikese ultraviolettkiirgust, mis on läbinud kõrgemaid ja läbipaistvamaid atmosfäärikihte. Tänu sellele on elusorganismid Maal kaitstud päikese ultraviolettkiirguse kahjulike mõjude eest.
Ionosfäär.
Päikese kiirgus ioniseerib atmosfääri aatomeid ja molekule. Ionisatsiooniaste muutub oluliseks juba 60 kilomeetri kõrgusel ja kasvab pidevalt Maast kaugenedes. Atmosfääri erinevatel kõrgustel toimuvad erinevate molekulide dissotsiatsiooniprotsessid ja sellele järgnev erinevate aatomite ja ioonide ionisatsioon. Need on peamiselt hapniku O 2, lämmastiku N 2 molekulid ja nende aatomid. Sõltuvalt nende protsesside intensiivsusest nimetatakse atmosfääri erinevaid kihte, mis asuvad kõrgemal kui 60 kilomeetrit, ionosfäärikihtideks. , ja nende tervik on ionosfäär . Alumist kihti, mille ionisatsioon on ebaoluline, nimetatakse neutrosfääriks.
Laetud osakeste maksimaalne kontsentratsioon ionosfääris saavutatakse 300–400 km kõrgusel.
Ionosfääri uurimise ajalugu.
Hüpoteesi juhtiva kihi olemasolust atmosfääri ülakihtides esitas 1878. aastal inglise teadlane Stuart, et selgitada geomagnetvälja tunnuseid. Seejärel tõid 1902. aastal üksteisest sõltumatult välja Kennedy USA-s ja Heaviside Inglismaal, et raadiolainete levimise seletamiseks pikkadel vahemaadel on vaja eeldada kõrge juhtivusega piirkondade olemasolu atmosfääri kõrgetes kihtides. Aastal 1923 jõudis akadeemik M. V. Shuleikin erineva sagedusega raadiolainete levimise iseärasusi arvestades järeldusele, et ionosfääris on vähemalt kaks peegeldavat kihti. Seejärel tõestasid 1925. aastal inglise teadlased Appleton ja Barnett, aga ka Breit ja Tuve esmalt eksperimentaalselt raadiolaineid peegeldavate piirkondade olemasolu ja panid aluse nende süstemaatilisele uurimisele. Sellest ajast alates on süstemaatiliselt uuritud nende kihtide omadusi, mida üldiselt nimetatakse ionosfääriks ja mis mängivad olulist rolli paljudes geofüüsikalistes nähtustes, mis määravad raadiolainete peegeldumise ja neeldumise, mis on praktilise tähtsusega. eelkõige usaldusväärse raadioside tagamiseks.
1930. aastatel hakati süstemaatiliselt jälgima ionosfääri seisundit. Meie riigis loodi M.A. Bonch-Bruevitši algatusel selle impulsi sondeerimiseks installatsioonid. Uuriti paljusid ionosfääri üldisi omadusi, selle põhikihtide kõrgusi ja elektronide kontsentratsiooni.
60-70 km kõrgusel täheldatakse D-kihti, 100-120 km kõrgusel kihti E, kõrgustel, 180–300 km kõrgusel kahekihiline F 1 ja F 2. Nende kihtide peamised parameetrid on toodud tabelis 4.
| Tabel 4. | ||||||
| Ionosfääri piirkond | Maksimaalne kõrgus, km | T i , K | päev | Öö 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 (talv) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2·10 –10 |
| F 2 (suvi) | 250–320 | 1000–2000 | 2 · 10 5 | 8 10 5 | ~3·10 5 | 10 –10 |
| n e– elektronide kontsentratsioon, e – elektronlaeng, T i– ioonitemperatuur, a΄ – rekombinatsioonikoefitsient (mis määrab väärtuse n e ja selle muutumine ajas) | ||||||
Keskmised väärtused on antud, kuna need varieeruvad erinevatel laiuskraadidel, olenevalt kellaajast ja aastaaegadest. Sellised andmed on vajalikud kaugraadioside tagamiseks. Neid kasutatakse erinevate lühilaine raadiolinkide töösageduste valimiseks. Teadmised nende muutumisest olenevalt ionosfääri seisundist erinevatel kellaaegadel ja aastaaegadel on raadioside töökindluse tagamiseks ülimalt olulised. Ionosfäär on maakera atmosfääri ioniseeritud kihtide kogum, mis algab umbes 60 km kõrguselt ja ulatub kümnete tuhandete km kõrguseni. Maa atmosfääri peamiseks ionisatsiooniallikaks on Päikese ultraviolett- ja röntgenkiirgus, mis esineb peamiselt Päikese kromosfääris ja koroonas. Lisaks mõjutavad atmosfääri ülemiste kihtide ionisatsiooniastet päikeseenergia sähvatuste ajal tekkivad päikese korpuskulaarsed vood, samuti kosmilised kiired ja meteooriosakesed.
Ionosfääri kihid
- need on piirkonnad atmosfääris, kus saavutatakse vabade elektronide maksimaalne kontsentratsioon (st nende arv ruumalaühiku kohta). Elektriliselt laetud vabad elektronid ja (vähemal määral vähem liikuvad ioonid), mis tulenevad atmosfäärigaaside aatomite ionisatsioonist, interakteeruvad raadiolainetega (st elektromagnetvõnkudega), võivad muuta oma suunda, neid peegeldades või murdes ning neelavad energiat. . Selle tulemusena võivad kaugete raadiojaamade vastuvõtmisel tekkida mitmesugused efektid, näiteks raadioside tuhmumine, kaugjaamade kuuldavuse suurenemine, elektrikatkestused ja nii edasi. nähtusi.
Uurimismeetodid.
Klassikalised meetodid Maalt ionosfääri uurimiseks taanduvad impulsshelistamisele - raadioimpulsside saatmisele ja nende peegelduste jälgimisele ionosfääri erinevatest kihtidest, viiteaja mõõtmiseks ning peegeldunud signaalide intensiivsuse ja kuju uurimisele. Mõõtes raadioimpulsside peegelduskõrgusi erinevatel sagedustel, määrates erinevate alade kriitilisi sagedusi (kriitiline sagedus on raadioimpulsi kandesagedus, mille jaoks ionosfääri antud piirkond muutub läbipaistvaks), on võimalik kindlaks teha. elektronide kontsentratsiooni väärtus kihtides ja efektiivsed kõrgused etteantud sageduste jaoks ning valida antud raadioteede jaoks optimaalsed sagedused. Raketitehnoloogia arenedes ning Maa tehissatelliitide (AES) ja teiste kosmoseaparaatide kosmoseajastu tulekuga sai võimalikuks Maa-lähedase kosmoseplasma parameetrite otsene mõõtmine, mille alumine osa on ionosfäär.
Elektronide kontsentratsiooni mõõtmised, mis viidi läbi spetsiaalselt väljasaadetud rakettidel ja mööda satelliidi lennutrajektoori, kinnitasid ja täpsustasid varem maapealsete meetoditega saadud andmeid ionosfääri ehituse, elektronide kontsentratsiooni jaotuse ja kõrguse kohta Maa erinevatest piirkondadest ning võimaldas saada elektronide kontsentratsiooni väärtusi üle peamise maksimumi - kihi F. Varem oli seda võimatu teha sondeerimismeetodite abil, mis põhinesid peegeldunud lühilaine raadioimpulsside vaatlustel. On avastatud, et mõnel pool maakeral on üsna stabiilsed alad, kus elektronide kontsentratsioon on vähenenud, regulaarsed “ionosfäärituuled”, ionosfääris tekivad omapärased laineprotsessid, mis kannavad lokaalseid ionosfäärihäireid tuhandete kilomeetrite kaugusel nende ergastumiskohast, ja palju muud. Eriti ülitundlike vastuvõtuseadmete loomine võimaldas ionosfääri impulsssondeerimisjaamades vastu võtta ionosfääri madalaimatest piirkondadest (osalise peegelduse jaamadest) osaliselt peegeldunud impulsssignaale. Võimsate impulssseadmete kasutamine mõõturi ja detsimeetri lainepikkuse vahemikes koos antennide kasutamisega, mis võimaldavad väljastatud energia suurt kontsentratsiooni, võimaldas jälgida ionosfääri hajutatud signaale erinevatel kõrgustel. Nende ionosfääri plasma elektronide ja ioonide poolt ebajärjekindlalt hajutatud signaalide spektrite tunnuste uurimine (selleks kasutati raadiolainete ebajärjekindla hajumise jaamu) võimaldas määrata elektronide ja ioonide kontsentratsiooni, nende ekvivalenti. temperatuur erinevatel kõrgustel kuni mitme tuhande kilomeetri kõrguseni. Selgus, et ionosfäär on kasutatavate sageduste kohta üsna läbipaistev.
Elektrilaengute kontsentratsioon (elektronide kontsentratsioon võrdub ioonide kontsentratsiooniga) maakera ionosfääris 300 km kõrgusel on ööpäeva jooksul umbes 10 6 cm –3. Sellise tihedusega plasma peegeldab raadiolaineid pikkusega üle 20 m ja edastab lühemaid.
Tüüpiline elektronide kontsentratsiooni vertikaaljaotus ionosfääris päeva- ja öötingimuste jaoks.
Raadiolainete levik ionosfääris.
Kaugringhäälingujaamade stabiilne vastuvõtt sõltub kasutatavatest sagedustest, samuti kellaajast, aastaajast ja lisaks päikese aktiivsusest. Päikese aktiivsus mõjutab oluliselt ionosfääri seisundit. Maapealse jaama kiiratavad raadiolained levivad sirgjooneliselt, nagu kõik elektromagnetlained. Siiski tuleb arvestada, et nii Maa pind kui ka selle atmosfääri ioniseeritud kihid toimivad tohutu kondensaatori plaatidena, toimides neile nagu peeglite mõju valgusele. Nendelt peegeldudes võivad raadiolained levida palju tuhandeid kilomeetreid, tiirledes ümber maakera tohutute sadade ja tuhandete kilomeetrite hüpetega, peegeldudes vaheldumisi ioniseeritud gaasikihilt ja Maa või vee pinnalt.
Eelmise sajandi 20ndatel arvati, et lühemad kui 200 m raadiolained ei sobi üldiselt tugeva neeldumise tõttu pikamaasideks. Esimesed katsed lühilainete kaugvastuvõtmiseks üle Atlandi ookeani Euroopa ja Ameerika vahel viisid läbi inglise füüsik Oliver Heaviside ja Ameerika elektriinsener Arthur Kennelly. Üksteisest sõltumatult väitsid nad, et kusagil Maa ümber on atmosfääri ioniseeritud kiht, mis on võimeline raadiolaineid peegeldama. Seda nimetati Heaviside-Kennelly kihiks ja seejärel ionosfääriks.
Tänapäevaste kontseptsioonide kohaselt koosneb ionosfäär negatiivselt laetud vabadest elektronidest ja positiivselt laetud ioonidest, peamiselt molekulaarsest hapnikust O + ja lämmastikoksiidist NO +. Ioonid ja elektronid tekivad molekulide dissotsiatsiooni ja neutraalsete gaasiaatomite ioniseerimise tulemusena päikese röntgenikiirguse ja ultraviolettkiirguse toimel. Aatomi ioniseerimiseks on vaja anda sellele ionisatsioonienergiat, mille peamiseks allikaks ionosfääri jaoks on päikese ultraviolett-, röntgen- ja korpuskulaarne kiirgus.
Samal ajal kui Maa gaasilist kesta valgustab Päike, tekib selles pidevalt rohkem ja rohkem elektrone, kuid samal ajal osa elektrone, põrkudes ioonidega, rekombineeruvad, moodustades taas neutraalseid osakesi. Pärast päikeseloojangut uute elektronide teke peaaegu peatub ja vabade elektronide arv hakkab vähenema. Mida rohkem on ionosfääris vabu elektrone, seda paremini peegelduvad sealt kõrgsageduslained. Elektronide kontsentratsiooni vähenemisega on raadiolainete läbimine võimalik ainult madalates sagedusvahemikes. Sellepärast on öösel reeglina võimalik vastu võtta kaugeid jaamu ainult vahemikus 75, 49, 41 ja 31 m. Elektronid jaotuvad ionosfääris ebaühtlaselt. Kõrgusel 50–400 km on mitu suurenenud elektronikontsentratsiooniga kihti või piirkonda. Need alad lähevad sujuvalt üksteiseks ja neil on erinev mõju HF-raadiolainete levimisele. Ionosfääri ülemine kiht on tähistatud tähega F. Siin on kõrgeim ionisatsiooniaste (laetud osakeste osa on umbes 10–4). See asub rohkem kui 150 km kõrgusel Maa pinnast ja mängib peamist peegeldavat rolli kõrgsageduslike HF-raadiolainete levimisel kaugemal. Suvekuudel jaguneb piirkond F kaheks kihiks - F 1 ja F 2. Kiht F1 võib hõivata kõrgusi 200–250 km ja kiht F 2 näib "hõljuvat" 300–400 km kõrgusel. Tavaliselt kiht F 2 on ioniseeritud palju tugevamalt kui kiht F 1 . Öine kiht F 1 kaob ja kiht F 2 jääb alles, kaotades aeglaselt kuni 60% oma ionisatsiooniastmest. F-kihi all kõrgustel 90–150 km on kiht E, mille ionisatsioon toimub Päikese pehme röntgenkiirguse mõjul. E-kihi ionisatsiooniaste on madalam kui kihil F, päevasel ajal toimub 31 ja 25 m madala sagedusega HF vahemike jaamade vastuvõtt, kui signaalid peegelduvad kihist E. Tavaliselt on need jaamad, mis asuvad 1000–1500 km kaugusel. Öösel kihis E Ionisatsioon väheneb järsult, kuid isegi sel ajal mängib see jätkuvalt olulist rolli 41, 49 ja 75 m vahemike jaamade signaalide vastuvõtmisel.
Kõrgsageduslike HF-vahemike 16, 13 ja 11 m signaalide vastuvõtmiseks pakuvad suurt huvi piirkonnas tekkivad signaalid. E tugevalt suurenenud ionisatsioonikihid (pilved). Nende pilvede pindala võib varieeruda mõnest kuni sadade ruutkilomeetriteni. Seda suurenenud ionisatsiooni kihti nimetatakse sporaadiliseks kihiks. E ja on määratud Es. Es-pilved võivad tuule mõjul liikuda ionosfääris ja jõuda kiiruseni kuni 250 km/h. Suvel keskmistel laiuskraadidel päevasel ajal esineb Es-pilvedest tingitud raadiolainete teke 15–20 päeva kuus. Ekvaatori lähedal on see peaaegu alati olemas ja kõrgetel laiuskraadidel ilmub see tavaliselt öösel. Mõnikord ilmuvad madala päikeseaktiivsuse aastatel, kui kõrgsageduslike HF-ribadel ülekannet ei toimu, 16, 13 ja 11 m sagedusaladele ootamatult hea helitugevusega kauged jaamad, mille signaalid peegelduvad Es-lt mitu korda.
Ionosfääri madalaim piirkond on piirkond D asub 50–90 km kõrgusel. Siin on vabu elektrone suhteliselt vähe. Piirkonnast D Pikad ja keskmised lained peegelduvad hästi ning madala sagedusega HF jaamade signaalid neelduvad tugevalt. Pärast päikeseloojangut kaob ionisatsioon väga kiiresti ja on võimalik vastu võtta kaugeid jaamu vahemikus 41, 49 ja 75 m, mille signaalid peegelduvad kihtidelt F 2 ja E. Ionosfääri üksikud kihid mängivad HF-raadiosignaalide levimisel olulist rolli. Mõju raadiolainetele ilmneb peamiselt vabade elektronide olemasolu tõttu ionosfääris, kuigi raadiolainete levimise mehhanism on seotud suurte ioonide olemasoluga. Viimased pakuvad huvi ka atmosfääri keemiliste omaduste uurimisel, kuna need on aktiivsemad kui neutraalsed aatomid ja molekulid. Ionosfääris toimuvad keemilised reaktsioonid mängivad olulist rolli selle energia- ja elektrilises tasakaalus.
Normaalne ionosfäär. Geofüüsikaliste rakettide ja satelliitide abil tehtud vaatlused on andnud hulgaliselt uut teavet, mis näitab, et atmosfääri ioniseerumine toimub laiaulatusliku päikesekiirguse mõjul. Selle põhiosa (üle 90%) on koondunud spektri nähtavasse ossa. Ultraviolettkiirgust, millel on lühem lainepikkus ja suurem energia kui violetsetel valguskiirtel, kiirgab Päikese siseatmosfääris (kromosfääris) olev vesinik, veelgi suurema energiaga röntgenkiirgust aga Päikese väliskesta gaasid. (koroon).
Ionosfääri normaalne (keskmine) seisund on tingitud pidevast võimsast kiirgusest. Tavalises ionosfääris toimuvad korrapärased muutused, mis on tingitud Maa igapäevasest pöörlemisest ja keskpäevase päikesekiirte langemisnurga hooajalistest erinevustest, kuid ka ettearvamatuid ja järske muutusi ionosfääri seisundis.
Häired ionosfääris.
Nagu teada, esinevad Päikesel võimsad tsükliliselt korduvad aktiivsuse ilmingud, mis saavutavad maksimumi iga 11 aasta järel. Rahvusvahelise geofüüsika aasta (IGY) programmi raames tehtud vaatlused langesid kogu süstemaatiliste meteoroloogiliste vaatluste perioodi jooksul kokku päikese kõrgeima aktiivsuse perioodiga, s.o. 18. sajandi algusest. Suure aktiivsusega perioodidel suureneb mõne Päikese piirkonna heledus mitu korda ning ultraviolett- ja röntgenkiirguse võimsus suureneb järsult. Selliseid nähtusi nimetatakse päikesepõletusteks. Need kestavad mitu minutit kuni üks kuni kaks tundi. Põletuse ajal purskab päikeseplasma (peamiselt prootonid ja elektronid) ning elementaarosakesed tormavad kosmosesse. Selliste sähvatuste ajal Päikesest lähtuv elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus avaldab tugevat mõju Maa atmosfäärile.
Esialgset reaktsiooni täheldatakse 8 minutit pärast põlengut, kui Maale jõuab intensiivne ultraviolett- ja röntgenkiirgus. Selle tulemusena suureneb ionisatsioon järsult; Röntgenikiirgus tungib atmosfääri ionosfääri alumise piirini; elektronide arv nendes kihtides suureneb nii palju, et raadiosignaalid neelduvad peaaegu täielikult (“kustuvad”). Täiendav kiirguse neeldumine põhjustab gaasi soojenemist, mis aitab kaasa tuulte tekkele. Ioniseeritud gaas on elektrijuht ja Maa magnetväljas liikudes tekib dünamoefekt ja tekib elektrivool. Sellised voolud võivad omakorda tekitada märgatavaid häireid magnetväljas ja avalduda magnettormidena.
Ülemiste atmosfäärikihtide struktuuri ja dünaamikat määravad oluliselt mittetasakaalulised protsessid termodünaamilises mõttes, mis on seotud päikesekiirguse ionisatsiooni ja dissotsiatsiooniga, keemilised protsessid, molekulide ja aatomite ergastumine, nende deaktiveerimine, kokkupõrked ja muud elementaarsed protsessid. Sel juhul suureneb mittetasakaalu aste koos kõrgusega, kui tihedus väheneb. Kuni 500–1000 km kõrguseni ja sageli ka kõrgemal on paljude ülemiste atmosfääri kihtide omaduste tasakaalustamatuse aste üsna väike, mis võimaldab selle kirjeldamiseks kasutada klassikalist ja hüdromagnetilist hüdrodünaamikat, võttes arvesse keemilisi reaktsioone.
Eksosfäär on mitmesaja kilomeetri kõrguselt algav Maa atmosfääri välimine kiht, kust kerged, kiiresti liikuvad vesinikuaatomid pääsevad avakosmosesse.
Edward Kononovitš
Kirjandus:
Pudovkin M.I. Päikesefüüsika alused. Peterburi, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Tänapäeva astronoomia. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Materjalid Internetis: http://ciencia.nasa.gov/
O 2 akumuleerumine Maa atmosfääris:
1
. (3,85-2,45 miljardit aastat tagasi) - O 2 ei toodetud
2
. (2,45–1,85 miljardit aastat tagasi) O2 tekkis, kuid neelasid ookeani ja merepõhja kivimid
3
. (1,85-0,85 miljardit aastat tagasi) O 2 väljub ookeanist, kuid kulub ära kivimite oksüdeerumisel maismaal ja osoonikihi moodustumisel
4
. (0,85-0,54 miljardit aastat tagasi) kõik maa kivimid oksüdeeritakse, algab O 2 akumuleerumine atmosfääris
5
. (0,54 miljardit aastat tagasi – praegune) uusaeg, O 2 sisaldus atmosfääris on stabiliseerunud
Hapnikukatastroof(hapnikurevolutsioon) - globaalne muutus Maa atmosfääri koostises, mis toimus proterosoikumi alguses, umbes 2,4 miljardit aastat tagasi (Sideria periood). Hapnikukatastroofi tagajärjeks oli vaba hapniku ilmumine atmosfääri ja atmosfääri üldise iseloomu muutumine redutseerivast oksüdeerivaks. Hapnikukatastroofi oletus tehti settimise olemuse järsu muutuse uurimise põhjal.
Atmosfääri esmane koostis
Maa primaarse atmosfääri täpne koostis ei ole praegu teada, kuid üldiselt on aktsepteeritud, et see tekkis vahevöö degaseerimise tulemusena ja oli redutseeriva iseloomuga. See põhines süsinikdioksiidil, vesiniksulfiidil, ammoniaagil ja metaanil. Seda toetavad:
- pinnale tekkisid selgelt oksüdeerimata setted (näiteks hapnikulabiilsest püriidist jõekivid);
- teadaolevate oluliste hapniku ja muude oksüdeerivate ainete allikate puudumine;
- primaarse atmosfääri võimalike allikate uurimine (vulkaanilised gaasid, teiste taevakehade koostis).
Hapnikukatastroofi põhjused
Ainus oluline molekulaarse hapniku allikas on biosfäär või täpsemalt fotosünteesivad organismid. Biosfääri eksisteerimise alguses ilmunud fotosünteetilised arhebakterid tootsid hapnikku, mis kulutati peaaegu kohe kivimite, lahustunud ühendite ja atmosfäärigaaside oksüdeerimiseks. Kõrge kontsentratsioon tekkis ainult lokaalselt, bakterimattides (nn hapnikutaskud). Pärast seda, kui atmosfääri pinnakivimid ja gaasid oksüdeerusid, hakkas hapnik atmosfääri vabal kujul kogunema.
Üheks tõenäoliseks teguriks, mis mikroobikoosluste muutumist mõjutas, oli vulkaanilise tegevuse väljasuremisest põhjustatud muutus ookeani keemilises koostises.
Hapnikukatastroofi tagajärjed
Biosfäär
Kuna valdav enamus tolleaegseid organisme olid anaeroobsed, ei suutnud eksisteerida märkimisväärse hapnikukontsentratsiooni juures, toimus kooslustes globaalne muutus: anaeroobsed kooslused asendusid aeroobsete kooslustega, mis varem piirdusid ainult “hapnikutaskutega”; anaeroobsed kooslused, vastupidi, suruti “anaeroobsetesse taskutesse” (piltlikult öeldes “biosfäär pöörati pahupidi”). Järgnevalt viis molekulaarse hapniku olemasolu atmosfääris osooniekraani tekkeni, mis avardas oluliselt biosfääri piire ja tõi kaasa energeetiliselt soodsama (võrreldes anaeroobse) hapnikuhingamise leviku.
Litosfäär
Hapnikukatastroofi tagajärjel oksüdeeruvad praktiliselt kõik moonde- ja settekivimid, mis moodustavad suurema osa maakoorest.
Levinuma teooria järgi atmosfäär
Maa on läbi aegade olnud kolmes erinevas koostises.
Algselt koosnes see kergetest gaasidest (vesinik ja
heelium), mis on püütud planeetidevahelisest ruumist. See on tõsi
nimetatakse primaarseks atmosfääriks (umbes neli miljardit
aastaid tagasi).
Järgmises etapis aktiivne vulkaaniline tegevus
tõi kaasa atmosfääri küllastumise teiste gaasidega, v.a
vesinik (süsinikdioksiid, ammoniaak, veeaur). Niisiis
tekkis sekundaarne atmosfäär (umbes kolm miljardit
aastat kuni tänapäevani). See õhkkond oli taastav.
Järgmisena määrati atmosfääri moodustumise protsess järgmiselt:
tegurid:
- kergete gaaside (vesinik ja heelium) lekkimine planeetidevahelisse
ruum;
- keemilised reaktsioonid, mis toimuvad atmosfääris toimel
ultraviolettkiirguse, pikselahenduste ja
mõned muud tegurid.
Järk-järgult viisid need tegurid kolmanda taseme moodustumiseni
atmosfäär, mida iseloomustab palju madalam sisaldus
vesiniku rõhk ja palju suurem - lämmastik ja süsinikdioksiid
gaas (moodustub ammoniaagi keemiliste reaktsioonide tulemusena
ja süsivesinikud).
aasta tulekuga hakkas atmosfääri koostis radikaalselt muutuma
Me sööme elusorganisme Maal fotosünteesi tulemusena,
millega kaasneb hapniku vabanemine ja süsiniku neeldumine
gaaskloriid.
alguses tarbiti hapnikku
redutseeritud ühendite oksüdeerimiseks - ammoniaak, süsinik
vesinik, raua raua vorm, mida leidub ookeanides
jne Selle etapi lõpus hapnikusisaldus
hakkas atmosfääris kasvama. Tasapisi kaasaegne
oksüdeerivate omadustega külm atmosfäär.
Sest see põhjustas suuri ja drastilisi muutusi
paljud protsessid, mis toimuvad atmosfääris, litosfääris ja
biosfääris nimetati seda sündmust hapnikukatalüsaatoriks
stroof.
Praegu koosneb Maa atmosfäär peamiselt
gaasid ja mitmesugused lisandid (tolm, veetilgad, kristallid
jää, meresoolad, põlemisproduktid). gaasi kontsentratsioon,
atmosfääri komponendid on praktiliselt konstantsed, välja arvatud
vee (H 2 O) ja süsinikdioksiidi (CO 2) kontsentratsioon.
Allikas: class.rambler.ru
Järelikult on Maa kaasaegse (hapniku)atmosfääri teke mõeldamatu ilma elussüsteemideta, s.t hapniku olemasolu on biosfääri arengu tagajärg. V. I. Vernadski hiilgav nägemus Maa nägu muutva biosfääri rollist leiab üha enam kinnitust. Elu tekketee on meile aga siiani ebaselge. V. I. Vernadsky ütles: "Me oleme tuhandeid põlvkondi seisnud silmitsi mõistatusega, mis on lahendamata, kuid põhimõtteliselt lahendatav - elu mõistatus."
Bioloogid usuvad, et elu iseeneslik tekkimine on võimalik ainult redutseerivas keskkonnas, kuid ühe neist, M. Rutteni ideedest lähtuvalt ei sega hapnikusisaldus gaasisegus kuni 0,02% tekkimist veel. abiogeensetest sünteesidest. Seega on geokeemikutel ja bioloogidel atmosfääri redutseerimise ja oksüdeerimise kohta erinevad arusaamad. Nimetagem neutraalseks hapniku jälgi sisaldavat atmosfääri, milles võiksid tekkida esimesed valgukogumid, mis põhimõtteliselt võiksid kasutada (assimileerida) oma toitumiseks abiogeenseid aminohappeid, võib-olla millegipärast ainult isomeere.
Küsimus pole aga selles, kuidas need aminoheterotroofid (organismid, kes kasutavad toiduna aminohappeid) toitusid, vaid selles, kuidas sai tekkida iseorganiseeruv aine, mille evolutsioonil on negatiivne entroopia. Viimane pole aga Universumis nii haruldane. Kas Päikesesüsteemi ja eriti meie Maa teke ei lähe entroopiavoolule vastuollu? Thales of Mitza kirjutas oma traktaadis: "Vesi on kõigi asjade algpõhjus." Tõepoolest, hüdrosfäär pidi esmalt moodustuma, et saada elu hälliks. V. I. Vernadsky ja teised meie aja suured teadlased rääkisid sellest palju.
V. I. Vernadskile ei saanud päris selgeks, miks elusainet esindavad ainult orgaaniliste molekulide vasakukäelised isomeerid ja miks saame mis tahes anorgaanilises sünteesis ligikaudu võrdse vasaku- ja paremakäeliste isomeeride segu. Ja isegi kui me saavutame teatud tehnikate abil rikastamise (näiteks polariseeritud valguses), ei saa me neid puhtal kujul eraldada.
Kuidas saaksid tekkida üsna keerukad orgaanilised ühendid nagu valgud, valgud, nukleiinhapped ja muud organiseeritud elementide kompleksid, mis koosnevad ainult vasakukäelistest isomeeridest?
Allikas: pochemuha.ru
Maa atmosfääri põhiomadused
Atmosfäär on meie kaitsekuppel igasuguste kosmoseohtude eest. See põletab ära suurema osa planeedile langevatest meteoriitidest ja selle osoonikiht toimib filtrina Päikeselt tuleva ultraviolettkiirguse vastu, mille energia on elusolenditele saatuslik. Lisaks on just atmosfäär see, mis hoiab Maa pinnal mugavat temperatuuri – kui mitte kasvuhooneefekti, mis saavutatakse päikesekiirte korduval peegeldumisel pilvedelt, oleks Maal keskmiselt 20-30 kraadi külmem. Vee tsirkulatsioon atmosfääris ja õhumasside liikumine mitte ainult ei tasakaalusta temperatuuri ja niiskust, vaid loob ka maakera maastikuvormide ja mineraalide mitmekesisust – sellist rikkust ei leidu kusagil mujal päikesesüsteemis.
Atmosfääri mass on 5,2×10 18 kilogrammi. Kuigi gaasilised kestad ulatuvad Maast tuhandete kilomeetrite kaugusele, loetakse selle atmosfääriks vaid need, mis pöörlevad ümber telje kiirusega, mis on võrdne planeedi pöörlemiskiirusega. Seega on Maa atmosfääri kõrgus umbes 1000 kilomeetrit, mis läheb sujuvalt üle kosmosesse ülemises kihis, eksosfääris (kreeka keelest "välissfäärist").
Maa atmosfääri koostis. Arengu ajalugu
Kuigi õhk näib olevat homogeenne, on see erinevate gaaside segu. Kui võtta ainult need, mis hõivavad vähemalt tuhandendiku atmosfääri mahust, siis on neid juba 12. Kui vaatame üldpilti, siis on kogu perioodilisustabel korraga õhus!
Sellist mitmekesisust Maal aga kohe saavutada ei õnnestunud. Ainult tänu keemiliste elementide ainulaadsetele kokkulangemistele ja elu olemasolule muutus Maa atmosfäär nii keeruliseks. Meie planeet on säilitanud nende protsesside geoloogilised jäljed, mis võimaldab meil vaadata miljardeid aastaid tagasi:
- Esimesed gaasid, mis 4,3 miljardit aastat tagasi noore Maa katsid, olid vesinik ja heelium, mis on selliste gaasihiiglaste nagu Jupiter atmosfääri põhikomponendid.
kõige elementaarsemate ainete kohta - need koosnesid Päikese ja ümbritsevate planeetide sünnitanud udukogu jäänustest ning asusid ohtralt gravitatsioonikeskuste-planeetide ümber. Nende kontsentratsioon ei olnud väga kõrge ja nende madal aatommass võimaldas neil kosmosesse põgeneda, mida nad teevad ka tänapäeval. Tänapäeval on nende erikaal 0,00052% Maa atmosfääri kogumassist (0,00002% vesinikku ja 0,0005% heeliumi), mis on väga väike. - Kuid Maa enda sees oli palju aineid, mis püüdsid kuumast soolest välja pääseda. Vulkaanidest eraldus tohutul hulgal gaase - peamiselt ammoniaaki, metaani ja süsinikdioksiidi, aga ka väävlit. Ammoniaak ja metaan lagunesid seejärel lämmastikuks, mis praegu hõivab lõviosa Maa atmosfääri massist - 78%.
- Kuid tõeline revolutsioon Maa atmosfääri koostises toimus hapniku saabudes. See ilmnes ka loomulikult - noore planeedi kuum vahevöö vabanes aktiivselt maakoore alla jäänud gaasidest. Lisaks jagunes vulkaanide poolt eralduv veeaur päikese ultraviolettkiirguse mõjul vesinikuks ja hapnikuks.
Selline hapnik ei saanud aga kauaks atmosfääris püsida. See reageeris süsinikmonooksiidi, vaba raua, väävli ja paljude teiste planeedi pinnal leiduvate elementidega – kõrge temperatuur ja päikesekiirgus katalüüsisid keemilisi protsesse. Seda olukorda muutis ainult elusorganismide ilmumine.
- Esiteks hakkasid nad eraldama nii palju hapnikku, et see mitte ainult ei oksüdeerinud kõiki pinnal olevaid aineid, vaid hakkas ka kogunema - paari miljardi aasta jooksul kasvas selle kogus nullist 21% -ni atmosfääri kogumassist.
- Teiseks kasutasid elusorganismid aktiivselt atmosfääri süsinikku oma luustiku ehitamiseks. Nende tegevuse tulemusena täitus maakoor tervete geoloogiliste kihtidega orgaaniliste materjalide ja fossiilidega ning süsihappegaasi jäi palju vähem
- Ja lõpuks moodustas liigne hapnik osoonikihi, mis hakkas elusorganisme ultraviolettkiirguse eest kaitsma. Elu hakkas aktiivsemalt arenema ja omandama uusi, keerukamaid vorme – bakterite ja vetikate sekka hakkasid tekkima kõrgelt organiseeritud olendid. Tänapäeval võtab osoon enda alla vaid 0,00001% Maa kogumassist.
Tõenäoliselt teate juba, et ka Maa taeva sinise värvi loob hapnik – kogu Päikese vikerkaarespektrist hajutab see kõige paremini sinise värvi eest vastutavad lühikesed valguslained. Sama efekt toimib ka kosmoses – eemalt näib Maa olevat kaetud sinise uduga ja eemalt muutub see üleni siniseks täpiks.
Lisaks leidub atmosfääris märkimisväärses koguses väärisgaase. Nende hulgas on kõige rohkem argooni, mille osakaal atmosfääris on 0,9–1%. Selle allikaks on Maa sügavustes toimuvad tuumaprotsessid ning maapinnale jõuab see läbi litosfääriplaatide mikropragude ja vulkaanipursete (nii tekib heelium atmosfääris). Väärisgaasid tõusevad tänu oma füüsikalistele omadustele atmosfääri ülemistesse kihtidesse, kust pääsevad välja avakosmosesse.
Nagu näeme, on Maa atmosfääri koostis muutunud rohkem kui üks kord ja seejuures väga tugevalt – aga selleks kulus miljoneid aastaid. Teisest küljest on elutähtsad nähtused väga stabiilsed – osoonikiht eksisteerib ja toimib ka siis, kui Maal on 100 korda vähem hapnikku. Planeedi üldise ajaloo taustal pole inimtegevus tõsiseid jälgi jätnud. Kuid kohalikus mastaabis on tsivilisatsioon võimeline tekitama probleeme – vähemalt iseenda jaoks. Õhusaaste on Hiina Pekingi elanike elu juba ohtlikuks muutnud – suurlinnade kohal on näha tohutuid räpase udu pilvi isegi kosmosest.
Atmosfääri struktuur
Kuid eksosfäär pole meie atmosfääri ainus eriline kiht. Neid on palju ja igal neist on oma ainulaadsed omadused. Vaatame mõnda põhilist:
Troposfäär
Atmosfääri madalaimat ja tihedaimat kihti nimetatakse troposfääriks. Artikli lugeja on nüüd täpselt oma "alumises" osas - kui ta pole muidugi üks 500 tuhandest inimesest, kes praegu lennukis lendab. Troposfääri ülempiir sõltub laiuskraadist (mäletate Maa pöörlemise tsentrifugaaljõudu, mis muudab planeedi ekvaatoril laiemaks?) ja ulatub 7 kilomeetrist poolustel kuni 20 kilomeetrini ekvaatoril. Samuti sõltub troposfääri suurus aastaajast – mida soojem õhk, seda kõrgemale tõuseb ülempiir.
Nimetus "troposfäär" pärineb vanakreeka sõnast "tropos", mis tõlkes tähendab "pööra, muutu". See peegeldab üsna täpselt atmosfäärikihi omadusi - see on kõige dünaamilisem ja produktiivsem. Just troposfääris kogunevad pilved ja ringleb vesi, tekivad tsüklonid ja antitsüklonid ning tekivad tuuled – toimuvad kõik need protsessid, mida me nimetame “ilmaks” ja “kliimaks”. Lisaks on see kõige massiivsem ja tihedam kiht - see moodustab 80% atmosfääri massist ja peaaegu kogu selle veesisaldusest. Siin elab enamik elusorganisme.
Kõik teavad, et mida kõrgemale lähed, seda külmemaks läheb. See on tõsi – iga 100 meetri järel langeb õhutemperatuur 0,5-0,7 kraadi võrra. Põhimõte töötab aga ainult troposfääris – siis hakkab temperatuur tõusma kõrguse kasvades. Troposfääri ja stratosfääri vahelist tsooni, kus temperatuur jääb konstantseks, nimetatakse tropopausiks. Ja kõrgusega tuul kiireneb - 2–3 km/s kilomeetri kohta ülespoole. Seetõttu eelistavad para- ja deltaplaanid lendudeks kõrgendatud platood ja mägesid – seal saavad nad alati “lainet püüda”.
Juba mainitud õhupõhja, kus atmosfäär puutub kokku litosfääriga, nimetatakse pinnapiirkihiks. Selle roll atmosfääri tsirkulatsioonis on uskumatult suur – soojuse ja kiirguse ülekanne pinnalt tekitab tuuli ja rõhkude erinevusi ning mäed ja muud maastiku ebatasasused suunavad ja eraldavad neid. Veevahetus toimub kohe – 8–12 päeva jooksul naaseb kogu ookeanidest ja pinnalt võetud vesi tagasi, muutes troposfääri omamoodi veefiltriks.
- Huvitav fakt on see, et taimede elus oluline protsess, transpiratsioon, põhineb veevahetusel atmosfääriga. Tema abiga mõjutab planeedi taimestik aktiivselt kliimat – näiteks suured haljasalad pehmendavad ilma- ja temperatuurimuutusi. Veega küllastunud alade taimed aurustavad 99% mullast võetud veest. Näiteks hektar nisu paiskab suve jooksul atmosfääri 2-3 tuhat tonni vett – seda on oluliselt rohkem, kui elutu pinnas suudaks välja lasta.
Normaalrõhk Maa pinnal on umbes 1000 millibaari. Standardiks peetakse rõhku 1013 mbar, mis on üks "atmosfäär" - tõenäoliselt olete selle mõõtühikuga juba kokku puutunud. Kõrguse suurenedes langeb rõhk kiiresti: troposfääri piiridel (12 kilomeetri kõrgusel) on see juba 200 mBaari ja 45 kilomeetri kõrgusel langeb see täielikult 1 mBaarini. Seetõttu pole imelik, et 80% kogu Maa atmosfääri massist koguneb küllastunud troposfääri.
Stratosfäär
Atmosfääri kihti, mis asub 8 km kõrguse (poolusel) ja 50 km (ekvaatoril) vahel, nimetatakse stratosfääriks. Nimi pärineb teisest kreekakeelsest sõnast "stratos", mis tähendab "põrandat, kihti". See on Maa atmosfääri äärmiselt haruldane tsoon, kus veeauru peaaegu pole. Õhurõhk stratosfääri alumises osas on 10 korda väiksem kui pinnarõhk, ülemises osas aga 100 korda väiksem.
Oma vestluses troposfäärist saime juba teada, et temperatuur selles langeb sõltuvalt kõrgusest. Stratosfääris toimub kõik täpselt vastupidi - kõrguse tõusuga tõuseb temperatuur –56°C-lt 0–1°C-ni. Soojenemine peatub stratopausis, stratosfääri ja mesosfääri vahelisel piiril.
Elu ja inimene stratosfääris
Reisilennukid ja ülehelikiirusega lennukid lendavad tavaliselt stratosfääri alumistes kihtides – see mitte ainult ei kaitse neid troposfääri õhuvoogude ebastabiilsuse eest, vaid lihtsustab ka nende liikumist madala aerodünaamilise takistuse tõttu. Ja madalad temperatuurid ja hõre õhk võimaldavad optimeerida kütusekulu, mis on eriti oluline pikamaalendude puhul.
Lennukile on aga kehtestatud tehniline kõrguspiirang – õhuvool, mis stratosfääris on nii väike, on reaktiivmootorite tööks vajalik. Vastavalt sellele peab õhusõiduk turbiinis vajaliku õhurõhu saavutamiseks liikuma helikiirusest kiiremini. Seetõttu saavad kõrgel stratosfääris (18–30 kilomeetri kõrgusel) liikuda ainult lahingumasinad ja ülehelikiirusega lennukid, nagu Concordes. Seega on stratosfääri peamised "asukad" õhupallide külge kinnitatud ilmasondid - seal võivad nad viibida pikka aega, kogudes teavet aluseks oleva troposfääri dünaamika kohta.
Lugeja ilmselt juba teab, et mikroorganisme – nn aeroplanktonit – leidub atmosfääris kuni osoonikihini. Kuid mitte ainult bakterid ei suuda stratosfääris ellu jääda. Niisiis sattus ühel päeval Aafrika raisakotkas, eritüüpi raisakotkas, 11,5 tuhande meetri kõrgusel lennuki mootorisse. Ja mõned pardid lendavad oma rände ajal rahulikult üle Everesti.
Kuid suurim olend, kes stratosfääris on olnud, jääb inimeseks. Praeguse kõrgusrekordi püstitas Google'i asepresident Alan Eustace. Hüppepäeval oli ta 57-aastane! Spetsiaalse õhupalliga tõusis ta 41 kilomeetri kõrgusele merepinnast ja hüppas seejärel langevarjuga alla. Kiirus, mille ta kukkumise tipphetkel saavutas, oli 1342 km/h – rohkem kui helikiirus! Samal ajal sai Eustace esimeseks inimeseks, kes ületas iseseisvalt helikiiruse läve (arvestamata elutoe jaoks mõeldud kosmoseülikonda ja maandumiseks mõeldud langevarjusid tervikuna).
- Huvitav fakt on see, et õhupallist eraldumiseks vajas Eustace lõhkeseadeldist – nagu seda, mida kosmoseraketid lavade lahtiühendamisel kasutavad.
Osoonikiht
Ja stratosfääri ja mesosfääri piiril on kuulus osoonikiht. See kaitseb Maa pinda ultraviolettkiirte mõju eest ja toimib samal ajal elu leviku ülemise piirina planeedil – sellest kõrgemal teevad temperatuur, rõhk ja kosmiline kiirgus kiiresti lõpu ka kõige püsivamatele. bakterid.
Kust see kilp tuli? Vastus on uskumatu – selle lõid elusorganismid, täpsemalt hapnik, mida erinevad bakterid, vetikad ja taimed on ammusest ajast vabastanud. Atmosfääris kõrgele tõustes puutub hapnik kokku ultraviolettkiirgusega ja osaleb fotokeemilises reaktsioonis. Selle tulemusena saadakse tavalisest hapnikust, mida me hingame, O 2, osoon - O 3.
Paradoksaalsel kombel kaitseb Päikese kiirgusest tekkiv osoon meid sama kiirguse eest! Ka osoon ei peegelda, vaid neelab ultraviolettkiirgust – soojendades seeläbi ümbritsevat atmosfääri.
Mesosfäär
Oleme juba maininud, et stratosfääri kohal – täpsemalt stratopausi kohal, stabiilse temperatuuri piirkiht – asub mesosfäär. See suhteliselt väike kiht asub 40–45–90 kilomeetri kõrgusel ja on meie planeedi kõige külmem koht – mesopausis, mesosfääri ülemises kihis, jahtub õhk temperatuurini –143°C.
Mesosfäär on Maa atmosfääri kõige vähem uuritud osa. Äärmiselt madal gaasirõhk, mis on tuhat kuni kümme tuhat korda madalam kui pinnarõhk, piirab õhupallide liikumist – nende tõstejõud ulatub nullini ja need lihtsalt hõljuvad paigal. Sama juhtub reaktiivlennukitega – lennuki tiiva ja kere aerodünaamika kaotab oma tähenduse. Seetõttu võivad mesosfääris lennata kas raketid või rakettmootoriga lennukid – rakettlennukid. Nende hulka kuulub ka maailma kiireima lennuki positsiooni hoidev rakettlennuk X-15: see saavutas 108 kilomeetri kõrguse ja kiiruse 7200 km/h – 6,72 korda suurem helikiirusest.
X-15 rekordlennu pikkus oli aga vaid 15 minutit. See sümboliseerib üldist mesosfääris liikuvate sõidukite probleemi – nad on liiga kiired, et mingeid põhjalikke uuringuid läbi viia ning nad ei püsi antud kõrgusel kaua, kõrgemal lennates või alla kukkudes. Samuti ei saa mesosfääri uurida satelliitide või suborbitaalsete sondide abil – kuigi rõhk selles atmosfäärikihis on madal, aeglustab see (ja mõnikord ka põletab) kosmoseaparaate. Nende keerukuse tõttu nimetavad teadlased mesosfääri sageli "ignorosfääriks" (inglise keelest "ignorosphere", kus "ignorantsus" on teadmatus, teadmiste puudumine).
Mesosfääris põleb ka enamik Maale langevaid meteoore – just seal puhkeb Perseidide meteoorisadu, mida tuntakse “augusti meteoriidisajuna”. Valgusefekt tekib siis, kui kosmiline keha satub teravnurga all Maa atmosfääri kiirusega üle 11 km/h – meteoriit süttib hõõrdejõu toimel.
Olles kaotanud oma massi mesosfääris, settivad "tulnukate" jäänused Maale kosmilise tolmu kujul - iga päev langeb planeedile 100–10 tuhat tonni meteoriidiainet. Kuna üksikud tolmuterad on väga kerged, kulub neil Maa pinnale jõudmiseks kuni üks kuu! Pilvedesse kukkudes muudavad nad need raskemaks ja põhjustavad mõnikord isegi vihma – täpselt nii, nagu neid põhjustab vulkaaniline tuhk või tuumaplahvatuste osakesed. Kosmilise tolmu mõju vihma tekkele peetakse aga väikeseks – isegi 10 tuhandest tonnist ei piisa, et Maa atmosfääri loomulikku tsirkulatsiooni tõsiselt muuta.
Termosfäär
Mesosfääri kohal, 100 kilomeetri kõrgusel merepinnast, läbib Karmani joon – tavapärane piir Maa ja kosmose vahel. Kuigi seal on gaase, mis pöörlevad koos Maaga ja sisenevad tehniliselt atmosfääri, on nende kogus Karmani joone kohal nähtamatult väike. Seetõttu peetakse kosmoseks juba iga lendu, mis ületab 100 kilomeetri kõrgust.
Atmosfääri pikima kihi, termosfääri alumine piir langeb kokku Karmani joonega. See tõuseb 800 kilomeetri kõrgusele ja seda iseloomustab ülikõrge temperatuur – 400 kilomeetri kõrgusel ulatub see maksimaalselt 1800°C-ni!
See on kuum, kas pole? Temperatuuril 1538°C hakkab raud sulama – kuidas siis kosmoselaevad termosfääris puutumata jäävad? See kõik puudutab ülimadalat gaaside kontsentratsiooni atmosfääri ülakihtides – rõhk termosfääri keskosas on 1 000 000 korda väiksem kui õhu kontsentratsioon Maa pinnal! Üksikute osakeste energia on suur – kuid vahemaa nende vahel on tohutu ja kosmoseaparaadid on sisuliselt vaakumis. See aga ei aita neil vabaneda soojusest, mida mehhanismid eraldavad – soojuse hajutamiseks on kõik kosmoselaevad varustatud radiaatoritega, mis kiirgavad liigset energiat.
- Märkusel. Kõrgete temperatuuride puhul tasub alati arvestada kuuma aine tihedusega – näiteks Hadron Collideri teadlased suudavad ainet tegelikult kuumutada Päikese temperatuurini. Kuid on ilmne, et need on üksikud molekulid – võimsaks plahvatuseks piisaks ühest grammist täheainest. Seetõttu ei tasu uskuda kollast ajakirjandust, mis tõotab meile Collideri “käte” käest peatset maailmalõppu, nagu ei tasu karta kuumust termosfääris.
Termosfäär ja astronautika
Termosfäär on tegelikult avatud ruum – selle piirides asus esimese Nõukogude Sputniku orbiit. Seal oli ka Juri Gagariniga kosmoseaparaadi Vostok-1 lennu apotsenter – kõrgeim punkt Maa kohal. Sellel kõrgusel lastakse teele ka palju tehissatelliite Maa pinna, ookeani ja atmosfääri uurimiseks, näiteks Google Mapsi satelliidid. Seega, kui me räägime LEO-st (Low Reference Orbit, astronautikas levinud termin), siis 99% juhtudest asub see termosfääris.
Inimeste ja loomade orbiidilennud ei toimu ainult termosfääris. Fakt on see, et selle ülemises osas, 500 kilomeetri kõrgusel, ulatuvad Maa kiirgusvööd. Just seal püüab magnetosfäär kinni laetud päikesetuuleosakesed ja kogub neid. Pikaajaline viibimine kiirgusvööndites põhjustab korvamatut kahju elusorganismidele ja isegi elektroonikale – seetõttu on kõik kõrge orbiidiga sõidukid kiirguse eest kaitstud.
Aurorad
Polaarsetel laiuskraadidel ilmub sageli suurejooneline ja suurejooneline vaatepilt - aurorad. Need näevad välja nagu pikad helendavad eri värvi ja kujuga kaared, mis taevas säravad. Maa võlgneb oma välimuse oma magnetosfäärile - või täpsemalt, aukudele pooluste lähedal. Päikesetuule laetud osakesed tungisid läbi, pannes atmosfääri hõõguma. Siin saate imetleda kõige suurejoonelisemaid tulesid ja saada rohkem teavet nende päritolu kohta.
Tänapäeval on aurorad tsirkumpolaarsete riikide, näiteks Kanada või Norra elanike jaoks tavalised, samuti kohustuslik element iga turisti programmis, kuid varem omistati neile üleloomulikke omadusi. Iidsete aegade inimesed nägid värvilisi tulesid kui väravaid taevasse, müütilisi olendeid ja vaimude lõkkeid ning nende käitumist peeti ennustuseks. Ja meie esivanemaid võib mõista – isegi haridus ja usk oma mõistusesse ei suuda mõnikord ohjeldada nende aukartust loodusjõudude vastu.
Eksosfäär
Maa atmosfääri viimane kiht, mille alumine piir läbib 700 kilomeetri kõrguselt, on eksosfäär (teisest kreeka leetritest "exo" - väljas, väljas). See on uskumatult hajutatud ja koosneb peamiselt kõige kergema elemendi - vesiniku - aatomitest; Samuti on olemas üksikud hapniku- ja lämmastikuaatomid, mis on Päikese kõikehõlmava kiirguse toimel tugevalt ioniseeritud.
Maa eksosfääri mõõtmed on uskumatult suured – sellest kasvab välja Maa kroon, geokoroon, mis ulatub planeedist kuni 100 tuhande kilomeetri kaugusele. See on väga haruldane - osakeste kontsentratsioon on miljoneid kordi väiksem kui tavalise õhu tihedus. Aga kui Kuu varjab Maad kauge kosmoselaeva jaoks, siis on meie planeedi kroon nähtav, nii nagu Päikese kroon on meile nähtav varjutuse ajal. Seda nähtust pole aga veel täheldatud.
Atmosfääri ilmastikuolud
Eksosfääris toimub ka Maa atmosfääri ilmastikumõju - kuna planeedi gravitatsioonikeskmest on suur kaugus, eralduvad osakesed kergesti kogu gaasimassist ja sisenevad oma orbiitidele. Seda nähtust nimetatakse atmosfääri hajumiseks. Meie planeet kaotab igas sekundis atmosfäärist 3 kilogrammi vesinikku ja 50 grammi heeliumi. Ainult need osakesed on piisavalt kerged, et üldisest gaasimassist välja pääseda.
Lihtsad arvutused näitavad, et Maa kaotab aastas umbes 110 tuhat tonni atmosfäärimassi. Kas see on ohtlik? Tegelikult ei - meie planeedi võime "toota" vesinikku ja heeliumi ületab kadude määra. Lisaks naaseb osa kadunud ainest aja jooksul tagasi atmosfääri. Ja olulised gaasid, nagu hapnik ja süsihappegaas, on lihtsalt liiga rasked, et massiliselt Maalt lahkuda – seega pole vaja karta, et meie Maa atmosfäär pääseks välja.
- Huvitav fakt on see, et maailmalõpu "prohvetid" ütlevad sageli, et kui Maa tuum lakkab pöörlemast, erodeerub atmosfäär päikesetuule survel kiiresti. Meie lugeja aga teab, et Maa lähedal asuvat atmosfääri hoiavad koos gravitatsioonijõud, mis toimivad sõltumata tuuma pöörlemisest. Selle selgeks tõestuseks on Veenus, millel on statsionaarne tuum ja nõrk magnetväli, kuid selle atmosfäär on 93 korda tihedam ja raskem kui maakeral. See aga ei tähenda, et maakera tuuma dünaamika peatamine oleks ohutu – siis kaob planeedi magnetväli. Selle roll ei ole oluline mitte niivõrd atmosfääri ohjeldamisel, vaid kaitses päikesetuule laetud osakeste eest, mis võivad meie planeedi kergesti radioaktiivseks kõrbeks muuta.
Pilved
Vesi Maal ei eksisteeri mitte ainult tohutus ookeanis ja paljudes jõgedes. Atmosfääris on umbes 5,2 x 10 15 kilogrammi vett. Seda esineb peaaegu kõikjal - auru osakaal õhus on sõltuvalt temperatuurist ja asukohast vahemikus 0,1–2,5% mahust. Suurem osa veest koguneb aga pilvedesse, kus see ei ladestu ainult gaasina, vaid ka väikeste tilkade ja jääkristallidena. Pilvedes ulatub vee kontsentratsioon 10 g/m 3 - ja kuna pilved ulatuvad mitme kuupkilomeetrini, ulatub vee mass nendes kümnetesse ja sadadesse tonnidesse.
Pilved on meie Maa kõige nähtavam moodustis; need on nähtavad isegi Kuult, kus mandrite piirjooned palja silma ees hägustuvad. Ja see pole imelik - lõppude lõpuks on üle 50% Maast pidevalt kaetud pilvedega!
Pilved mängivad Maa soojusvahetuses uskumatult olulist rolli. Talvel püüavad nad kinni päikesekiiri, suurendades kasvuhooneefekti tõttu temperatuuri nende all, suvel aga varjavad Päikese tohutut energiat. Pilved tasakaalustavad ka päeva- ja öötemperatuuri erinevusi. Muide, just nende puudumise tõttu jahtuvad kõrbed öösel nii palju - kogu liiva ja kivide kogunenud soojus lendab vabalt ülespoole, samas kui teistes piirkondades hoiavad seda tagasi pilved.
Valdav enamus pilvi tekib Maa pinna lähedal, troposfääris, kuid edasises arengus omandavad nad väga erinevaid kujusid ja omadusi. Nende eraldamine on väga kasulik – erinevat tüüpi pilvede ilmumine ei aita mitte ainult ilma ennustada, vaid ka määrata lisandite olemasolu õhus! Vaatame lähemalt peamisi pilvetüüpe.
Madalad pilved
Pilvi, mis langevad maapinnast kõige madalamale, nimetatakse madalama astme pilvedeks. Neid iseloomustab suur ühtlus ja väike mass – maapinnale kukkudes ei eralda meteoroloogid neid tavalisest udust. Siiski on nende vahel erinevus – mõned lihtsalt varjavad taevast, teised aga võivad tugeva vihma ja lumesajuga pursata.
- Tugevaid sademeid tekitavate pilvede hulka kuuluvad nimbostratuspilved. Need on madalama astme pilvede seas suurimad: nende paksus ulatub mitme kilomeetrini ja lineaarsed mõõtmed ületavad tuhandeid kilomeetreid. Need on homogeenne hall mass – vaadake pika vihma ajal taevast ja tõenäoliselt näete nimbostratuspilvi.
- Teine madalpilvede tüüp on kihtrünkpilved, mis kõrguvad maapinnast 600–1500 meetri kõrgusele. Need on sadadest hallikasvalgetest pilvedest koosnevad rühmad, mida eraldavad väikesed vahed. Tavaliselt näeme selliseid pilvi vähese pilvisusega päevadel. Vihma või lund sajab harva.
- Viimane alumiste pilvede tüüp on harilik kihtpilv; Just nemad katavad taeva pilvistel päevadel, kui taevast tuleb kerge tibu. Need on väga õhukesed ja madalad – kihtsajupilvede kõrgus ulatub maksimaalselt 400–500 meetrini. Nende struktuur on väga sarnane udu omaga – laskudes öösel maapinnale, tekitavad nad sageli paksu hommikuse udu.
Vertikaalse arengu pilved
Madalama astme pilvedel on vanemad vennad - vertikaalse arengu pilved. Kuigi nende alumine piir asub madalal 800–2000 kilomeetri kõrgusel, tormavad vertikaalse arengu pilved tõsiselt üles - nende paksus võib ulatuda 12–14 kilomeetrini, mis lükkab nende ülemise piiri troposfääri piiridesse. Selliseid pilvi nimetatakse ka konvektiivseteks: nende suure suuruse tõttu omandab neis olev vesi erineva temperatuuri, mis põhjustab konvektsiooni - kuumade masside ülespoole ja külmade masside allapoole nihutamise protsessi. Seetõttu eksisteerivad vertikaalse arengu pilvedes samaaegselt veeaur, väikesed tilgad, lumehelbed ja isegi terved jääkristallid.
- Vertikaalsete pilvede põhiliik on rünkpilved – tohutud valged pilved, mis meenutavad rebitud vatitükke või jäämägesid. Nende olemasolu nõuab kõrget õhutemperatuuri - seetõttu ilmuvad nad Kesk-Venemaal ainult suvel ja sulavad öösel. Nende paksus ulatub mitme kilomeetrini.
- Kui aga rünkpilvedel on võimalus koguneda, loovad nad palju suurejoonelisema vormi - rünkpilved. Just nende käest tulevad suvel tugevad vihmasajud, rahe ja äikesetormid. Nad eksisteerivad vaid paar tundi, kuid samal ajal kasvavad nad kuni 15 kilomeetrini - nende ülemine osa saavutab temperatuuri –10 ° C ja koosneb jääkristallidest. Suurimate rünkpilvede tipus on alasid moodustunud - lamedad alad, mis meenutavad seeni või ümberpööratud rauda. See juhtub neis piirkondades, kus pilv jõuab stratosfääri piirini – füüsika ei lase tal edasi levida, mistõttu levib rünkpilv mööda kõrguspiiri.
- Huvitav fakt on see, et võimsad rünksajupilved tekivad vulkaanipursete, meteoriidilöökide ja tuumaplahvatuste kohtades. Need pilved on suurimad – nende piirid ulatuvad isegi stratosfäärini, ulatudes 16 kilomeetri kõrgusele. Olles küllastunud aurustunud veest ja mikroosakestest, eraldavad nad võimsaid äikesetorme – enamasti piisab sellest kataklüsmiga seotud tulekahjude kustutamiseks. See on nii loomulik tuletõrjuja :)
Keskmise taseme pilved
Troposfääri vahepealses osas (keskmistel laiuskraadidel 2–7 kilomeetri kõrgusel) on keskpilved. Neid iseloomustavad suured alad – neid mõjutavad vähem maapinnalt tõusev vool ja ebatasased maastikud – ja väike, mitmesajameetrine paksus. Need on pilved, mis "tuulevad" ümber teravate mäetippude ja hõljuvad nende lähedal.
Keskmise taseme pilved ise jagunevad kahte põhitüüpi - altostratus ja altocumulus.
- Altostratuse pilved on üks keerukate atmosfäärimasside komponente. Need kujutavad endast ühtlast hallikassinist loori, mille kaudu on nähtavad Päike ja Kuu – kuigi altostratuse pilved on tuhandete kilomeetrite pikkused, on need vaid mõne kilomeetri paksused. Suurel kõrgusel lendava lennuki aknast paistev hall tihe loor on just nimelt altostratuspilved. Sageli sajab pikka aega vihma või lund.
- Väikesi rebenenud vatitükke või õhukesi paralleelseid triipe meenutavaid rünkpilvi leidub soojal aastaajal – need tekivad sooja õhumassi tõusmisel 2–6 kilomeetri kõrgusele. Altocumulus pilved on kindel indikaator eelseisvast ilmamuutusest ja vihma lähenemisest – neid võib tekitada mitte ainult atmosfääri loomulik konvektsioon, vaid ka külma õhumassi pealetulek. Sajab harva – pilved võivad aga kokku koonduda ja tekitada ühe suure vihmapilve.
Mägede lähedal asuvatest pilvedest rääkides, siis fotodel (ja võib-olla isegi päriselus) olete ilmselt korduvalt näinud vatipadjakesi meenutavaid ümmargusi pilvi, mis ripuvad kihiti mäetipu kohal. Fakt on see, et keskmise astme pilved on sageli läätsekujulised või läätsekujulised – jagatud mitmeks paralleelseks kihiks. Need tekivad õhulainete poolt, mis tekivad siis, kui tuul liigub ümber järskude tippude. Läätsekujulised pilved on erilised ka selle poolest, et ripuvad paigal ka kõige tugevama tuulega. Seda võimaldab nende olemus – kuna sellised pilved tekivad mitme õhuvoolu kokkupuutepunktides, on need suhteliselt stabiilses asendis.
Ülemised pilved
Stratosfääri alamjooksule tõusvate tavaliste pilvede viimast taset nimetatakse ülemiseks astmeks. Selliste pilvede kõrgus ulatub 6–13 kilomeetrini - seal on väga külm ja seetõttu koosnevad ülemise astme pilved väikestest jäätükkidest. Kõrgeid pilvi nimetatakse nende kiulise, venitatud, sulgedetaolise kuju tõttu ka rünkpilvideks – kuigi atmosfääri kapriisid annavad neile sageli küüniste, helveste ja isegi kalaskelettide kuju. Nende tekitatud sademed ei jõua kunagi maapinnale, kuid kiudpilvede olemasolu on iidne viis ilma ennustamiseks.
- Puhtad rünkpilved on ülemise kihi pilvedest pikimad – üksiku kiu pikkus võib ulatuda kümnete kilomeetriteni. Kuna pilvedes olevad jääkristallid on piisavalt suured, et tajuda Maa gravitatsiooni, siis “langevad” rünkpilved tervete kaskaadidena – ühe pilve ülemise ja alumise punkti vaheline kaugus võib ulatuda 3-4 kilomeetrini! Tegelikult on rünkpilved tohutud "jääsadu". Just veekristallide kuju erinevused loovad nende kiulise, voolutaolise kuju.
- Selles klassis on ka praktiliselt nähtamatud pilved – kiudpilved. Need tekivad siis, kui suured maapinnalähedase õhu massid tõusevad üles – suurel kõrgusel on nende niiskus piisav pilve moodustamiseks. Kui Päike või Kuu neist läbi paistab, tekib halo – hajutatud kiirte särav vikerkaareketas.
ähmaseid pilvi
Eraldi klassi tuleks paigutada ööpilved – Maa kõrgeimad pilved. Nad ronivad 80 kilomeetri kõrgusele, mis on isegi stratosfäärist kõrgem! Lisaks on neil ebatavaline koostis – erinevalt teistest pilvedest koosnevad nad pigem meteoriiditolmust ja metaanist, mitte veest. Need pilved on nähtavad alles pärast päikeseloojangut või enne koitu – horisondi tagant tungivad päikesekiired valgustavad ööpilvi, mis jäävad päeval kõrgusel nähtamatuks.
Hämarpilved on uskumatult ilus vaatepilt – aga nende nägemiseks põhjapoolkeral on vaja eritingimusi. Ja nende mõistatust polnud nii lihtne lahendada – jõuetud teadlased keeldusid neisse uskumast, kuulutades hõbedased pilved optiliseks illusiooniks. Saate vaadata ebatavalisi pilvi ja õppida nende saladusi meie eriartiklist.
Atmosfääri teke. Tänapäeval on Maa atmosfäär gaaside segu – 78% lämmastikku, 21% hapnikku ja väikeses koguses muid gaase, näiteks süsihappegaasi. Aga kui planeet esmakordselt ilmus, polnud atmosfääris hapnikku – see koosnes gaasidest, mis algselt eksisteerisid Päikesesüsteemis.
Maa tekkis siis, kui Päikese udukogust pärit tolmust ja gaasist koosnevad väikesed kivised kehad, mida tuntakse planetoididena, põrkasid üksteisega kokku ja võtsid järk-järgult planeedi kuju. Kui see kasvas, puhkesid planetoidides sisalduvad gaasid välja ja ümbritsesid maakera. Mõne aja pärast hakkasid esimesed taimed hapnikku eraldama ja ürgne atmosfäär arenes praeguseks tihedaks õhuümbriseks.
Atmosfääri päritolu
- Väikeste planetoidide vihm sadas tärkavale Maale 4,6 miljardit aastat tagasi. Planeedi sees lõksu jäänud Päikese udukogust pärit gaasid puhkesid kokkupõrke käigus välja ja moodustasid Maa primitiivse atmosfääri, mis koosnes lämmastikust, süsihappegaasist ja veeaurust.
- Planeedi tekkimisel vabanenud soojust hoiab kinni ürgses atmosfääris paiknev tihedate pilvede kiht. "Kasvuhoonegaasid" nagu süsinikdioksiid ja veeaur peatavad soojuse kiirgumise kosmosesse. Maa pind on üle ujutatud sula magma keeva merega.
- Kui planetoidide kokkupõrked muutusid harvemaks, hakkas Maa jahtuma ja ilmusid ookeanid. Paksudest pilvedest kondenseerub veeaur ja mitu eooni kestev vihm ujutab tasapisi madalikud üle. Nii ilmuvad esimesed mered.
- Õhk puhastatakse veeauru kondenseerumisel ookeanide moodustumisel. Aja jooksul lahustub neis süsihappegaas ja nüüd domineerib atmosfääris lämmastik. Hapnikupuuduse tõttu ei teki kaitsvat osoonikihti ning päikese ultraviolettkiired jõuavad takistamatult maapinnale.
- Elu ilmub iidsetesse ookeanidesse esimese miljardi aasta jooksul. Lihtsamaid sinivetikaid kaitseb ultraviolettkiirguse eest merevesi. Nad kasutavad päikesevalgust ja süsinikdioksiidi energia tootmiseks, vabastades kõrvalsaadusena hapnikku, mis hakkab järk-järgult atmosfääri kogunema.
- Miljardeid aastaid hiljem moodustub hapnikurikas atmosfäär. Fotokeemilised reaktsioonid atmosfääri ülakihtides tekitavad õhukese osoonikihi, mis hajutab kahjulikku ultraviolettvalgust. Elu võib nüüd tõusta ookeanidest maismaale, kus evolutsioon toodab palju keerulisi organisme.
Miljardeid aastaid tagasi hakkas paks primitiivsete vetikate kiht atmosfääri hapnikku eraldama. Nad on säilinud tänapäevani fossiilide kujul, mida nimetatakse stromatoliitideks.
Vulkaaniline päritolu
1. Iidne õhutu Maa. 2. Gaaside purse.
Selle teooria kohaselt purskasid noore planeedi Maa pinnal aktiivselt vulkaanid. Varajane atmosfäär tekkis tõenäoliselt siis, kui planeedi ränikestasse jäänud gaasid pääsesid vulkaanide kaudu välja.
Vaba hapnikusisalduse märkimisväärne suurenemine Maa atmosfääris 2,4 miljardit aastat tagasi näib olevat tingitud väga kiirest üleminekust ühest tasakaaluolekust teise. Esimene tase vastas äärmiselt madalale O 2 kontsentratsioonile – umbes 100 000 korda madalam kui praegu. Teise tasakaalutaseme oleks võinud saavutada suurema kontsentratsiooniga, mitte vähem kui 0,005 tänapäevasest. Nende kahe taseme vahelist hapnikusisaldust iseloomustab äärmine ebastabiilsus. Sellise "bstabiilsuse" olemasolu võimaldab mõista, miks oli Maa atmosfääris nii vähe vaba hapnikku vähemalt 300 miljonit aastat pärast seda, kui sinivetikad (sinakasrohelised "vetikad") seda tootma hakkasid.
Praegu koosneb Maa atmosfäär 20% ulatuses vabast hapnikust, mis pole midagi muud kui sinivetikate, vetikate ja kõrgemate taimede fotosünteesi kõrvalprodukt. Palju hapnikku eraldavad troopilised metsad, mida populaarsetes väljaannetes nimetatakse sageli planeedi kopsudeks. Samas vaikitakse aga sellest, et aasta jooksul tarbivad troopilised metsad peaaegu sama palju hapnikku, kui toodavad. See kulub valmis orgaanilist ainet lagundavate organismide - peamiselt bakterite ja seente - hingamisele. Selle eest, Selleks, et hapnik hakkaks atmosfääri kogunema, tuleb tsüklist eemaldada vähemalt osa fotosünteesi käigus tekkinud ainest- näiteks sattuda põhjasetetesse ja muutuda kättesaamatuks bakteritele, mis lagundavad seda aeroobselt ehk hapniku tarbimisega.
Hapnikulise (see tähendab "hapniku andmise") fotosünteesi kogureaktsiooni võib kirjutada järgmiselt:
CO 2 + H 2 O + hν→ (CH2O) + O2,
Kus hν on päikesevalguse energia ja (CH 2 O) on orgaanilise aine üldistatud valem. Hingamine on vastupidine protsess, mille võib kirjutada järgmiselt:
(CH 2 O) + O 2 → CO 2 + H 2 O.
Samal ajal vabaneb organismidele vajalik energia. Aeroobne hingamine on aga võimalik ainult O 2 kontsentratsioonil, mis ei ole väiksem kui 0,01 tänapäevasest tasemest (nn Pasteuri punkt). Anaeroobsetes tingimustes orgaaniline aine laguneb käärimise teel ja selle protsessi lõppfaasis tekib sageli metaani. Näiteks atsetaadi moodustumise kaudu metanogeneesi üldistatud võrrand näeb välja järgmine:
2 (CH 2 O) → CH 3 COOH → CH 4 + CO 2.
Kui kombineerime fotosünteesi protsessi järgneva orgaanilise aine lagunemisega anaeroobsetes tingimustes, näeb üldvõrrand välja järgmine:
CO 2 + H 2 O + hν→ 1/2 CH 4 + 1/2 CO 2 + O 2.
Just see orgaanilise aine lagunemise tee oli ilmselt peamine muistses biosfääris.
Paljud olulised üksikasjad hapnikuvarustuse ja atmosfäärist eemaldamise vahelise kaasaegse tasakaalu loomise kohta jäävad ebaselgeks. Hapnikusisalduse märgatav tõus ehk nn atmosfääri suur oksüdatsioon toimus ju alles 2,4 miljardit aastat tagasi, kuigi on kindlalt teada, et hapnikufotosünteesi teostavad sinivetikad olid üsna arvukad ja aktiivsed juba 2,7 miljardit aastat. tagasi ja tekkisid veelgi varem – võib-olla 3 miljardit aastat tagasi. Seega, sees vähemalt 300 miljoni aasta jooksul ei põhjustanud sinivetikate aktiivsus atmosfääri hapnikusisalduse suurenemist.
Eeldus, et mingil põhjusel toimus järsku neto primaartoodangu radikaalne suurenemine (ehk sinivetikate fotosünteesi käigus tekkinud orgaanilise aine suurenemine), ei talunud kriitikat. Fakt on see, et fotosünteesi käigus kulub valdavalt süsiniku kerge isotoop 12 C ning keskkonnas suureneb ka raskema isotoobi 13 C suhteline sisaldus. Vastavalt sellele peavad orgaanilist ainet sisaldavad põhjasetted ammendama isotoobis 13 C, mis koguneb vette ja läheb karbonaatide moodustamiseks. Karbonaatides ja setete orgaanilises aines 12 C kuni 13 C suhe jääb aga muutumatuks hoolimata radikaalsetest muutustest hapniku kontsentratsioonis atmosfääris. See tähendab, et kogu point ei ole mitte O 2 allikas, vaid selle, nagu geokeemikud ütlesid, "vajumises" (atmosfäärist eemaldamises), mis järsku oluliselt vähenes, mis tõi kaasa hapniku hulga märkimisväärse suurenemise. atmosfääris.
Tavaliselt arvatakse, et vahetult enne "atmosfääri suurt oksüdatsiooni" kulutati kogu moodustunud hapnik redutseeritud rauaühendite (ja seejärel väävli) oksüdeerimiseks, mida oli Maa pinnal üsna palju. Eelkõige moodustusid siis nn "lindistatud rauamaagid". Kuid hiljuti jõudis East Anglia ülikooli (Norwich, Ühendkuningriik) keskkonnateaduste kooli magistrant Colin Goldblatt koos kahe kolleegiga samast ülikoolist järeldusele, et Maa atmosfääri hapnikusisaldus võib olla üks kahest tasakaaluolekust: see võib olla kas väga väike - umbes 100 tuhat korda vähem kui praegu või juba üsna palju (kuigi tänapäeva vaatleja positsioonilt on see väike) - mitte vähem kui 0,005 tänapäevasest tasemest.
Pakutud mudelis võtsid nad arvesse nii hapniku kui ka redutseeritud ühendite sattumist atmosfääri, pöörates eelkõige tähelepanu vaba hapniku ja metaani suhtele. Nad märkisid, et kui hapniku kontsentratsioon ületab 0,0002 praegusest tasemest, võivad metanotroofbakterid vastavalt reaktsioonile osa metaanist juba oksüdeerida:
CH 4 + 2O 2 → CO 2 + 2H 2 O.
Kuid ülejäänud metaan (ja seda on üsna palju, eriti madala hapnikusisalduse korral) siseneb atmosfääri.
Termodünaamika seisukohalt on kogu süsteem mittetasakaalu olekus. Peamine mehhanism häiritud tasakaalu taastamiseks on metaani oksüdeerimine atmosfääri ülemistes kihtides hüdroksüülradikaali toimel (vt Metaani fluktuatsioonid atmosfääris: inimene või loodus – kes võidab, "Elements", 06.10.2006). Teadaolevalt tekib hüdroksüülradikaal atmosfääris ultraviolettkiirguse mõjul. Aga kui atmosfääris on palju hapnikku (vähemalt 0,005 praegusest tasemest), siis moodustub selle ülemistesse kihtidesse osooniekraan, mis kaitseb Maad hästi kõvade ultraviolettkiirte eest ja samal ajal segab füüsikalis-keemilist. metaani oksüdatsioon.
Autorid jõuavad mõnevõrra paradoksaalsele järeldusele, et hapniku fotosünteesi olemasolu iseenesest ei ole piisav tingimus ei hapnikurikka atmosfääri tekkeks ega osooniekraani tekkeks. Seda asjaolu tuleks arvesse võtta juhtudel, kui püüame leida märke elu olemasolust teistel planeetidel nende atmosfääri uuringu tulemuste põhjal.
