Формування атмосфери. Сьогодні атмосфера Землі є сумішшю газів - 78% азоту, 21% кисню і невеликої кількості інших газів,- наприклад, двоокису вуглецю. Але коли планета тільки виникла, в атмосфері не було кисню - вона складалася з газів, які спочатку існували в Сонячній системі.

Земля виникла, коли невеликі кам'яні тіла, що складаються з пилу та газу сонячної туманності і відомі як планетоїди, стикалися один з одним і поступово набували форми планети. У міру її зростання гази, ув'язнені в планетоїдах, виривалися назовні і огортали земну кулю. Через деякий час перші рослини почали виділяти кисень, і первозданна атмосфера розвинулася в щільну повітряну оболонку.

Зародження атмосфери

1. Дощ із дрібних планетоїдів обрушився на Землю, що зароджується, 4,6 мільярда років тому. Гази сонячної туманності, укладені всередині планети, при зіткненні вирвалися назовні і утворили примітивну атмосферу Землі, що складається з азоту, двоокису вуглецю та водяної пари.
2. Тепло, що виділяється при освіті планети, утримується шаром щільних хмар первозданної атмосфери. «Парникові гази» – такі, як двоокис вуглецю та водяна пара – зупиняють випромінювання тепла в космос. Поверхня Землі залита вируючим морем розплавленої магми.
3. Коли зіткнення планетоїдів стали такими частими, Земля почала охолоджуватися і з'явилися океани. Водяна пара конденсується з густих хмар, і дощ, що триває кілька епох, поступово заливає низовини. У такий спосіб з'являються перші моря.
4. Повітря очищається в міру того, як водяна пара конденсується та утворює океани. Згодом у яких розчиняється двоокис вуглецю, й у атмосфері тепер переважає азот. Через відсутність кисню не утворюється захисний озоновий шар і ультрафіолетові сонячні промені безперешкодно досягають земної поверхні.
5. Життя з'являється у древніх океанах протягом першого мільярда років. Найпростіші синьо-зелені водорості захищені від ультрафіолету морською водою. Вони використовують для виробництва енергії сонячне світло і двоокис вуглецю, при цьому як побічний продукт виділяється кисень, який починає поступово накопичуватися в атмосфері.
6. Мільярди років по тому формується багата киснем атмосфера. Фотохімічні реакції у верхніх атмосферних шарах створюють тонкий шар озону, який розсіює шкідливе ультрафіолетове світло. Тепер життя може вийти із океанів на сушу, де в результаті еволюції виникає безліч складних організмів.

Мільярди років тому товстий шар примітивних водоростей почав виділяти в атмосферу кисень. Вони збереглися до сьогодні у вигляді скам'янілостей, які називаються строматолітами.

Вулканічне походження

1. Давня, безповітряна Земля. 2. Виверження газів.

Згідно з цією теорією, на поверхні юної планети Земля активно вивергалися вулкани. Рання атмосфера, ймовірно, сформувалася тоді, коли гази, ув'язнені в кремнієвій оболонці планети, вирвалися назовні через сопла вулканів.

Атмосфера почала утворюватися разом із формуванням Землі. У процесі еволюції планети і з наближенням її параметрів до сучасних значень відбулися принципово якісні зміни її хімічного складу та фізичних властивостей. Згідно з еволюційною моделлю, на ранньому етапі Земля перебувала в розплавленому стані і близько 4,5 млрд. років тому сформувалася як тверде тіло. Цей рубіж приймається початок геологічного літочислення. З цього часу розпочалася повільна еволюція атмосфери. Деякі геологічні процеси, (наприклад, вилив лави при виверженнях вулканів) супроводжувалися викидом газів з надр Землі. До їх складу входили азот, аміак, метан, водяна пара, оксид і діоксид 2 вуглецю. Під впливом сонячної ультрафіолетової радіації водяна пара розкладалася на водень і кисень, але кисень, що звільнився, вступав в реакцію з оксидом вуглецю, утворюючи вуглекислий газ. Аміак розкладався на азот та водень. Водень в процесі дифузії піднімався вгору і залишав атмосферу, а більш важкий азот не міг зникнути і поступово накопичувався, стаючи основним компонентом, хоча деяка його частина зв'язувалася в молекули в результаті хімічних реакцій ( см. ХІМІЯ АТМОСФЕРИ). Під впливом ультрафіолетових променів та електричних розрядів суміш газів, що були у початковій атмосфері Землі, вступала у хімічні реакції, у яких відбувалося утворення органічних речовин, зокрема амінокислот. З появою примітивних рослин розпочався процес фотосинтезу, що супроводжувався виділенням кисню. Цей газ, особливо після дифузії у верхні шари атмосфери, став захищати її нижні шари та поверхню Землі від небезпечних для життя ультрафіолетового та рентгенівського випромінювань. Згідно з теоретичними оцінками, вміст кисню, у 25 000 разів менший, ніж зараз, вже міг призвести до формування шару озону з лише вдвічі меншою, ніж зараз, концентрацією. Однак цього вже достатньо, щоб забезпечити дуже суттєвий захист організмів від руйнівної дії ультрафіолетових променів.

Ймовірно, що у первинній атмосфері містилося багато вуглекислого газу. Він витрачався в ході фотосинтезу, і його концентрація мала зменшуватися в міру еволюції світу рослин, а також через поглинання в ході деяких геологічних процесів. Оскільки парниковий ефектпов'язаний із присутністю вуглекислого газу в атмосфері, коливання його концентрації є однією з важливих причин таких великомасштабних кліматичних змін в історії Землі, як льодовикові періоди.

Присутній у сучасній атмосфері гелій здебільшого є продуктом радіоактивного розпаду урану, торію та радію. Ці радіоактивні елементи випускають a-частинки, які є ядра атомів гелію. Оскільки в ході радіоактивного розпаду електричний заряд не утворюється і не зникає, з утворенням кожної a-частинки з'являються по два електрони, які рекомбінуючи з a-частинками, утворюють нейтральні атоми гелію. Радіоактивні елементи містяться в мінералах, розсіяних у товщі гірських порід, тому значна частина гелію, що утворився в результаті радіоактивного розпаду, зберігається в них, дуже повільно випаровуючись в атмосферу. Деяка кількість гелію за рахунок дифузії піднімається вгору в екзосферу, але завдяки постійному припливу від земної поверхні обсяг цього газу в атмосфері майже не змінюється. На підставі спектрального аналізу світла зірок та вивчення метеоритів можна оцінити відносний вміст різних хімічних елементів у Всесвіті. Концентрація неону в космосі приблизно в десять мільярдів разів вища, ніж на Землі, криптону – у десять мільйонів разів, а ксенону – у мільйон разів. Звідси випливає, що концентрація цих інертних газів, які, очевидно, спочатку були присутні в земній атмосфері і не поповнювалися в процесі хімічних реакцій, сильно знизилася, ймовірно, ще на етапі втрати Землею своєї первинної атмосфери. Виняток становить інертний газ аргон, оскільки у формі ізотопу 40 Ar він і зараз утворюється в процесі розпаду радіоізотопу калію.

Барометричний розподіл тиску.

Загальна вага газів атмосфери становить приблизно 4,5 10 15 т. Таким чином, «вага» атмосфери, що припадає на одиницю площі, або атмосферний тиск, становить на рівні моря приблизно 11 т/м 2 = 1,1 кг/см 2 . Тиск, що дорівнює Р 0 = 1033,23 г/см 2 = 1013,250 мбар = 760 мм рт. ст. = 1 атм, приймається як стандартне середнє значення атмосферного тиску. Для атмосфери у стані гідростатичної рівноваги маємо: d P= -rgd h, це означає, що на інтервалі висот від hдо h+ d hмає місце рівність між зміною атмосферного тиску d Pта вагою відповідного елемента атмосфери з одиничною площею, щільністю r та товщиною d h.Як співвідношення між тиском Рта температурою Твикористовується досить застосовне для земної атмосфери рівняння стану ідеального газу з щільністю r: P= r R T/m, де m – молекулярна маса, і R = 8,3 Дж/(До моль) – універсальна газова стала. Тоді d log P= – (m g/RT)d h= - bd h= - d h/H де градієнт тиску в логарифмічній шкалі. Зворотну величину Н прийняти називати шкалою висоти атмосфери.

При інтегруванні цього рівняння для ізотермічної атмосфери ( Т= const) або для її частини, де таке наближення допустиме, виходить барометричний закон розподілу тиску з висотою: P = P 0 exp(– h/H 0), де відлік висот hвиробляється від рівня океану, де стандартний середній тиск становить P 0 . Вираз H 0 = R T/mg, називається шкалою висоти, яка характеризує протяжність атмосфери, за умови, що температура в ній всюди однакова (ізотермічна атмосфера). Якщо атмосфера не ізотермічна, інтегрувати треба з урахуванням зміни температури з висотою, а параметр Н- деяка локальна характеристика шарів атмосфери, яка залежить від їх температури та властивостей середовища.

Стандартна атмосфера.

Модель (таблиця значень основних параметрів), що відповідає стандартному тиску в основі атмосфери Р 0 та хімічного складу, називається стандартною атмосферою. Точніше, це умовна модель атмосфери, на яку задані середні для широти 45° 32у 33І значення температури, тиску, щільності, в'язкості та інших. характеристик повітря на висотах від 2 км нижче рівня моря до зовнішнього кордону земної атмосфери. Параметри середньої атмосфери на всіх висотах розраховані за рівнянням стану ідеального газу та барометричним законом у припущенні, що на рівні моря тиск дорівнює 1013,25 гПа (760 мм рт. ст.), А температура 288,15 К (15,0 ° С). За характером вертикального розподілу температури середня атмосфера складається з кількох шарів, у кожному з яких температура апроксимована лінійною функцією висоти. У нижньому з шарів – тропосфері (h Ј 11 км) температура падає на 6,5° C кожним кілометром підйому. На висотах значення і знак вертикального градієнта температури змінюються від шару до шару. Понад 790 км температура становить близько 1000 К і практично не змінюється з висотою.

Стандартна атмосфера є періодично уточненим, узаконеним стандартом, що випускається у вигляді таблиць.

Тропосфера.

Найнижчий і найбільш щільний шар атмосфери, у якому температура швидко зменшується з висотою, називається тропосферою. Він містить до 80% усієї маси атмосфери і простягається в полярних та середніх широтах до висот 8-10 км, а в тропіках до 16-18 км. Тут розвиваються практично всі погодоутворюючі процеси, відбувається тепловий та вологообмін між Землею та її атмосферою, утворюються хмари, виникають різні метеорологічні явища, виникають тумани та опади. Ці шари земної атмосфери перебувають у конвективному рівновазі і завдяки активному перемішування мають однорідний хімічний склад, в основному, з молекулярних азоту (78%) і кисню (21%). У тропосфері зосереджено переважну кількість природних та техногенних аерозольних та газових забруднювачів повітря. Динаміка нижньої частини тропосфери товщиною до 2 км сильно залежить від властивостей підстилаючої поверхні Землі, що визначає горизонтальні та вертикальні переміщення повітря (вітри), обумовлені передачею тепла від більш нагрітої суші, через ІЧ-випромінювання земної поверхні, яке поглинається в тропосфері, переважно парами води та вуглекислого газу (парниковий ефект). Розподіл температури з висотою встановлюється внаслідок турбулентного та конвективного перемішування. У середньому воно відповідає падінню температури з висотою приблизно 6,5 К/км.

Швидкість вітру в прикордонному прикордонному шарі спочатку швидко зростає з висотою, а вище вона продовжує збільшуватися на 2-3 км/с на кожен кілометр. Іноді у тропосфері виникають вузькі планетарні потоки (зі швидкістю понад 30 км/с), західні середніх широтах, а поблизу екватора – східні. Їх називають струминними течіями.

Тропопауза.

У верхній межі тропосфери (тропопаузи) температура досягає мінімального значення нижньої атмосфери. Це перехідний шар між тропосферою та розташованою над нею стратосферою. Товщина тропопаузи від сотень метрів до 1,5–2 км, а температура та висота відповідно в межах від 190 до 220 К та від 8 до 18 км залежно від географічної широти та сезону. У помірних та високих широтах взимку вона нижча, ніж улітку на 1–2 км та на 8–15 К тепліше. У тропіках сезонні зміни значно менші (висота 16-18 км, температура 180-200 К). Над струминними течіямиможливі розриви тропопаузи.

Вода у атмосфері Землі.

Найважливішою особливістю атмосфери Землі є наявність значної кількості водяної пари та води у краплинній формі, яку найлегше спостерігати у вигляді хмар та хмарних структур. Ступінь покриття неба хмарами (у певний момент або в середньому за деякий проміжок часу), виражений у 10-бальній шкалі або у відсотках, називають хмарністю. Форма хмар визначається за міжнародною класифікацією. У середньому хмари покривають близько половини земної кулі. Хмарність – важливий фактор, що характеризує погоду та клімат. Взимку та вночі хмарність перешкоджає зниженню температури земної поверхні та приземного шару повітря, влітку та вдень – послаблює нагрівання земної поверхні сонячними променями, пом'якшуючи клімат усередині материків.

Хмари.

Хмари - скупчення зважених в атмосфері водяних крапель (водяні хмари), крижаних кристалів (крижані хмари) або тих і інших разом (змішані хмари). При укрупненні крапель і кристалів вони випадають із хмар у вигляді опадів. Хмари утворюються головним чином у тропосфері. Вони виникають у результаті конденсації водяної пари, що міститься у повітрі. Діаметр хмарних крапель близько кількох мкм. Вміст рідкої води у хмарах – від часток до кількох грамів на м3. Хмари розрізняють по висоті: Відповідно до міжнародної класифікації існує 10 пологів хмар: перисті, перисто-купчасті, перисто-шарові, високо-купчасті, високошарові, шарувато-дощові, шаруваті, шарувато-купчасті, купово-дощові, купчасті.

У стратосфері спостерігаються також перламутрові хмари, а мезосфері – сріблясті хмари.

Перисті хмари – прозорі хмари у вигляді тонких білих ниток або пелени з шовковистим блиском, що не дають тіні. Перисті хмари складаються з крижаних кристалів, що утворюються у верхніх шарах тропосфери при дуже низьких температурах. Деякі види перистих хмар є провісниками зміни погоди.

Перисто-купчасті хмари – гряди або шари тонких білих хмар верхньої тропосфери. Перисто-купчасті хмари побудовані з дрібних елементів, що мають вигляд пластівців, брижів, маленьких кульок без тіней і складаються переважно з крижаних кристалів.

Перисто-шаруваті хмари - білувата напівпрозора пелена у верхній тропосфері, зазвичай волокниста, іноді розмита, що складається з дрібних голчастих або стовпчастих крижаних кристалів.

Високо-купчасті хмари – білі, сірі або біло-сірі хмари нижніх та середніх шарів тропосфери. Високо-купчасті хмари мають вигляд шарів і гряд, як би побудованих з пластинок, що лежать один над одним, округлих мас, валів, пластівців. Високо-купчасті хмари утворюються при інтенсивній конвективній діяльності і складаються з переохолоджених крапель води.

Високошарові хмари – сіруваті чи синюваті хмари волокнистої чи однорідної структури. Високошарові хмари спостерігаються в середній тропосфері, простягаються на кілька кілометрів у висоту і іноді на тисячі кілометрів у горизонтальному напрямку. Зазвичай високошарові хмари входять до складу фронтальних хмарних систем, пов'язаних із висхідними рухами повітряних мас.

Шарува-дощові хмари – низький (від 2 і вище км) аморфний шар хмар одноманітно-сірого кольору, що дає початок облоговому дощу або снігу. Шарово-дощові хмари – сильно розвинені по вертикалі (до кількох кілометрів) і горизонталі (кілька тисяч кілометрів), складаються з переохолоджених крапель води у суміші зі сніжинками зазвичай пов'язані з атмосферними фронтами.

Шаруваті хмари – хмари нижнього ярусу у вигляді однорідного шару без певних контурів, сірого кольору. Висота шаруватих хмар над земною поверхнею становить 0,5-2 км. Зрідка з шаруватих хмар випадає мряка.

Купові хмари – щільні, вдень яскраво-білі хмари із значним вертикальним розвитком (до 5 км і більше). Верхні частини купових хмар мають вигляд куполів або веж із округлими контурами. Зазвичай купчасті хмари виникають як хмари конвекції у холодних повітряних масах.

Шарово-купчасті хмари – низькі (нижче 2 км) хмари у вигляді сірих або білих неволокнистих шарів або гряд із круглих великих брил. Вертикальна потужність шарувато-купових хмар невелика. Зрідка шарувато-купчасті хмари дають невеликі опади.

Купово-дощові хмари – потужні та щільні хмари з сильним вертикальним розвитком (до висоти 14 км), що дають рясні зливи з грозовими явищами, градом, шквалами. Купово-дощові хмари розвиваються з потужних купових хмар, відрізняючись від них верхньою частиною, що складається з кристалів льоду.

Стратосфера.

Через тропопаузу, загалом висотах від 12 до 50 км, тропосфера перетворюється на стратосферу. У нижній частині протягом близько 10 км, тобто. до висот близько 20 км, вона ізотермічна (температура близько 220 К). Потім вона росте з висотою, досягаючи максимуму близько 270 К на висоті 50-55 км. Тут знаходиться межа між стратосферою і вище мезосферою, що лежить, звана стратопаузою .

У стратосфері значно менше водяної пари. Все ж іноді спостерігаються - тонкі перламутрові хмари, що просвічують, зрідка виникають в стратосфері на висоті 20-30 км. Перламутрові хмари видно на темному небі після заходу та перед сходом Сонця. За формою перламутрові хмари нагадують перисті та перисто-купчасті хмари.

Середня атмосфера (мезосфера).

На висоті близько 50 км з піку широкого температурного максимуму починається мезосфера . Причиною підвищення температури в області цього максимуму є екзотермічна (тобто супроводжується виділенням тепла) фотохімічна реакція розкладання озону: 3 + hv® О 2 + О. Озон виникає в результаті фотохімічного розкладання молекулярного кисню О 2

Про 2+ hv® Про + Про та подальшої реакції потрійного зіткнення атома та молекули кисню з якоюсь третьою молекулою М.

Про + Про 2 + М ® Про 3 + М

Озон жадібно поглинає ультрафіолетове випромінювання в області від 2000 до 3000 Å, і це випромінювання розігріває атмосферу. Озон, що знаходиться у верхній атмосфері, є своєрідним щитом, що охороняє нас від дії ультрафіолетового випромінювання Сонця. Без цього щита розвиток життя Землі у її сучасних формах навряд було б можливим.

Загалом, на всьому протязі мезосфери температура атмосфери зменшується до мінімального її значення близько 180 К на верхній межі мезосфери (званої мезопаузою, висота близько 80 км). На околиці мезопаузи, на висотах 70–90 км, може виникати дуже тонкий шар крижаних кристалів і частинок вулканічного та метеоритного пилу, що спостерігається у вигляді красивого видовища сріблястих хмар невдовзі після заходу Сонця.

У мезосфері переважно згоряють дрібні тверді метеоритні частинки, що потрапляють на Землю, викликають явище метеорів.

Метеори, метеорити та боліди.

Спалахи та інші явища у верхній атмосфері Землі, викликані вторгненням до неї зі швидкістю від 11 км/с і вище твердих космічних частинок або тіл, називаються метеороїдами. Виникає яскравий метеорний слід; Найбільш потужні явища, які часто супроводжуються падінням метеоритів, називаються болідами; Поява метеорів пов'язана з метеорними потоками.

Метеорний потік:

1) явище множинного падіння метеорів протягом кількох годин чи днів із одного радіанта.

2) рій метеороїдів, що рухаються по одній орбіті навколо Сонця.

Систематична поява метеорів у певній області неба і в певні дні року, викликана перетином орбіти Землі із загальною орбітою безлічі метеоритних тіл, що рухаються з приблизно однаковими і однаково спрямованими швидкостями, через що їх шляхи на небі здаються виходять з однієї загальної точки . Називаються на ім'я сузір'я, де знаходиться радіант.

Метеорні дощі справляють глибоке враження своїми світловими ефектами, але окремі метеори видно досить рідко. Набагато чисельніше невидимі метеори, надто малі, щоб бути помітними в момент їх поглинання атмосферою. Деякі з найдрібніших метеорів, мабуть, зовсім не нагріваються, а лише захоплюються атмосферою. Ці дрібні частинки з розмірами від кількох міліметрів до десятитисячних часток міліметра називаються мікрометеоритами. Кількість метеорної речовини, яка щодобово надходить в атмосферу становить від 100 до 10 000 тонн, причому більша частина цієї речовини припадає на мікрометеорити.

Оскільки метеорна речовина частково згоряє в атмосфері, її склад поповнюється слідами різних хімічних елементів. Наприклад, кам'яні метеори привносять до атмосфери літій. Згоряння металевих метеорів призводить до утворення дрібних сферичних залізних, залізонікелевих та інших крапельок, які проходять крізь атмосферу та осідають на земній поверхні. Їх можна виявити в Гренландії та Антарктиді, де майже без змін роками зберігаються льодовикові покриви. Океанологи знаходять їх у донних океанічних відкладах.

Більшість метеорних частинок, що надійшли в атмосферу, осаджується приблизно протягом 30 діб. Деякі вчені вважають, що цей космічний пил відіграє важливу роль у формуванні таких атмосферних явищ, як дощ, оскільки є ядрами конденсації водяної пари. Тому припускають, що випадання опадів статистично пов'язане із великими метеорними дощами. Однак деякі фахівці вважають, що оскільки загальне надходження метеорної речовини в багато десятків разів перевищує її надходження навіть з найбільшим метеорним дощем, зміною в загальній кількості цієї речовини, що відбувається в результаті одного такого дощу, можна знехтувати.

Однак, безсумнівно, найбільш великі мікрометеорити і видимі метеорити залишають довгі сліди іонізації у високих шарах атмосфери, головним чином в іоносфері. Такі сліди можна використовувати для далекого радіозв'язку, оскільки вони відображають високочастотні радіохвилі.

Енергія метеорів, що надходять в атмосферу, витрачається головним чином, а може бути і повністю, на її нагрівання. Це одна з другорядних складових теплового балансу атмосфери.

Метеорит - тверде тіло природного походження, що впало на поверхню Землі з космосу. Зазвичай розрізняють кам'яні, залізо-кам'яні та залізні метеорити. Останні в основному складаються із заліза та нікелю. Серед знайдених метеоритів більшість мають вагу від кількох грамів до кількох кілограмів. Найбільший із знайдених – залізний метеорит Гоба важить близько 60 тонн і досі лежить там же, де його знайшли, у Південній Африці. Більшість метеоритів є осколками астероїдів, але деякі метеорити, можливо, потрапили на Землю з Місяця і навіть з Марса.

Болід – дуже яскравий метеор, який іноді спостерігається навіть вдень, часто залишає після себе димний слід і супроводжується звуковими явищами; нерідко закінчується падінням метеоритів.

Термосфера.

Вище температурного мінімуму мезопаузи починається термосфера, в якій температура спочатку повільно, а потім швидко знову починає зростати. Причиною є поглинання ультрафіолетового, випромінювання Сонця на висотах 150-300 км, зумовлене іонізацією атомарного кисню: hv® Про + + е.

У термосфері температура безперервно зростає до висоти близько 400 км, де вона досягає вдень в епоху максимуму сонячної активності 1800 К. В епоху мінімуму ця гранична температура може бути меншою за 1000 К. Понад 400 км атмосфера переходить в ізотермічну екзосферу. Критичний рівень (основа екзосфери) знаходиться на висоті близько 500 км.

Полярні сяйва і безліч орбіт штучних супутників, а також сріблясті хмари – всі ці явища відбуваються у мезосфері та термосфері.

Полярні сяйва.

У високих широтах під час збурень магнітного поля спостерігаються полярні сяйва. Вони можуть тривати кілька хвилин, але часто видно протягом кількох годин. Полярні сяйва сильно розрізняються за формою, кольором та інтенсивністю, причому всі ці характеристики іноді дуже швидко змінюються в часі. Спектр полярних сяйв складається з емісійних ліній та смуг. У спектрі сяйв посилюються деякі з емісій нічного неба, насамперед зелена та червона лінії l 5577 Å та l 6300 Å кисню. Буває, що одна з цих ліній у багато разів інтенсивніша за іншу, і це визначає видимий колір сяйва: зелений або червоний. Обурення магнітного поля супроводжуються також порушеннями радіозв'язку у полярних районах. Причиною порушення є зміни в іоносфері, які означають, що під час магнітних бур діє потужне джерело іонізації. Встановлено, що потужні магнітні бурі відбуваються за наявності поблизу центру сонячного диска великих груп плям. Спостереження показали, що бурі пов'язані не з самими плямами, а з сонячними спалахами, які виникають під час розвитку групи плям.

Полярні сяйва – це світлова гама інтенсивності, що змінюється, зі швидкими рухами, що спостерігається в високоширотних районах Землі. Візуальне полярне сяйво містить зелену 5577Å) та червону (6300/6364Å) емісійні лінії атомарного кисню та молекулярні смуги N 2 які збуджуються енергійними частинками сонячного та магнітосферного походження. Ці емісії зазвичай висвічуються на висоті близько 100 км і від. Термін оптичне полярне сяйво використовується для позначення візуальних полярних сяйв та їхнього емісійного спектра від інфрачервоної до ультрафіолетової області. Енергія випромінювання в інфрачервоній частині діапазону значно перевищує енергію видимої області. З появою полярних сяйв спостерігалися емісії у діапазоні УНЧ (

Реальні форми полярних сяйв важко класифікувати; найбільш уживані такі терміни:

1. Спокійні однорідні дуги чи смуги. Дуга зазвичай простягається на ~1000 км у напрямі геомагнітної паралелі (у напрямку Сонце в полярних районах) і має ширину від однієї до кількох десятків кілометрів. Смуга – це узагальнення поняття дуги, вона зазвичай немає правильної дугоподібної форми, а згинається як букви S чи вигляді спіралей. Дуги та смуги розташовуються на висотах 100-150 км.

2. Промені полярного сяйва . Цей термін відноситься до авроральної структури, витягнутої вздовж магнітних силових ліній, з протяжністю по вертикалі від кількох десятків до кількох сотень кілометрів. Протяжність променів по горизонталі невелика, від кількох десятків метрів до кількох кілометрів. Зазвичай промені спостерігаються у дугах або як окремі структури.

3. Плями або поверхні . Це ізольовані області світіння, які мають певної форми. Окремі плями можуть бути пов'язані між собою.

4. Вуаль. Незвичайна форма полярного сяйва, що є однорідним світінням, що покриває великі ділянки небосхилу.

По структурі полярні сяйва поділяються на однорідні, статеві і променисті. Використовуються різні терміни; пульсуюча дуга, пульсуюча поверхня, дифузна поверхня, промениста смуга, драпрі і т.д. Існує класифікація полярних сяйв за кольором. За цією класифікацією полярні сяйва типу А. Верхню частину або повністю мають червоний колір (6300-6364 Å). Вони зазвичай з'являються на висотах 300-400 км за високої геомагнітної активності.

Полярні сяйва типу Упофарбовані в нижній частині червоного кольору і пов'язані зі світінням смуг першої позитивної системи N 2 і першої негативної системи O 2 . Такі форми сяйва виникають під час найактивніших фаз полярних сяйв.

Зони полярних сяйв – це зони максимальної частоти появи сяйв у нічний час, за даними спостерігачів у фіксованій точці на Землі. Зони розташовуються на 67° північної та південної широти, які ширина становить близько 6°. Максимум появ полярних сяйв, що відповідає даному моменту геомагнітного місцевого часу, відбувається в овалоподібних поясах (овал полярних сяйв), які розташовуються асиметрично навколо північного та південного геомагнітних полюсів. Овал полярних сяйв фіксований у координатах широта – час, а зона полярних сяйв є геометричним місцем точок північної області овалу в координатах широта – довгота. Овальний пояс розташовується приблизно на 23 ° від геомагнітного полюса в нічному секторі і на 15 ° в денному секторі.

Овал полярних сяйв та зони полярних сяйв.Розташування овалу полярних сяйв залежить від геомагнітної активності. Овал стає ширшим за високої геомагнітної активності. Зони полярних сяйв чи межі овалу полярних сяйв краще представляються значенням L 6,4, ніж дипольними координатами. Геомагнітні силові лінії на межі денного сектора овалу полярних сяйв збігаються з магнітопаузою.Спостерігається зміна положення овалу полярних сяйв залежно від кута між геомагнітною віссю та напрямом Земля – Сонце. Овал полярних сяйв визначається також з урахуванням даних про висипання частинок (електронів і протонів) певних енергій. Його положення може бути незалежно визначено за даними каспахна денній стороні та у хвості магнітосфери.

Добова варіація частоти появи полярних сяйв у зоні полярних сяйв має максимум геомагнітну опівночі і мінімум геомагнітний полудень. На приекваторіальному боці овалу частота появи полярних сяйв різко зменшується, але форма добових варіацій зберігається. На приполюсному боці овалу частота появи полярних сяйв зменшується поступово і характеризується складними добовими змінами.

Інтенсивність полярних сяйв.

Інтенсивність полярних сяйв визначається вимірюванням уявної поверхні яскравості. Поверхня яскравості Iполярного сяйва у певному напрямку визначається сумарною емісією 4р Iфотон/(див. 2 ​​с). Так як ця величина не є істинною поверхневою яскравістю, а є емісією зі стовпа, зазвичай при дослідженні полярних сяйв використовують одиницю фотон / (см 2 · стовп · с). Звичайна одиниця для вимірювання сумарної емісії - Релей (Рл) рівний 106 фотон / (см 2 · стовп. · С). Більш практичні одиниці інтенсивності полярних сяйв визначається за емісіями окремої лінії чи смуги. Наприклад, інтенсивність полярних сяйв визначається міжнародним коефіцієнтами яскравості (МКЯ) за даними про інтенсивність зеленої лінії (5577 Å); 1 кРл = I МКЯ, 10 кРл = II МКЯ, 100 кРл = III МКЯ, 1000 кРл = IV МКЯ (максимальна інтенсивність полярного сяйва). Ця класифікація не може бути використана для сяйв червоного кольору. Одним із відкриттів епохи (1957–1958) стало встановлення просторово-часового розподілу полярних сяйв у вигляді овалу, зміщеного щодо магнітного полюса. Від простих уявлень про кругову форму розподілу полярних сяйв щодо магнітного полюса був здійснено перехід до сучасної фізики магнітосфери. Честь відкриття належить О.Хорошовій, а інтенсивну розробку ідей овалу полярних сяйв здійснили Г.Старков, Я.Фельдштейн, С-І.Акасофу та низку інших дослідників. Овал полярних сяйв є область найбільш інтенсивного впливу сонячного вітру на верхню атмосферу Землі. Інтенсивність полярних сяйв найбільша саме в овалі, а за динамікою ведуться безперервні спостереження за допомогою супутників.

Стійкі авроральні червоні дуги.

Стійка авроральна червона дуга, інакше звана середньоширотною червоною дугою або М-дугою, являє собою субвізуальну (нижче за межу чутливості ока) широку дугу, витягнуту зі сходу на захід на тисячі кілометрів і оперізує, можливо, всю Землю. Широтна довжина дуги 600 км. Випромінювання стійкої авроральної червоної дуги практично монохроматично в червоних лініях l 6300 Å і l 6364 Å. Нещодавно повідомлялося також про слабкі емісійні лінії l 5577 Å (OI) та l 4278 Å (N + 2). Стійкі червоні дуги класифікуються як полярні сяйва, але вони виявляються набагато більших висотах. Нижня межа розташовується на висоті 300 км, верхня межа близько 700 км. Інтенсивність спокійної червоної авроральної дуги в емісії l 6300 Å становить від 1 до 10 кРл (типова величина 6 кРл). Поріг чутливості ока на цій довжині хвилі близько 10 кРл, тому дуги рідко спостерігаються візуально. Однак, спостереження показали, що їхня яскравість становить >50 кРл на 10% ночей. Звичайний час життя дуг близько однієї доби, і вони рідко з'являються в наступні дні. Радіохвилі від супутників або радіоджерел, що перетинають стійкі авроральні червоні дуги, схильні до мерехтіння, що вказує на існування неоднорідностей електронної щільності. Теоретичне пояснення червоних дуг полягає в тому, що нагріті електрони області Fіоносфери викликають збільшення атомів кисню. Супутникові спостереження свідчать про збільшення електронної температури вздовж силових ліній геомагнітного поля, які перетинають стійкі авроральні червоні дуги. Інтенсивність цих дуг позитивно корелює з геомагнітною активністю (бурями), а частота появи дуг - з сонячною активністю.

Полярне сяйво, що змінюється.

Деякі форми полярних сяйв відчувають квазіперіодичні та когерентні часові варіації інтенсивності. Ці полярні сяйва з приблизно стаціонарною геометрією і швидкими періодичними варіаціями, що відбуваються у фазі, називаються полярними сяйвами, що змінюються. Вони класифікуються як полярні сяйва форми рза даними Міжнародного атласу полярних сяйв Більш детальний підрозділ мінливих полярних сяйв:

р 1 (Пульсуюче полярне сяйво) являє собою світіння з однорідними фазовими варіаціями яскравості по всій формі полярного сяйва. За визначенням, ідеальному пульсуючому полярному сяйві просторова і тимчасова частини пульсації можна розділити, тобто. яскравість I(r,t)= I s(r)· I T(t). У типовому полярному сяйві р 1 відбуваються пульсації із частотою від 0,01 до 10 Гц низької інтенсивності (1–2 кРл). Більшість полярних сяйв р 1 - це плями або дуги, що пульсують з періодом у кілька секунд.

р 2 (полум'яне полярне сяйво). Цей термін зазвичай використовується для позначення рухів, подібних до мов полум'я, що заповнює небосхил, а не для опису окремої форми. Сяйва мають форму дуг і зазвичай рухаються вгору з висоти 100 км. Ці полярні сяйва щодо рідкісні і частіше відбуваються поза полярних сяйв.

р 3 (миготливе полярне сяйво). Це полярні сяйва зі швидкими, іррегулярними або регулярними варіаціями яскравості, що створюють враження мерехтливого полум'я на небосхилі. Вони виникають незадовго до розпаду полярного сяйва. Частота варіацій, що зазвичай спостерігається р 3 дорівнює 10±3 Гц.

Термін струмене полярне сяйво, що використовується для іншого класу пульсуючих полярних сяйв, відноситься до іррегулярних варіацій яскравості, що швидко рухаються горизонтально в дугах і смугах полярних сяйв.

Полярне сяйво, що змінюється - це одне з сонячно-земних явищ, що супроводжують пульсації геомагнітного поля і аврорального рентгенівського випромінювання, викликані висипанням частинок сонячного і магнітосферного походження.

Світіння полярної шапки характеризується великою інтенсивністю лінії першої негативної системи N + 2 (л 3914 Å). Зазвичай ці смуги N + 2 інтенсивніше за зелену лінію OI l 5577 Å в п'ять разів, абсолютна інтенсивність світіння полярної шапки становить від 0,1 до 10 кРл (зазвичай 1-3 кРл). При цих сяйвах, що виникають у періоди ППШ, однорідне світіння охоплює всю полярну шапку до геомагнітної широти 60° на висотах 30 до 80 км. Воно генерується переважно сонячними протонами та d-частинами з енергіями 10–100 МеВ, що створюють максимум іонізації цих висотах. Є й інший тип світіння у зонах полярних сяйв, званий мантійним полярним сяйвом. Для цього типу аврорального світіння добовий максимум інтенсивності, що припадає на ранковий годинник, становить 1-10 кРл, а мінімум інтенсивності вп'ятеро слабше. Спостереження мантійних полярних сяйв нечисленні, їхня інтенсивність залежить від геомагнітної та сонячної активності.

Світіння атмосферивизначається як випромінювання, утворене та випромінюване атмосферою планети. Це нетеплове випромінювання атмосфери, за винятком емісії полярних сяйв, блискавкових розрядів та випромінювання метеорних слідів. Цей термін використовується стосовно земної атмосфери (нічне свічення, сутінкове свічення і денне свічення). Світіння атмосфери становить лише частина наявного в атмосфері світла. Іншими джерелами є світло зірок, зодіакальне світло і денне розсіяне світло Сонця. Іноді свічення атмосфери може становити до 40% загальної кількості світла. Світіння атмосфери виникає в атмосферних шарах висоти і товщини, що змінюється. Спектр світіння атмосфери охоплює довжини хвиль від 1000 до 22,5 мкм. Основна лінія випромінювання у світінні атмосфери – l 5577 Å, що з'являється на висоті 90-100 км у шарі завтовшки 30-40 км. Виникнення свічення обумовлено механізмом Чемпена, заснованим на рекомбінації атомів кисню. Інші емісійні лінії – це л 6300 Å, що з'являється у разі дисоціативної рекомбінації О + 2 та емісії NI l 5198/5201 Å та NI l 5890/5896 Å.

Інтенсивність світіння атмосфери вимірюється у Релеях. Яскравість (в Релеях) дорівнює 4 рв, де - кутова поверхня яскравість випромінюючого шару в одиницях 10 6 фотон/(см 2 ·стер·с). Інтенсивність світіння залежить від широти (по-різному для різних емісій), а також змінюється протягом доби з максимумом поблизу опівночі. Відзначено позитивну кореляцію для свічення атмосфери в емісії l 5577 Å з числом сонячних плям і потоком сонячного випромінювання на довжині хвилі 10,7 см. Світіння атмосфери спостерігається під час супутникових експериментів. З космічного простору воно виглядає як кільце світла навколо Землі і має зелений колір.

Озоносфера.

На висотах 20-25 км досягається максимальна концентрація нікчемної кількості озону О 3 (до 2Ч10 -7 від вмісту кисню!), який виникає під дією сонячного ультрафіолетового випромінювання на висотах приблизно від 10 до 50 км, захищаючи планету від іонізуючого сонячного випромінювання. Незважаючи на винятково малу кількість молекул озону, вони оберігають все живе на Землі від згубної дії короткохвильового (ультрафіолетового та рентгенівського) випромінювання Сонця. Якщо осадити всі молекули до основи атмосфери, то вийде шар, завтовшки трохи більше 3–4 мм! На висотах понад 100 км зростає частка легких газів, і дуже великих висотах переважають гелій і водень; багато молекул дисоціюють деякі атоми, які, іонізуючись під впливом жорсткого випромінювання Сонця, утворюють іоносферу. Тиск та щільність повітря в атмосфері Землі з висотою зменшуються. Залежно від розподілу температури атмосферу Землі поділяють на тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу та екзосферу .

На висоті 20–25 км. озонний шар. Озон утворюється за рахунок розпаду молекул кисню при поглинанні ультрафіолетового випромінювання Сонця з довжинами хвиль коротше 0,1-0,2 мкм. Вільний кисень з'єднуючись з молекулами О 2 і утворює озон О 3 який жадібно поглинає весь ультрафіолет коротше 0,29 мкм. Молекули озону Про 3 легко руйнуються під впливом короткохвильового випромінювання. Тому, незважаючи на свою розрідженість, озонний шар ефективно поглинає ультрафіолетове випромінювання Сонця, що пройшло крізь вищі та прозоріші атмосферні шари. Завдяки цьому живі організми Землі захищені від згубного впливу ультрафіолетового світла Сонця.

Іоносфера.

Випромінювання Сонця іонізує атоми та молекули атмосфери. Ступінь іонізації стає суттєвим вже на висоті 60 кілометрів і неухильно зростає з віддаленням від Землі. На різних висотах в атмосфері відбуваються послідовно процеси дисоціації різних молекул та подальша іонізація різних атомів та іонів. В основному це молекули кисню О2, азоту N2 та їх атоми. Залежно від інтенсивності цих процесів різні шари атмосфери, що лежать вище 60 кілометрів, називаються іоносферними шарами. , а їхня сукупність іоносферою . Нижній шар, іонізація якого є несуттєвою, називають нейтросферою.

Максимальна концентрація заряджених частинок іоносфери досягається на висотах 300-400 км.

Історія вивчення іоносфери.

Гіпотеза про існування провідного шару у верхній атмосфері була висловлена ​​в 1878 р. англійським ученим Стюартом для пояснення особливостей геомагнітного поля. Потім у 1902, незалежно один від одного, Кеннеді в США та Хевісайд в Англії вказали, що для пояснення поширення радіохвиль на великі відстані необхідно припустити існування у високих шарах атмосфери областей з великою провідністю. У 1923 академік М.В.Шулейкин, розглядаючи особливості поширення радіохвиль різних частот, дійшов висновку про наявність в іоносфері не менше двох шарів, що відбивають. Потім у 1925 англійські дослідники Епплтон і Барнет, а також Брейт і Тьюв вперше експериментально довели існування областей, що відбивають радіохвилі, і започаткували їх систематичне вивчення. З того часу ведеться систематичне вивчення властивостей цих верств, які в цілому називають іоносферою, що відіграють істотну роль у ряді геофізичних явищ, що визначають відображення та поглинання радіохвиль, що дуже важливо для практичних цілей, зокрема для забезпечення надійного радіозв'язку.

У 1930-ті було розпочато систематичні спостереження стану іоносфери. У нашій країні з ініціативи М.А.Бонч-Бруєвича було створено установки для імпульсного її зондування. Було досліджено багато загальних властивостей іоносфери, висоти та електронну концентрацію основних її шарів.

На висотах 60-70 км спостерігається шар D, на висотах 100-120 км шар Е, на висотах, на висотах 180-300 км подвійний шар F 1 і F 2 . Основні параметри цих шарів наведено у Таблиці 4.

Наведено середні значення, оскільки вони змінюються для різних широт, залежно від доби та сезонів. Подібні дані необхідні забезпечення далекого радіозв'язку. Вони використовуються при виборі робочих частот різних короткохвильових ліній радіозв'язку. Знання їх зміни залежно від стану іоносфери у різний час доби та у різні сезони є виключно важливим для забезпечення надійності радіозв'язку. Іоносферою називається сукупність іонізованих шарів земної атмосфери, що починається з висот близько 60 км і тягнеться до висот у десятки тисяч км. Основне джерело іонізації земної атмосфери – ультрафіолетове та рентгенівське випромінювання Сонця, що виникає головним чином у сонячній хромосфері та короні. Крім того, на ступінь іонізації верхньої атмосфери впливають сонячні корпускулярні потоки, що виникають під час спалахів на Сонці, а також космічні промені та метеорні частки.

Іоносферні шари

- Це області в атмосфері, в яких досягаються максимальні значення концентрації вільних електронів (тобто їх числа в одиниці обсягу). Електрично заряджені вільні електрони і (меншою мірою менш рухливі іони), що виникають в результаті іонізації атомів атмосферних газів, взаємодіючи з радіохвилями (тобто електромагнітними коливаннями), можуть змінювати їх напрям, відбиваючи або заломлюючи їх, і поглинати їх енергію. В результаті цього при прийомі далеких радіостанцій можуть виникати різні ефекти, наприклад, завмирання радіозв'язку, посилення чутності віддалених станцій, блекаутиі т.п. явища.

Методи дослідження.

Класичні методи вивчення іоносфери із Землі зводяться до імпульсного зондування - посилки радіоімпульсів та спостереження їх відбиття від різних шарів іоносфери з вимірюванням часу запізнення та вивченням інтенсивності та форми відбитих сигналів. Вимірюючи висоти відображення радіоімпульсів на різних частотах, визначаючи критичні частоти різних областей (критичної називається несуча частота радіоімпульсу, для якої дана область іоносфери стає прозорою), можна визначати значення електронної концентрації в шарах і висоти, що діють, для заданих частот, вибирати оптимальні частоти для заданих радіотрас. З розвитком ракетної техніки та з настанням космічної ери штучних супутників Землі (ІСЗ) та інших космічних апаратів з'явилася можливість безпосереднього вимірювання параметрів навколоземної космічної плазми, нижньою частиною якої є іоносфера.

Вимірювання електронної концентрації, що проводяться з борту ракет, що спеціально запускаються, і по трасах польотів ШСЗ, підтвердили та уточнили раніше отримані наземними методами дані про структуру іоносфери, розподіл концентрації електронів з висотою над різними районами Землі та дозволили отримати значення електронної концентрації вище головного максимуму – шару F. Раніше це було неможливо зробити методами зондування за спостереженнями відбитих короткохвильових радіоімпульсів. Виявлено, що в деяких районах земної кулі існують досить стійкі області зі зниженою електронною концентрацією, регулярні «іоносферні вітри», в іоносфері виникають своєрідні хвильові процеси, що переносять місцеві обурення іоносфери на тисячі кілометрів від місця їхнього збудження, та багато іншого. Створення особливо високочутливих приймальних пристроїв дозволило здійснити на станціях імпульсного зондування іоносфери прийом імпульсних сигналів, частково відбитих від нижніх областей іоносфери (станції часткових відбитків). Використання потужних імпульсних установок у метровому та дециметровому діапазонах хвиль із застосуванням антен, що дозволяють здійснювати високу концентрацію енергії, що випромінюється, дало можливість спостерігати сигнали, розсіяні іоносферою на різних висотах. Вивчення особливостей спектрів цих сигналів, не когерентно розсіяних електронами та іонами іоносферної плазми (для цього використовувалися станції некогерентного розсіювання радіохвиль) дозволило визначити концентрацію електронів та іонів, їхню еквівалентну температуру на різних висотах аж до висот кілька тисяч кілометрів. Виявилося, що для частот, що використовуються, іоносфера досить прозора.

Концентрація електричних зарядів (електронна концентрація дорівнює іонній) у земній іоносфері на висоті 300 км становить вдень близько 106 см -3. Плазма такої щільності відбиває радіохвилі довжиною понад 20 м, а короткі пропускає.

Типовий вертикальний розподіл електронної концентрації в іоносфері для денних та нічних умов.

Поширення радіохвиль в іоносфері.

Стабільний прийом далеких радіомовних станцій залежить від частот, а також від часу доби, сезону і, крім того, від сонячної активності. Сонячна активність істотно впливає стан іоносфери. Радіохвилі, що випромінюються наземною станцією, поширюються прямолінійно, як і всі види електромагнітних коливань. Однак слід врахувати, що як поверхня Землі, так і іонізовані шари її атмосфери, служать як би обкладками величезного конденсатора, що впливають на них подібно до дзеркал на світло. Відбиваючись від них, радіохвилі можуть долати багато тисяч кілометрів, огинаючи земну кулю величезними стрибками в сотні і тисячі км, відбиваючись поперемінно від шару іонізованого газу і поверхні Землі чи води.

У 20-х роках минулого століття вважалося, що радіохвилі коротші 200 м взагалі не придатні для телекомунікації через сильне поглинання. Перші експерименти з дальнього прийому коротких хвиль через Атлантику між Європою та Америкою провели англійський фізик Олівер Хевісайд та американський інженер-електрик Артур Кеннелі. Незалежно один від одного вони припустили, що навколо Землі існує іонізований шар атмосфери, здатний відбивати радіохвилі. Його назвали шаром Хевісайда – Кеннелі, а згодом – іоносферою.

Згідно з сучасними уявленнями іоносфера складається з негативно заряджених вільних електронів і позитивно заряджених іонів, в основному молекулярного кисню O+ та окису азоту NO+. Іони та електрони утворюються в результаті дисоціації молекул та іонізації нейтральних атомів газу сонячним рентгенівським та ультрафіолетовим випромінюванням. Для того, щоб іонізувати атом, необхідно повідомити йому енергію іонізації, основним джерелом якої для іоносфери є ультрафіолетове, рентгенівське та корпускулярне випромінювання Сонця.

Поки газова оболонка Землі освітлена Сонцем, у ній безперервно утворюються нові й нові електрони, але водночас частина електронів, зіштовхуючись з іонами, рекомбінує, знову утворюючи нейтральні частки. Після заходу Сонця освіту нових електронів майже припиняється, і кількість вільних електронів починає зменшуватися. Чим більше вільних електронів в іоносфері, краще від неї відбиваються хвилі високої частоти. Зі зменшенням електронної концентрації проходження радіохвиль можливе лише на низькочастотних діапазонах. Ось чому вночі, як правило, можливе приймання далеких станцій лише в діапазонах 75, 49, 41 і 31 м. Електрони розподілені в іоносфері нерівномірно. На висоті від 50 до 400 км є кілька шарів чи областей підвищеної концентрації електронів. Ці області плавно переходять одна в іншу та по-різному впливають на поширення радіохвиль КВ діапазону. Верхній шар іоносфери позначають буквою F. Тут найвищий ступінь іонізації (частка заряджених частинок близько 10 -4). Вона розташована на висоті понад 150 км над поверхнею Землі та відіграє основну відбивну роль при дальньому поширенні радіохвиль високочастотних КВ діапазонів. У літні місяці область F розпадається на два шари – F 1 і F 2 . Шар F1 може займати висоти від 200 до 250 км, а шар F 2 як би «плаває» в інтервалі висот 300-400 км. Зазвичай шар F 2 іонізований значно сильніше за шар F 1 . Вночі шар F 1 зникає, а шар F 2 залишається, повільно втрачаючи до 60% ступеня своєї іонізації. Нижче за шар F на висотах від 90 до 150 км розташований шар E, іонізація якого відбувається під впливом м'якого рентгенівського випромінювання Сонця Ступінь іонізації шару E нижче, ніж шару F, днем ​​прийом станцій низькочастотних КВ діапазонів 31 і 25 м відбувається при відображенні сигналів від шару E. Зазвичай це станції, розташовані з відривом 1000–1500 км. Вночі у шарі Eіонізація різко зменшується, але й у цей час вона продовжує грати помітну роль прийомі сигналів станцій діапазонів 41, 49 і 75 м.

Великий інтерес прийому сигналів високочастотних КВ діапазонів 16, 13 і 11 м представляють які у області Eпрошарку (хмари) сильно підвищеної іонізації. Площа цих хмар може змінюватись від одиниць до сотень квадратних кілометрів. Цей шар підвищеної іонізації отримав назву – спорадичний шар Eі позначається Es. Хмари Es можуть переміщатися в іоносфері під впливом вітру та досягати швидкості до 250 км/год. Влітку в середніх широтах вдень походження радіохвиль за рахунок хмар Es протягом місяця буває 15-20 днів. У районі екватора він є майже завжди, а у високих широтах зазвичай з'являється вночі. Іноді, у роки низької сонячної активності, коли немає проходження на високочастотний КВ діапазонах, на діапазонах 16, 13 і 11 м з гарною гучністю раптом з'являються далекі станції, сигнали яких багаторазово відбилися від Es.

Найнижча область іоносфери – область Dрозташована на висотах між 50 та 90 км. Тут порівняно мало вільних електронів. Від області Dдобре відбиваються довгі і середні хвилі, а сигнали низькочастотних станцій КВ діапазонів сильно поглинаються. Після заходу Сонця іонізація дуже швидко зникає і з'являється можливість приймати дальні станції в діапазонах 41, 49 та 75 м, сигнали яких відбиваються від шарів F 2 та E. Окремі верстви іоносфери грають значної ролі у поширенні сигналів КВ радіостанцій. Вплив на радіохвилі відбувається головним чином через наявність в іоносфері вільних електронів, хоча механізм поширення радіохвиль пов'язаний із наявністю великих іонів. Останні також цікаві щодо хімічних властивостей атмосфери, оскільки вони активніше нейтральних атомів і молекул. Хімічні реакції, що протікають в іоносфері, відіграють важливу роль у її енергетичному та електричному балансі.

Нормальна іоносфера. Спостереження, проведені за допомогою геофізичних ракет та супутників, дали масу нової інформації, що свідчить, що іонізація атмосфери відбувається під впливом сонячної радіації широкого спектра. Основна її частина (понад 90%) зосереджена у видимій частині спектра. Ультрафіолетове випромінювання з меншою довжиною хвилі та більшою енергією, ніж у фіолетових світлових променів, випромінюється воднем внутрішньої частини атмосфери Сонця (хромосфери), а рентгенівське випромінювання, що має ще більш високу енергію, – газами зовнішньої оболонки Сонця (корони).

Нормальний (середній) стан іоносфери обумовлений постійним потужним випромінюванням. Регулярні зміни відбуваються у нормальній іоносфері під впливом добового обертання Землі та сезонних відмінностей кута падіння сонячних променів опівдні, але відбуваються також непередбачувані та різкі зміни стану іоносфери.

Обурення в іоносфері.

Як відомо, на Сонці виникають потужні прояви активності, що циклічно повторюються, які досягають максимуму кожні 11 років. Спостереження за програмою Міжнародного геофізичного року (МГГ) збіглися з періодом найвищої сонячної активності протягом термін систематичних метеорологічних спостережень, тобто. від початку 18 століття. У періоди високої активності яскравість деяких областей на Сонці зростає у кілька разів, і різко збільшується потужність ультрафіолетового та рентгенівського випромінювання. Такі явища називаються спалахами на Сонці. Вони тривають від кількох хвилин до одного-двох годин. Під час спалаху викидається сонячна плазма (в основному протони та електрони), і елементарні частинки спрямовуються у космічний простір. Електромагнітне та корпускулярне випромінювання Сонця в моменти таких спалахів дуже впливає на атмосферу Землі.

Початкова реакція відзначається через 8 хвилин після спалаху, коли інтенсивне ультрафіолетове та рентгенівське випромінювання досягає Землі. В результаті різко підвищується іонізація; рентгенівські промені проникають в атмосферу до нижньої межі іоносфери; кількість електронів у цих шарах зростає настільки, що радіосигнали майже повністю поглинаються («гаснуть»). Додаткове поглинання радіації викликає нагрівання газу, що сприяє розвитку вітрів. Іонізований газ є електричним провідником, і коли він рухається в магнітному полі Землі, проявляється ефект динамо-машини та виникає електричний струм. Такі струми можуть викликати помітні обурення магнітного поля і виявлятися у вигляді магнітних бур.

Структура і динаміка верхньої атмосфери суттєво визначається нерівноважними у термодинамічному сенсі процесами, пов'язаними з іонізацією та дисоціацією сонячним випромінюванням, хімічними процесами, збудженням молекул та атомів, їх дезактивацією, зіткненням та іншими елементарними процесами. При цьому ступінь нерівноважності збільшується з висотою в міру зменшення щільності. Аж до висот 500-1000 км, а часто і вище, ступінь нерівноважності для багатьох характеристик верхньої атмосфери досить мала, що дозволяє використовувати для її опису класичну та гідромагнітну гідродинаміку з урахуванням хімічних реакцій.

Екзосфера – зовнішній шар атмосфери Землі, що починається з висот у кілька сотень км, з якого легкі атоми водню, що швидко рухаються, можуть вислизати в космічний простір.

Едвард Кононович

Література:

Пудовкін М.І. Основи фізики Сонця. СПб, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomy today. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Матеріали в Інтернеті: http://ciencia.nasa.gov/

Надіслати свою гарну роботу до бази знань просто. Використовуйте форму нижче

Студенти, аспіранти, молоді вчені, які використовують базу знань у своєму навчанні та роботі, будуть вам дуже вдячні.

Розміщено на http:// www. allbest. ru/

• Вступ
• 2. Еволюція земної атмосфери
• 3.1 Домішки в атмосфері
• Висновок
• Використана література

Вступ

Повітряна оболонка, що оточує земну кулю, називається атмосферою. У атмосфері постійно відбуваються різноманітні процеси: хімічні, фізичні, біологічні та інших. У результаті процесів відбувається зміна як нижніх, і верхніх верств атмосфери.

Процеси, що відбуваються в атмосфері, відбуваються закономірно і взаємопов'язано. На атмосферу впливає космічний простір, поверхня землі, водойм, рослинного та снігового покриву. Відбувається взаємообмін газами, теплом, вологою, рідкими та твердими частинками. Сонячне випромінювання є основним джерелом енергії для атмосферних частинок. В атмосфері, завдяки різним процесам, що відбуваються в ній, відбуваються деякі хімічні реакції, які змінюють її склад. Розвиваються рухи повітряних мас, утворюються хмари, опади, спостерігаються електричні, акустичні та оптичні явища. Стан атмосфери постійно змінюється у часі та просторі.

Атмосфера немає певної верхньої кордону. Вона поступово переходить у міжпланетне середовище. Умовно верхню межу атмосфери прийнято вважати на висоті 1000-1200 км. Супутникові дані зміни густини повітря з висотою дозволяють вважати, що густина атмосфери наближається до густини міжпланетного середовища, починаючи з висоти 2000-3000 км.

1. Загальні особливості походження атмосфери Землі

Атмосфера почала утворюватися разом із формуванням Землі. У процесі еволюції планети і з наближенням її параметрів до сучасних значень відбулися принципово якісні зміни її хімічного складу та фізичних властивостей. Згідно з еволюційною моделлю, на ранньому етапі Земля перебувала в розплавленому стані і близько 4,5 млрд. років тому сформувалася як тверде тіло. Цей рубіж приймається початок геологічного літочислення. З цього часу розпочалася повільна еволюція атмосфери. Деякі геологічні процеси, (наприклад, вилив лави при виверженнях вулканів) супроводжувалися викидом газів з надр Землі. До їх складу входили азот, аміак, метан, водяна пара, оксид і діоксид 2 вуглецю. Під впливом сонячної ультрафіолетової радіації водяна пара розкладалася на водень і кисень, але кисень, що звільнився, вступав в реакцію з оксидом вуглецю, утворюючи вуглекислий газ. Аміак розкладався на азот та водень. Водень в процесі дифузії піднімався вгору і залишав атмосферу, а важчий азот не міг випаровуватися і поступово накопичувався, стаючи основним компонентом, хоча деяка його частина зв'язувалася в молекули внаслідок хімічних реакцій. Під впливом ультрафіолетових променів та електричних розрядів суміш газів, що були у початковій атмосфері Землі, вступала у хімічні реакції, у яких відбувалося утворення органічних речовин, зокрема амінокислот. З появою примітивних рослин розпочався процес фотосинтезу, що супроводжувався виділенням кисню. Цей газ, особливо після дифузії у верхні шари атмосфери, став захищати її нижні шари та поверхню Землі від небезпечних для життя ультрафіолетового та рентгенівського випромінювань. Згідно з теоретичними оцінками, вміст кисню, у 25 000 разів менший, ніж зараз, вже міг призвести до формування шару озону з лише вдвічі меншою, ніж зараз, концентрацією. Однак цього вже достатньо, щоб забезпечити дуже суттєвий захист організмів від руйнівної дії ультрафіолетових променів.

Ймовірно, що у первинній атмосфері містилося багато вуглекислого газу. Він витрачався в ході фотосинтезу, і його концентрація мала зменшуватися в міру еволюції світу рослин, а також через поглинання в ході деяких геологічних процесів. Оскільки парниковий ефект пов'язаний із присутністю вуглекислого газу в атмосфері, коливання його концентрації є однією з важливих причин таких великомасштабних кліматичних змін в історії Землі, як льодовикові періоди.

Залежно від розподілу температури атмосферу Землі поділяють на тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу та екзосферу. Тиск та щільність повітря в атмосфері Землі з висотою зменшуються.

Присутній у сучасній атмосфері гелій здебільшого є продуктом радіоактивного розпаду урану, торію та радію. Ці радіоактивні елементи випускають a-частинки, які є ядра атомів гелію. Оскільки в ході радіоактивного розпаду електричний заряд не утворюється і не зникає, з утворенням кожної a-частинки з'являються по два електрони, які рекомбінуючи з a-частинками, утворюють нейтральні атоми гелію. Радіоактивні елементи містяться в мінералах, розсіяних у товщі гірських порід, тому значна частина гелію, що утворився в результаті радіоактивного розпаду, зберігається в них, дуже повільно випаровуючись в атмосферу. Деяка кількість гелію за рахунок дифузії піднімається вгору в екзосферу, але завдяки постійному припливу від земної поверхні обсяг цього газу в атмосфері майже не змінюється. На підставі спектрального аналізу світла зірок та вивчення метеоритів можна оцінити відносний вміст різних хімічних елементів у Всесвіті. Концентрація неону в космосі приблизно в десять мільярдів разів вища, ніж на Землі, криптону – у десять мільйонів разів, а ксенону – у мільйон разів. Звідси випливає, що концентрація цих інертних газів, які, очевидно, спочатку були присутні в земній атмосфері і не поповнювалися в процесі хімічних реакцій, сильно знизилася, ймовірно, ще на етапі втрати Землею своєї первинної атмосфери. Виняток становить інертний газ аргон, оскільки у формі ізотопу 40Ar він і зараз утворюється у процесі радіоактивного розпаду ізотопу калію.

1.1 Склад та будова атмосфери

В даний час Земля має атмосферу масою приблизно 5,27 х10 18 кг. Половина всієї маси атмосфери зосереджена шарі до 5 км, 75% - до висоти 10 км, 95% - до 20км. Біля поверхні вона містить 78,08% азоту, 20,95% кисню, 0,94% інертних газів, 0,03% вуглекислого газу та в незначних кількостях інші гази. Тиск та щільність в атмосфері зменшуються з висотою. Половина повітря міститься у нижніх 5,6 км, а майже вся друга половина зосереджена до висоти 11,3 км. На висоті 95 км густина повітря в мільйон разів нижча, ніж у поверхні. На цьому рівні та хімічний склад атмосфери вже інший. Зростає частка легких газів, і переважають стають водень і гелій. Частина молекул розкладається на іони, утворюючи іоносферу. Понад 1000 км знаходяться радіаційні пояси. Їх також можна як частину атмосфери, заповнену дуже енергійними ядрами атомів водню і електронами, захопленими магнітним полем планети.

Атмосфера одна із необхідних умов виникнення та існування життя Землі. Вона бере участь у формуванні клімату на планеті, регулює її тепловий режим, сприяє перерозподілу тепла на поверхні. Частина променистої енергії Сонця поглинається атмосферою, а решта енергії, досягаючи поверхні Землі, частково йде в ґрунт, водойми, а частково відбивається в атмосферу.

Атмосфера захищає землю від різких коливань температури. За відсутності атмосфери та водойм температура поверхні Землі протягом доби коливалася б в інтервалі 200°С. Завдяки наявності кисню атмосфера бере участь в обміні та кругообігу речовин у біосфері.

У сучасному стані атмосфера існує сотні мільйонів років, все живе пристосовано до певного її складу. Газова оболонка захищає живі організми від згубних ультрафіолетових, рентгенівських та космічних променів. Атмосфера оберігає Землю від падіння метеоритів.

В атмосфері розподіляються та розсіюються сонячні промені, що створює рівномірне освітлення. Це середовище, де поширюється звук. Через дії гравітаційних сил атмосфера не розсіюється у світовому просторі, а оточуючи Землю, обертається разом із нею.

2. Еволюція земної атмосфери

Атмосфера почала утворюватися разом із формуванням Землі. У процесі еволюції планети і з наближенням її параметрів до сучасних значень відбулися принципово якісні зміни її хімічного складу та фізичних властивостей. Згідно з еволюційною моделлю, на ранньому етапі Земля перебувала в розплавленому стані і близько 4,5 млрд. років тому сформувалася як тверде тіло. Цей рубіж приймається початок геологічного літочислення. З цього часу розпочалася повільна еволюція атмосфери.

У догеологічний час, у фазу розплавлення зовнішньої сфери земної кулі, величезні маси газів, що виділялися, утворили первинну атмосферу Землі. Основними компонентами газів, що виділялися з надр Землі, були вуглекислий газ і водяна пара. Склад первинної атмосфери Землі, що утворилася за рахунок виділення газів і води при розплавленні планетної речовини, був подібний до складу компонентів вулканічних вивержень сучасності. Гази, що виділяються із сучасних вулканів, містять переважно водяну пару. У складі газів базальтових лав, наприклад, вулканів гавайських з температурами до 1200°С водяна пара становить 70-80% за обсягом. Другим за значенням компонентом, що становить атмосферу, є вуглекислий газ. У газах з вулканічних лав 2 міститься від 6 до 15%.

Отже, атмосфера на той час складалася головним чином з водяної пари із суттєвою домішкою вуглекислого газу. У фазу розплавлення зовнішньої сфери земної кулі майже вся гідросфера перебувала у складі атмосфери. У цю фазу водяна пара, що виділилася, охолоджуючись на великій висоті, утворювала густий хмарний покрив і інтенсивні дощові опади. Однак краплі води, що падають з хмар, на деякій висоті над поверхнею планети, де температура повітря була вище 100°С, перетворювалися на пару, яка знову піднімалася вгору. Над розпеченою поверхнею Землі функціонував своєрідний кругообіг води: пара - дощові опади - пара, тобто. потужний парниковий ефект, що аналогічно спостерігається нині на Венері.

У ранній період формування щільної атмосфери навколо Землі, що остигає, мабуть, відбувалося за рахунок парів і газів, що виділяються в результаті дегазації мантії. Передбачається, що надалі формування атмосфери відбувалося за рахунок газів, що вивергаються вулканами протягом перших 500 млн. років існування Землі, що складалися з водню, водяної пари, метану, оксидів вуглецю, аміаку та ін.

Кругообіг води в природі, локалізований у первинній атмосфері Землі поблизу температурного рівня 100 ° С, практично не впливав на загальний перебіг еволюції планети та на розвиток її поверхні. Але це були причини могутнього кругообігу води на Землі, який сформувався пізніше і мав величезний вплив на розвиток природного середовища та планети в цілому. Після охолодження земної поверхні до температури нижче 100°С відбувся перехід атмосферної водяної пари в рідку воду. На сухій та дуже гарячій, тоді земній поверхні утворився стік, річкова мережа та виникли водойми. Земна поверхня стала сильно обводненою і почала зазнавати інтенсивного впливу водних потоків. Цей етап і став початком геологічної історії.

Отже, первісна атмосфера була відновною і містила незначну кількість кисню, який утворювався за рахунок фотодисоціації водяної пари під впливом ультрафіолетового випромінювання Сонця та дегазації базальтової магми. Конденсація водяної пари близько 4 млрд років тому призвела до утворення гідросфери.

Зміни температурних умов Землі, а потім і всієї природної обстановки було неможливо не позначитися і атмосфері. Вилучення з атмосфери величезної кількості води та утворення поверхневого стоку та водойм надали величезний вплив на склад та еволюцію повітряного середовища. З водної атмосфери вона перетворилася в основному на вуглекислу, в якій водяна пара з панівного компонента перетворилася на другорядну.

Освіта на земній поверхні великих водойм вплинула на подальшу еволюцію атмосфери, в якій почалося швидке зменшення вмісту вуглекислого газу. 2 легко розчиняється у воді, і основна його частина була поглинена нею. Багато разів зменшився і тиск атмосфери. Природні умови Землі різко змінилися. Природне середовище на нашій планеті стало несхожим на те, що було в нього в ранні фази історії.

Деякі геологічні процеси, (наприклад, вилив лави при виверженнях вулканів) супроводжувалися викидом газів з надр Землі. До їх складу входили азот, аміак, метан, водяна пара, оксид і діоксид 2 вуглецю. Під впливом сонячної ультрафіолетової радіації водяна пара розкладалася на водень і кисень, але кисень, що звільнився, вступав в реакцію з оксидом вуглецю, утворюючи вуглекислий газ. Аміак розкладався на азот та водень. Водень в процесі дифузії піднімався вгору і залишав атмосферу, а важчий азот не міг випаровуватися і поступово накопичувався, стаючи основним компонентом, хоча деяка його частина зв'язувалася в молекули внаслідок хімічних реакцій. Під впливом ультрафіолетових променів та електричних розрядів суміш газів, що були у початковій атмосфері Землі, вступала у хімічні реакції, у яких відбувалося утворення органічних речовин, зокрема амінокислот.

Через відсутність значних кількостей кисню, а, отже, і озону, ультрафіолетові промені легко проникали крізь атмосферу, що створювало сприятливі умови для утворення таких органічних речовин, як амінокислоти та піридинові основи, що є найголовнішими складовими живої матерії. Вихідними речовинами для цього процесу служили молекули метану, оксиду вуглецю (II), водню, води та аміаку. Необхідно відзначити, що причиною ускладнення структури була відсутність повної деструкції молекул органічних сполук до вуглекислого газу та води, як це відбувається за наявності в атмосфері кисню. Отже, у відновлювальній атмосфері відбувалося не окислення органічних речовин, а розкладання їх у окремі фрагменти, які служили вихідним матеріалом для синтезу складніших речовин. Ці органічні речовини могли поступово накопичуватися в окремих, найбільш сприятливих місцях первісного океану, наприклад, на берегах, що забезпечило виникнення життя та його прогресивну еволюцію. Першими видами живих організмів були, мабуть, бактерії, у яких обмін речовин відбувався без кисню. Вони отримали назву анаеробних.

Отже, на ранній стадії розвитку існувала анаеробна відновлювальна атмосфера, і якщо, зрештою, відбувся перехід до атмосфери окислювальної та аеробної, то фактором, відповідальним за цей перехід, стала життєдіяльність фотосинтезуючих організмів. Сутність життєдіяльності цих організмів полягає в тому, що при поглинанні із зовнішнього середовища неорганічних речовин (вуглекислого газу та води) та сонячної енергії за допомогою хлорофілу вони виробляють органічні речовини та кисень. Сумарна хімічна реакція цього процесу виражається рівнянням:

6 CO 2 + 6H 2 = C 6 H 12 O 6 + 6O 2 .

Живі організми, що у водах древнього океану, стали визначальним чинником розвитку атмосфери. Найважливішим результатом діяльності цих організмів стало накопичення великої кількості кисню в атмосфері, що супроводжується поглинанням вуглекислого газу.

Процес накопичення в атмосфері кисню сприяло виникненню озонового шару, який здатний затримувати більшу частину короткохвильових та ультрафіолетових променів, згубних для живого. Озоновий шар утворився на висоті 25-30 км від Землі з допомогою фотохімічної реакції.

Коли озоновий шар атмосфери сформувався повністю, ультрафіолетові промені не досягали поверхні Землі і живі організми змогли жити суші. Еволюція живих організмів пішла ще швидше завдяки розкішному розвитку рослинності. Все збільшується вміст кисню в атмосфері сприяло окисленню аміаку, що виділяється при інтенсивному вулканізмі. В результаті реакції окислення аміаку утворювався азот:

4NH 3 + 3O 2 = 2N 2 + 6H 2 O.

Так поступово створювалася азотно-киснева атмосфера Землі. Більшість кисню, що виділився внаслідок фотосинтезу за геологічну історію планети, була похована в літосфері у вигляді карбонатів, сульфатів, оксидів заліза та інших осадових утворень. Похованню піддавався як кисень, а й вуглець. Продукцією біохімічної діяльності живих організмів стали поклади кам'яного та бурого вугілля, нафти.

Процес поховання органічної речовини сприяв збідненню атмосфери вуглекислим газом та збагаченню киснем. Давня атмосфера, за сучасними розрахунками, була насичена СО 2 у 1000 разів більше, ніж сучасна. Джерелом фотосинтетичного кисню є морська та континентальна рослинність. Близько 80% загальної його кількості утворюється внаслідок життєдіяльності фітопланктону, що міститься у верхніх шарах морів та океанів. Фітопланктон є мікроскопічні рослинні морські організми. Наземні рослинні організми дають приблизно 20% фотосинтетичного кисню. За сучасними уявленнями, весь вільний кисень атмосфери утворився переважно з допомогою двох потужних джерел - фотосинтетичного і ендогенного (глибинного), тобто. внаслідок дегазації базальтової магми.

За підрахунками В.І. Вернадського, загальна кількість вільного кисню в атмосфері оцінюється в 1,5 10 15 т, що узгоджується з цими визначеннями.

2.1 Антропогенні зміни атмосфери

В даний час є безліч різних джерел антропогенного характеру, що викликають забруднення атмосфери і призводять до серйозних порушень екологічної рівноваги. За своїми масштабами найбільший вплив на атмосферу мають два джерела: транспорт і промисловість. У середньому частку транспорту припадає близько 60% загальної кількості атмосферних забруднень, промисловості - 15, теплової енергетики - 15, технологій знищення побутових і промислових відходів - 10%.

Транспорт залежно від використовуваного палива та типів окислювачів викидає в атмосферу оксиди азоту, сірки, оксиди та діоксиди вуглецю, свинцю та його сполук, сажу, бензопірен (речовина з групи поліциклічних ароматичних вуглеводнів, яка є сильним канцерогеном, що викликає рак шкіри).

Промисловість викидає в атмосферу сірчистий газ, оксиди та діоксиди вуглецю, вуглеводні, аміак, сірководень, сірчану кислоту, фенол, хлор, фтор та інші сполуки та хімічні елементи. Але чільне становище серед викидів (до 85%) займає пил.

Внаслідок забруднення змінюється прозорість атмосфери, у ній виникають аерозолі, смог та кислотні дощі.

Аерозолі являють собою дисперсні системи, що складаються з частинок твердого тіла або крапель рідини, що знаходяться у зваженому стані в газовому середовищі. Розмір частинок дисперсної фази зазвичай становить 10 -3 -10 -7 см. Залежно від складу дисперсної фази аерозолі поділяють на дві групи. До однієї відносять аерозолі, що складаються з твердих частинок, диспергованих в газоподібному середовищі, до другої - аерозолі, що є сумішшю газоподібних та рідких фаз. Перші називають димами, а другі – туманами. У процесі їхнього утворення велику роль грають центри конденсації. Як ядер конденсації виступають вулканічний попіл, космічний пил, продукти промислових викидів, різні бактерії та ін. Число можливих джерел ядер концентрації безперервно зростає. Так, наприклад, при знищенні вогнем сухої трави на площі 4000 м2 утворюється в середньому 11*1022 ядер аерозолів.

Аерозолі почали утворюватися з моменту виникнення нашої планети та впливали на природні умови. Однак їх кількість і дії, врівноважуючись із загальним кругообігом речовин у природі, не викликали глибоких екологічних змін. Антропогенні фактори їх утворення зрушили цю рівновагу у бік значних біосферних навантажень. Особливо сильно ця особливість проявляється з тих пір, як людство стало використовувати аерозолі, що спеціально створюються, як у вигляді отруйних речовин, так і для захисту рослин.

Найбільш небезпечними для рослинного покриву є аерозолі сірчистого газу, фтористого водню та азоту. При зіткненні з вологою поверхнею листа вони утворюють кислоти, які згубно впливають на живі тканини. Кислотні тумани потрапляють разом із повітрям, що вдихається, в дихальні органи тварин і людини, агресивно впливають на слизові оболонки. Одні їх розкладають живу тканину, а радіоактивні аерозолі викликають онкологічні захворювання. Серед радіоактивних ізотопів особливу небезпеку становить Sг 90 як своєї канцерогенностью, а й аналог кальцію, замещающий їх у кістках організмів, викликаючи їх розкладання.

Під час ядерних вибухів у атмосфері утворюються радіоактивні аерозольні хмари. Дрібні частинки радіусом 1 - 10 мкм потрапляють у верхні шари тропосфери, а й у стратосферу, де вони здатні перебувати тривалий час. Аерозольні хмари утворюються також під час роботи реакторів промислових установок, що виробляють ядерне паливо, а також внаслідок аварій на АЕС.

Смог являє собою суміш аерозолів з рідкою та твердою дисперсними фазами, які утворюють туманну завісу над промисловими районами та великими містами.

Розрізняють три види смогу: крижаний, вологий та сухий. Крижаний зміг названий аляскінським. Це поєднання газоподібних забруднювачів з додаванням пилуватих частинок та кристаликів льоду, які виникають при замерзанні крапель туману та пари опалювальних систем.

Вологий зміг, чи зміг лондонського типу, іноді називається зимовим. Він є сумішшю газоподібних забруднювачів (в основному сірчистого ангідриту), пилуватих частинок і крапель туману. Метеорологічною передумовою для появи зимового смогу є безвітряна погода, коли шар теплого повітря розташовується над приземним шаром холодного повітря (нижче 700 м). У цьому відсутня як горизонтальний, а й вертикальний обмін. Забруднюючі речовини, які зазвичай розсіюються у високих шарах, в даному випадку накопичуються в приземному шарі.

Сухий зміг виникає влітку, і його нерідко називають смогом лос-анджелеського типу. Він є сумішшю озону, чадного газу, оксидів азоту і пар кислот. Утворюється такий зміг в результаті розкладання забруднюючих речовин сонячною радіацією, особливо її ультрафіолетовою частиною. Метеорологічною передумовою є атмосферна інверсія, що виражається у появі шару холодного повітря над теплим. Зазвичай гази, що піднімаються теплими потоками повітря, і тверді частинки потім розсіюються у верхніх холодних шарах, але в даному випадку накопичуються в інверсійному шарі. У процесі фотолізу діоксиди азоту, утворені при згорянні палива в двигунах автомобілів, розпадаються:

NO 2 > NO +

Потім відбувається синтез озону:

O + O 2 + M > O 3 + M

NO + ПРО > NO 2

Процеси фотодисоціації супроводжуються жовто-зеленим свіченням.

З іншого боку, відбуваються реакції на кшталт: SO 3 + Н 2 0 - > Н 2 SO 4 , тобто. утворюється сильна сірчана кислота.

Зі зміною метеорологічних умов (поява вітру або зміна вологості) холодне повітря розсіюється та змогло зникати.

Наявність канцерогенних речовин у смозі призводить до порушення дихання, подразнення слизових оболонок, розладу кровообігу, виникнення астматичних задух та нерідко до смерті. Особливо небезпечний зміг малолітніх дітей.

Кислотні дощі являють собою атмосферні опади, підкислені розчиненими в них промисловими викидами оксидів сірки, азоту та пари хлорної кислоти та хлору. У процесі спалювання вугілля, нафти і газу більша частина сірки, що знаходиться в ній, як у вигляді оксиду, так у сполуках із залізом, зокрема в піриті, пірротині, халькопіриті і т.д., перетворюється на оксид сірки, який разом з діоксидом вуглецю викидається у атмосферу. При з'єднанні атмосферного азоту і технічних викидів з киснем утворюються різні оксиди азоту, причому обсяг оксидів азоту, що утворилися, залежить від температури горіння. Основна маса оксидів азоту виникає під час експлуатації автотранспорту та тепловозів, а менша частина припадає на енергетику та промислові підприємства. Оксиди сірки та азоту – головні кислотоутворювачі. При реакції з атмосферним киснем і парами води, що знаходяться в ньому, утворюються сірчана і азотна кислоти.

Відомо, що лужнокислотний баланс середовища визначається величиною рН. Нейтральне середовище має величину рН, що дорівнює 7, кисле - 0, а лужне - 14 (рис.6.7). У сучасну епоху величина рН дощової води становить 5,6, хоча у недавньому минулому вона була нейтральною. Зменшення значення рН на одиницю відповідає десятикратному підвищенню кислотності і, отже, нині практично випадають дощі з підвищеною кислотністю. Максимальна кислотність дощів, зареєстрована у Європі, становила 4-3,5 рН. При цьому треба врахувати, що величина рН, що дорівнює 4-4,5, є смертельною для більшості риб.

Кислотні дощі надають агресивний вплив на рослинний покрив Землі, на промислові та житлові будівлі та сприяють суттєвому прискоренню вивітрювання оголених гірських порід. Підвищення кислотності перешкоджає саморегуляції нейтралізації ґрунтів, у яких розчиняються поживні речовини. У свою чергу, це призводить до різкого зниження врожайності та викликає деградацію рослинного покриву. Кислотність грунтів сприяє звільненню важких металів, що знаходяться у зв'язаному стані, які поступово засвоюються рослинами, викликаючи у них серйозні пошкодження тканин і проникаючи в харчові ланцюжки людини.

Зміна лужно-кислотного потенціалу морських вод, особливо в мілководдях, веде до припинення розмноження багатьох безхребетних, викликає загибель риб і порушує екологічну рівновагу в океанах.

Внаслідок кислотних дощів під загрозою загибелі знаходяться лісові масиви Західної Європи, Прибалтики, Карелії, Уралу, Сибіру та Канади.

3. Еколого-геологічна роль атмосферних процесів

Зменшення прозорості атмосфери за рахунок появи в ній аерозольних частинок та твердого пилу впливає на розподіл сонячної радіації, збільшуючи альбедо або відбивну здатність. До такого ж результату призводять і різноманітні хімічні реакції, що викликають розкладання озону та генерацію "перламутрових" хмар, що складаються з водяної пари. Глобальна зміна відбивної здатності, як і зміни газового складу атмосфери, головним чином парникових газів, є причиною кліматичних змін.

Нерівномірне нагрівання, що викликає відмінності в атмосферному тиску над різними ділянками земної поверхні, призводить до атмосферної циркуляції, яка є характерною рисою тропосфери. При виникненні різниці тиску повітря спрямовується з областей підвищеного тиску область знижених тисків. Ці переміщення повітряних мас разом із вологістю та температурою визначають основні еколого-геологічні особливості атмосферних процесів.

Залежно від швидкості вітер виготовляє на земній поверхні різну геологічну роботу. При швидкості 10 м/с він хитає товсті гілки дерев, піднімає та переносить пил та дрібний пісок; зі швидкістю 20 м/с ламає гілки дерев, переносить пісок та гравій; зі швидкістю 30 м/с (буря) зриває дахи будинків, вириває з коренем дерева, ламає стовпи, пересуває гальку та переносить дрібний щебінь, а ураганний вітер зі швидкістю 40 м/с руйнує будинки, ламає та зносить стовпи ліній електропередач, вириває з коренем великі дерева.

Великий негативний екологічний вплив з катастрофічними наслідками надають шквальні бурі та смерчі (торнадо) - атмосферні вихори, що виникають у теплу пору року на потужних атмосферних фронтах, що мають швидкість до 100 м/с. Шквали - це горизонтальні вихори з ураганною швидкістю вітру (до 60-80 м/с). Вони часто супроводжуються потужними зливами та грозами тривалістю від кількох хвилин до півгодини. Шквали охоплюють території завширшки до 50 км і проходять відстань 200-250 км. Шквальна буря в Москві та Підмосков'ї у 1998 р. пошкодила дахи багатьох будинків та повалила дерева.

Смерчі, звані в Північній Америці торнадо, є потужними воронкоподібними атмосферними вихорами, часто пов'язані з хмарами. Це стовпи повітря, що звужуються в середині, діаметром від декількох десятків до сотень метрів. Смерч має вигляд лійки, дуже схожої на хобот слона, що спускається з хмар або піднімається з поверхні землі. Маючи сильну розрідженість і високу швидкість обертання, смерч проходить шлях до декількох сотень кілометрів, втягуючи в себе пил, воду з водойм і різні предмети. Потужні смерчі супроводжуються грозою, дощем і мають велику руйнівну силу.

Смерчі рідко виникають у приполярних чи екваторіальних областях, де постійно холодно чи спекотно. Мало смерчі у відкритому океані. Смерчі відбуваються в Європі, Японії, Австралії, США, а в Росії особливо часті в Центрально-Чорноземному районі, Московській, Ярославській, Нижегородській та Іванівській областях.

Смерчі піднімають та переміщають автомобілі, будинки, вагони, мости. Особливо руйнівні смерчі (торнадо) спостерігаються у США. Щорічно відзначається від 450 до 1500 торнадо із кількістю жертв у середньому близько 100 осіб. Смерчі відносяться до швидкодіючих катастрофічних атмосферних процесів. Вони формуються лише за 20-30 хв, а час існування 30 хв. Тому передбачити час та місце виникнення смерчів практично неможливо.

Іншими руйнівними, але діючими тривалий час атмосферними вихорами є циклони. Вони утворюються через перепад тиску, який у певних умовах сприяє виникненню кругового руху повітряних потоків. Атмосферні вихори зароджуються навколо потужних висхідних потоків вологого теплого повітря і з великою швидкістю обертаються за годинниковою стрілкою у південній півкулі та проти годинникової – у північній. Циклони на відміну смерчів зароджуються над океанами і справляють свої руйнівні дії над материками. Основними руйнівними факторами є сильні вітри, інтенсивні опади у вигляді снігопаду, злив, граду та нагінні повені. Вітри зі швидкостями 19 – 30 м/с утворюють бурю, 30 – 35 м/с – шторм, а понад 35 м/с – ураган.

Тропічні циклони - урагани і тайфуни - мають середню ширину кілька сотень кілометрів. Швидкість вітру всередині циклону досягає ураганної сили. Тривають тропічні циклони від кількох днів за кілька тижнів, переміщаючись зі швидкістю від 50 до 200 км/год. Циклони середніх широт мають більший діаметр. Поперечні розміри становлять від тисячі до кількох тисяч кілометрів, швидкість вітру штормова. Рухають у північній півкулі із заходу та супроводжуються градом та снігопадом, що мають катастрофічний характер. За кількістю жертв і шкоди циклони і пов'язані з ними урагани і тайфуни є найбільшими після повеней атмосферними стихійними явищами. У густонаселених районах Азії кількість жертв під час ураганів вимірюється тисячами. У 1991 р. у Бангладеш під час урагану, що викликав утворення морських хвиль заввишки 6 м, загинуло 125 тис. осіб. Великих збитків завдають тайфуни території США. При цьому гинуть десятки та сотні людей. У Західній Європі урагани завдають меншої шкоди.

Катастрофічним атмосферним явищем вважаються грози. Вони виникають при дуже швидкому піднятті вологого теплого повітря. На межі тропічного та субтропічного поясів грози відбуваються по 90-100 днів на рік, у помірному поясі по 10-30 днів. У нашій країні найбільше гроз трапляється на Північному Кавказі.

Грози зазвичай продовжуються менше години. Особливу небезпеку становлять інтенсивні зливи, градобиття, удари блискавки, пориви вітру, вертикальні потоки повітря. Небезпека градобиття визначається розмірами градин. На Північному Кавказі маса градин одного разу досягала 0,5 кг, а Індії відзначені градини масою 7 кг. Найбільш містобезпечні райони в нашій країні знаходяться на Північному Кавказі. У липні 1992 р. град пошкодив в аеропорту "Мінеральні Води" 18 літаків.

До небезпечних атмосферних явищ належать блискавки. Вони вбивають людей, худобу, викликають пожежі, ушкоджують електромережу. Від гроз та їх наслідків щорічно у світі гине близько 10 000 людей. Причому в деяких районах Африки, у Франції та США кількість жертв від блискавок більша, ніж від інших стихійних явищ. Щорічні економічні збитки від гроз у США становлять не менше 700 млн. доларів.

Посухи характерні для пустельних, степових та лісостепових регіонів. Нестача атмосферних опадів спричиняє сушіння ґрунту, зниження рівня підземних вод та у водоймах до повного їх висихання. Дефіцит вологи призводить до загибелі рослинності та посівів. Особливо сильними бувають посухи в Африці, на Близькому та Середньому Сході, у Центральній Азії та на півдні Північної Америки.

Посухи змінюють умови життєдіяльності людини, надають несприятливий вплив на природне середовище через такі процеси, як осолонення ґрунту, суховії, курні бурі, ерозія ґрунту та лісові пожежі. Особливо сильними пожежі бувають під час посухи у тайгових районах, тропічних та субтропічних лісах та саванах.

Посухи відносяться до короткочасних процесів, які продовжуються протягом одного сезону. У тому випадку, коли посухи тривають понад два сезони, виникає загроза голоду та масової смертності. Зазвичай дія посухи поширюється на територію однієї чи кількох країн. Особливо часто тривалі посухи із трагічними наслідками виникають у Сахельській області Африки.

Великих збитків завдають такі атмосферні явища, як снігопади, короткочасні зливи та тривалі затяжні дощі. Снігопади викликають масові сходи лавин у горах, а швидке танення снігу, що випав, і зливи тривалі дощі призводять до повеней. Величезна маса води, що падає на земну поверхню, особливо в безлісих районах, викликає сильну ерозію ґрунтового покриву. Відбувається інтенсивне зростання яружно-балкових систем. Повені виникають у результаті великих паводків у період рясного випадання атмосферних опадів або повені після раптово потепління або весняного танення снігу і, отже, за походженням відносяться до атмосферних явищ (вони розглядаються в розділі, присвяченій екологічній ролі гідросфери).

3.1 Домішки в атмосфері

В атмосферному повітрі містяться різні домішки – пил, гази тощо. Частина цих домішок має природне походження. Наприклад, вулканічний та ґрунтовий пил, пил лісових пожеж тощо. Гниєння органічних речовин веде до надходження в атмосферу сірководню, аміаку; бродіння вуглецевмісних речовин - до виділення метану. В атмосфері є різні неорганічні солі, які потрапляють до неї з океанів і морів внаслідок випаровування та розбризкування під час хвилювання. При випаровуванні води солі надходять у повітря молекулярно-дисперсном стані. З 1 м 3 води уноситься 0,5 г солі. При випаровуванні з усієї поверхні Світового океану (500 тис. км 2 ) в атмосферу щорічно переходить із водяною парою приблизно 250 млн. т розчинених речовин, до складу яких входять такі елементи: йод, бром, свинець, цинк, мідь, нікель та ін. Наприклад, щорічно з морської води в атмосферу випаровується близько 50 000 т йоду. Але головним природним джерелом металів в атмосфері є пил, що утворюється при вивітрюванні гірських порід і переноситься вітровими потоками. Деяка кількість металів приносить космічний пил, 1 млн. т якого щорічно осідає на поверхню Землі. В даний час головним постачальником металів в атмосферу є антропогенні джерела, що приносять у повітря в 18 разів більше свинцю, в 9 - більше кадмію і в 7 разів більше цинку.

За останнє десятиліття в атмосферу надійшло свинцю більше, ніж за історію цивілізації до 1900 р. Кількість вуглекислого газу, щорічно утворюється у сфері товарного виробництва, у 100-200 разів більше, ніж його надходження при виверженні вулканів. Під дією земного радіоактивного випромінювання та космічних променів у атмосфері утворюється багато іонів. У 1 см 3 повітря їх може утримуватися від кількох сотень до кількох десятків тисяч.

Безпосередніми складовими атмосфери природного походження є S0 2 HF, HC1 (вулканічного походження), а також H 2 S (з природного газу). В атмосфері завжди є водяна пара. Кількість водяної пари в тропосфері залежить від пори року та географічної широти. Маса води, що міститься в атмосфері, досягає 13,25 10 12 т.

У тропосферу безперервно надходить пил різного походження - космічний, вулканічний, ґрунтовий, пил лісових пожеж. Зазвичай у природних умовах на 1 км 2 щорічно випадає близько 5 т пилу.

Хімічний склад атмосфери залишається практично постійним протягом багатьох мільйонів років. Це можна пояснити тим, що її склад регулюється біологічними процесами, які у напрямку оптимізації умов розвитку біосфери. Як писав В.І. Вернадський, життя створює у навколишньому середовищі умови, сприятливі свого існування.

атмосфера земля антропогенний природний

Висновок

Згідно з сучасними уявленнями, що ґрунтуються на визначенні вмісту ізотопів свинцю в найдавніших уранових породах, наша планета утворилася близько 4,6 млрд років тому з газопилової хмари, розсіяної в навколосонячному просторі. Перш ніж набути сучасних своїх властивостей і складу, земна атмосфера пройшла кілька стадій розвитку.

З появою примітивних рослин розпочався процес фотосинтезу, що супроводжувався виділенням кисню. Цей газ, особливо після дифузії у верхні шари атмосфери, став захищати її нижні шари та поверхню Землі від небезпечних для життя ультрафіолетового та рентгенівського випромінювань. Згідно з теоретичними оцінками, вміст кисню, у 25 000 разів менший, ніж зараз, вже міг призвести до формування шару озону з лише вдвічі меншою, ніж зараз, концентрацією. Однак цього вже достатньо, щоб забезпечити дуже суттєвий захист організмів від руйнівної дії ультрафіолетових променів.

Питання про еволюцію атмосфери Землі протягом різних геологічних епох вирішується за допомогою даних про склад гірських порід, про процеси їх утворення, про вміст у них різних газів. Процеси, які впливали формування атмосфери землі у минулому, тобто. розщеплення молекул під впливом сонячного випромінювання, вулканічна діяльність, взаємодія атмосфери із ґрунтом, водною поверхнею, рослинним покривом, продовжують діяти і зараз. Існуюча сучасна атмосфера Землі є результатом різноманітних географічних та біологічних процесів, які продовжуються і в даний час.

Використана література

1. Аганбегян А.Г., Соціально-економічний розвиток Росії. М., 2003

2. Акопова Є.С., Світова економіка та міжнародні економічні відносини, М., 2005

3. Арустамова. - М: Видавничий Дім "Дашков і Кє", 2001. - 236 с.

4. Арустамов Е.В. та ін. Природокористування: Підручник. - 6-те вид. - М: "Дашков і Кє", 2004. - 312 с.

5. Вронський В.А. Прикладна екологія: навчальний посібник. - Ростов н/Д.: Вид-во "Фенікс". 1996. – 512 с.

6. Гуральник І.І., Дубинський Г.П. Метеорологія: Підручник. - Л.: Гідрометеоздат. 1972 – 416 с.

7. Делятицький З., Екологічний словник, М., 1993

8. Коробкін В.І., Передільський Л.В. Екологія. – Ростов н/Д, 2001, – 576 с.

9. Лопатін В.М., Екологічна безпека Росії: Проблеми правозастосовної практики. М., 2003

10. Мишко Ф.Г., Екологічна безпека. М., 2003

11. Новіков Ю.В. Природа та людина. - М: Просвітництво, 1991. - 223 с.

12. Погорєлецький А.І., Економіка розвинених країн, М., 2001

13. Протасов В.Ф., Екологія, здоров'я та охорона навколишнього середовища в Росії, М., 1999

14. Сітаров В.А., Пустовойтов В.В. Соціальна екологія: навч. допомога. – М.: “Академія”, 2000. – 280 с.

15. Хотунцев Ю.Л., Екологія та екологічна безпека. М., 2004

16. Чорнобаєв І.П. Хімія довкілля: Навчальний посібник. – К.: Вища шк., 1990. – 191 с.

17. Шмідхейні С. "Зміна курсу. Перспективи розвитку та проблеми навколишнього середовища: підхід підприємця" М., 1994

18. Екологічні основи природокористування: Навчальний посібник/Під ред.е. А.

19. Екологія. Підручник М., 2005

20. Екологічний словник. М., 2006

21. Екологія. Підручник М., 2006

22. Global Environmental Outlook 1997

Розміщено на Allbest.ru

Подібні документи

Дослідження газового складу атмосфери. Атмосферна хімія. Супутниковий моніторинг атмосфери. Прогнозування змін складу атмосфери та клімату Землі. Явище парникового ефекту атмосфери. Вплив збільшується концентрації СО2.

реферат, доданий 27.12.2002


Наслідки забруднення приземної атмосфери. Негативний вплив забрудненої атмосфери на ґрунтово-рослинний покрив. Склад та розрахунок викидів забруднюючих речовин. Транскордонне забруднення, озоновий шар Землі. Кислотність атмосферних опадів.

реферат, доданий 12.01.2013


Озоносфера як найважливіша складова частина атмосфери, що впливає на клімат і захищає все живе Землі від ультрафіолетового випромінювання Сонця. Освіта озонових дірок в озоновому шарі Землі. Хімічні та геологічні джерела забруднення атмосфери.

реферат, доданий 05.06.2012


Будова та склад атмосфери. Забруднення атмосфери. Якість атмосфери та особливості її забруднення. Основні хімічні домішки, які забруднюють атмосферу. Методи та засоби захисту атмосфери. Класифікація систем очищення повітря та їх параметри.

реферат, доданий 09.11.2006


Забруднення атмосфери внаслідок антропогенної діяльності, зміна хімічного складу атмосферного повітря. Природне забруднення атмосфери. Класифікація забруднення атмосфери. Вторинні та первинні промислові викиди, джерела забруднення.

реферат, доданий 05.12.2010


Основні забруднювачі атмосферного повітря та глобальні наслідки забруднення атмосфери. Природні та антропогенні джерела забруднення. Фактори самоочищення атмосфери та методи очищення повітря. Класифікація типів викидів та його джерел.

презентація , доданий 27.11.2011


Види антропогенних впливів на біосферу. Атмосфера – елемент біосфери. Джерела забруднення та вплив атмосферних забруднень на здоров'я населення. Сучасний газовий склад атмосфери. Основні види втручання людини у екологічні процеси.

презентація , доданий 15.10.2015


контрольна робота , доданий 03.02.2011


Атмосферне повітря, найважливіше життєзабезпечуюче природне середовище, є сумішшю газів і аерозолів приземного шару атмосфери. Маса атмосфери нашої планети. Газовий склад атмосфери – результат тривалого історичного розвитку земної кулі.

контрольна робота , доданий 01.02.2009


Атмосфера як частина природного середовища. Природні та штучні джерела забруднення атмосфери. Наслідки забруднення атмосфери. Заходи щодо охорони атмосфери від забруднення.

Газова оболонка, що оточує нашу планету, Земля, відома як атмосфера, складається з п'яти основних шарів. Ці шари беруть початок на поверхні планети, від рівня моря (іноді нижче) і піднімаються до космічного простору в наступній послідовності:

• Тропосфера;
• Стратосфера;
• мезосфера;
• Термосфера;
• Екзосфера.

Схема основних верств атмосфери Землі

У проміжку між кожним з цих п'яти основних шарів знаходяться перехідні зони, звані «паузами», де відбуваються зміни температури, складу і щільності повітря. Разом із паузами, атмосфера Землі загалом включає 9 шарів.

Тропосфера: де відбувається погода

Зі всіх шарів атмосфери тропосфера є тим, з яким ми найбільше знайомі (усвідомлюєте ви це чи ні), тому що ми живемо на її дні – поверхні планети. Вона огортає поверхню Землі і простягається на кілька кілометрів. Слово тропосфера означає "зміна кулі". Дуже відповідна назва, тому що цей шар, де відбувається наша повсякденна погода.

Починаючи з поверхні планети тропосфера піднімається на висоту від 6 до 20 км. Нижня третина шару, що найближча до нас, містить 50% усіх атмосферних газів. Це єдина частина всього складу атмосфери, що дихає. Завдяки тому, що повітря нагрівається знизу земною поверхнею, що поглинає теплову енергію Сонця, зі збільшенням висоти температура та тиск тропосфери знижуються.

На вершині знаходиться тонкий шар, званий тропопаузою, який є лише буфером між тропосферою і стратосферою.

Стратосфера: будинок озону

Стратосфера – наступний шар атмосфери. Він тягнеться від 6-20 км до 50 км над земною поверхнею Землі. Це шар, у якому літають більшість комерційних авіалайнерів та подорожують повітряні кулі.

Тут повітря не тече вгору і вниз, а рухається паралельно до поверхні в дуже швидких повітряних потоках. У міру того, як ви піднімаєтеся, температура збільшується, завдяки великій кількості природного озону (O 3) - побічного продукту сонячної радіації та кисню, який має здатність поглинати шкідливі ультрафіолетові промені сонця (будь-яке підвищення температури з висотою в метеорології, відоме як "інверсія") .

Оскільки стратосфера має більш теплі температури внизу і прохолодніші нагорі, конвекція (вертикальні переміщення повітряних мас) зустрічається рідко в цій частині атмосфери. Фактично, ви можете розглядати зі стратосфери бурю, що бушує в тропосфері, оскільки шар діє як «ковпачок» для конвекції, через який не проникають штормові хмари.

Після стратосфери знову слідує буферний шар, цього разу званий стратопаузою.

Мезосфера: середня атмосфера

Мезосфера знаходиться приблизно на відстані 50-80 км від Землі. Верхня область мезосфери є найхолоднішим природним місцем Землі, де температура може опускатися нижче -143° C.

Термосфера: верхня атмосфера

Після мезосфери і мезопаузи слідує термосфера, розташована між 80 і 700 км над поверхнею планети, і містить менше 0,01% всього повітря в атмосферній оболонці. Температури тут досягають до +2000 ° C, але через сильну розрідженість повітря і брак молекул газу для перенесення тепла, ці високі температури сприймаються, як дуже холодні.

Екзосфера: кордон атмосфери та космосу

На висоті близько 700-10 000 км над земною поверхнею знаходиться екзосфера - зовнішній край атмосфери, що межує з космосом. Тут метеорологічні супутники обертаються довкола Землі.

Як щодо іоносфери?

Іоносфера є окремим шаром, а насправді цей термін використовується для позначення атмосфери на висоті від 60 до 1000 км. Вона включає найвищі частини мезосфери, всю термосферу і частину екзосфери. Іоносфера дістала свою назву, тому що в цій частині атмосфери випромінювання Сонця іонізується, коли проходить магнітні поля Землі на і . Це явище спостерігається із землі як північне сяйво.

Будова та склад атмосфери Землі, треба сказати, не завжди були постійними величинами в той чи інший період розвитку нашої планети. Сьогодні вертикальна будова цього елемента, що має загальну «товщину» 1,5-2,0 тис. км, представлена ​​кількома основними шарами, у тому числі:

1. Тропосфера.
2. Тропопаузою.
3. Стратосфера.
4. Стратопаузою.
5. Мезосферою та мезопаузою.
6. Термосфера.
7. Екзосферою.

Основні елементи атмосфери

Тропосфера є шаром, у якому спостерігаються сильні вертикальні та горизонтальні рухи, саме тут формується погода, осадові явища, кліматичні умови. Вона простягається на 7-8 кілометрів від поверхні планети майже повсюдно, крім полярних регіонів (там - до 15 км). У тропосфері спостерігається поступове зниження температури, приблизно 6,4°З кожним кілометром висоти. Цей показник може відрізнятися для різних широт та пір року.

Склад атмосфери Землі у цій частині представлений такими елементами та його відсотковими частками:

Азот – близько 78 відсотків;

Кисень – майже 21 відсоток;

Аргон – близько одного відсотка;

Вуглекислий газ – менше 0.05%.

Єдиний склад до висоти 90 км

Крім того, тут можна знайти пил, крапельки води, водяну пару, продукти горіння, кристалики льоду, морські солі, безліч аерозольних частинок та ін. Такий склад атмосфери Землі спостерігається приблизно до дев'яноста кілометрів висоти, тому повітря приблизно однакове за хімічним складом, не тільки у тропосфері, а й у вищележачих шарах. Але там атмосфера має інші фізичні характеристики. А шар, який має загальний хімічний склад, називають гомосферою.

Які елементи входять до складу атмосфери Землі? У відсотках (за обсягом, у сухому повітрі) тут представлені такі гази як криптон (близько 1.14 х 10 -4), ксенон (8.7 х 10 -7), водень (5.0 х 10 -5), метан (близько 1.7 х 10 -4) 4), закис азоту (5.0 х 10 -5) та ін. У відсотках по масі з перерахованих компонентів найбільше закису азоту та водню, далі слідує гелій, криптон та ін.

Фізичні властивості різних атмосферних верств

Фізичні властивості тропосфери тісно пов'язані з її приляганням до планети. Звідси відбите сонячне тепло у формі інфрачервоних променів прямує назад нагору, включаючи процеси теплопровідності та конвекції. Саме тому із віддаленням від земної поверхні падає температура. Таке явище спостерігається до висоти стратосфери (11-17 кілометрів), потім температура стає практично незмінною до позначки 34-35 км, і далі йде знову зростання температур до висот 50 кілометрів (верхня межа стратосфери). Між стратосферою та тропосферою є тонкий проміжний шар тропопаузи (до 1-2 км), де спостерігаються постійні температури над екватором – близько мінус 70°С та нижче. Над полюсами тропопауза «прогрівається» влітку до мінус 45°С, взимку температури тут коливаються біля позначки -65°С.

Газовий склад атмосфери Землі включає такий важливий елемент, як озон. Його відносно трохи біля поверхні (десять мінус шостої від відсотка), оскільки газ утворюється під впливом сонячних променів з атомарного кисню у верхніх частинах атмосфери. Зокрема, найбільше озону на висоті близько 25 км, а весь озоновий екран розташований в областях від 7-8 км в області полюсів, від 18 км на екваторі і до п'ятдесяти кілометрів загалом над поверхнею планети.

Атмосфера захищає від сонячної радіації

Склад повітря атмосфери Землі відіграє дуже важливу роль у збереженні життя, так як окремі хімічні елементи і композиції вдало обмежують доступ сонячної радіації до земної поверхні і людей, тварин, рослин, що живуть на ній. Наприклад, молекули водяної пари ефективно поглинають майже всі діапазони інфрачервоного випромінювання, крім довжин в інтервалі від 8 до 13 мкм. Озон же поглинає ультрафіолет аж до довжини хвиль в 3100 А. Без його тонкого шару (складе всього в середньому 3 мм, якщо його розташувати на поверхні планети) живуть можуть лише води на глибині більше 10 метрів і підземні печери, куди не доходить сонячна радіація .

Нуль за Цельсієм у стратопаузі

Між двома наступними рівнями атмосфери, стратосферою та мезосферою, існує чудовий шар – стратопауза. Він відповідає приблизно висоті озонних максимумів і тут спостерігається відносно комфортна для людини температура - близько 0°С. Вище стратопаузи, у мезосфері (починається десь на висоті 50 км і закінчується на висоті 80-90 км), спостерігається знову ж таки падіння температур зі збільшенням відстані від поверхні Землі (до мінус 70-80°С). У мезосфері зазвичай повністю згоряють метеори.

У термосфері – плюс 2000 К!

Хімічний склад атмосфери Землі в термосфері (починається після мезопаузи з висот близько 85-90 до 800 км) визначає можливість такого явища, як поступове нагрівання шарів дуже розрідженого «повітря» під впливом сонячного випромінювання. У цій частині «повітряного покривала» планети зустрічаються температури від 200 до 2000 К, які у зв'язку з іонізацією кисню (понад 300 км знаходиться атомарний кисень), а також рекомбінацією атомів кисню в молекули, що супроводжується виділенням великої кількості тепла. Термосфера – це місце виникнення полярних сяйв.

Вище термосфери знаходиться екзосфера - зовнішній шар атмосфери, з якого легкі атоми водню, що швидко переміщаються, можуть йти в космічний простір. Хімічний склад атмосфери Землі тут представлений більше окремими атомами кисню в нижніх шарах, атомами гелію в середніх і майже виключно атомами водню - у верхніх. Тут панують високі температури – близько 3000 К та відсутній атмосферний тиск.

Як утворилася земна атмосфера?

Але, як згадувалося вище, такий склад атмосфери планета мала який завжди. Усього існує три концепції походження цього елемента. Перша гіпотеза припускає, що атмосфера була взята в процесі акреції з протопланетної хмари. Однак сьогодні ця теорія піддається суттєвій критиці, оскільки така первинна атмосфера повинна була бути зруйнована сонячним вітром від світила в нашій планетній системі. Крім того, передбачається, що леткі елементи не могли утриматися в зоні утворення планет за типом земної групи через занадто високі температури.

Склад первинної атмосфери Землі, як передбачає друга гіпотеза, міг бути сформований за рахунок активного бомбардування поверхні астероїдами та кометами, які прибули з околиць Сонячної системи на ранніх етапах розвитку. Підтвердити чи спростувати цю концепцію досить складно.

Експеримент у ІДГ РАН

Найправдоподібнішою є третя гіпотеза, яка вважає, що атмосфера з'явилася в результаті виділення газів з мантії земної кори приблизно 4 млрд. років тому. Цю концепцію вдалося перевірити в ІДГ РАН в ході експерименту під назвою «Царів 2», коли у вакуумі розігріли зразок речовини метеорного походження. Тоді було зафіксовано виділення таких газів як Н 2 , СН 4 , СО, Н 2 О, N 2 та ін. Тому вчені справедливо припустили, що хімічний склад первинної атмосфери Землі включав водяний і вуглекислий газ, пари фтороводню (HF), чадного газу (CO), сірководню (H 2 S), сполук азоту, водень, метан (СН 4), пари аміаку (NH 3), аргон та ін. у зв'язаному стані в органічних речовинах і гірських породах азот перейшов до складу сучасного повітря, а також знову в осадові породи та органічні речовини.

Склад первинної атмосфери Землі не дозволив би сучасним людям перебувати у ній без дихальних апаратів, оскільки кисню у необхідних кількостях тоді був. Цей елемент у значних обсягах з'явився півтора мільярда років тому, як вважають, у зв'язку з розвитком процесу фотосинтезу у синьо-зелених та інших водоростей, які є найдавнішими мешканцями нашої планети.

Мінімум кисню

На те, що склад атмосфери Землі спочатку був майже безкисневим, вказує на те, що в найдавніших (катархейських) породах знаходять легкоокислюваний, але не окислений графіт (вуглець). Згодом з'явилися так звані полосчасті залізні руди, які включали прошарки збагачених оксидів заліза, що означає появу на планеті потужного джерела кисню в молекулярній формі. Але ці елементи траплялися лише періодично (можливо, ті ж водорості чи інші продуценти кисню з'явилися невеликими острівцями в безкисневій пустелі), тоді як світ був анаеробним. На користь останнього говорить те, що пірит, що легко окислюється, знаходили у вигляді гальки, обробленої течією без слідів хімічних реакцій. Оскільки текучі води неможливо знайти погано аэрированными, виробилася думка, що атмосфера на початок кембрія містила менше відсотка кисню від сьогоднішнього складу.

Революційна зміна складу повітря

Приблизно в середині протерозою (1,8 млрд років тому) відбулася «киснева революція», коли світ перейшов до аеробного дихання, в ході якого з однієї молекули поживної речовини (глюкоза) можна отримувати 38, а не дві (як при анаеробному диханні) одиниці енергії. Склад атмосфери Землі, у частині кисню, став перевищувати один відсоток від сучасного, став виникати озоновий шар, який захищає організми від радіації. Саме від неї «ховалися» під товстими панцирями, наприклад такі древні тварини, як трилобіти. З того часу і до нашого часу зміст основного «дихального» елемента поступово і повільно зростав, забезпечуючи різноманітність форм життя на планеті.