A légkör a Föld kialakulásával együtt kezdett kialakulni. A bolygó evolúciója során, paraméterei közeledve a modern értékekhez, alapvetően minőségi változások következtek be kémiai összetételében és fizikai tulajdonságaiban. Az evolúciós modell szerint a Föld korai szakaszában olvadt állapotban volt, és körülbelül 4,5 milliárd évvel ezelőtt szilárd testként alakult ki. Ez a mérföldkő a geológiai kronológia kezdete. Ettől kezdve megkezdődött a légkör lassú fejlődése. Egyes geológiai folyamatokat (például a vulkánkitörések során fellépő lávakitöréseket) a Föld beléből gázok felszabadulásával kísérték. Volt köztük nitrogén, ammónia, metán, vízgőz, CO-oxid és szén-dioxid, CO 2. A nap ultraibolya sugárzásának hatására a vízgőz hidrogénre és oxigénre bomlott, de a felszabaduló oxigén szén-monoxiddal reagálva szén-dioxidot képez. Az ammónia nitrogénre és hidrogénre bomlik. A diffúziós folyamat során a hidrogén felfelé emelkedett és elhagyta a légkört, a nehezebb nitrogén pedig nem tudott elpárologni és fokozatosan felhalmozódott, így a fő komponenssé vált, bár egy része kémiai reakciók eredményeként molekulákká kötődött ( cm. A LÉGKÖR KÉMIÁJA). Az ultraibolya sugarak és az elektromos kisülések hatására a Föld eredeti atmoszférájában jelenlévő gázkeverék kémiai reakciókba lépett, amelyek szerves anyagok, különösen aminosavak képződését eredményezték. A primitív növények megjelenésével megindult a fotoszintézis folyamata, amelyet oxigén felszabadulás kísér. Ez a gáz, különösen a légkör felső rétegeibe való diffúzió után, elkezdte védeni alsó rétegeit és a Föld felszínét az életveszélyes ultraibolya és röntgensugárzástól. Elméleti becslések szerint a jelenleginél 25 000-szer kisebb oxigéntartalom már a jelenleginél csak feleannyi koncentrációjú ózonréteg kialakulásához vezethet. Ez azonban már elegendő ahhoz, hogy nagyon jelentős védelmet nyújtson az élőlényeknek az ultraibolya sugárzás pusztító hatásaival szemben.

Valószínű, hogy az elsődleges légkör sok szén-dioxidot tartalmazott. A fotoszintézis során elhasználódott, koncentrációja bizonyára csökkent a növényvilág fejlődésével, illetve bizonyos geológiai folyamatok során történő felszívódás miatt. Mert a Üvegházhatás A szén-dioxid légköri jelenlétével összefüggésben a koncentrációjának ingadozása az egyik fontos oka a Föld történetében bekövetkezett olyan nagymértékű klímaváltozásoknak, mint pl. jégkorszakok.

A modern légkörben jelenlévő hélium többnyire az urán, a tórium és a rádium radioaktív bomlásának terméke. Ezek a radioaktív elemek részecskéket bocsátanak ki, amelyek a hélium atommagjai. Mivel a radioaktív bomlás során elektromos töltés sem nem keletkezik, sem nem pusztul el, minden a-részecske képződésével két elektron jelenik meg, amelyek az a-részecskékkel rekombinálva semleges hélium atomokat képeznek. A radioaktív elemeket a kőzetekben szétszórt ásványok tartalmazzák, így a radioaktív bomlás eredményeként keletkező hélium jelentős része bennük marad, nagyon lassan kerül ki a légkörbe. A diffúzió következtében bizonyos mennyiségű hélium felfelé emelkedik az exoszférába, de a földfelszínről folyamatosan beáramló gáz mennyisége a légkörben szinte változatlan marad. A csillagfény spektrális elemzése és a meteoritok tanulmányozása alapján megbecsülhető a különböző kémiai elemek relatív mennyisége az Univerzumban. A neon koncentrációja az űrben körülbelül tízmilliárdszor nagyobb, mint a Földön, a kriptoné tízmilliószor, a xenoné pedig egymilliószor nagyobb. Ebből az következik, hogy ezeknek az inert gázoknak a koncentrációja, amelyek kezdetben jelen voltak a Föld légkörében, és nem pótolták a kémiai reakciók során, nagymértékben csökkent, valószínűleg még abban a szakaszban, amikor a Föld elvesztette elsődleges légkörét. Kivételt képez az inert gáz argon, mivel 40 Ar izotóp formájában még a kálium izotóp radioaktív bomlása során keletkezik.

Barometrikus nyomáseloszlás.

A légköri gázok össztömege megközelítőleg 4,5 10 15 tonna, így a légkör egységnyi területre eső „tömege”, vagyis légköri nyomás tengerszinten megközelítőleg 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 Hgmm. Művészet. = 1 atm, standard átlagos légköri nyomásként. A hidrosztatikus egyensúlyi állapotú légkörre a következőket kapjuk: d P= –rgd h, ez azt jelenti, hogy a magassági intervallumban tól h előtt h+d h bekövetkezik a légköri nyomás változásának egyenlősége d P valamint a légkör megfelelő elemének tömege egységnyi területtel, r sűrűséggel és d vastagsággal h. A nyomás közötti kapcsolatként Rés hőmérséklet T Az r sűrűségű ideális gáz állapotegyenletét használjuk, amely a földi légkörre teljesen alkalmazható: P= r R T/m, ahol m a molekulatömeg, és R = 8,3 J/(K mol) az univerzális gázállandó. Aztán dlog P= – (m g/RT)d h= – bd h= – d h/H, ahol a nyomásgradiens logaritmikus skálán van. Ennek fordított H értékét légköri magassági skálának nevezzük.

Ha ezt az egyenletet egy izoterm atmoszférára integráljuk ( T= const) vagy a maga részéről, ahol ez a közelítés megengedett, megkapjuk a nyomáseloszlás magassággal való barometrikus törvényét: P = P 0 exp(– h/H 0), ahol a magassági referencia h az óceán szintjéről állítják elő, ahol a standard középnyomás P 0 . Kifejezés H 0 = R T/ mg, magassági skálának nevezzük, amely a légkör kiterjedését jellemzi, feltéve, hogy a hőmérséklet mindenhol azonos (izoterm légkör). Ha a légkör nem izoterm, akkor az integrációnál figyelembe kell venni a hőmérséklet változását a magassággal és a paraméterrel N– a légköri rétegek néhány lokális jellemzője, hőmérsékletüktől és a környezet tulajdonságaitól függően.

Egyezményes légkör.

Modell (a fő paraméterek értékeinek táblázata), amely megfelel a légkör alapjában lévő szabványos nyomásnak R 0 és a kémiai összetételt standard atmoszférának nevezzük. Pontosabban ez a légkör feltételes modellje, amelyre a hőmérséklet, nyomás, sűrűség, viszkozitás és egyéb levegőjellemzők átlagos értékeit adják meg a tengerszint alatti 2 km-es magasságtól a Föld légkörének külső határáig. szélesség 45° 32° 33°. A középső légkör paramétereit minden magasságban az ideális gáz állapotegyenletével és a légköri törvény alapján számítottuk ki. feltételezve, hogy tengerszinten a nyomás 1013,25 hPa (760 Hgmm), a hőmérséklet pedig 288,15 K (15,0 °C). A függőleges hőmérséklet-eloszlás jellege szerint az átlagos légkör több rétegből áll, amelyek mindegyikében a hőmérsékletet a magasság lineáris függvénye közelíti meg. A legalacsonyabb rétegben - a troposzférában (h Ј 11 km) a hőmérséklet 6,5 ° C-kal csökken minden emelkedési kilométerrel. Nagy magasságban a függőleges hőmérsékleti gradiens értéke és előjele rétegről rétegre változik. 790 km felett a hőmérséklet körülbelül 1000 K, és gyakorlatilag nem változik a magassággal.

A standard légkör egy időszakosan frissített, legalizált szabvány, amelyet táblázatok formájában adnak ki.

1. táblázat A Föld légkörének standard modellje

Asztal 1. A FÖLD LÉGKÖRÉNEK STANDARD MODELLJE. A táblázat a következőket mutatja: h- tengerszinttől való magasság, R- nyomás, T– hőmérséklet, r – sűrűség, N– a molekulák vagy atomok száma egységnyi térfogatban, H- magasság skála, l– szabad úthossz. A rakétaadatokból nyert nyomás és hőmérséklet 80–250 km magasságban alacsonyabb értékeket mutat. A 250 km-nél nagyobb magasságok extrapolációjával kapott értékek nem túl pontosak.
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

Troposzféra.

A légkör legalacsonyabb és legsűrűbb rétegét, amelyben a hőmérséklet a magassággal gyorsan csökken, troposzférának nevezzük. A légkör teljes tömegének 80%-át tartalmazza, és a sarki és középső szélességi körökben 8-10 km magasságig, a trópusokon pedig 16-18 km magasságig terjed. Szinte minden időjárásképző folyamat itt fejlődik ki, hő- és nedvességcsere történik a Föld és légköre között, felhők képződnek, különféle meteorológiai jelenségek lépnek fel, köd, csapadék keletkezik. A földi légkör ezen rétegei konvektív egyensúlyban vannak, és az aktív keveredésnek köszönhetően homogén kémiai összetételűek, főként molekuláris nitrogénből (78%) és oxigénből (21%) állnak. A természetes és mesterséges aeroszol és gáz légszennyező anyagok túlnyomó többsége a troposzférában koncentrálódik. A troposzféra alsó, legfeljebb 2 km vastag részének dinamikája erősen függ a Föld felszínének tulajdonságaitól, amely meghatározza a levegő vízszintes és függőleges mozgását (szél), amelyet a melegebb földekről történő hőátadás okoz. a földfelszín infravörös sugárzásán keresztül, amely a troposzférában elnyelődik, elsősorban gőzök víz és szén-dioxid (üvegházhatás). A hőmérséklet-eloszlás a magassággal turbulens és konvektív keveredés eredményeként jön létre. Átlagosan körülbelül 6,5 K/km magasságú hőmérsékletcsökkenésnek felel meg.

A szélsebesség a felszíni határrétegben kezdetben a magassággal gyorsan növekszik, felette pedig tovább növekszik kilométerenként 2-3 km/s-mal. Néha keskeny (30 km/s-nál nagyobb sebességű) bolygóáramlások jelennek meg a troposzférában, nyugati a középső szélességeken, keleten pedig az Egyenlítő közelében. Ezeket sugársugárnak nevezik.

Tropopauza.

A troposzféra felső határán (tropopauza) a hőmérséklet eléri az alsó atmoszféra minimális értékét. Ez az átmeneti réteg a troposzféra és a felette elhelyezkedő sztratoszféra között. A tropopauza vastagsága több száz métertől 1,5-2 km-ig, a hőmérséklet és tengerszint feletti magasság pedig 190-220 K, illetve 8-18 km között mozog, szélességtől és évszaktól függően. A mérsékelt és a magas szélességi körökben télen 1-2 km-rel alacsonyabb, mint nyáron, és 8-15 K-vel melegebb. A trópusokon az évszakos változások jóval kisebbek (magasság 16-18 km, hőmérséklet 180-200 K). Felett sugárfolyamok tropopauza szünetek lehetségesek.

Víz a Föld légkörében.

A Föld légkörének legfontosabb jellemzője a jelentős mennyiségű vízgőz és vízcseppek jelenléte, ami a legkönnyebben felhők és felhőszerkezetek formájában figyelhető meg. Az égbolt felhőzetének mértékét (egy adott pillanatban vagy egy bizonyos időszak átlagában) 10-es skálán vagy százalékban kifejezve felhőzetnek nevezzük. A felhők alakját a nemzetközi osztályozás szerint határozzák meg. A felhők átlagosan a földgömb felét borítják. A felhőzet az időjárást és az éghajlatot jellemző fontos tényező. Télen és éjszaka a felhőzet megakadályozza a földfelszín és a talaj levegőrétegének hőmérsékletének csökkenését nyáron, nappal pedig gyengíti a földfelszín felmelegedését a napsugarak hatására, lágyítja a kontinenseken belüli klímát; .

Felhők.

A felhők a légkörben szuszpendált vízcseppek (vízfelhők), jégkristályok (jégfelhők) vagy mindkettő együttes felhalmozódása (vegyes felhők). Ahogy a cseppek és kristályok nagyobbakká válnak, csapadék formájában kihullanak a felhőkből. A felhők elsősorban a troposzférában képződnek. A levegőben lévő vízgőz kondenzációja következtében keletkeznek. A felhőcseppek átmérője több mikron nagyságrendű. A felhők folyékony víztartalma a frakcióktól a néhány gramm/m3-ig terjed. A felhőket magasság szerint osztályozzák: A nemzetközi osztályozás szerint 10 típusú felhő létezik: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

A sztratoszférában gyöngyházfényű felhők is megfigyelhetők, a mezoszférában pedig noktilucens felhők.

A cirrus felhők átlátszó felhők vékony fehér szálak vagy selymes fényű fátylak formájában, amelyek nem adnak árnyékot. A cirrus felhők jégkristályokból állnak, és a troposzféra felső részén, nagyon alacsony hőmérsékleten képződnek. A pehelyfelhők bizonyos típusai az időjárási változások előhírnökeiként szolgálnak.

A cirrocumulus felhők vékony fehér felhők gerincei vagy rétegei a troposzféra felső részén. A cirrocumulus felhők apró elemekből épülnek fel, amelyek pelyheknek, hullámoknak, árnyék nélküli kis golyóknak tűnnek, és főleg jégkristályokból állnak.

A cirrostratus felhők fehéres, áttetsző fátyol a troposzféra felső részén, általában rostos, néha elmosódott, kis tű alakú vagy oszlopos jégkristályokból áll.

Az Altocumulus felhők fehér, szürke vagy fehér-szürke felhők a troposzféra alsó és középső rétegeiben. Az Altocumulus felhők rétegek és gerincek megjelenésével bírnak, mintha lemezekből, lekerekített tömegekből, tengelyekből, egymáson heverő pelyhekből épülnének fel. Az Altocumulus felhők intenzív konvektív tevékenység során keletkeznek, és általában túlhűtött vízcseppekből állnak.

Az Altostratus felhők szürkés vagy kékes színű, szálas vagy egységes szerkezetű felhők. Altostratus felhők a középső troposzférában figyelhetők meg, több kilométer magasságban, vízszintes irányban pedig esetenként több ezer kilométeres magasságban. Az altostratus felhők jellemzően a frontális felhőrendszerek részét képezik, amelyek a légtömegek felfelé irányuló mozgásaihoz kapcsolódnak.

A Nimbostratus-felhők alacsony (2 km-től magasabb) amorf, egyenletes szürke színű felhőréteg, amely folyamatos esőt vagy havat eredményez. A Nimbostratus felhők függőlegesen (akár több km-ig) és vízszintesen (több ezer km-ig) magasan fejlettek, túlhűtött vízcseppekből állnak, amelyek hópelyhekkel keverednek, általában légköri frontokkal társulva.

A rétegfelhők az alsó réteg felhői, homogén réteg formájában, határozott körvonalak nélkül, szürke színűek. A rétegfelhők magassága a földfelszín felett 0,5-2 km. A rétegfelhőkből időnként szitáló eső is hullik.

A gomolyfelhők sűrű, világos fehér felhők napközben, jelentős függőleges (legfeljebb 5 km-es) fejlődéssel. A gomolyfelhők felső része lekerekített körvonalú kupoláknak vagy tornyoknak tűnik. A gomolyfelhők jellemzően konvekciós felhőkként keletkeznek hideg légtömegekben.

A rétegfelhők alacsony (2 km alatti) felhők, amelyek szürke vagy fehér nem szálas rétegek vagy kerek, nagy tömbök gerincei. A rétegfelhők függőleges vastagsága kicsi. Időnként a rétegfelhők enyhe csapadékot produkálnak.

A gomolyfelhők erős és sűrű felhők, erős függőleges fejlődéssel (14 km magasságig), heves csapadékot okozva zivatarokkal, jégesővel és zivatarokkal. A gomolyfelhők erőteljes gomolyfelhőkből fejlődnek ki, a jégkristályokból álló felső részükben különböznek tőlük.

Sztratoszféra.

A tropopauzán keresztül átlagosan 12-50 km magasságban a troposzféra átjut a sztratoszférába. Az alsó részen kb 10 km-en, i.e. 20 km-es magasságig izoterm (hőmérséklet kb. 220 K). Ezután a magassággal növekszik, és 50–55 km-es magasságban eléri a 270 K maximumát. Itt van a határ a sztratoszféra és a fedő mezoszféra között, amelyet sztratopauzának neveznek. .

A sztratoszférában lényegesen kevesebb a vízgőz. Ennek ellenére időnként vékony, áttetsző gyöngyházfényű felhők figyelhetők meg, amelyek időnként a sztratoszférában 20-30 km-es magasságban jelennek meg. A gyöngyházfényű felhők napnyugta után és napkelte előtt láthatók a sötét égen. A gyöngyházfelhők alakjukban cirrus- és cirrocumulus-felhőkhöz hasonlítanak.

Középső légkör (mezoszféra).

Körülbelül 50 km-es magasságban a mezoszféra a széles hőmérsékleti maximum csúcsától kezdődik . Ennek a maximumnak a tartományában a hőmérséklet-emelkedés oka Az ózon bomlásának exoterm (azaz hőkibocsátással kísért) fotokémiai reakciója: O 3 + hv® O 2 + O. Az ózon a molekuláris oxigén O 2 fotokémiai bomlásának eredményeként keletkezik

O 2+ hv® O + O és ezt követő reakciója egy oxigénatom és egy molekula hármas ütközésének valamilyen harmadik M molekulával.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Az ózon mohón elnyeli a 2000-3000 Å tartományban lévő ultraibolya sugárzást, és ez a sugárzás felmelegíti a légkört. A felső légkörben található ózon egyfajta pajzsként szolgál, amely megvéd minket a Nap ultraibolya sugárzásának hatásaitól. E pajzs nélkül aligha lehetséges volna a földi élet modern formáiban való kialakulása.

Általánosságban elmondható, hogy az egész mezoszférában a légkör hőmérséklete a mezoszféra felső határán (mezopauza, kb. 80 km tengerszint feletti magasság) körülbelül 180 K-ra csökken. A mezopauza közelében, 70-90 km magasságban jégkristályok, valamint vulkáni és meteoritpor részecskék nagyon vékony rétege jelenhet meg, amely szép, éjszakító felhők formájában figyelhető meg. röviddel naplemente után.

A mezoszférában a Földre eső, a meteorok jelenségét okozó kis szilárd meteorit részecskék többnyire kiégnek.

Meteorok, meteoritok és tűzgolyók.

Meteoroidoknak nevezzük azokat a fellángolásokat és egyéb jelenségeket a Föld felső légkörében, amelyeket szilárd kozmikus részecskék vagy testek 11 km/s vagy annál nagyobb sebességgel történő behatolása okoz. Megfigyelhető fényes meteornyom jelenik meg; a legerősebb jelenségeket, amelyeket gyakran meteoritok esése kísér, nevezik tűzgolyókat; a meteorok megjelenése meteorzáporokhoz kötődik.

Meteor zápor:

1) a meteorok többszöri lehullásának jelensége több órán vagy napon keresztül egy sugárzóból.

2) meteoroidok raj, amelyek ugyanazon a pályán mozognak a Nap körül.

A meteorok szisztematikus megjelenése az égbolt egy bizonyos területén és az év bizonyos napjain, amelyet a Föld pályájának metszéspontja okoz számos, megközelítőleg azonos és azonos irányú sebességgel mozgó meteorittest közös pályájával. amelyek útjaik az égen egy közös pontból (sugárzóból) látszanak kirajzolódni. Nevüket arról a csillagképről kapták, ahol a sugárzó található.

A meteorzáporok fényhatásaikkal mély benyomást keltenek, de az egyes meteorok ritkán láthatók. Sokkal több a láthatatlan meteor, túl kicsi ahhoz, hogy látható legyen, amikor elnyelődik a légkörben. A legkisebb meteorok némelyike ​​valószínűleg egyáltalán nem melegszik fel, csak a légkör fogja be őket. Ezeket a néhány millimétertől a milliméter tízezrelékig terjedő méretű kis részecskéket mikrometeoritoknak nevezzük. A légkörbe naponta bekerülő meteorikus anyagok mennyisége 100-10 000 tonna között mozog, és ennek az anyagnak a többsége mikrometeoritokból származik.

Mivel a meteorikus anyag részben ég a légkörben, gázösszetételét különféle kémiai elemek nyomai töltik fel. Például a sziklás meteorok lítiumot juttatnak a légkörbe. A fémmeteorok égése apró, gömb alakú vas-, vas-nikkel- és egyéb cseppecskék képződéséhez vezet, amelyek áthaladnak a légkörön és leülepednek a föld felszínén. Grönlandon és az Antarktiszon találhatók, ahol a jégtakaró évekig szinte változatlan marad. Az óceánológusok az óceán fenekében lévő üledékekben találják őket.

A légkörbe kerülő meteorrészecskék többsége körülbelül 30 napon belül leülepedik. Egyes tudósok úgy vélik, hogy ez a kozmikus por fontos szerepet játszik a légköri jelenségek, például az eső kialakulásában, mivel a vízgőz kondenzációs magjaként szolgál. Ezért feltételezzük, hogy a csapadék statisztikailag összefügg a nagy meteorrajokkal. Egyes szakértők azonban úgy vélik, hogy mivel a meteorikus anyag teljes mennyisége több tízszerese még a legnagyobb meteorrajénak is, elhanyagolható az egy ilyen esőből adódó változás ennek az anyagnak a teljes mennyiségében.

Az azonban kétségtelen, hogy a legnagyobb mikrometeoritok és látható meteoritok hosszú ionizációs nyomokat hagynak a légkör magas rétegeiben, főként az ionoszférában. Az ilyen nyomok nagy távolságú rádiókommunikációhoz használhatók, mivel nagyfrekvenciás rádióhullámokat tükröznek.

A légkörbe kerülő meteorok energiáját főként, és talán teljes egészében a légkör felmelegítésére fordítják. Ez a légkör termikus egyensúlyának egyik kisebb összetevője.

A meteorit egy természetben előforduló szilárd test, amely az űrből esett a Föld felszínére. Általában különbséget tesznek köves, köves-vas és vas meteoritok között. Ez utóbbiak főleg vasból és nikkelből állnak. A talált meteoritok közül a legtöbb néhány grammtól több kilogrammig terjed. A találtak közül a legnagyobb, a Goba vasmeteorit körülbelül 60 tonna súlyú, és még mindig ugyanazon a helyen fekszik, ahol felfedezték, Dél-Afrikában. A legtöbb meteorit kisbolygótöredék, de egyes meteoritok a Holdról, sőt a Marsról is érkezhettek a Földre.

A bolid egy nagyon fényes meteor, néha nappal is látható, gyakran füstös nyomot hagy maga után, és hangjelenségek kísérik; gyakran a meteoritok lehullásával végződik.

Termoszféra.

A mezopauza hőmérsékleti minimuma felett kezdődik a termoszféra, amelyben a hőmérséklet először lassan, majd gyorsan ismét emelkedni kezd. Ennek oka a Nap ultraibolya sugárzásának elnyelése 150–300 km magasságban, az atomi oxigén ionizációja miatt: O + hv® O + + e.

A termoszférában a hőmérséklet folyamatosan emelkedik körülbelül 400 km magasságig, ahol a maximális naptevékenység korszakában napközben eléri az 1800 K-t A minimális naptevékenység korszaka alatt ez a határhőmérséklet 1000 K alatt is lehet. 400 km felett a légkör izoterm exoszférává alakul. A kritikus szint (az exoszféra alapja) körülbelül 500 km magasságban van.

A sarki fények és a mesterséges műholdak számos pályája, valamint az éjszakai felhők – mindezek a jelenségek a mezoszférában és a termoszférában fordulnak elő.

Sarki fény.

Magas szélességi körökön a mágneses tér zavarása során aurorák figyelhetők meg. Eltarthatnak néhány percig, de gyakran több órán keresztül is láthatóak. Az aurórák alakja, színe és intenzitása nagymértékben különbözik, és mindez időnként nagyon gyorsan változik. Az aurorák spektruma emissziós vonalakból és sávokból áll. Az éjszakai égbolt emisszióinak egy része fokozódik az aurora spektrumában, elsősorban a zöld és piros vonalak l 5577 Å és l 6300 Å oxigén. Előfordul, hogy az egyik ilyen vonal sokszor intenzívebb, mint a másik, és ez határozza meg az aurora látható színét: zöld vagy piros. A mágneses tér zavarai a rádiókommunikáció zavaraival is együtt járnak a sarki régiókban. A zavar oka az ionoszférában bekövetkezett változások, ami azt jelenti, hogy a mágneses viharok során erős ionizációs forrás keletkezik. Megállapítást nyert, hogy erős mágneses viharok akkor fordulnak elő, amikor a napkorong középpontja közelében nagy napfoltcsoportok vannak. A megfigyelések azt mutatták, hogy a viharok nem magukhoz a napfoltokhoz kapcsolódnak, hanem a napfoltok egy csoportjának kialakulása során megjelenő napkitörésekhez.

Az aurórák változó intenzitású fénytartományok, amelyek gyors mozgását figyelik meg a Föld magas szélességi körein. A vizuális aurórán zöld (5577Å) és vörös (6300/6364Å) atomi oxigénkibocsátási vonalak és molekuláris N2 sávok találhatók, amelyeket szoláris és magnetoszférikus eredetű energetikai részecskék gerjesztenek. Ezek a kibocsátások általában körülbelül 100 km-es magasságban jelennek meg. Az optikai aurora kifejezést a vizuális aurórákra és azok emissziós spektrumára használják az infravöröstől az ultraibolya tartományig. A sugárzási energia a spektrum infravörös részén jelentősen meghaladja a látható tartomány energiáját. Amikor az aurorák megjelentek, az ULF tartományban észlelték a kibocsátásokat (

Az aurorák tényleges formáit nehéz osztályozni; A leggyakrabban használt kifejezések:

1. Nyugodt, egyenletes ívek vagy csíkok. Az ív jellemzően ~1000 km-re terjed ki a geomágneses párhuzamos irányában (a sarkvidékeken a Nap felé), és egytől több tíz kilométerig terjed. A csík az ív fogalmának általánosítása, általában nem szabályos ív alakú, hanem S betű vagy spirál formájában hajlik. Ívek és csíkok 100-150 km magasságban helyezkednek el.

2. Az aurora sugarai . Ez a kifejezés a mágneses erővonalak mentén megnyúlt, több tíz-több száz kilométeres függőleges kiterjedésű aurális szerkezetet jelöl. A sugarak vízszintes kiterjedése kicsi, több tíz métertől több kilométerig terjed. A sugarakat általában ívekben vagy különálló szerkezetekként figyeljük meg.

3. Foltok vagy felületek . Ezek elszigetelt ragyogási területek, amelyeknek nincs meghatározott alakja. Az egyes foltok egymáshoz kapcsolódhatnak.

4. Fátyol. Az aurora szokatlan formája, amely az égbolt nagy területeit lefedő egységes ragyogás.

Szerkezetük szerint az aurórákat homogénre, üregesre és sugárzóra osztják. Különféle kifejezéseket használnak; pulzáló ív, pulzáló felület, diffúz felület, sugárzó csík, drapéria stb. Az aurorákat színük szerint osztályozzák. E besorolás szerint az auroras típus A. A felső rész vagy az egész rész piros (6300–6364 Å). Általában 300-400 km magasságban jelennek meg nagy geomágneses aktivitással.

Aurora típus BAN BEN az alsó része piros színű, és az első pozitív rendszer N 2 és az első negatív rendszer O 2 sávjainak izzásához kapcsolódik. Az aurorák ilyen formái az aurorák legaktívabb fázisaiban jelennek meg.

Zónák sarki fény – A Föld felszínének egy fix pontján tartózkodó megfigyelők szerint ezek azok a zónák, ahol az éjszakai aurórák maximális frekvenciájúak. A zónák az északi és déli szélesség 67°-án helyezkednek el, szélességük pedig körülbelül 6°. Az északi és déli geomágneses pólusok körül aszimmetrikusan elhelyezkedő ovális alakú övekben (egy aurális oválisban) a geomágneses helyi idő adott pillanatának megfelelő aurórák maximális előfordulása következik be. Az aurora ovális szélességi - időkoordinátákban rögzített, az aurora zóna pedig az ovális éjféli régió pontjainak geometriai helye a szélességi és hosszúsági koordinátákban. Az ovális öv az éjszakai szektorban körülbelül 23°-ra, a nappali szektorban pedig 15°-ra helyezkedik el a geomágneses pólustól.

Aurora ovális és aurora zónák. Az aurora ovális elhelyezkedése a geomágneses aktivitástól függ. Nagy geomágneses aktivitás esetén az ovális kiszélesedik. Az aurális zónákat vagy a sarki ovális határokat jobban ábrázolják az L 6.4, mint a dipólus koordináták. Az aurora ovális nappali szektorának határán lévő geomágneses erővonalak egybeesnek magnetopauza. Az aurora ovális helyzetében változás figyelhető meg a geomágneses tengely és a Föld-Nap iránya közötti szög függvényében. Az aurális ovális meghatározása bizonyos energiájú részecskék (elektronok és protonok) kiválási adatai alapján is történik. Helyzete az adatok alapján függetlenül meghatározható Kaspakh a napoldalon és a magnetoszféra farkában.

Az aurórák előfordulási gyakoriságának napi ingadozása az aurorazónában a geomágneses éjfélkor a maximuma, a geomágneses délben a minimuma. Az ovális közel egyenlítői oldalán az aurorák előfordulási gyakorisága meredeken csökken, de a napi eltérések alakja megmarad. Az ovális poláris oldalán az auroras előfordulási gyakorisága fokozatosan csökken, és összetett napi változások jellemzik.

Az aurorák intenzitása.

Aurora intenzitása a látszólagos felületi fényesség mérésével határozzuk meg. Világító felület én Az aurora egy bizonyos irányban a teljes emisszió 4p határozza meg én foton/(cm 2 s). Mivel ez az érték nem a valós felületi fényesség, hanem az oszlop emisszióját jelenti, ezért az aurórák tanulmányozásánál általában a foton/(cm 2 oszlop s) mértékegységet használjuk. A teljes emisszió mérésének szokásos mértékegysége Rayleigh (Rl), amely 10 6 foton/(cm 2 oszlop s). Az aurális intenzitás gyakorlatiasabb mértékegységeit az egyes vonalak vagy sávok kibocsátása határozza meg. Például az aurorák intenzitását a nemzetközi fényességi együtthatók (IBR) határozzák meg. a zöld vonal intenzitása szerint (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (az aurora maximális intenzitása). Ez a besorolás nem használható vörös aurorák esetében. A korszak (1957–1958) egyik felfedezése az aurórák tér-időbeli eloszlásának megállapítása ovális, a mágneses pólushoz képest eltolt alakban. Az egyszerű elképzelésekből az aurorák mágneses pólushoz viszonyított eloszlásának körkörös alakja született A magnetoszféra modern fizikájára való átállás befejeződött. A felfedezés becsülete O. Khoroshevát illeti, az aurális ovális ötleteinek intenzív fejlesztését G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu és számos más kutató végezte. Az aurális ovális a napszél legintenzívebb hatásának területe a Föld felső légkörében. Az aurora intenzitása az oválisban a legnagyobb, dinamikáját műholdak segítségével folyamatosan nyomon követik.

Stabil auroral vörös ívek.

Állandó auroral vörös ív, más néven középső szélességi vörös ív vagy M-ív, egy szubvizuális (a szem érzékenységi határa alatti) széles ív, amely keletről nyugatra húzódik több ezer kilométeren keresztül, és esetleg az egész Földet körülveszi. Az ív szélességi hossza 600 km. Az l 6300 Å és l 6364 Å piros vonalakban a stabil aurális vörös ív emissziója szinte monokromatikus. A közelmúltban gyenge l 5577 Å (OI) és l 4278 Å (N+2) emissziós vonalakat is jelentettek. A tartós vörös íveket aurorák közé sorolják, de sokkal nagyobb magasságban jelennek meg. Az alsó határ 300 km-es magasságban található, a felső határ körülbelül 700 km. A csendes aurális vörös ív intenzitása az l 6300 Å emisszióban 1-10 kRl (tipikus érték 6 kRl). A szem érzékenységi küszöbe ezen a hullámhosszon körülbelül 10 kRl, ezért vizuálisan ritkán figyelhetők meg az ívek. A megfigyelések azonban azt mutatják, hogy fényességük az éjszakák 10%-án >50 kRL. Az ívek átlagos élettartama körülbelül egy nap, és ritkán jelennek meg a következő napokban. A műholdaktól vagy rádióforrásoktól származó rádióhullámok, amelyek tartós vörös íveket kereszteznek, szcintillációnak vannak kitéve, ami az elektronsűrűség inhomogenitásának meglétét jelzi. A vörös ívek elméleti magyarázata az, hogy a régió fűtött elektronjai F Az ionoszféra az oxigénatomok növekedését okozza. A műholdas megfigyelések az elektronhőmérséklet növekedését mutatják olyan geomágneses térvonalak mentén, amelyek tartós vörös íveket metszenek. Ezen ívek intenzitása pozitívan korrelál a geomágneses aktivitással (viharok), az ívek előfordulási gyakorisága pedig pozitívan korrelál a napfoltok aktivitásával.

Változó aurora.

Az aurórák egyes formái kvázi periodikus és koherens időbeli intenzitásváltozásokat tapasztalnak. Ezeket a megközelítőleg stacionárius geometriájú és a fázisokban gyors, periodikus változásokkal rendelkező aurórákat változó auróráknak nevezzük. Aurorák közé sorolják őket formák R a Nemzetközi Auroras Atlasz szerint A változó aurórák részletesebb felosztása:

R 1 (pulzáló aurora) egy olyan izzás, amelynek fényereje egyenletes fázisváltozásokkal rendelkezik az aurora alakjában. Értelemszerűen egy ideális pulzáló aurórában a pulzáció térbeli és időbeli része szétválasztható, i.e. Fényerősség én(r,t)= I s(r)· I T(t). Egy tipikus aurorán R 1 pulzáció fordul elő 0,01-10 Hz-es alacsony intenzitású (1-2 kRl) frekvenciával. A legtöbb aurora R 1 – ezek olyan foltok vagy ívek, amelyek néhány másodpercig pulzálnak.

R 2 (tüzes aurora). A kifejezést általában olyan mozgásokra használják, mint az égboltot betöltő lángok, nem pedig egy külön forma leírására. Az aurorák ív alakúak, és általában 100 km magasságból mozognak felfelé. Ezek az aurorák viszonylag ritkák, és gyakrabban fordulnak elő az aurorán kívül.

R 3 (csillogó aurora). Ezek gyors, szabálytalan vagy szabályos fényerejű sarkvidékek, amelyek azt a benyomást keltik, mintha lángok lobognának az égen. Röviddel az aurora szétesése előtt jelennek meg. Tipikusan megfigyelt variációs gyakoriság R A 3 értéke 10 ± 3 Hz.

A streaming aurora kifejezés, amelyet a pulzáló aurórák egy másik osztályára használnak, a fényerő szabálytalan változásaira utal, amelyek gyorsan, vízszintesen mozognak a sarki ívekben és csíkokban.

A változó aurora egyike azon szoláris-földi jelenségeknek, amelyek a geomágneses mező pulzációit és a szoláris és magnetoszférikus eredetű részecskék kicsapódása által okozott aurális röntgensugárzást kísérik.

A poláris sapka fényét az első negatív rendszer N + 2 sávjának nagy intenzitása (l 3914 Å) jellemzi. Ezek az N + 2 sávok jellemzően ötször intenzívebbek, mint a zöld OI l 5577 Å vonal, a poláris sapka fényének abszolút intenzitása 0,1 és 10 kRl között van (általában 1-3 kRl). A PCA időszakaiban megjelenő aurórák során egységes fény borítja a teljes sarki sapkát a 60°-os geomágneses szélességig, 30-80 km magasságban. Főleg 10-100 MeV energiájú napprotonok és d-részecskék állítják elő, ezeken a magasságokon maximális ionizációt hozva létre. Az aurorazónákban létezik egy másik típusú izzás, az úgynevezett köpeny aurora. Az ilyen típusú fényezésnél a napi maximum intenzitás a reggeli órákban 1-10 kRL, a minimális intenzitás pedig ötször gyengébb. A köpeny-aurórák megfigyelése nagyon kevés, és intenzitásuk a geomágneses és a naptevékenységtől függ.

Légköri ragyogás meghatározása szerint a bolygó légköre által termelt és kibocsátott sugárzás. Ez a légkör nem termikus sugárzása, kivéve az aurorák, villámkisülések és meteornyomok kibocsátását. Ezt a kifejezést a föld atmoszférájára vonatkozóan használják (éjjel, alkonyati izzás és napfény). A légköri izzás a légkörben rendelkezésre álló fénynek csak egy részét teszi ki. További források közé tartozik a csillagfény, az állatövi fény és a Napból származó nappali szórt fény. Időnként a légköri izzás a teljes fénymennyiség 40%-át is elérheti. A légköri izzás változó magasságú és vastagságú légköri rétegekben fordul elő. A légköri izzási spektrum 1000 Å és 22,5 mikron közötti hullámhosszokat fed le. A fő emissziós vonal a légköri izzásban l 5577 Å, 90-100 km magasságban, 30-40 km vastag rétegben jelenik meg. A lumineszcencia megjelenése a Chapman-mechanizmusnak köszönhető, amely az oxigénatomok rekombinációján alapul. További emissziós vonalak l 6300 Å, amelyek az O + 2 és az NI l 5198/5201 Å és NI l 5890/5896 Å emisszió disszociatív rekombinációja esetén jelennek meg.

A légfény intenzitását Rayleigh-ben mérik. A fényerő (Rayleigh-ben) egyenlő 4 rv-vel, ahol b a kibocsátó réteg szögfelületi fényereje 10 6 foton/(cm 2 ster·s) egységekben. A ragyogás intenzitása a szélességi foktól függ (különböző kibocsátások esetén eltérő), és a nap folyamán is változik, maximum éjfél közelében. Pozitív korrelációt figyeltek meg az l 5577 Å emisszióban a napfoltok számával és a 10,7 cm-es hullámhosszú napsugárzás fluxusával a műholdkísérletek során. A világűrből fénygyűrűként jelenik meg a Föld körül, és zöldes színű.

Ózonoszféra.

20–25 km-es magasságban elérjük a jelentéktelen mennyiségű ózon O 3 maximális koncentrációját (az oxigéntartalom 2×10 –7-éig!), amely a nap ultraibolya sugárzásának hatására 10 fok körüli magasságban keletkezik. 50 km-re, megvédve a bolygót az ionizáló napsugárzástól. Az ózonmolekulák rendkívül kis száma ellenére megvédenek minden földi életet a Nap rövidhullámú (ultraibolya és röntgen) sugárzásának káros hatásaitól. Ha az összes molekulát a légkör alapjára helyezi, akkor legfeljebb 3-4 mm vastag réteget kap! 100 km feletti magasságban megnövekszik a könnyű gázok aránya, nagyon nagy magasságban a hélium és a hidrogén dominál; sok molekula különálló atomokra disszociál, amelyek a Nap kemény sugárzásának hatására ionizálva alkotják az ionoszférát. A Föld légkörében a levegő nyomása és sűrűsége a magassággal csökken. A hőmérséklet-eloszlástól függően a Föld légköre troposzférára, sztratoszférára, mezoszférára, termoszférára és exoszférára oszlik. .

20-25 km magasságban van ózon réteg. Az ózon az oxigénmolekulák lebomlása miatt képződik, amikor a Nap 0,1–0,2 mikronnál rövidebb hullámhosszú ultraibolya sugárzását nyeli el. A szabad oxigén O 2 molekulákkal egyesül, és O 3 ózont képez, amely mohón elnyeli az összes 0,29 mikronnál rövidebb ultraibolya sugárzást. Az O3 ózonmolekulákat a rövidhullámú sugárzás könnyen elpusztítja. Ezért ritkasága ellenére az ózonréteg hatékonyan nyeli el a Nap ultraibolya sugárzását, amely magasabb és átlátszóbb légköri rétegeken halad át. Ennek köszönhetően a Földön élő szervezetek védettek a Nap ultraibolya fényének káros hatásaitól.

Ionoszféra.

A napsugárzás ionizálja a légkör atomjait és molekuláit. Az ionizáció mértéke már 60 kilométeres magasságban is jelentőssé válik, és a Földtől való távolság növekedésével folyamatosan növekszik. A légkör különböző magasságaiban a különböző molekulák disszociációs folyamatai, majd a különböző atomok és ionok ionizációja következnek be. Ezek főleg oxigén O 2, nitrogén N 2 molekulák és ezek atomjai. A folyamatok intenzitásától függően a légkör 60 kilométer feletti rétegeit ionoszféra rétegeknek nevezzük. , teljességük pedig az ionoszféra . Az alsó réteget, amelynek ionizációja jelentéktelen, neutroszférának nevezzük.

A töltött részecskék maximális koncentrációja az ionoszférában 300-400 km magasságban érhető el.

Az ionoszféra kutatásának története.

A felső légkörben vezető réteg létezésére vonatkozó hipotézist 1878-ban terjesztette elő Stuart angol tudós, hogy megmagyarázza a geomágneses mező jellemzőit. Aztán 1902-ben egymástól függetlenül Kennedy az USA-ban és Heaviside Angliában rámutatott arra, hogy a rádióhullámok nagy távolságra történő terjedésének magyarázatához szükséges feltételezni a magas vezetőképességű régiók létezését a légkör magas rétegeiben. 1923-ban M. V. Shuleikin akadémikus, figyelembe véve a különböző frekvenciájú rádióhullámok terjedésének jellemzőit, arra a következtetésre jutott, hogy az ionoszférában legalább két visszaverő réteg van. Aztán 1925-ben Appleton és Barnett angol kutatók, valamint Breit és Tuve először kísérletileg bizonyították a rádióhullámokat visszaverő régiók létezését, és megalapozták szisztematikus tanulmányozásukat. Azóta szisztematikusan tanulmányozzák ezen rétegek tulajdonságait, amelyeket általában ionoszférának neveznek, és amelyek jelentős szerepet játszanak számos geofizikai jelenségben, amelyek meghatározzák a rádióhullámok visszaverődését és abszorpcióját, ami nagyon fontos a gyakorlati szempontból. céljaira, különösen a megbízható rádiókommunikáció biztosítására.

Az 1930-as években megkezdődtek az ionoszféra állapotának szisztematikus megfigyelései. Hazánkban M.A. Bonch-Bruevich kezdeményezésére impulzusszondázó berendezéseket hoztak létre. Vizsgálták az ionoszféra számos általános tulajdonságát, főbb rétegeinek magasságát és elektronkoncentrációját.

60-70 km magasságban D réteg, 100-120 km magasságban réteg figyelhető meg E, magasságban, 180-300 km magasságban kettős réteg F 1 és F 2. Ezeknek a rétegeknek a fő paramétereit a 4. táblázat tartalmazza.

4. táblázat.

4. táblázat.
Ionoszférikus régió	Maximális magasság, km	T i , K	Nap		Éjszaka 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 (téli)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2·10 –10
F 2 (nyár)	250–320	1000–2000	2 · 10 5	8 10 5	~3·10 5	10 –10
n e– elektronkoncentráció, e – elektrontöltés, T i– ion hőmérséklet, a΄ – rekombinációs együttható (amely meghatározza az értéket n eés időbeli változása)

Az átlagértékeket azért adjuk meg, mert a napszaktól és az évszakoktól függően különböző szélességi fokon változnak. Az ilyen adatok a nagy távolságú rádiókommunikáció biztosításához szükségesek. Különböző rövidhullámú rádiókapcsolatok működési frekvenciáinak kiválasztására szolgálnak. Az ionoszféra különböző napszakokban és évszakokban bekövetkező változásainak ismerete rendkívül fontos a rádiókommunikáció megbízhatóságának biztosításához. Az ionoszféra a föld légkörének ionizált rétegeinek gyűjteménye, amelyek körülbelül 60 km-es magasságtól kezdődnek, és több tízezer km magasságig terjednek. A Föld légkörének ionizációjának fő forrása a Nap ultraibolya és röntgensugárzása, amely főként a nap kromoszférájában és a koronában fordul elő. Emellett a felső légkör ionizációs fokát befolyásolják a napkitörések során fellépő szoláris korpuszkuláris áramok, valamint a kozmikus sugarak és a meteorrészecskék.

Ionoszféra rétegei

- ezek azok a területek a légkörben, ahol a szabad elektronok maximális koncentrációja (vagyis térfogategységenkénti száma) érhető el. Az atmoszférikus gázok atomjainak ionizációjából adódó elektromos töltésű szabad elektronok és (kisebb mértékben kevésbé mozgékony ionok) rádióhullámokkal kölcsönhatásba lépve (azaz elektromágneses oszcillációkkal) megváltoztathatják irányukat, visszaverik vagy megtörhetik azokat, és elnyelhetik energiájukat . Ennek eredményeként távoli rádióállomások vételekor különféle hatások léphetnek fel, például a rádiókommunikáció elhalványulása, a távoli állomások fokozott hallhatósága, áramszüneteket stb. jelenségek.

Kutatási módszerek.

A Földről származó ionoszféra tanulmányozásának klasszikus módszerei az impulzushangzásig terjednek - rádióimpulzusok küldésére és az ionoszféra különböző rétegeiről való visszaverődések megfigyelésére, a késleltetési idő mérésére, valamint a visszavert jelek intenzitásának és alakjának tanulmányozására. A rádióimpulzusok különböző frekvenciákon történő visszaverődési magasságának mérésével, a különböző területek kritikus frekvenciáinak meghatározásával (a kritikus frekvencia a rádióimpulzus vivőfrekvenciája, amelyre az ionoszféra adott tartománya átlátszóvá válik) meghatározható. az elektronkoncentráció értékét a rétegekben és az effektív magasságokat adott frekvenciákon, és válassza ki az optimális frekvenciákat az adott rádióutakhoz. A rakétatechnika fejlődésével és a mesterséges földi műholdak (AES) és más űrhajók űrkorszakának megjelenésével lehetővé vált a földközeli űrplazma paramétereinek közvetlen mérése, amelynek alsó része az ionoszféra.

A speciálisan indított rakéták fedélzetén és a műholdas repülési útvonalak mentén végzett elektronkoncentráció mérések megerősítették és tisztázták a korábban földi módszerekkel nyert adatokat az ionoszféra szerkezetéről, az elektronkoncentráció eloszlásáról a Föld különböző területei feletti magassággal és lehetővé tette a fő maximum - a réteg - feletti elektronkoncentráció értékek megszerzését F. Korábban ezt nem lehetett megtenni a visszavert rövidhullámú rádióimpulzusok megfigyelésén alapuló szondázási módszerekkel. Felfedezték, hogy a földkerekség egyes területein meglehetősen stabil, csökkent elektronkoncentrációjú területek találhatók, szabályos „ionoszférikus szelek”, az ionoszférában sajátos hullámfolyamatok lépnek fel, amelyek lokális ionoszférikus zavarokat hordoznak több ezer kilométerre a gerjesztésük helyétől, és még sok más. A különösen nagy érzékenységű vevőkészülékek kialakítása lehetővé tette az ionoszféra legalsó tartományairól részben visszavert impulzusjelek (részleges reflexiós állomások) vételét az ionoszférikus impulzusszondázó állomásokon. A méteres és deciméteres hullámhossz-tartományban nagy teljesítményű impulzusos berendezések alkalmazása a kibocsátott energia nagy koncentrációját lehetővé tevő antennák használatával lehetővé tette az ionoszféra által különböző magasságokban szórt jelek megfigyelését. Az ionoszférikus plazma elektronjai és ionjai által inkoherensen szétszórt jelek spektruma jellemzőinek vizsgálata (ehhez a rádióhullámok inkoherens szórását végző állomásokat használták) lehetővé tette az elektronok és ionok koncentrációjának meghatározását, ezek megfelelői. hőmérséklet különböző magasságokban akár több ezer kilométeres magasságig. Kiderült, hogy az ionoszféra meglehetősen átlátszó a használt frekvenciákhoz.

Az elektromos töltések koncentrációja (az elektronkoncentráció megegyezik az ionkoncentrációval) a Föld ionoszférájában 300 km magasságban napközben körülbelül 10 6 cm –3. Az ilyen sűrűségű plazma 20 m-nél hosszabb rádióhullámokat veri vissza, és rövidebbeket továbbít.

Az elektronkoncentráció tipikus függőleges eloszlása ​​az ionoszférában nappali és éjszakai körülmények között.

A rádióhullámok terjedése az ionoszférában.

A távolsági adók stabil vétele a használt frekvenciáktól, valamint a napszaktól, évszaktól és ezen felül a naptevékenységtől is függ. A naptevékenység jelentősen befolyásolja az ionoszféra állapotát. A földi állomás által kibocsátott rádióhullámok egyenes vonalban terjednek, mint minden elektromágneses hullám. Figyelembe kell azonban venni, hogy mind a Föld felszíne, mind légkörének ionizált rétegei egy hatalmas kondenzátor lemezeiként szolgálnak, úgy hatnak rájuk, mint a tükrök hatása a fényre. A rádióhullámok róluk visszaverve sok ezer kilométert eljuthatnak, hatalmas, száz és több ezer kilométeres ugrásokkal körbejárva a Földet, felváltva verődnek vissza egy ionizált gázrétegről, illetve a Föld vagy a víz felszínéről.

A múlt század 20-as éveiben azt hitték, hogy a 200 m-nél rövidebb rádióhullámok általában nem alkalmasak nagy távolságú kommunikációra az erős elnyelés miatt. Az első kísérleteket az Atlanti-óceánon átívelő rövidhullámok távolsági vételére vonatkozóan Európa és Amerika között Oliver Heaviside angol fizikus és Arthur Kennelly amerikai villamosmérnök végezte. Egymástól függetlenül felvetették, hogy valahol a Föld körül van a légkör ionizált rétege, amely képes visszaverni a rádióhullámokat. Heaviside-Kennelly rétegnek, majd ionoszférának hívták.

A modern koncepciók szerint az ionoszféra negatív töltésű szabad elektronokból és pozitív töltésű ionokból áll, főleg molekuláris oxigén O + és nitrogén-monoxid NO +. Ionok és elektronok keletkeznek a molekulák disszociációja és a semleges gázatomok ionizációja eredményeként a napröntgen és az ultraibolya sugárzás hatására. Egy atom ionizálásához ionizációs energiát kell átadni neki, amelynek fő forrása az ionoszféra számára a Nap ultraibolya, röntgen- és korpuszkuláris sugárzása.

Miközben a Föld gáznemű héját megvilágítja a Nap, folyamatosan egyre több elektron keletkezik benne, ugyanakkor az elektronok egy része ionokkal ütközve újraegyesül, ismét semleges részecskéket képezve. Napnyugta után az új elektronok képződése szinte leáll, a szabad elektronok száma csökkenni kezd. Minél több szabad elektron van az ionoszférában, annál jobban visszaverődnek róla a nagyfrekvenciás hullámok. Az elektronkoncentráció csökkenésével a rádióhullámok áthaladása csak alacsony frekvenciájú tartományokban lehetséges. Éppen ezért éjszaka általában csak a 75, 49, 41 és 31 m tartományban lehet távoli állomásokat venni. Az elektronok egyenetlenül oszlanak el az ionoszférában. 50-400 km magasságban több réteg vagy régió található, ahol megnövekedett elektronkoncentráció. Ezek a területek simán átmennek egymásba, és különböző hatást gyakorolnak a HF rádióhullámok terjedésére. Az ionoszféra felső rétegét a betű jelöli F. Itt a legmagasabb ionizációs fok (a töltött részecskék aránya kb. 10-4). A Föld felszíne felett több mint 150 km-es magasságban található, és a fő reflektáló szerepet tölti be a nagyfrekvenciás HF rádióhullámok nagy távolságú terjedésében. A nyári hónapokban az F régió két rétegre szakad - F 1 és F 2. Az F1 réteg 200-250 km magasságot foglalhat el, és réteg FÚgy tűnik, hogy a 2 a 300–400 km-es magassági tartományban „lebeg”. Általában réteg F 2 sokkal erősebben ionizálódik, mint a réteg F 1 . Éjszakai réteg F 1 eltűnik, és a réteg F 2 megmarad, lassan elveszítve ionizációs fokának akár 60%-át. Az F réteg alatt 90-150 km magasságban van egy réteg E, melynek ionizációja a Nap lágy röntgensugárzásának hatására megy végbe. Az E réteg ionizációs foka alacsonyabb, mint a F, nappal a 31 és 25 m-es alacsony frekvenciájú HF tartományban lévő állomások vétele történik, amikor a jelek visszaverődnek a rétegről E. Ezek jellemzően 1000-1500 km távolságban található állomások. Éjjel a rétegben E Az ionizáció meredeken csökken, de még ebben az időben is jelentős szerepet játszik a 41, 49 és 75 m-es állomások jeleinek vételében.

A 16, 13 és 11 m-es nagyfrekvenciás HF jelek vétele szempontjából nagy érdeklődésre tartanak számot a területen keletkező jelek. E erősen megnövekedett ionizációjú rétegek (felhők). Ezeknek a felhőknek a területe néhány és több száz négyzetkilométer között változhat. Ezt a fokozott ionizációs réteget szórványos rétegnek nevezzük Eés ki van jelölve Es. Az Es-felhők szél hatására mozoghatnak az ionoszférában, és elérhetik a 250 km/órás sebességet. Nyáron a középső szélességeken a nappali órákban havonta 15-20 napon keresztül az Es felhők miatti rádióhullámok eredete történik. Az Egyenlítő közelében szinte mindig jelen van, a magas szélességi fokokon pedig általában éjszaka jelenik meg. Néha alacsony naptevékenység éveiben, amikor a nagyfrekvenciás HF sávokon nincs adás, a 16, 13 és 11 m-es sávokon hirtelen jó hangerővel távoli állomások jelennek meg, amelyek jelei sokszor visszaverődnek az Es-ről.

Az ionoszféra legalsó régiója a régió D 50 és 90 km közötti magasságban található. Itt viszonylag kevés szabad elektron van. A környékről D A hosszú és közepes hullámok jól visszaverődnek, és az alacsony frekvenciájú HF állomások jelei erősen elnyelődnek. Naplemente után az ionizáció nagyon gyorsan eltűnik, és lehetővé válik a távoli állomások vétele 41, 49 és 75 m tartományban, amelyek jelei visszaverődnek a rétegekről F 2 és E. Az ionoszféra egyes rétegei fontos szerepet játszanak a HF rádiójelek terjedésében. A rádióhullámokra gyakorolt ​​hatás elsősorban az ionoszférában lévő szabad elektronok jelenlétének köszönhető, bár a rádióhullámok terjedésének mechanizmusa nagy ionok jelenlétével függ össze. Ez utóbbiak a légkör kémiai tulajdonságainak vizsgálatakor is érdekesek, mivel aktívabbak, mint a semleges atomok és molekulák. Az ionoszférában lezajló kémiai reakciók fontos szerepet játszanak energia- és elektromos egyensúlyában.

Normál ionoszféra. A geofizikai rakétákkal és műholdakkal végzett megfigyelések rengeteg új információt szolgáltattak, amelyek arra utalnak, hogy a légkör ionizációja a napsugárzás széles körének hatására megy végbe. Fő része (több mint 90%) a spektrum látható részén koncentrálódik. Az ibolya fénysugaraknál rövidebb hullámhosszú és nagyobb energiájú ultraibolya sugárzást a hidrogén bocsát ki a Nap belső légkörében (a kromoszférában), a még nagyobb energiájú röntgensugárzást pedig a Nap külső héjában lévő gázok bocsátják ki. (a korona).

Az ionoszféra normál (átlagos) állapota az állandó erős sugárzásnak köszönhető. A normál ionoszférában a Föld napi forgása és a déli napsugarak beesési szögének szezonális eltérései miatt rendszeres változások következnek be, de az ionoszféra állapotában is előfordulnak előre nem látható és hirtelen változások.

Zavarok az ionoszférában.

Mint ismeretes, a Napon az aktivitás erőteljes, ciklikusan ismétlődő megnyilvánulásai fordulnak elő, amelyek 11 évente érik el a maximumot. A Nemzetközi Geofizikai Év (IGY) program keretében végzett megfigyelések egybeestek a legmagasabb naptevékenység időszakával a szisztematikus meteorológiai megfigyelések teljes időszakában, i.e. a 18. század elejétől. A nagy aktivitású időszakokban a Nap egyes területeinek fényereje többszörösére nő, az ultraibolya és a röntgensugárzás ereje pedig meredeken megnő. Az ilyen jelenségeket napkitöréseknek nevezzük. Néhány perctől egy-két óráig tartanak. A fáklya során a napplazma (főleg protonok és elektronok) kitör, és elemi részecskék rohannak ki a világűrbe. Az ilyen kitörések során a Nap elektromágneses és korpuszkuláris sugárzása erős hatással van a Föld légkörére.

A kezdeti reakció 8 perccel a fellobbanás után figyelhető meg, amikor intenzív ultraibolya és röntgensugárzás éri el a Földet. Ennek eredményeként az ionizáció meredeken növekszik; A röntgensugarak az ionoszféra alsó határáig hatolnak be a légkörbe; az elektronok száma ezekben a rétegekben annyira megnövekszik, hogy a rádiójelek szinte teljesen elnyelődnek („kialszanak”). A további sugárzáselnyelés hatására a gáz felmelegszik, ami hozzájárul a szelek kialakulásához. Az ionizált gáz elektromos vezető, és amikor a Föld mágneses mezőjében mozog, dinamóhatás lép fel, és elektromos áram keletkezik. Az ilyen áramok viszont észrevehető zavarokat okozhatnak a mágneses térben, és mágneses viharok formájában nyilvánulhatnak meg.

A felső légkör szerkezetét és dinamikáját jelentősen meghatározzák a termodinamikai értelemben vett nem egyensúlyi folyamatok, amelyek a napsugárzás általi ionizációval és disszociációval járnak együtt, a kémiai folyamatok, a molekulák és atomok gerjesztése, dezaktiválódása, ütközései és egyéb elemi folyamatok. Ebben az esetben az egyensúlyhiány mértéke a magassággal növekszik, ahogy a sűrűség csökken. 500–1000 km-es magasságig, de gyakran ennél is magasabb, a felső légkör számos jellemzőjénél az egyensúlyhiány mértéke meglehetősen kicsi, ami lehetővé teszi a klasszikus és hidromágneses hidrodinamika alkalmazását, figyelembe véve a kémiai reakciókat.

Az exoszféra a Föld légkörének több száz kilométeres magasságból induló külső rétege, ahonnan könnyű, gyorsan mozgó hidrogénatomok szökhetnek ki a világűrbe.

Kononovics Edward

Irodalom:

Pudovkin M.I. A napfizika alapjai. Szentpétervár, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Csillagászat ma. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Anyagok az interneten: http://ciencia.nasa.gov/



Az O 2 felhalmozódása a Föld légkörében:
1 . (3,85-2,45 milliárd éve) - O 2 nem keletkezett
2 . (2,45-1,85 milliárd évvel ezelőtt) O 2 keletkezett, de az óceán és a tengerfenék kőzetei elnyelték
3 . (1,85-0,85 milliárd éve) Az O 2 elhagyja az óceánt, de a szárazföldi kőzetek oxidációja és az ózonréteg kialakulása során elfogy.
4 . (0,85-0,54 milliárd éve) a szárazföldön lévő összes kőzet oxidálódik, megkezdődik az O 2 felhalmozódása a légkörben
5 . (0,54 milliárd évvel ezelőtt - jelen) modern kor, a légkör O 2 tartalma stabilizálódott

Oxigén katasztrófa(oxigén-forradalom) - a Föld légkörének összetételének globális változása, amely a proterozoikum kezdetén, körülbelül 2,4 milliárd évvel ezelőtt (a szidériai időszak) következett be. Az oxigénkatasztrófa eredménye a szabad oxigén megjelenése volt a légkörben, és a légkör általános jellegének megváltozása redukálóból oxidálóvá. Az oxigénkatasztrófa feltételezése az üledékképződés természetében bekövetkezett éles változás vizsgálata alapján történt.

A légkör elsődleges összetétele

A Föld elsődleges légkörének pontos összetétele jelenleg nem ismert, de általánosan elfogadott, hogy a köpeny gáztalanítása következtében keletkezett, és redukáló jellegű volt. Szén-dioxidon, hidrogén-szulfidon, ammónián és metánon alapult. Ezt támogatják:

• oxidálatlan üledékek képződtek egyértelműen a felszínen (például folyami kavicsok oxigénre labilis piritből);
• ismert jelentős oxigénforrások és egyéb oxidálószerek hiánya;
• az elsődleges légkör lehetséges forrásainak vizsgálata (vulkáni gázok, más égitestek összetétele).

Az oxigénkatasztrófa okai

A molekuláris oxigén egyetlen jelentős forrása a bioszféra, pontosabban a fotoszintetikus organizmusok. A bioszféra létezésének legelején megjelentek a fotoszintetikus archaebaktériumok oxigént termeltek, amelyet szinte azonnal a kőzetek, oldott vegyületek és légköri gázok oxidációjára fordítottak. Magas koncentráció csak lokálisan, bakteriális szőnyegekben (ún. „oxigénzsebekben”) jött létre. Miután a légkör felszíni kőzetei és gázai oxidálódtak, az oxigén szabad formában kezdett felhalmozódni a légkörben.

A mikrobiális közösségek változását befolyásoló egyik valószínű tényező az óceán kémiai összetételének megváltozása volt, amelyet a vulkáni tevékenység kihalása okozott.

Az oxigénkatasztrófa következményei

Bioszféra

Mivel az akkori élőlények túlnyomó többsége anaerob volt, nem tudott jelentős oxigénkoncentráció mellett létezni, a közösségekben globális változás következett be: az anaerob közösségeket aerob közösségek váltották fel, amelyek korábban csak „oxigénzsebekre” korlátozódtak; az anaerob közösségek éppen ellenkezőleg, „anaerob zsebekbe” szorultak (képletesen szólva: „a bioszféra kifelé fordult”). Ezt követően a molekuláris oxigén jelenléte a légkörben ózonszűrő kialakulásához vezetett, ami jelentősen kitágította a bioszféra határait és az energetikailag kedvezőbb (az anaerobhoz képest) oxigénlégzés elterjedéséhez vezetett.

Litoszféra

Az oxigénkatasztrófa következtében gyakorlatilag minden metamorf és üledékes kőzet, amely a földkéreg nagy részét alkotja, oxidálódik.

A legelterjedtebb elmélet szerint a légkör
A Föld három különböző összetételű volt az idők során.
Kezdetben könnyű gázokból állt (hidrogén és
hélium) a bolygóközi térből fogták be. Ez igaz
elsődleges légkörnek nevezik (körülbelül négymilliárd
évekkel ezelőtt).

A következő szakaszban aktív vulkáni tevékenység
a légkör más gázokkal való telítéséhez vezetett, kivéve
hidrogén (szén-dioxid, ammónia, vízgőz). Így
másodlagos légkör alakult ki (körülbelül hárommilliárd
évektől napjainkig). Ez a légkör helyreállító volt.
Ezután a légkörképződés folyamatát a következőképpen határoztuk meg:
tényezők:
- könnyű gázok (hidrogén és hélium) szivárgása a bolygóközi rendszerbe
hely;
- hatása alatt a légkörben lejátszódó kémiai reakciók
az ultraibolya sugárzás, villámkisülések mérséklése és
néhány egyéb tényező.
Fokozatosan ezek a tényezők tercier kialakulásához vezettek
jóval alacsonyabb tartalom jellemzi
a hidrogén nyomása és sokkal nagyobb - a nitrogén és a szén-dioxid
gáz (amely az ammónia kémiai reakcióinak eredményeként keletkezik
és szénhidrogének).
A légkör összetétele gyökeresen megváltozott a megjelenésével
A Földön élő szervezeteket fogyasztunk a fotoszintézis eredményeként,
oxigén felszabadulása és szénfelvétele kíséri
klorid gáz.
kezdetben oxigént fogyasztottak
redukált vegyületek oxidációjához - ammónia, szén
hidrogén, az óceánokban található vas vas formája
stb. Ennek a szakasznak a végén az oxigéntartalom
növekedni kezdett a légkörben. Fokozatosan a modern
hideg atmoszféra oxidáló tulajdonságokkal.
Mert jelentős és drasztikus változásokat okozott
számos folyamat zajlik le a légkörben, a litoszférában és
bioszférában ezt az eseményt oxigénkatalizátornak nevezték el
stanza.
Jelenleg a Föld légköre főként a
gázok és különféle szennyeződések (por, vízcseppek, kristályok).
jég, tengeri sók, égéstermékek). gázkoncentráció,
A légkör összetevői gyakorlatilag állandóak, kivéve
a víz (H 2 O) és a szén-dioxid (CO 2) koncentrációja.

Forrás: class.rambler.ru

Ebből következően a Föld modern (oxigén) légkörének kialakulása elképzelhetetlen élő rendszerek nélkül, vagyis az oxigén jelenléte a bioszféra fejlődésének következménye. V. I. Vernadsky briliáns víziója a bioszférának a Föld arcát átalakító szerepéről egyre inkább beigazolódik. Az élet eredetének útja azonban még mindig homályos számunkra. V. I. Vernadsky azt mondta: „Nemzedékek óta egy megfejtetlen, de alapvetően megfejthető rejtéllyel állunk szemben – az élet talányával.”

A biológusok úgy vélik, hogy az élet spontán felbukkanása csak redukáló környezetben lehetséges, azonban egyikük, M. Rutten elképzelései szerint a gázelegy legfeljebb 0,02%-os oxigéntartalma még nem zavarja az előfordulást. abiogén szintézisek. Így a geokémikusok és a biológusok eltérő elképzelésekkel rendelkeznek a légkör redukálásával és oxidálásával kapcsolatban. Nevezzük semlegesnek azt a nyomokban oxigént tartalmazó légkört, amelyben megjelenhettek az első fehérjefelhalmozódások, amelyek elvileg az abiogén aminosavakat hasznosíthatnák (asszimilálhatnák) táplálkozásukra, esetleg valamiért csak izomereket.

A kérdés azonban nem az, hogy ezek az aminoheterotrófok (az aminosavakat táplálékként használó szervezetek) hogyan táplálkoztak, hanem az, hogy hogyan jöhetett létre önszerveződő anyag, amelynek evolúciója negatív entrópiával bír. Ez utóbbi azonban nem olyan ritka az Univerzumban. A Naprendszer és különösen Földünk kialakulása nem megy szembe az entrópia áramlásával? Mitzai Thalész ezt írta értekezésében: „A víz minden dolog kiváltó oka.” Valójában a hidroszférának kellett először kialakulnia ahhoz, hogy az élet bölcsője lehessen. V. I. Vernadsky és korunk többi nagy tudósa sokat beszélt erről.

V. I. Vernadsky számára nem volt teljesen világos, hogy az élő anyagot miért csak a szerves molekulák balkezes izomerjei képviselik, és miért kapunk bármely szervetlen szintézis során megközelítőleg egyenlő arányú bal- és jobbkezes izomereket. És még ha bizonyos technikákkal dúsítást is kapunk (például polarizált fényben), nem tudjuk azokat tiszta formájukban elkülöníteni.

Hogyan jöhetnek létre olyan meglehetősen összetett szerves vegyületek, mint a fehérjék, fehérjék, nukleinsavak és más, csak bal oldali izomerekből álló, szervezett elemek komplexei?

Forrás: pochemuha.ru

A Föld légkörének alapvető tulajdonságai

A légkör a mi védőkupolánk az űrből érkező mindenféle fenyegetés ellen. A bolygóra hulló meteoritok nagy részét elégeti, ózonrétege pedig szűrőként szolgál a Napból érkező ultraibolya sugárzás ellen, amelynek energiája végzetes az élőlényekre nézve. Ráadásul a légkör az, amely a kellemes hőmérsékletet tartja fenn a Föld felszínén – ha nem lenne az üvegházhatás, amely a napsugarak felhőkről való ismételt visszaverődése révén érhető el, a Föld átlagosan 20-30 fokkal hidegebb lenne. A víz körforgása a légkörben és a légtömegek mozgása nemcsak a hőmérsékletet és a páratartalmat egyensúlyozza ki, hanem megteremti a föld tájformáinak és ásványi anyagainak változatosságát is – ekkora gazdagság a Naprendszerben sehol máshol nem található.

A légkör tömege 5,2×10 18 kilogramm. Bár a gáznemű héjak több ezer kilométerre terjednek ki a Földtől, légkörének csak azokat tekintjük, amelyek egy tengely körül a bolygó forgási sebességével megegyező sebességgel forognak. Így a Föld légkörének magassága körülbelül 1000 kilométer, és a felső rétegben, az exoszférában simán átmegy a világűrbe (a görög „külső szférából”).

A Föld légkörének összetétele. Fejlődéstörténet

Bár a levegő homogénnek tűnik, különféle gázok keveréke. Ha csak azokat vesszük, amelyek a légkör térfogatának legalább ezrelékét elfoglalják, akkor már 12 darab lesz. Ha az összképet nézzük, akkor a teljes periódusos rendszer egyszerre van a levegőben!

A Földnek azonban nem sikerült azonnal ilyen sokszínűséget elérnie. Csak a kémiai elemek egyedi egybeesésének és az élet jelenlétének köszönhető, hogy a Föld légköre ilyen bonyolulttá vált. Bolygónk megőrizte e folyamatok geológiai nyomait, így több milliárd évre visszatekinthetünk:

• Az első gázok, amelyek 4,3 milliárd évvel ezelőtt borították be a fiatal Földet, a hidrogén és a hélium voltak, amelyek a Jupiterhez hasonló gázóriások légkörének alapvető alkotóelemei.
  a legelemibb anyagokról - a Napot és a környező bolygókat megszülető köd maradványaiból álltak, és bőségesen megtelepedtek a gravitációs központok-bolygók körül. Koncentrációjuk nem volt túl magas, és alacsony atomtömegük lehetővé tette számukra, hogy az űrbe szökjenek, amit ma is megtesznek. Ma a teljes fajsúlyuk a Föld légkörének össztömegének 0,00052%-a (0,00002% hidrogén és 0,0005% hélium), ami nagyon kicsi.
• Magában a Földben azonban sok olyan anyag lapult, amelyek igyekeztek kiszabadulni a forró belekből. A vulkánokból hatalmas mennyiségű gáz szabadult fel - elsősorban ammónia, metán és szén-dioxid, valamint ként. Az ammónia és a metán ezt követően nitrogénné bomlott, amely jelenleg a Föld légkörének tömegének oroszlánrészét - 78% -át foglalja el.

• De az igazi forradalom a Föld légkörének összetételében az oxigén érkezésével következett be. Természetes módon is megjelent - a fiatal bolygó forró köpenye aktívan megszabadult a földkéreg alatt rekedt gázoktól. Ezenkívül a vulkánok által kibocsátott vízgőz hidrogénre és oxigénre hasadt a nap ultraibolya sugárzásának hatására.

Az ilyen oxigén azonban nem maradhatott sokáig a légkörben. Szén-monoxiddal, szabad vassal, kénnel és sok más elemmel reagált a bolygó felszínén – a magas hőmérséklet és a napsugárzás pedig katalizálta a kémiai folyamatokat. Ezen a helyzeten csak az élő szervezetek megjelenése változtatott.

• Először is annyi oxigént kezdtek felszabadítani, hogy nemcsak oxidálta az összes anyagot a felszínen, hanem felhalmozódott is - néhány milliárd év alatt mennyisége nulláról a légkör teljes tömegének 21% -ára nőtt.
• Másodszor, az élő szervezetek aktívan használták a légköri szenet saját csontvázuk felépítéséhez. Tevékenységük eredményeként a földkéreg teljes geológiai rétegekkel, szerves anyagokkal és kövületekkel feltöltődött, a szén-dioxid pedig sokkal kevesebb lett.

• És végül a felesleges oxigén létrehozta az ózonréteget, amely elkezdte megvédeni az élő szervezeteket az ultraibolya sugárzástól. Az élet aktívabban fejlődött, és új, összetettebb formákat öltött – a baktériumok és algák között nagyon szervezett lények kezdtek megjelenni. Ma az ózon a Föld teljes tömegének mindössze 0,00001%-át foglalja el.

Valószínűleg már tudod, hogy a földi égbolt kék színét is az oxigén hozza létre – a Nap teljes szivárványspektrumából ez szórja legjobban a kék színért felelős rövid fényhullámokat. Ugyanez a hatás működik az űrben is - távolról úgy tűnik, hogy a Földet kék köd borítja, távolról pedig teljesen kék ponttá változik.

Emellett a nemesgázok jelentős mennyiségben vannak jelen a légkörben. Közülük a legtöbb az argon, amelynek a légkörben való részesedése 0,9-1%. Forrása a Föld mélyén zajló nukleáris folyamatok, litoszféralemezek mikrorepedésein és vulkánkitöréseken keresztül jut a felszínre (így jelenik meg a hélium a légkörben). A nemesgázok fizikai jellemzőiknek köszönhetően a légkör felső rétegeibe emelkednek, ahol kijutnak a világűrbe.

Amint látjuk, a Föld légkörének összetétele nem egyszer változott, méghozzá nagyon erősen – de ehhez több millió év kellett. Másrészt a létfontosságú jelenségek nagyon stabilak - az ózonréteg akkor is létezni fog és működni fog, ha 100-szor kevesebb oxigén van a Földön. A bolygó általános történelmének hátterében az emberi tevékenység nem hagyott komoly nyomokat. A civilizáció azonban helyi léptékben képes problémákat okozni – legalábbis önmagának. A légszennyező anyagok már eddig is veszélyessé tették Peking (Kína) lakóinak életét – és a nagyvárosok felett hatalmas piszkos ködfelhők még az űrből is láthatók.

Légköri szerkezet

Az exoszféra azonban nem az egyetlen különleges rétege légkörünknek. Sok van belőlük, és mindegyiknek megvan a maga egyedi jellemzője. Nézzünk meg néhány alapvető dolgot:

Troposzféra

A légkör legalsó és legsűrűbb rétegét troposzférának nevezzük. A cikk olvasója most pontosan az „alsó” részében van - persze, hacsak nem egyike annak az 500 ezer embernek, akik jelenleg repülőn repülnek. A troposzféra felső határa a földrajzi szélességtől függ (emlékezzünk a Föld forgási centrifugális erejére, ami az egyenlítőnél szélesebbé teszi a bolygót?), és a sarkokon 7 kilométertől az egyenlítői 20 kilométerig terjed. Ezenkívül a troposzféra mérete az évszaktól függ - minél melegebb a levegő, annál magasabbra emelkedik a felső határ.

A "troposzféra" elnevezés az ógörög "tropos" szóból származik, ami fordításban "fordulni, változni". Ez meglehetősen pontosan tükrözi a légköri réteg tulajdonságait - ez a legdinamikusabb és legtermékenyebb. A troposzférában gyűlnek össze a felhők és kering a víz, ciklonok és anticiklonok jönnek létre, és szelek keletkeznek - mindazok a folyamatok, amelyeket „időjárásnak” és „klímának” nevezünk. Ezenkívül ez a legmasszívabb és legsűrűbb réteg - a légkör tömegének 80% -át és szinte teljes víztartalmát teszi ki. A legtöbb élő szervezet itt él.

Mindenki tudja, hogy minél magasabbra mész, annál hidegebb lesz. Ez igaz - 100 méterenként 0,5-0,7 fokkal csökken a levegő hőmérséklete. Az elv azonban csak a troposzférában működik - ekkor a hőmérséklet emelkedni kezd a magasság növekedésével. A troposzféra és a sztratoszféra közötti zónát, ahol a hőmérséklet állandó marad, tropopauzának nevezzük. A magassággal pedig a szél felgyorsul - kilométerenként 2-3 km/s-al felfelé. Ezért a para- és sárkányrepülők előnyben részesítik a magas fennsíkokat és a hegyeket a repüléshez - ott mindig képesek lesznek „hullámot fogni”.

A már említett légfenéket, ahol a légkör érintkezik a litoszférával, felszíni határrétegnek nevezzük. Szerepe a légköri keringésben hihetetlenül nagy - a felszínről érkező hő- és sugárzás átadása szeleket és nyomáskülönbségeket hoz létre, a hegyek és egyéb terepegyenetlenségek pedig irányítják és elválasztják őket. A vízcsere azonnal megtörténik - 8-12 napon belül az óceánokból és a felszínről vett összes víz visszatér vissza, és a troposzférát egyfajta vízszűrővé változtatja.

• Érdekes tény, hogy a növények életében egy fontos folyamat, a transzspiráció a légkörrel való vízcserén alapul. Segítségével a bolygó flórája aktívan befolyásolja az éghajlatot – például a nagy zöldfelületek tompítják az időjárást és a hőmérsékleti változásokat. A vízzel telített területeken a növények a talajból felvett víz 99%-át elpárologtatják. Például egy hektár búza 2-3 ezer tonna vizet juttat a légkörbe a nyár folyamán – ez lényegesen több, mint amennyit élettelen talaj képes kiengedni.

A normál nyomás a Föld felszínén körülbelül 1000 millibar. A szabvány 1013 mbar nyomásnak tekinthető, ami egy „atmoszféra” - valószínűleg már találkozott ezzel a mértékegységgel. A magasság növekedésével a nyomás gyorsan csökken: a troposzféra határain (12 kilométeres magasságban) már 200 mBar, 45 kilométeres magasságban pedig teljesen leesik 1 mBar-ra. Ezért nem furcsa, hogy a Föld légkörének teljes tömegének 80%-a a telített troposzférában gyűlik össze.

Sztratoszféra

A légkörnek azt a rétegét, amely 8 km magasságban (a sarkon) és 50 km (az Egyenlítőnél) között helyezkedik el, sztratoszférának nevezzük. Az elnevezés a másik görög „stratos” szóból származik, ami „padlót, réteget” jelent. Ez a Föld légkörének egy rendkívül ritka zónája, amelyben szinte nincs vízgőz. A légnyomás a sztratoszféra alsó részén 10-szer kisebb, mint a felszíni nyomás, a felső részén pedig 100-szor kisebb.

A troposzféráról folytatott beszélgetésünk során már megtudtuk, hogy a hőmérséklet a magasságtól függően csökken benne. A sztratoszférában minden pontosan az ellenkezője történik - a magasság növekedésével a hőmérséklet –56 °C-ról 0–1 °C-ra emelkedik. A felmelegedés a sztratopauzában, a sztratoszféra és a mezoszféra határán áll le.

Élet és ember a sztratoszférában

Az utasszállító repülőgépek és a szuperszonikus repülőgépek általában a sztratoszféra alsó rétegeiben repülnek - ez nemcsak megvédi őket a troposzféra légáramlásának instabilitásától, hanem az alacsony aerodinamikai ellenállás miatt leegyszerűsíti mozgásukat is. Az alacsony hőmérséklet és a vékony levegő pedig lehetővé teszi az üzemanyag-fogyasztás optimalizálását, ami különösen fontos a hosszú távú repüléseknél.

Egy repülőgépnek azonban van egy műszaki magassági korlátja - a sztratoszférában oly kicsi levegőáramlás szükséges a sugárhajtóművek működéséhez. Ennek megfelelően a szükséges légnyomás eléréséhez a turbinában a repülőgépnek a hangsebességnél gyorsabban kell mozognia. Ezért a sztratoszférában (18-30 kilométeres magasságban) csak harci járművek és szuperszonikus repülőgépek, például Concordes tudnak mozogni. Tehát a sztratoszféra fő „lakói” a léggömbökhöz rögzített időjárásszondák - ott sokáig maradhatnak, információkat gyűjtve a mögöttes troposzféra dinamikájáról.

Az olvasó valószínűleg már tudja, hogy a mikroorganizmusok - az úgynevezett aeroplankton - egészen az ózonrétegig megtalálhatók a légkörben. A sztratoszférában azonban nem csak a baktériumok képesek túlélni. Tehát egy napon egy afrikai keselyű, egy különleges keselyű, 11,5 ezer méteres magasságban került egy repülőgép motorjába. Néhány kacsa pedig nyugodtan repül át az Everest felett vándorlásuk során.

De a sztratoszférában élő legnagyobb lény továbbra is az ember. A jelenlegi magassági rekordot Alan Eustace, a Google alelnöke állította fel. Az ugrás napján 57 éves volt! Egy speciális léggömbben 41 kilométeres tengerszint feletti magasságba emelkedett, majd ejtőernyővel ugrott le. Az esés csúcsán elért sebessége 1342 km/h volt – ez több, mint a hangsebesség! Ugyanakkor Eustace lett az első ember, aki önállóan túllépte a hangsebesség-küszöböt (nem számítva az életmentő űrruhát és a leszálláshoz szükséges ejtőernyőket).

• Érdekes tény, hogy a ballonról való leváláshoz Eustace-nak egy robbanószerkezetre volt szüksége - mint amilyent az űrrakéták használnak a színpadok leválasztásakor.

Ózon réteg

És a sztratoszféra és a mezoszféra határán van a híres ózonréteg. Megvédi a Föld felszínét az ultraibolya sugarak hatásaitól, és egyben az élet terjedésének felső határaként szolgál a bolygón – felette a hőmérséklet, a nyomás és a kozmikus sugárzás gyorsan véget vet a legkitartóbbaknak is. baktériumok.

Honnan jött ez a pajzs? A válasz hihetetlen – élő szervezetek hozták létre, pontosabban az oxigén, amelyet időtlen idők óta különféle baktériumok, algák és növények bocsátanak ki. A légkörben magasra emelkedve az oxigén érintkezésbe kerül az ultraibolya sugárzással, és fotokémiai reakcióba lép. Ennek eredményeként az általunk belélegzett közönséges oxigén, az O 2 ózont - O 3 - termel.

Paradox módon a Nap sugárzása által létrehozott ózon véd meg minket ugyanattól a sugárzástól! Az ózon szintén nem tükrözi, hanem elnyeli az ultraibolya sugárzást - ezáltal felmelegíti a körülötte lévő légkört.

Mezoszféra

Említettük már, hogy a sztratoszféra felett - pontosabban a sztratopauza, a stabil hőmérséklet határrétege felett - a mezoszféra található. Ez a viszonylag kis réteg 40-45 és 90 kilométeres magasságban található, és bolygónk leghidegebb helye - a mezopauzában, a mezoszféra felső rétegében a levegő –143°C-ra hűl le.

A mezoszféra a Föld légkörének legkevésbé tanulmányozott része. A rendkívül alacsony, a felszíni nyomásnál ezer-tízezerszer alacsonyabb gáznyomás korlátozza a léggömbök mozgását – emelőerejük eléri a nullát, és egyszerűen a helyükön lebegnek. Ugyanez történik a sugárhajtású repülőgépekkel – a repülőgép szárnyának és testének aerodinamikája értelmét veszti. Ezért akár rakéták, akár rakétahajtóműves repülőgépek – rakétarepülők – repülhetnek a mezoszférában. Ezek közé tartozik az X-15 rakétagép, amely a világ leggyorsabb repülőgépének pozícióját tartja: 108 kilométeres magasságot és 7200 km/h-s sebességet ért el, ami a hangsebesség 6,72-szerese.

Az X-15 rekordrepülése azonban csak 15 perc volt. Ez szimbolizálja a mezoszférában mozgó járművek általános problémáját - túl gyorsak ahhoz, hogy alapos kutatást végezzenek, és nem maradnak sokáig egy adott magasságon, magasabbra repülve vagy lezuhanva. Ezenkívül a mezoszféra nem tárható fel műholdak vagy szuborbitális szondák segítségével - bár a légkör ezen rétegében a nyomás alacsony, lelassítja (és néha elégeti) az űrhajókat. E bonyolultságok miatt a tudósok gyakran „ignorosphere”-nek nevezik a mezoszférát (az angol „ignorosphere” szóból, ahol a „tudatlanság” tudatlanság, tudás hiánya).

Ugyancsak a mezoszférában ég el a Földre hulló meteorok többsége – itt tör ki a Perseida meteorraj, az „augusztusi meteorraj”. A fényhatás akkor lép fel, amikor egy kozmikus test hegyesszögben, 11 km/h-nál nagyobb sebességgel belép a Föld légkörébe – a meteorit a súrlódási erő hatására világít.

Miután elvesztették tömegüket a mezoszférában, az „idegenek” maradványai kozmikus por formájában telepednek le a Földön - naponta 100-10 ezer tonna meteoritanyag esik a bolygóra. Mivel az egyes porszemek nagyon könnyűek, akár egy hónapba is beletelik, mire elérik a Föld felszínét! Amikor felhőkbe esnek, megnehezítik azokat, és néha még esőt is okoznak – ahogyan a vulkáni hamu vagy a nukleáris robbanásokból származó részecskék okozzák őket. A kozmikus por esőképződésre gyakorolt ​​​​hatását azonban csekélynek tekintik - még 10 ezer tonna sem elég ahhoz, hogy komolyan megváltoztassa a Föld légkörének természetes keringését.

Termoszféra

A mezoszféra felett, 100 kilométeres tengerszint feletti magasságban halad át a Karman-vonal - a Föld és az űr közötti hagyományos határ. Bár ott vannak olyan gázok, amelyek a Földdel együtt forognak, és technikailag bejutnak a légkörbe, mennyiségük a Kármán-vonal felett láthatatlanul kicsi. Ezért minden olyan repülés, amely meghaladja a 100 kilométeres magasságot, már űrnek számít.

A légkör leghosszabb rétegének, a termoszférának az alsó határa egybeesik a Kármán-vonallal. 800 kilométeres magasságig emelkedik, és rendkívül magas hőmérséklet jellemzi - 400 kilométeres magasságban maximum 1800°C-ot ér el!

Meleg van, nem? 1538°C-os hőmérsékleten a vas olvadni kezd – akkor hogyan maradnak sértetlenek az űrhajók a termoszférában? Az egész a felső légkörben lévő gázok rendkívül alacsony koncentrációjáról szól – a termoszféra közepén a nyomás 1 000 000-szer kisebb, mint a Föld felszínén lévő levegő koncentrációja! Az egyes részecskék energiája nagy – de a köztük lévő távolság óriási, és az űrhajók lényegében vákuumban vannak. Ez azonban nem segít nekik megszabadulni a mechanizmusok által kibocsátott hőtől – a hő elvezetése érdekében minden űrhajót felszerelnek olyan radiátorokkal, amelyek felesleges energiát bocsátanak ki.

• Egy megjegyzésre. Ha magas hőmérsékletről van szó, akkor mindig érdemes figyelembe venni a forró anyag sűrűségét – például a Hadronütköztető tudósai valóban fel tudják melegíteni az anyagot a Nap hőmérsékletére. De nyilvánvaló, hogy ezek egyedi molekulák – egy gramm csillaganyag elég lenne egy erőteljes robbanáshoz. Ezért nem szabad hinnünk a sárga sajtónak, amely a Collider „kezéből” a közelgő világvégét ígéri nekünk, ahogyan a termoszféra hőségétől sem kell félnünk.

Termoszféra és űrhajózás

A termoszféra valójában nyílt tér – a határain belül feküdt az első szovjet Szputnyik pályája. Ott volt a Vosztok-1 űrszonda Jurij Gagarinnal a fedélzetén repülésének csúcspontja is – a Föld feletti legmagasabb pont. Ezen a magasságon számos mesterséges műholdat is felbocsátnak a Föld felszínének, óceánjának és légkörének tanulmányozására, például a Google Maps műholdakat. Ezért, ha a LEO-ról (Low Reference Orbit, az űrhajózásban elterjedt kifejezés) beszélünk, az esetek 99%-ában a termoszférában van.

Az emberek és állatok keringési repülései nem csak a termoszférában történnek. A helyzet az, hogy a felső részén, 500 kilométeres magasságban a Föld sugárzási övei nyúlnak ki. A töltött napszél részecskéit ott fogja fel és halmozza fel a magnetoszféra. A sugárzónákban való hosszabb tartózkodás helyrehozhatatlan károkat okoz az élő szervezetekben, sőt az elektronikában is – ezért minden magas pályán álló jármű védett a sugárzástól.

Auroras

A sarki szélességeken gyakran megjelenik egy látványos és grandiózus látvány - auroras. Úgy néznek ki, mint a különböző színű és formájú, hosszú, izzó ívek, amelyek csillognak az égen. A Föld megjelenését a magnetoszférájának – pontosabban a pólusok közelében lévő lyukaknak – köszönheti. A napszél töltött részecskéi áttörtek, amitől a légkör felizzik. Itt megcsodálhatja a leglátványosabb fényeket, és többet megtudhat eredetükről.

Manapság az aurórák mindennaposak az olyan cirkumpoláris országok lakói számára, mint Kanada vagy Norvégia, valamint minden turista programjának kötelező eleme – korábban azonban természetfeletti tulajdonságokat tulajdonítottak neki. Az ókorban az emberek sokszínű fényeket láttak a mennyország kapujaként, mitikus lényeket és szellemek máglyáját, és viselkedésüket jóslásnak tekintették. Őseink pedig érthetők – még a műveltség és a saját elméjükbe vetett hit sem képes néha visszatartani a természeti erők iránti tiszteletüket.

Exoszféra

A Föld légkörének utolsó rétege, amelynek alsó határa 700 kilométeres magasságban halad át, az exoszféra (a többi görög kanyaróból "exo" - kívül, kívül). Hihetetlenül eloszlott, és főleg a legkönnyebb elem - hidrogén - atomjaiból áll; Vannak különálló oxigén- és nitrogénatomok is, amelyeket a Nap mindent átható sugárzása erősen ionizál.

A Föld exoszférájának méretei hihetetlenül nagyok – a Föld koronájává, a geokoronává nő ki, amely akár 100 ezer kilométerre nyúlik el a bolygótól. Nagyon ritka - a részecskék koncentrációja milliószor kisebb, mint a közönséges levegő sűrűsége. De ha a Hold eltakarja a Földet egy távoli űrhajó számára, akkor bolygónk koronája látható lesz, ahogy a Nap koronája is látható számunkra egy fogyatkozáskor. Ezt a jelenséget azonban még nem figyelték meg.

A légkör időjárási viszonyai

Ugyancsak az exoszférában fordul elő a Föld légkörének mállása - a bolygó gravitációs középpontjától való nagy távolság miatt a részecskék könnyen elszakadnak a teljes gáztömegtől, és belépnek saját pályájukra. Ezt a jelenséget légköri disszipációnak nevezik. Bolygónk másodpercenként 3 kilogramm hidrogént és 50 gramm héliumot veszít a légkörből. Csak ezek a részecskék elég könnyűek ahhoz, hogy elkerüljék az általános gáztömeget.

Az egyszerű számítások azt mutatják, hogy a Föld évente mintegy 110 ezer tonna légköri tömeget veszít. Veszélyes? Valójában nem - bolygónk hidrogén és hélium „előállítási” képessége meghaladja a veszteségek mértékét. Ezenkívül az elveszett anyagok egy része idővel visszakerül a légkörbe. Az olyan fontos gázok pedig, mint az oxigén vagy a szén-dioxid, egyszerűen túl nehezek ahhoz, hogy tömegesen hagyják el a Földet – így nem kell attól tartani, hogy Földünk légköre kiszabadul.

• Érdekes tény, hogy a világvége „prófétái” gyakran mondják, hogy ha a Föld magja leáll forogni, akkor a napszél nyomása alatt a légkör gyorsan erodálódik. Olvasónk azonban tudja, hogy a Föld közelében lévő légkört gravitációs erők tartják össze, amelyek a mag forgásától függetlenül fognak hatni. Ennek egyértelmű bizonyítéka a Vénusz, amely álló maggal és gyenge mágneses mezővel rendelkezik, de légköre 93-szor sűrűbb és nehezebb, mint a földé. Ez azonban nem jelenti azt, hogy a Föld magjának dinamikájának megállítása biztonságos - akkor a bolygó mágneses tere eltűnik. Szerepe nem annyira a légkör visszatartásában, hanem a napszél töltött részecskéi elleni védelemben fontos, amelyek könnyen radioaktív sivataggá változtathatják bolygónkat.

Felhők

Víz a Földön nem csak a hatalmas óceánban és számos folyóban létezik. Körülbelül 5,2 x 10 15 kilogramm víz van a légkörben. Szinte mindenhol jelen van – a gőz aránya a levegőben a térfogat 0,1-2,5%-a között van a hőmérséklettől és a helytől függően. A víz nagy része azonban a felhőkben gyűlik össze, ahol nem csak gázként, hanem apró cseppekben és jégkristályokban is raktározódik. A felhőkben lévő víz koncentrációja eléri a 10 g/m 3 -t – és mivel a felhők térfogata több köbkilométert is elér, a víz tömege bennük több tíz és száz tonna.

A felhők Földünk leglátványosabb képződményei; még a Holdról is láthatóak, ahol szabad szemmel összemosódnak a kontinensek körvonalai. És ez nem furcsa - elvégre a Föld több mint 50% -át folyamatosan felhők borítják!

A felhők hihetetlenül fontos szerepet játszanak a Föld hőcseréjében. Télen felfogják a napsugarakat, az üvegházhatás miatt megnövelik alattuk a hőmérsékletet, nyáron pedig védik a Nap hatalmas energiáját. A felhők a nappali és éjszakai hőmérsékleti különbségeket is kiegyenlítik. A sivatagok egyébként éppen hiányuk miatt hűlnek le annyira éjszaka - a homok és a sziklák által felhalmozott összes hő szabadon repül felfelé, míg más régiókban a felhők visszatartják.

A felhők túlnyomó többsége a Föld felszíne közelében, a troposzférában képződik, de további fejlődésük során nagyon sokféle formát és tulajdonságot öltenek. Elválasztásuk nagyon hasznos - a különböző típusú felhők megjelenése nem csak az időjárás előrejelzésében segíthet, hanem meghatározhatja a szennyeződések jelenlétét a levegőben! Nézzük meg közelebbről a fő felhőtípusokat.

Alacsony felhők

Azokat a felhőket, amelyek a legalacsonyabbra esnek a talaj fölé, alacsonyabb szintű felhőknek nevezzük. Nagy egyenletesség és alacsony tömeg jellemzi őket - amikor a földre esnek, a meteorológusok nem választják el őket a szokásos ködtől. Van azonban köztük különbség – egyesek egyszerűen eltakarják az eget, míg mások heves esőben és havazásban kitörhetnek.

• A heves csapadékot produkáló felhők közé tartoznak a nimbostratus felhők. Az alsó rétegű felhők közül a legnagyobbak: vastagságuk eléri a több kilométert, lineáris méreteik pedig több ezer kilométert. Homogén szürke massza – nézzen az égre egy hosszú esőben, és valószínűleg nimbostratus felhőket fog látni.
• Az alacsony szintű felhők másik fajtája a stratocumulus, amely 600-1500 méterrel emelkedik a talaj fölé. Több száz szürkésfehér felhőből álló csoportok, amelyeket apró rések választanak el egymástól. Általában változóan felhős napokon látunk ilyen felhőket. Ritkán esik vagy havazik.
• Az utolsó alsó felhőtípus a közönséges rétegfelhő; Ők azok, akik borús napokon borítják az eget, amikor enyhe szitálás hull az égből. Nagyon vékonyak és alacsonyak - a rétegfelhők magassága legfeljebb 400-500 méter. Szerkezetük nagyon hasonlít a ködéhez – éjszaka leereszkedve egészen a talajig gyakran sűrű reggeli ködöt hoznak létre.

A függőleges fejlődés felhői

Az alsó réteg felhőinek vannak idősebb testvérei - függőleges fejlődésű felhők. Bár alsó határuk 800-2000 kilométeres magasságban fekszik, a függőleges fejlődésű felhők komolyan felfelé törnek - vastagságuk elérheti a 12-14 kilométert is, ami a felső határukat a troposzféra határáig tolja. Az ilyen felhőket konvektívnek is nevezik: nagy méretük miatt a bennük lévő víz különböző hőmérsékleteket vesz fel, ami konvekciót eredményez - a forró tömegek felfelé és a hideg tömegek lefelé mozgatásának folyamatát. Ezért a függőleges fejlődésű felhőkben vízgőz, kis cseppek, hópelyhek és akár egész jégkristályok is egyszerre léteznek.

• A függőleges felhők fő típusa a gomolyfelhők - hatalmas fehér felhők, amelyek vattadarabokra vagy jéghegyekre hasonlítanak. Létükhöz magas levegőhőmérsékletre van szükség - ezért Közép-Oroszországban csak nyáron jelennek meg, és éjszaka megolvadnak. Vastagságuk eléri a több kilométert.

• Amikor azonban a gomolyfelhőknek lehetőségük van összegyűlni, sokkal grandiózusabb formát hoznak létre - a gomolyfelhőket. Tőlük jönnek nyáron heves felhőszakadások, jégeső, zivatar. Csak néhány óráig léteznek, de ugyanakkor akár 15 kilométerre is megnőnek - felső részük eléri a -10 ° C-ot, és jégkristályokból áll A legnagyobb gomolyfelhők tetején „üllők” vannak kialakult - lapos területek, amelyek gombára vagy fordított vasra emlékeztetnek. Ez azokon a területeken történik, ahol a felhő eléri a sztratoszféra határát - a fizika nem engedi továbbterjedni, ezért a gomolyfelhő a magassági határ mentén terjed.

• Érdekes tény, hogy erős gomolyfelhők képződnek vulkánkitörések, meteorit-becsapódások és nukleáris robbanások helyén. Ezek a felhők a legnagyobbak - határaik még a sztratoszférát is elérik, és elérik a 16 kilométeres magasságot. Az elpárolgott vízzel és mikrorészecskékkel telítve erős zivatarokat bocsátanak ki - a legtöbb esetben ez elegendő a kataklizmával kapcsolatos tüzek eloltásához. Ez egy természetes tűzoltó :)

Középszintű felhők

A troposzféra középső részén (középső szélességi körökben 2-7 kilométeres magasságban) középső szintű felhők vannak. Jellemzőjük a nagy területek - a földfelszínről érkező feláramlás és az egyenetlen tájak kevésbé érintik őket - és kis, több száz méteres vastagság. Ezek azok a felhők, amelyek éles hegycsúcsok körül „szélnek”, és a közelükben lebegnek.

Maguk a középszintű felhők két fő típusra oszthatók - altostratus és altocumulus.

• Az Altostratus felhők az összetett légköri tömegek egyik összetevője. Egységes, szürkéskék fátylat mutatnak be, amelyen keresztül a Nap és a Hold látható – bár az altosztratusz felhők több ezer kilométeresek, vastagságuk csak néhány kilométer. A nagy magasságban repülő repülőgép ablakából látható szürke sűrű fátyol pontosan altostratus felhők. Gyakran hosszú ideig esik vagy havazik.

• A kis szakadt vattadarabokra vagy vékony párhuzamos csíkokra emlékeztető Altocumulus felhők a meleg évszakban találhatók - akkor keletkeznek, amikor a meleg légtömeg 2–6 kilométeres magasságba emelkedik. Az Altocumulus felhők az időjárás közelgő változásának és az eső közeledtének biztos jelzőjeként szolgálnak - nemcsak a légkör természetes konvekciója, hanem a hideg légtömegek megjelenése is létrehozhatja őket. Ritkán esik, de a felhők összegyűlhetnek, és egy nagy esőfelhőt alkothatnak.

Ha már a hegyek közelében lévő felhőkről beszélünk, fényképeken (és talán a való életben is) valószínűleg nem egyszer látott már vattakorongokra emlékeztető kerek felhőket, amelyek rétegesen lógnak a hegycsúcs felett. A helyzet az, hogy a középső szintű felhők gyakran lencse alakúak vagy lencse alakúak - több párhuzamos rétegre osztva. Léghullámok hozzák létre, amikor a szél meredek csúcsok körül áramlik. A lencse alakú felhők abban is különlegesek, hogy a legerősebb szélben is a helyükön lógnak. Ezt a természetük teszi lehetővé - mivel az ilyen felhők több légáram érintkezési pontjain jönnek létre, viszonylag stabil helyzetben vannak.

Felső felhők

A közönséges felhők utolsó szintjét, amely a sztratoszféra alsó szakaszára emelkedik, felső rétegnek nevezik. Az ilyen felhők magassága eléri a 6–13 kilométert - ott nagyon hideg van, ezért a felső réteg felhői kis jégtáblákból állnak. Rostos, feszített, tollszerű formájuk miatt a magas felhőket cirrusnak is nevezik – bár a légkör szeszélyei gyakran karmok, pelyhek, sőt halcsontváz alakját adják nekik. Az általuk termelt csapadék soha nem éri el a talajt – de a pehelyfelhők jelenléte ősi módja az időjárás előrejelzésének.

• A tiszta pehelyfelhők a leghosszabbak a felső rétegfelhők között - az egyes szálak hossza elérheti a több tíz kilométert. Mivel a felhők jégkristályai elég nagyok ahhoz, hogy érezzék a Föld gravitációját, a pehelyfelhők egész kaszkádokban „hullanak” - egyetlen felhő felső és alsó pontja közötti távolság elérheti a 3-4 kilométert! Valójában a pehelyfelhők hatalmas „jégesések”. A vízkristályok alakbeli különbségei alakítják ki rostos, patakszerű alakjukat.

• Ebben az osztályban is vannak gyakorlatilag láthatatlan felhők - cirrostratus felhők. Akkor alakulnak ki, amikor nagy tömegű felszínközeli levegő emelkedik felfelé – nagy magasságban páratartalmuk elegendő ahhoz, hogy felhőt képezzenek. Amikor a Nap vagy a Hold átsüt rajtuk, megjelenik egy halo - szórt sugarak ragyogó szivárványkorongja.

noktilis felhők

Külön osztályba kell helyezni a noctilucent felhőket, a Föld legmagasabb felhőit. 80 kilométeres magasságba másznak fel, ami még a sztratoszféránál is magasabb! Ezenkívül szokatlan összetételük van - más felhőkkel ellentétben meteoritporból és metánból állnak, nem pedig vízből. Ezek a felhők csak napnyugta után vagy hajnal előtt láthatók - a horizont mögül behatoló Nap sugarai megvilágítják a napfényes felhőket, amelyek a magasságban napközben láthatatlanok maradnak.

Hihetetlenül szép látvány a noktilucens felhők – de az északi féltekén való megtekintésük különleges körülményeket igényel. Rejtélyüket pedig nem volt olyan könnyű megfejteni – a tehetetlen tudósok nem akartak hinni bennük, és az ezüstös felhőket optikai csalódásnak nyilvánították. Különleges cikkünkből megtekintheti a szokatlan felhőket, és megismerheti titkaikat.

A légkör kialakulása. Ma a Föld légköre gázok keveréke – 78% nitrogén, 21% oxigén és kis mennyiségű egyéb gáz, például szén-dioxid. De amikor a bolygó először megjelent, nem volt oxigén a légkörben - az eredetileg a Naprendszerben létező gázokból állt.

A Föld akkor keletkezett, amikor a napköd porból és gázból álló kis sziklás testek, úgynevezett planetoidok egymásnak ütköztek, és fokozatosan bolygó alakot öltöttek. Ahogy nőtt, a planetoidokban lévő gázok kitörtek és beburkolták a földgömböt. Egy idő után az első növények elkezdtek oxigént kibocsátani, és az őslégkör a jelenlegi sűrű légburokká fejlődött.

A légkör eredete

1. Kis planetoidokból álló eső esett a születőben lévő Földre 4,6 milliárd évvel ezelőtt. A bolygó belsejében rekedt napködből származó gázok az ütközés során kitörtek, és létrehozták a Föld primitív légkörét, amely nitrogénből, szén-dioxidból és vízgőzből áll.
2. A bolygó kialakulása során felszabaduló hőt egy sűrű felhőréteg tartja vissza az őslégkörben. Az „üvegházhatású gázok”, mint például a szén-dioxid és a vízgőz megakadályozzák a hő kisugárzását az űrbe. A Föld felszínét olvadt magma forrongó tengere árasztja el.
3. Amikor a planetoid ütközések ritkultak, a Föld lehűlni kezdett, és megjelentek az óceánok. A sűrű felhőkből kicsapódik a vízgőz, és a több eonon át tartó eső fokozatosan elönti az alföldet. Így jelennek meg az első tengerek.
4. A levegő megtisztul, amikor a vízgőz lecsapódik, és óceánok keletkeznek. Idővel a szén-dioxid feloldódik bennük, és a légkört ma már a nitrogén uralja. Az oxigénhiány miatt nem képződik a védő ózonréteg, a nap ultraibolya sugarai akadálytalanul érik el a földfelszínt.
5. Az élet az első milliárd éven belül megjelenik az ősi óceánokban. A legegyszerűbb kék-zöld algákat a tengervíz védi az ultraibolya sugárzástól. Napfényt és szén-dioxidot használnak fel energia előállítására, így melléktermékként oxigént szabadítanak fel, amely fokozatosan felhalmozódik a légkörben.
6. Évmilliárdokkal később oxigénben gazdag légkör alakul ki. A felső légkörben zajló fotokémiai reakciók vékony ózonréteget hoznak létre, amely szétszórja a káros ultraibolya fényt. Az élet most az óceánokból a szárazföldre emelkedhet, ahol az evolúció számos összetett organizmust hoz létre.

Évmilliárdokkal ezelőtt egy vastag primitív algaréteg kezdett oxigént bocsátani a légkörbe. A mai napig fennmaradtak stromatolitoknak nevezett kövületek formájában.

Vulkáni eredetű

1. Ősi, levegőtlen Föld. 2. Gázok kitörése.

Ezen elmélet szerint a vulkánok aktívan törtek ki a fiatal Föld bolygó felszínén. A korai légkör valószínűleg akkor alakult ki, amikor a bolygó szilíciumhéjában rekedt gázok vulkánokon keresztül kiszabadultak.

Úgy tűnik, hogy a szabad oxigén mennyiségének jelentős növekedése a Föld légkörében 2,4 milliárd évvel ezelőtt az egyik egyensúlyi állapotból a másikba való nagyon gyors átmenet eredménye. Az első szint az O 2 rendkívül alacsony koncentrációjának felelt meg – körülbelül 100 000-szer alacsonyabb, mint amit most megfigyelnek. A második egyensúlyi szintet magasabb koncentrációban is el lehetett volna érni, nem kevesebb, mint a mai 0,005-ét. A két szint közötti oxigéntartalmat rendkívüli instabilitás jellemzi. Az ilyen „bistabilitás” jelenléte lehetővé teszi annak megértését, hogy miért volt olyan kevés szabad oxigén a Föld légkörében legalább 300 millió évvel azután, hogy a cianobaktériumok (kék-zöld „algák”) elkezdték termelni.

Jelenleg a Föld légköre 20%-ban szabad oxigénből áll, ami nem más, mint a cianobaktériumok, algák és magasabb rendű növények fotoszintézisének mellékterméke. Sok oxigént bocsátanak ki a trópusi erdők, amelyeket a népszerű kiadványokban gyakran a bolygó tüdejének neveznek. Ugyanakkor hallgat arról, hogy a trópusi erdők év közben majdnem annyi oxigént fogyasztanak, amennyit termelnek. A kész szerves anyagokat lebontó szervezetek - elsősorban baktériumok és gombák - légzésére fordítják. Azért, Ahhoz, hogy az oxigén elkezdjen felhalmozódni a légkörben, a fotoszintézis során keletkező anyag legalább egy részét el kell távolítani a körforgásból- például a fenéküledékekbe kerül, és elérhetetlenné válik az azt aerob módon, vagyis oxigénfogyasztással lebontó baktériumok számára.

Az oxigénes (azaz „oxigént adó”) fotoszintézis teljes reakciója a következőképpen írható fel:
CO 2 + H 2 O + hν→ (CH 2 O) + O 2,
Ahol hν a napfény energiája, a (CH 2 O) pedig a szerves anyag általános képlete. A légzés fordított folyamat, amely így írható le:
(CH 2 O) + O 2 → CO 2 + H 2 O.
Ugyanakkor felszabadul az élőlények számára szükséges energia. Az aerob légzés azonban csak akkor lehetséges, ha az O 2 koncentrációja nem haladja meg a mai szint 0,01-ét (az úgynevezett Pasteur-pont). Anaerob körülmények között a szerves anyagok erjedés útján lebomlanak, és ennek a folyamatnak a végső szakaszában gyakran metán keletkezik. Például az acetátképződéssel járó metanogenezis általános egyenlete így néz ki:
2(CH 2 O) → CH 3 COOH → CH 4 + CO 2.
Ha kombináljuk a fotoszintézis folyamatát a szerves anyagok későbbi lebomlásával anaerob körülmények között, akkor a teljes egyenlet így fog kinézni:
CO 2 + H 2 O + hν→ 1/2 CH 4 + 1/2 CO 2 + O 2.
A szerves anyagok lebomlásának éppen ez az útja volt az ősi bioszférában a fő út.

Sok fontos részlet tisztázatlan marad arról, hogy hogyan jött létre az oxigénellátás és a légkörből való eltávolítás közötti modern egyensúly. Hiszen az oxigéntartalom észrevehető növekedése, az úgynevezett „légkör nagy oxidációja” mindössze 2,4 milliárd évvel ezelőtt következett be, bár biztosan tudjuk, hogy az oxigénes fotoszintézist végző cianobaktériumok már 2,7 milliárd éve is meglehetősen nagy számban éltek és aktívak voltak. ezelőtt, és még korábban – talán 3 milliárd évvel ezelőtt – keletkeztek. Így belül legalább 300 millió évig a cianobaktériumok tevékenysége nem vezetett a légkör oxigéntartalmának növekedéséhez.

Az a feltételezés, hogy valamilyen oknál fogva hirtelen radikálisan megnövekedett a nettó elsődleges termelés (vagyis a cianobaktériumok fotoszintézise során képződő szerves anyag mennyiségének növekedése), nem bírta a kritikát. Tény, hogy a fotoszintézis során túlnyomórészt a 12 C szén könnyű izotópja fogyasztódik el, és a környezetben a nehezebb 13 C izotóp relatív tartalma megnő ennek megfelelően a szerves anyagot tartalmazó fenéküledékeket a 13 C izotópban kell kimeríteni, ami felhalmozódik a vízben és karbonátok képződik. A karbonátokban és az üledékek szerves anyagában a 12 C és 13 C közötti arány azonban a légkör oxigénkoncentrációjának radikális változása ellenére változatlan marad. Ez azt jelenti, hogy nem az O 2 forrásában van a lényeg, hanem annak – ahogy a geokémikusok fogalmaztak – „süllyedésében” (az atmoszférából való eltávolításában), ami hirtelen jelentősen csökkent, ami az oxigén mennyiségének jelentős növekedéséhez vezetett. a légkörben.

Általában azt tartják, hogy közvetlenül a „Légkör nagy oxidációja” előtt az összes akkor keletkező oxigént redukált vasvegyületek (majd a kén) oxidációjára fordították, amelyekből meglehetősen sok volt a Föld felszínén. Különösen akkor keletkeztek az úgynevezett „szalagos vasércek”. Nemrég azonban Colin Goldblatt, a University of East Anglia (Norwich, Egyesült Királyság) Környezettudományi Karának végzős hallgatója két kollégájával, ugyanarról az egyetemről arra a következtetésre jutott, hogy a Föld légkörének oxigéntartalma a két egyensúlyi állapot egyike: lehet nagyon kicsi - körülbelül 100 ezerszer kevesebb, mint most, vagy már elég sok (bár a modern megfigyelő helyzetéből ez kicsi) - nem kevesebb, mint a modern szint 0,005-e.

A javasolt modellben mind az oxigén, mind a redukált vegyületek légkörbe jutását figyelembe vették, különös tekintettel a szabad oxigén és a metán arányára. Megállapították, hogy ha az oxigénkoncentráció meghaladja a jelenlegi szint 0,0002-ét, akkor a metán egy részét a reakció szerint a metanotróf baktériumok már oxidálhatják:
CH 4 + 2O 2 → CO 2 + 2H 2 O.
De a metán többi része (és elég sok van belőle, főleg alacsony oxigénkoncentráció mellett) a légkörbe kerül.

Az egész rendszer termodinamikai szempontból nem egyensúlyi állapotban van. A megbomlott egyensúly helyreállításának fő mechanizmusa a metán oxidációja a légkör felső rétegeiben hidroxilgyök hatására (lásd Metán fluktuációi a légkörben: ember vagy természet - ki nyer, "Elemek", 2006.06.10.). A hidroxilgyökről ismert, hogy a légkörben ultraibolya sugárzás hatására képződik. De ha sok oxigén van a légkörben (legalább 0,005 a jelenlegi szint), akkor a felső rétegeiben ózonszűrő képződik, amely jól védi a Földet a kemény ultraibolya sugaraktól, és egyúttal zavarja a fizikai-kémiai metán oxidációja.

A szerzők arra a kissé paradox következtetésre jutnak, hogy maga az oxigénes fotoszintézis megléte nem elegendő feltétel sem az oxigénben gazdag atmoszféra kialakulásához, sem az ózonszűrő kialakulásához. Ezt a körülményt figyelembe kell venni azokban az esetekben, amikor a légkörük felmérésének eredményei alapján próbálunk más bolygókon élet létezésére utaló jeleket találni.