Utrymmet ?r fyllt med energi. Energi fyller utrymmet oj?mnt. Det finns platser f?r dess koncentration och urladdning. P? s? s?tt kan du uppskatta densiteten. Planeten ?r ett ordnat system, med en maximal densitet av materia i centrum och en gradvis minskning av koncentrationen mot periferin. Interaktionskrafter best?mmer materiens tillst?nd, i vilken form den existerar. Fysik beskriver ?mnens aggregerade tillst?nd: fast, flytande, gas och s? vidare.

Atmosf?ren ?r den gasformiga milj?n som omger planeten. Jordens atmosf?r till?ter fri r?rlighet och l?ter ljus passera igenom, vilket skapar utrymme d?r livet frodas.

Omr?det fr?n jordens yta till en h?jd av cirka 16 kilometer (fr?n ekvatorn till polerna ?r v?rdet mindre, beror ocks? p? ?rstid) kallas troposf?ren. Troposf?ren ?r ett skikt i vilket cirka 80 % av all atmosf?risk luft och n?stan all vatten?nga ?r koncentrerad. Det ?r h?r de processer som formar v?dret ?ger rum. Tryck och temperatur faller med h?jden. Orsaken till minskningen av lufttemperaturen ?r en adiabatisk process, under expansion kyls gasen. Vid den ?vre gr?nsen av troposf?ren kan v?rden n? -50, -60 grader Celsius.

D?refter kommer Stratosf?ren. Den str?cker sig upp till 50 kilometer. I detta skikt av atmosf?ren ?kar temperaturen med h?jden och f?r ett v?rde vid topppunkten p? cirka 0 C. Temperatur?kningen orsakas av processen f?r absorption av ultravioletta str?lar av ozonskiktet. Str?lning orsakar en kemisk reaktion. Syremolekyler bryts ner till enstaka atomer, som kan kombineras med normala syremolekyler f?r att bilda ozon.

Str?lning fr?n solen med v?gl?ngder mellan 10 och 400 nanometer klassas som ultraviolett. Ju kortare v?gl?ngd UV-str?lning har, desto st?rre fara ?r den f?r levande organismer. Endast en liten del av str?lningen n?r jordens yta och den mindre aktiva delen av dess spektrum. Denna egenskap av naturen till?ter en person att f? en h?lsosam solbr?nna.

N?sta lager av atmosf?ren kallas mesosf?ren. Gr?nser fr?n cirka 50 km till 85 km. I mesosf?ren ?r koncentrationen av ozon, som kan f?nga UV-energi, l?g, s? temperaturen b?rjar ?terigen sjunka med h?jden. Vid topppunkten sjunker temperaturen till -90 C, vissa k?llor indikerar ett v?rde p? -130 C. De flesta meteoroider brinner upp i detta skikt av atmosf?ren.

Atmosf?rens skikt, som str?cker sig fr?n en h?jd av 85 km till ett avst?nd av 600 km fr?n jorden, kallas termosf?ren. Termosf?ren ?r den f?rsta som m?ter solstr?lning, inklusive den s? kallade vakuum-ultravioletta.

Vakuum UV h?lls kvar av luften och v?rmer d?rigenom detta skikt av atmosf?ren till enorma temperaturer. Men eftersom trycket h?r ?r extremt l?gt har denna till synes heta gas inte samma effekt p? f?rem?l som under f?rh?llanden p? jordens yta. Tv?rtom kommer f?rem?l som placeras i en s?dan milj? att svalna.

P? en h?jd av 100 km passerar den konventionella linjen "Karman-linjen", som anses vara b?rjan p? rymden.

Norrsken f?rekommer i termosf?ren. I detta lager av atmosf?ren interagerar solvinden med planetens magnetf?lt.

Det sista lagret av atmosf?ren ?r exosf?ren, ett yttre skal som str?cker sig ?ver tusentals kilometer. Exosf?ren ?r praktiskt taget en tom plats, men antalet atomer som vandrar h?r ?r en storleksordning st?rre ?n i det interplanet?ra rummet.

En man andas luft. Normaltrycket ?r 760 millimeter kvicksilver. P? en h?jd av 10 000 m ?r trycket cirka 200 mm. rt. Konst. P? en s?dan h?jd kan en person f?rmodligen andas, ?tminstone under en kort stund, men detta kr?ver f?rberedelser. Staten kommer helt klart att vara inoperabel.

Atmosf?rens gassammans?ttning: 78% kv?ve, 21% syre, ungef?r en procent argon; resten ?r en blandning av gaser som representerar den minsta andelen av totalen.

Atmosf?ren ?r en blandning av olika gaser. Den str?cker sig fr?n jordens yta till en h?jd av 900 km, skyddar planeten fr?n det skadliga spektrumet av solstr?lning, och inneh?ller gaser som ?r n?dv?ndiga f?r allt liv p? planeten. Atmosf?ren f?ngar v?rme fr?n solen, v?rmer upp jordytan och skapar ett gynnsamt klimat.

Atmosf?risk sammans?ttning

Jordens atmosf?r best?r huvudsakligen av tv? gaser - kv?ve (78%) och syre (21%). Dessutom inneh?ller den f?roreningar av koldioxid och andra gaser. i atmosf?ren finns det i form av ?nga, fuktdroppar i moln och iskristaller.

Lager av atmosf?ren

Atmosf?ren best?r av m?nga lager, mellan vilka det inte finns n?gra tydliga gr?nser. Temperaturerna i olika lager skiljer sig markant fr?n varandra.

Luftl?s magnetosf?r. Det ?r h?r de flesta av jordens satelliter flyger utanf?r jordens atmosf?r. Exosf?r (450-500 km fr?n ytan). N?stan inga gaser. Vissa v?dersatelliter flyger i exosf?ren. Termosf?ren (80-450 km) k?nnetecknas av h?ga temperaturer som n?r 1700°C i det ?vre lagret. Mesosf?ren (50-80 km). I detta omr?de sjunker temperaturen n?r h?jden ?kar. Det ?r h?r de flesta meteoriter (fragment av rymdstenar) som kommer in i atmosf?ren brinner upp. Stratosf?ren (15-50 km). Inneh?ller ozonskikt, det vill s?ga ett ozonskikt som absorberar ultraviolett str?lning fr?n solen. Detta g?r att temperaturen n?ra jordens yta stiger. Jetplan brukar flyga hit pga Sikten i detta lager ?r mycket bra och det finns n?stan inga st?rningar orsakade av v?derf?rh?llanden. Troposf?r. H?jden varierar fr?n 8 till 15 km fr?n jordens yta. Det ?r h?r som planetens v?der bildas, sedan i Detta lager inneh?ller mest vatten?nga, damm och vindar. Temperaturen minskar med avst?ndet fr?n jordens yta.

Atmosf?rstryck

?ven om vi inte k?nner det, ut?var lager av atmosf?ren tryck p? jordens yta. Den ?r h?gst n?ra ytan, och n?r du r?r dig bort fr?n den minskar den gradvis. Det beror p? temperaturskillnaden mellan land och hav, och d?rf?r finns det ofta olika tryck i omr?den som ligger p? samma h?jd ?ver havet. L?gtryck ger bl?tt v?der, medan h?gtryck vanligtvis ger klart v?der.

R?relse av luftmassor i atmosf?ren

Och trycken tvingar de l?gre skikten av atmosf?ren att blandas. Det ?r s? vindar uppst?r som bl?ser fr?n omr?den med h?gtryck till omr?den med l?gtryck. I m?nga regioner uppst?r ?ven lokala vindar p? grund av skillnader i temperatur mellan land och hav. Berg har ocks? ett betydande inflytande p? vindriktningen.

V?xthuseffekt

Koldioxid och andra gaser som utg?r jordens atmosf?r f?ngar v?rme fr?n solen. Denna process kallas vanligtvis f?r v?xthuseffekten, eftersom den p? m?nga s?tt p?minner om v?rmecirkulationen i v?xthus. V?xthuseffekten orsakar global uppv?rmning p? planeten. I omr?den med h?gtryck - anticykloner - intr?der klart soligt v?der. Omr?den med l?gtryck - cykloner - upplever vanligtvis instabilt v?der. V?rme och ljus kommer in i atmosf?ren. Gaser f?ngar upp v?rme som reflekteras fr?n jordens yta och orsakar d?rmed en ?kning av temperaturen p? jorden.

Det finns ett speciellt ozonskikt i stratosf?ren. Ozon blockerar det mesta av solens ultravioletta str?lning och skyddar jorden och allt liv p? den fr?n den. Forskare har funnit att orsaken till f?rst?relsen av ozonskiktet ?r speciella klorfluorkoldioxidgaser som finns i vissa aerosoler och kylutrustning. ?ver Arktis och Antarktis har enorma h?l uppt?ckts i ozonskiktet, vilket bidrar till en ?kning av m?ngden ultraviolett str?lning som p?verkar jordens yta.

Ozon bildas i den l?gre atmosf?ren som ett resultat mellan solstr?lning och olika avgaser och gaser. Vanligtvis sprids det i atmosf?ren, men om ett slutet lager av kall luft bildas under ett lager av varm luft, koncentreras ozon och smog uppst?r. Tyv?rr kan detta inte ers?tta ozon som f?rloras i ozonh?l.

Ett h?l i ozonskiktet ?ver Antarktis ?r tydligt synligt p? detta satellitfotografi. H?lets storlek varierar, men forskarna tror att det hela tiden v?xer. Anstr?ngningar g?rs f?r att minska halten av avgaser i atmosf?ren. Luftf?roreningar b?r minskas och r?kfria br?nslen b?r anv?ndas i st?der. Smog orsakar ?gonirritation och kv?vning f?r m?nga m?nniskor.

Uppkomsten och utvecklingen av jordens atmosf?r

Jordens moderna atmosf?r ?r resultatet av l?ng evolution?r utveckling. Det uppstod som ett resultat av de kombinerade verkningarna av geologiska faktorer och den vitala aktiviteten hos organismer. Genom den geologiska historien har jordens atmosf?r genomg?tt flera djupg?ende f?r?ndringar. Baserat p? geologiska data och teoretiska premisser kunde den unga jordens uratmosf?r, som fanns f?r cirka 4 miljarder ?r sedan, best? av en blandning av inerta och ?delgaser med en liten tillsats av passivt kv?ve (N. A. Yasamanov, 1985; A. S. Monin, 1987; O. G. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991, 1993). F?r n?rvarande har synen p? den tidiga atmosf?rens sammans?ttning och struktur f?r?ndrats n?got. Den prim?ra atmosf?ren (proto-atmosf?ren) i det tidigaste protoplanetariska skedet., dvs. ?ldre ?n 4,2 miljarder ?r, skulle kunna best? av en blandning av metan, ammoniak och koldioxid.. Som ett resultat av avgasning av manteln och aktiva vittringsprocesser som sker p? jordens yta, vatten?nga, kolf?reningar i form av CO 2 och CO, svavel och dess f?reningar b?rjade komma in i atmosf?ren, liksom starka halogensyror - HCI, HF, HI och borsyra, som kompletterades med metan, ammoniak, v?te, argon och n?gra andra ?delgaser i atmosf?ren.Denna prim?ra atmosf?ren var extremt tunn. D?rf?r var temperaturen p? jordens yta n?ra temperaturen f?r str?lningsj?mvikt (A. S. Monin, 1977).

Med tiden b?rjade gassammans?ttningen i den prim?ra atmosf?ren att f?r?ndras under p?verkan av vittringsprocesser av stenar som sticker ut p? jordens yta, aktiviteten hos cyanobakterier och bl?gr?na alger, vulkaniska processer och solljusets verkan. Detta ledde till nedbrytning av metan till koldioxid, ammoniak till kv?ve och v?te; Koldioxid, som sakta sj?nk till jordens yta, och kv?ve b?rjade ansamlas i den sekund?ra atmosf?ren. Tack vare den vitala aktiviteten hos bl?gr?na alger b?rjade syre produceras i fotosyntesprocessen, som dock i b?rjan huvudsakligen ?gnades ?t "oxidation av atmosf?riska gaser och sedan stenar. Samtidigt b?rjade ammoniak, oxiderad till molekyl?rt kv?ve, ansamlas intensivt i atmosf?ren. Det antas att en betydande m?ngd kv?ve i den moderna atmosf?ren ?r relikt. Metan och kolmonoxid oxiderades till koldioxid. Svavel och svavelv?te oxiderades till SO 2 och SO 3, som p? grund av sin h?ga r?rlighet och l?tthet snabbt avl?gsnades fr?n atmosf?ren. S?ledes f?rvandlades atmosf?ren fr?n en reducerande atmosf?r, som den var i det arkeiska och tidiga proterozoikumet, gradvis till en oxiderande.

Koldioxid kom in i atmosf?ren b?de som ett resultat av metanoxidation och som ett resultat av avgasning av manteln och vittring av bergarter. I h?ndelse av att all koldioxid som frigjorts under hela jordens historia bevaras i atmosf?ren, kan dess partialtryck f?r n?rvarande bli detsamma som p? Venus (O. Sorokhtin, S. A. Ushakov, 1991). Men p? jorden var den omv?nda processen ig?ng. En betydande del av koldioxiden fr?n atmosf?ren l?stes i hydrosf?ren, d?r den anv?ndes av hydrobionter f?r att bygga sina skal och omvandlades biogent till karbonater. D?refter bildades tjocka skikt av kemogena och organogena karbonater fr?n dem.

Syre kom in i atmosf?ren fr?n tre k?llor. Under l?ng tid, fr?n det ?gonblick som jorden d?k upp, sl?pptes den under avgasningen av manteln och anv?ndes huvudsakligen p? oxidativa processer.En annan k?lla till syre var fotodissociationen av vatten?nga genom h?rd ultraviolett solstr?lning. Utseende; fritt syre i atmosf?ren ledde till att de flesta prokaryoter som levde under reducerande f?rh?llanden dog. Prokaryota organismer ?ndrade sina livsmilj?er. De l?mnade jordens yta till dess djup och omr?den d?r ?terh?mtningsf?rh?llandena fortfarande kvarstod. De ersattes av eukaryoter, som energiskt b?rjade omvandla koldioxid till syre.

Under det arkeiska omr?det och en betydande del av det proterozoikum, anv?ndes n?stan allt syre som uppstod p? b?de abiogent och biogent s?tt huvudsakligen p? oxidation av j?rn och svavel. I slutet av Proterozoikum oxiderade allt metalliskt tv?v?rt j?rn p? jordens yta antingen oxiderat eller flyttat in i jordens k?rna. Detta gjorde att partialtrycket av syre i den tidiga proterozoiska atmosf?ren f?r?ndrades.

I mitten av Proterozoikum n?dde syrekoncentrationen i atmosf?ren Jurypunkten och uppgick till 0,01 % av den moderna niv?n. Fr?n och med denna tid b?rjade syre ackumuleras i atmosf?ren och f?rmodligen n?dde dess inneh?ll redan i slutet av Riphean Pasteurpunkten (0,1% av den moderna niv?n). Det ?r m?jligt att ozonskiktet uppstod under den vendianska perioden och att det aldrig f?rsvann.

Uppkomsten av fritt syre i jordens atmosf?r stimulerade livets utveckling och ledde till uppkomsten av nya former med mer avancerad metabolism. Om tidigare eukaryota encelliga alger och cyanea, som d?k upp i b?rjan av Proterozoikum, kr?vde en syrehalt i vatten p? endast 10 -3 av sin moderna koncentration, d? med uppkomsten av icke-skelettmetazoer i slutet av den tidiga vendianska, dvs f?r ca 650 miljoner ?r sedan borde syrekoncentrationen i atmosf?ren vara betydligt h?gre. Trots allt anv?nde Metazoa syreandning och detta kr?vde att partialtrycket av syre n?dde en kritisk niv? - Pasteurpunkten. I detta fall ersattes den anaeroba fermenteringsprocessen av en energim?ssigt mer lovande och progressiv syremetabolism.

Efter detta skedde ytterligare ansamling av syre i jordens atmosf?r ganska snabbt. Den progressiva ?kningen av volymen av bl?gr?na alger bidrog till uppn?endet i atmosf?ren av den syreniv? som ?r n?dv?ndig f?r djurv?rldens livsuppeh?llande. En viss stabilisering av syrehalten i atmosf?ren skedde fr?n det ?gonblick d? v?xter n?dde land - f?r ungef?r 450 miljoner ?r sedan. Uppkomsten av v?xter p? land, som intr?ffade under den siluriska perioden, ledde till den slutliga stabiliseringen av syreniv?erna i atmosf?ren. Fr?n den tiden b?rjade dess koncentration att fluktuera inom ganska sn?va gr?nser, och aldrig ?verskrida gr?nserna f?r livets existens. Syrekoncentrationen i atmosf?ren har stabiliserats helt sedan blommande v?xter upptr?dde. Denna h?ndelse intr?ffade i mitten av kritaperioden, d.v.s. f?r cirka 100 miljoner ?r sedan.

Huvuddelen av kv?ve bildades i de tidiga stadierna av jordens utveckling, fr?mst p? grund av nedbrytningen av ammoniak. Med uppkomsten av organismer b?rjade processen att binda atmosf?riskt kv?ve till organiskt material och begrava det i marina sediment. Efter att organismer n?tt land b?rjade kv?ve begravas i kontinentala sediment. Processerna f?r att bearbeta fritt kv?ve intensifierades s?rskilt med tillkomsten av landv?xter.

Vid bytet av kryptozoikum och fanerozoikum, det vill s?ga f?r cirka 650 miljoner ?r sedan, minskade halten koldioxid i atmosf?ren till tiondels procent, och den n?dde ett inneh?ll n?ra den moderna niv?n f?rst nyligen, cirka 10-20 miljoner ?r sedan.

S?ledes gav atmosf?rens gassammans?ttning inte bara livsrum f?r organismer, utan best?mde ocks? egenskaperna hos deras livsaktivitet och bidrog till bos?ttning och evolution. Nya st?rningar i f?rdelningen av atmosf?rens gassammans?ttning som ?r gynnsamma f?r organismer, b?de p? grund av kosmiska och planetariska sk?l, ledde till massutrotningar av den organiska v?rlden, som upprepade g?nger intr?ffade under kryptozoiken och vid vissa gr?nser av fanerozoikumens historia.

Atmosf?rens etnosf?riska funktioner

Jordens atmosf?r tillhandah?ller n?dv?ndiga ?mnen, energi och best?mmer riktningen och hastigheten f?r metaboliska processer. Gassammans?ttningen i den moderna atmosf?ren ?r optimal f?r livets existens och utveckling. Eftersom det ?r omr?det d?r v?der och klimat bildas m?ste atmosf?ren skapa bekv?ma f?ruts?ttningar f?r m?nniskors, djurens och v?xtlighetens liv. Avvikelser i en eller annan riktning i atmosf?rens luft- och v?derf?rh?llanden skapar extrema f?rh?llanden f?r livet f?r flora och fauna, inklusive m?nniskor.

Jordens atmosf?r ger inte bara f?ruts?ttningarna f?r m?nsklighetens existens, utan ?r huvudfaktorn i etnosf?rens utveckling. Samtidigt visar det sig vara en energi- och r?varuresurs f?r produktionen. I allm?nhet ?r atmosf?ren en faktor som bevarar m?nniskors h?lsa, och vissa omr?den, p? grund av fysisk-geografiska f?rh?llanden och atmosf?risk luftkvalitet, fungerar som rekreationsomr?den och ?r omr?den avsedda f?r sanatorium-resortsbehandling och rekreation av m?nniskor. S?ledes ?r atmosf?ren en faktor f?r estetisk och k?nslom?ssig p?verkan.

Atmosf?rens etnosf?r- och teknosf?rfunktioner, definierade ganska nyligen (E.D. Nikitin, N.A. Yasamanov, 2001), kr?ver oberoende och djupg?ende studier. S?ledes ?r studiet av atmosf?riska energifunktioner mycket relevant, b?de ur synvinkeln av f?rekomsten och driften av processer som skadar milj?n, och ur synvinkeln av inverkan p? m?nniskors h?lsa och v?lbefinnande. I det h?r fallet talar vi om energin fr?n cykloner och anticykloner, atmosf?riska virvlar, atmosf?rstryck och andra extrema atmosf?riska fenomen, vars effektiva anv?ndning kommer att bidra till en framg?ngsrik l?sning av problemet med att erh?lla alternativa energik?llor som inte f?rorenar milj?. N?r allt kommer omkring ?r luftmilj?n, s?rskilt den del av den som ligger ovanf?r v?rldshavet, ett omr?de d?r en kolossal m?ngd fri energi frig?rs.

Till exempel har det fastst?llts att tropiska cykloner med medelstyrka frig?r energi som motsvarar energin fr?n 500 tusen atombomber som sl?pptes ?ver Hiroshima och Nagasaki p? bara en dag. P? 10 dagar efter existensen av en s?dan cyklon frig?rs tillr?ckligt med energi f?r att tillfredsst?lla alla energibehov i ett land som USA under 600 ?r.

Under senare ?r har ett stort antal verk av naturvetare publicerats, som p? ett eller annat s?tt behandlar olika aspekter av aktivitet och atmosf?rens p?verkan p? jordiska processer, vilket tyder p? intensifieringen av tv?rvetenskapliga interaktioner inom modern naturvetenskap. Samtidigt manifesteras den integrerande rollen f?r vissa av dess riktningar, bland vilka vi b?r notera den funktionell-ekologiska riktningen i geoekologi.

Denna riktning stimulerar analys och teoretisk generalisering av olika geosf?rers ekologiska funktioner och planetroll, och detta ?r i sin tur en viktig f?ruts?ttning f?r utvecklingen av metodik och vetenskapliga grunder f?r holistisk studie av v?r planet, rationell anv?ndning och skydd av dess naturresurser.

Jordens atmosf?r best?r av flera lager: troposf?ren, stratosf?ren, mesosf?ren, termosf?ren, jonosf?ren och exosf?ren. P? toppen av troposf?ren och stratosf?rens botten finns ett ozonberikat lager, som kallas ozonsk?lden. Vissa (dagliga, s?songsbetonade, ?rliga, etc.) m?nster i f?rdelningen av ozon har fastst?llts. Sedan dess uppkomst har atmosf?ren p?verkat f?rloppet av planetariska processer. Atmosf?rens prim?ra sammans?ttning var helt annorlunda ?n f?r n?rvarande, men med tiden ?kade andelen och rollen av molekyl?rt kv?ve stadigt, f?r cirka 650 miljoner ?r sedan upptr?dde fritt syre, vars m?ngd kontinuerligt ?kade, men koncentrationen av koldioxid minskade i enlighet d?rmed. Atmosf?rens h?ga r?rlighet, dess gassammans?ttning och n?rvaron av aerosoler best?mmer dess enast?ende roll och aktiva deltagande i en m?ngd olika geologiska och biosf?riska processer. Atmosf?ren spelar en stor roll i omf?rdelningen av solenergi och utvecklingen av katastrofala naturfenomen och katastrofer. Atmosf?riska virvlar - tornados (tornados), orkaner, tyfoner, cykloner och andra fenomen har en negativ inverkan p? den organiska v?rlden och naturliga system. De huvudsakliga f?roreningsk?llorna, tillsammans med naturliga faktorer, ?r olika former av m?nsklig ekonomisk verksamhet. Antropogena effekter p? atmosf?ren uttrycks inte bara i utseendet av olika aerosoler och v?xthusgaser, utan ocks? i en ?kning av m?ngden vatten?nga, och manifesterar sig i form av smog och surt regn. V?xthusgaser f?r?ndrar temperaturregimen p? jordytan, utsl?pp av vissa gaser minskar ozonskiktets volym och bidrar till bildandet av ozonh?l. Den etnosf?riska rollen f?r jordens atmosf?r ?r stor.

Atmosf?rens roll i naturliga processer

Ytatmosf?ren, i sitt mellantillst?nd mellan litosf?ren och yttre rymden och dess gassammans?ttning, skapar f?ruts?ttningar f?r organismers liv. Samtidigt beror vittringen och intensiteten av f?rst?relse av stenar, ?verf?ring och ackumulering av klastiskt material p? m?ngden, naturen och frekvensen av nederb?rd, p? vindfrekvensen och styrkan och s?rskilt p? lufttemperaturen. Atmosf?ren ?r en central komponent i klimatsystemet. Lufttemperatur och luftfuktighet, molnighet och nederb?rd, vind - allt detta k?nnetecknar v?dret, det vill s?ga atmosf?rens st?ndigt f?r?nderliga tillst?nd. Samtidigt karakt?riserar samma komponenter klimatet, det vill s?ga det genomsnittliga l?ngsiktiga v?derregimen.

Sammans?ttningen av gaser, n?rvaron av moln och olika f?roreningar, som kallas aerosolpartiklar (aska, damm, partiklar av vatten?nga), best?mmer egenskaperna hos solstr?lningens passage genom atmosf?ren och f?rhindrar att jordens v?rmestr?lning undkommer. ut i yttre rymden.

Jordens atmosf?r ?r mycket r?rlig. De processer som uppst?r i den och f?r?ndringar i dess gassammans?ttning, tjocklek, grumlighet, transparens och n?rvaron av vissa aerosolpartiklar i den p?verkar b?de v?dret och klimatet.

Handlingen och riktningen av naturliga processer, s?v?l som liv och aktivitet p? jorden, best?ms av solstr?lning. Det ger 99,98 % av v?rmen som tillf?rs jordens yta. Varje ?r uppg?r detta till 134*1019 kcal. Denna m?ngd v?rme kan erh?llas genom att br?nna 200 miljarder ton kol. Reserverna av v?te som skapar detta fl?de av termonukle?r energi i solens massa kommer att r?cka i ?tminstone ytterligare 10 miljarder ?r, d.v.s. under en period som ?r dubbelt s? l?ng som v?r planets och sig sj?lv existens.

Cirka 1/3 av den totala m?ngden solenergi som kommer till atmosf?rens ?vre gr?ns reflekteras tillbaka till rymden, 13 % absorberas av ozonskiktet (inklusive n?stan all ultraviolett str?lning). 7% - resten av atmosf?ren och endast 44% n?r jordens yta. Den totala solstr?lningen som n?r jorden per dag ?r lika med den energi som m?nskligheten f?tt som ett resultat av att ha f?rbr?nt alla typer av br?nsle under det senaste ?rtusendet.

M?ngden och arten av f?rdelningen av solstr?lning p? jordens yta ?r n?ra beroende av molnighet och genomskinlighet i atmosf?ren. M?ngden spridd str?lning p?verkas av solens h?jd ?ver horisonten, atmosf?rens genomskinlighet, inneh?llet av vatten?nga, damm, den totala m?ngden koldioxid, etc.

Den maximala m?ngden spridd str?lning n?r polaromr?dena. Ju l?gre solen ?r ?ver horisonten, desto mindre v?rme kommer in i ett givet omr?de av terr?ngen.

Atmosf?risk transparens och grumlighet ?r av stor betydelse. En molnig sommardag ?r det vanligtvis kallare ?n en klar dag, eftersom molnighet under dagtid f?rhindrar uppv?rmningen av jordytan.

Atmosf?rens dammighet spelar en stor roll f?r v?rmef?rdelningen. De fint spridda fasta partiklarna av damm och aska som finns i den, som p?verkar dess transparens, p?verkar f?rdelningen av solstr?lning negativt, varav det mesta reflekteras. Fina partiklar kommer in i atmosf?ren p? tv? s?tt: antingen aska som sl?pps ut under vulkanutbrott, eller ?kendamm som b?rs av vindar fr?n torra tropiska och subtropiska omr?den. S?rskilt mycket s?dant damm bildas under torka, n?r str?mmar av varm luft b?r det in i de ?vre lagren av atmosf?ren och kan f?rbli d?r under l?ng tid. Efter vulkanen Krakatoas utbrott 1883 l?g damm som kastades tiotals kilometer upp i atmosf?ren kvar i stratosf?ren i cirka 3 ?r. Som ett resultat av 1985 ?rs utbrott av vulkanen El Chichon (Mexiko) n?dde damm Europa, och d?rf?r skedde en liten minskning av yttemperaturerna.

Jordens atmosf?r inneh?ller varierande m?ngder vatten?nga. I absoluta termer av vikt eller volym varierar dess m?ngd fr?n 2 till 5%.

Vatten?nga, liksom koldioxid, f?rst?rker v?xthuseffekten. I de moln och dimmor som uppst?r i atmosf?ren sker m?rkliga fysikaliska och kemiska processer.

Den prim?ra k?llan till vatten?nga i atmosf?ren ?r v?rldshavets yta. Ett vattenlager med en tjocklek av 95 till 110 cm avdunstar ?rligen fr?n det, en del av fukten ?terg?r till havet efter kondensering och den andra riktas av luftstr?mmar mot kontinenterna. I omr?den med varierande fuktigt klimat fuktar nederb?rden jorden och i fuktiga klimat skapar den grundvattenreserver. S?ledes ?r atmosf?ren en ackumulator av fuktighet och en reservoar av nederb?rd. och dimma som bildas i atmosf?ren ger fukt till jordt?cket och spelar d?rmed en avg?rande roll f?r utvecklingen av flora och fauna.

Atmosf?risk fukt f?rdelas ?ver jordens yta p? grund av atmosf?rens r?rlighet. Det k?nnetecknas av ett mycket komplext system av vindar och tryckf?rdelning. P? grund av det faktum att atmosf?ren ?r i kontinuerlig r?relse f?r?ndras naturen och omfattningen av f?rdelningen av vindfl?den och tryck st?ndigt. Cirkulationsskalan varierar fr?n mikrometeorologisk, med en storlek p? bara n?gra hundra meter, till en global skala p? flera tiotusentals kilometer. Enorma atmosf?riska virvlar deltar i skapandet av system med storskaliga luftstr?mmar och best?mmer atmosf?rens allm?nna cirkulation. Dessutom ?r de k?llor till katastrofala atmosf?riska fenomen.

F?rdelningen av v?der- och klimatf?rh?llanden och hur levande materia fungerar beror p? atmosf?rstrycket. Om atmosf?rstrycket fluktuerar inom sm? gr?nser spelar det inte en avg?rande roll f?r m?nniskors v?lbefinnande och djurs beteende och p?verkar inte v?xternas fysiologiska funktioner. F?r?ndringar i tryck ?r vanligtvis f?rknippade med frontala fenomen och v?derf?r?ndringar.

Atmosf?rstrycket ?r av grundl?ggande betydelse f?r bildandet av vind, som, som en reliefbildande faktor, har en stark inverkan p? djur- och v?xtv?rlden.

Vind kan undertrycka v?xttillv?xt och samtidigt fr?mja fr??verf?ring. Vindens roll f?r att forma v?der- och klimatf?rh?llanden ?r stor. Den fungerar ocks? som en regulator av havsstr?mmar. Vind, som en av de exogena faktorerna, bidrar till erosion och t?mning av v?derbitna material ?ver l?nga avst?nd.

Atmosf?riska processers ekologiska och geologiska roll

En minskning av atmosf?rens transparens p? grund av utseendet av aerosolpartiklar och fast damm i den p?verkar f?rdelningen av solstr?lning, vilket ?kar albedon eller reflektionsf?rm?ga. Olika kemiska reaktioner som orsakar nedbrytning av ozon och generering av "p?rlmoln" best?ende av vatten?nga leder till samma resultat. Globala f?r?ndringar i reflektionsf?rm?ga, s?v?l som f?r?ndringar i atmosf?riska gaser, fr?mst v?xthusgaser, ?r ansvariga f?r klimatf?r?ndringarna.

Oj?mn uppv?rmning, som orsakar skillnader i atmosf?rstryck ?ver olika delar av jordens yta, leder till atmosf?risk cirkulation, vilket ?r troposf?rens k?nnetecken. N?r en skillnad i tryck uppst?r, rusar luft fr?n omr?den med h?gt tryck till omr?den med l?gt tryck. Dessa r?relser av luftmassor, tillsammans med luftfuktighet och temperatur, best?mmer de viktigaste ekologiska och geologiska egenskaperna hos atmosf?riska processer.

Beroende p? hastigheten utf?r vinden olika geologiska arbeten p? jordens yta. Med en hastighet av 10 m/s skakar den tjocka tr?dgrenar, lyfter och transporterar damm och fin sand; bryter tr?dgrenar med en hastighet av 20 m/s, b?r sand och grus; med en hastighet av 30 m/s (storm) river av hustaken, river upp tr?d, sl?r s?nder stolpar, flyttar sm?sten och b?r sm? br?te, och en orkanvind med en hastighet av 40 m/s f?rst?r hus, bryter och river s?nder str?m lina stolpar, rycker upp stora tr?d.

Skall och tornados (tromber) - atmosf?riska virvlar som uppst?r under den varma ?rstiden p? kraftfulla atmosf?riska fronter, med hastigheter p? upp till 100 m/s, har en stor negativ milj?p?verkan med katastrofala konsekvenser. Squalls ?r horisontella virvelvindar med orkanvindhastigheter (upp till 60-80 m/s). De ?tf?ljs ofta av kraftiga skyfall och ?skv?der som varar fr?n flera minuter till en halvtimme. Squalls t?cker omr?den upp till 50 km breda och str?cker sig 200-250 km. En storm i Moskva och Moskvaregionen 1998 skadade taken p? m?nga hus och st?rtade tr?d.

Tornado, som kallas tornados i Nordamerika, ?r kraftfulla trattformade atmosf?riska virvlar, ofta f?rknippade med ?skmoln. Dessa ?r luftpelare som avsmalnar i mitten med en diameter p? flera tiotals till hundratals meter. En tornado ser ut som en tratt, mycket lik en elefants snabel, som stiger ned fr?n molnen eller stiger fr?n jordens yta. Med stark s?llsynthet och h?g rotationshastighet f?rdas en tornado upp till flera hundra kilometer och drar in damm, vatten fr?n reservoarer och olika f?rem?l. Kraftfulla tornados ?tf?ljs av ?skv?der, regn och har stor destruktiv kraft.

Tornado f?rekommer s?llan i subpol?ra eller ekvatoriala omr?den, d?r det konstant ?r kallt eller varmt. Det finns f? tornados i det ?ppna havet. Tornado f?rekommer i Europa, Japan, Australien, USA, och i Ryssland ?r de s?rskilt vanliga i Central Black Earth-regionen, i Moskva, Yaroslavl, Nizhny Novgorod och Ivanovo-regionerna.

Tornado lyfter och flyttar bilar, hus, vagnar och broar. S?rskilt destruktiva tornados observeras i USA. Varje ?r finns det fr?n 450 till 1500 tornados med en genomsnittlig d?dssiffra p? cirka 100 personer. Tornado ?r snabbverkande katastrofala atmosf?riska processer. De bildas p? bara 20-30 minuter och deras livstid ?r 30 minuter. D?rf?r ?r det n?stan om?jligt att f?ruts?ga tid och plats f?r tornados.

Andra destruktiva men l?ngvariga atmosf?riska virvlar ?r cykloner. De bildas p? grund av en tryckskillnad, som under vissa f?rh?llanden bidrar till uppkomsten av en cirkul?r r?relse av luftfl?den. Atmosf?riska virvlar har sitt ursprung runt kraftiga upp?tg?ende fl?den av fuktig varm luft och roterar med h?g hastighet medurs p? s?dra halvklotet och moturs p? norra. Cykloner, till skillnad fr?n tornados, har sitt ursprung ?ver hav och producerar sina destruktiva effekter ?ver kontinenter. De fr?msta destruktiva faktorerna ?r starka vindar, intensiv nederb?rd i form av sn?fall, skyfall, hagel och ?versv?mningar. Vindar med hastigheter p? 19 - 30 m/s bildar en storm, 30 - 35 m/s - en storm och mer ?n 35 m/s - en orkan.

Tropiska cykloner - orkaner och tyfoner - har en genomsnittlig bredd p? flera hundra kilometer. Vindhastigheten inuti cyklonen n?r orkanstyrka. Tropiska cykloner varar fr?n flera dagar till flera veckor och r?r sig i hastigheter fr?n 50 till 200 km/h. Cykloner p? mitten av latitud har en st?rre diameter. Deras tv?rg?ende dimensioner str?cker sig fr?n tusen till flera tusen kilometer, och vindhastigheten ?r stormig. De r?r sig p? norra halvklotet fr?n v?ster och ?tf?ljs av hagel och sn?fall, som ?r katastrofala till sin natur. N?r det g?ller antalet offer och orsakade skador ?r cykloner och tillh?rande orkaner och tyfoner de st?rsta naturliga atmosf?riska fenomenen efter ?versv?mningar. I t?tbefolkade omr?den i Asien ?r d?dssiffran till f?ljd av orkaner i tusental. 1991, under en orkan i Bangladesh, som orsakade bildandet av havsv?gor 6 m h?ga, dog 125 tusen m?nniskor. Tyfoner orsakar stor skada p? USA. Samtidigt d?r tiotals och hundratals m?nniskor. I V?steuropa orsakar orkaner mindre skada.

?skv?der anses vara ett katastrofalt atmosf?riskt fenomen. De uppst?r n?r varm, fuktig luft stiger upp mycket snabbt. P? gr?nsen till de tropiska och subtropiska zonerna f?rekommer ?skv?der 90-100 dagar om ?ret, i den tempererade zonen 10-30 dagar. I v?rt land f?rekommer det st?rsta antalet ?skv?der i norra Kaukasus.

?skv?der varar vanligtvis mindre ?n en timme. S?rskilt farliga ?r intensiva skyfall, hagel, blixtnedslag, vindbyar och vertikala luftstr?mmar. Hagelfaran best?ms av storleken p? hagelstenarna. I norra Kaukasus n?dde massan av hagel en g?ng 0,5 kg, och i Indien registrerades hagel som v?gde 7 kg. De mest stadsfarliga omr?dena i v?rt land ligger i norra Kaukasus. I juli 1992 skadade hagel 18 flygplan p? Mineralnye Vody-flygplatsen.

Farliga atmosf?riska fenomen inkluderar blixtar. De d?dar m?nniskor, boskap, orsakar br?nder och skadar eln?tet. Omkring 10 000 m?nniskor d?r av ?skv?der och deras konsekvenser varje ?r runt om i v?rlden. I vissa omr?den i Afrika, Frankrike och USA ?r dessutom antalet offer fr?n blixten st?rre ?n fr?n andra naturfenomen. Den ?rliga ekonomiska skadan fr?n ?skv?der i USA ?r minst 700 miljoner dollar.

Torka ?r typiska f?r ?ken-, st?pp- och skogsst?ppregioner. Brist p? nederb?rd orsakar uttorkning av marken, en minskning av grundvattenniv?n och i reservoarer tills de torkar ut helt. Fuktbrist leder till att vegetation och gr?dor d?r. Torkan ?r s?rskilt allvarlig i Afrika, N?ra och Mellan?stern, Centralasien och s?dra Nordamerika.

Torka f?r?ndrar m?nniskors livsvillkor och har en negativ effekt p? den naturliga milj?n genom processer som markf?rsaltning, torra vindar, dammstormar, jorderosion och skogsbr?nder. Br?nder ?r s?rskilt allvarliga under torka i taigaregioner, tropiska och subtropiska skogar och savanner.

Torka ?r kortsiktiga processer som varar under en s?song. N?r torkan varar mer ?n tv? s?songer finns det ett hot om sv?lt och massd?dlighet. Typiskt p?verkar torka ett eller flera l?nders territorium. L?ngvariga torka med tragiska konsekvenser f?rekommer s?rskilt ofta i Sahelregionen i Afrika.

Atmosf?rsfenomen som sn?fall, kortvariga kraftiga regn och l?ngvariga kvardr?jande regn orsakar stora skador. Sn?fall orsakar massiva laviner i bergen, och snabb sm?ltning av nedfallen sn? och l?ngvarig nederb?rd leder till ?versv?mningar. Den enorma m?ngden vatten som faller p? jordens yta, s?rskilt i tr?dl?sa omr?den, orsakar allvarlig jorderosion. Det finns en intensiv tillv?xt av ravin-balksystem. ?versv?mningar uppst?r som ett resultat av stora ?versv?mningar under perioder med kraftig nederb?rd eller h?gt vatten efter pl?tslig uppv?rmning eller v?rsm?ltning av sn? och ?r d?rf?r atmosf?riska fenomen (de diskuteras i kapitlet om hydrosf?rens ekologiska roll).

Antropogena atmosf?riska f?r?ndringar

F?r n?rvarande finns det m?nga olika antropogena k?llor som orsakar luftf?roreningar och leder till allvarliga st?rningar i den ekologiska balansen. Omfattningsm?ssigt har tv? k?llor st?rst p?verkan p? atmosf?ren: transport och industri. I genomsnitt st?r transporter f?r cirka 60% av den totala m?ngden luftf?roreningar, industri - 15, termisk energi - 15, teknik f?r destruktion av hush?lls- och industriavfall - 10%.

Transport, beroende p? vilket br?nsle som anv?nds och typer av oxidationsmedel, avger till atmosf?ren kv?veoxider, svavel, koloxider och dioxider, bly och dess f?reningar, sot, bensopyren (ett ?mne fr?n gruppen polycykliska aromatiska kolv?ten, som ?r en stark cancerframkallande som orsakar hudcancer).

Industrin sl?pper ut svaveldioxid, koloxider och dioxider, kolv?ten, ammoniak, v?tesulfid, svavelsyra, fenol, klor, fluor och andra kemiska f?reningar till atmosf?ren. Men den dominerande st?llningen bland utsl?ppen (upp till 85 %) upptas av damm.

Som ett resultat av f?roreningar f?r?ndras atmosf?rens transparens, vilket orsakar aerosoler, smog och surt regn.

Aerosoler ?r dispergerade system som best?r av fasta partiklar eller v?tskedroppar suspenderade i en gasformig milj?. Partikelstorleken f?r den dispergerade fasen ?r vanligtvis 10 -3 -10 -7 cm Beroende p? sammans?ttningen av den dispergerade fasen delas aerosoler in i tv? grupper. Den ena inkluderar aerosoler som best?r av fasta partiklar dispergerade i ett gasformigt medium, den andra inkluderar aerosoler som ?r en blandning av gasformiga och flytande faser. De f?rra kallas r?ker, och de senare - dimma. I processen f?r deras bildande spelar kondenscentra en viktig roll. Vulkanaska, kosmiskt stoft, industriella utsl?ppsprodukter, olika bakterier etc. fungerar som kondensationsk?rnor Antalet m?jliga k?llor till koncentrationsk?rnor v?xer st?ndigt. S?, till exempel, n?r torrt gr?s f?rst?rs av brand p? ett omr?de p? 4000 m 2, bildas i genomsnitt 11 * 10 22 aerosolk?rnor.

Aerosoler b?rjade bildas fr?n det ?gonblick som v?r planet d?k upp och p?verkade naturliga f?rh?llanden. Deras kvantitet och verkan, balanserad med det allm?nna kretsloppet av ?mnen i naturen, orsakade dock inga djupg?ende milj?f?r?ndringar. Antropogena faktorer f?r deras bildning har f?rskjutit denna balans mot betydande ?verbelastningar av biosf?ren. Denna egenskap har varit s?rskilt uppenbar sedan m?nskligheten b?rjade anv?nda speciellt skapade aerosoler b?de i form av giftiga ?mnen och f?r v?xtskydd.

De farligaste f?r vegetationen ?r aerosoler av svaveldioxid, v?tefluorid och kv?ve. N?r de kommer i kontakt med en fuktig l?vyta bildar de syror som har en skadlig effekt p? levande varelser. Syra dimma kommer in i andningsorganen hos djur och m?nniskor tillsammans med inandningsluften och har en aggressiv effekt p? slemhinnorna. Vissa av dem bryter ner levande v?vnad och radioaktiva aerosoler orsakar cancer. Bland radioaktiva isotoper ?r Sg 90 s?rskilt farlig, inte bara f?r sin cancerogenicitet, utan ocks? som en analog av kalcium, ers?tter den i organismers ben och orsakar deras nedbrytning.

Vid k?rnvapenexplosioner bildas radioaktiva aerosolmoln i atmosf?ren. Sm? partiklar med en radie p? 1 - 10 mikron faller inte bara in i de ?vre skikten av troposf?ren, utan ocks? in i stratosf?ren, d?r de kan stanna under l?ng tid. Aerosolmoln bildas ocks? vid drift av reaktorer i industriella installationer som producerar k?rnbr?nsle, samt som ett resultat av olyckor i k?rnkraftverk.

Smog ?r en blandning av aerosoler med flytande och fasta dispergerade faser, som bildar en dimmig rid? ?ver industriomr?den och storst?der.

Det finns tre typer av smog: isig, v?t och torr. Issmog kallas Alaskasmog. Detta ?r en kombination av gasformiga f?roreningar med tillsats av dammpartiklar och iskristaller som uppst?r n?r dimma och ?nga fr?n v?rmesystem fryser.

V?t smog, eller smog av London-typ, kallas ibland vintersmog. Det ?r en blandning av gasformiga f?roreningar (fr?mst svaveldioxid), dammpartiklar och dimdroppar. Den meteorologiska f?ruts?ttningen f?r uppkomsten av vintersmog ?r vindstilla v?der, d?r ett lager av varm luft ligger ovanf?r marklagret av kall luft (under 700 m). I det h?r fallet finns det inte bara horisontellt utan ocks? vertikalt utbyte. F?roreningar, vanligtvis spridda i h?ga skikt, ansamlas i detta fall i ytskiktet.

Torr smog f?rekommer under sommaren och kallas ofta f?r Los Angeles-typ smog. Det ?r en blandning av ozon, kolmonoxid, kv?veoxider och sura ?ngor. S?dan smog bildas som ett resultat av nedbrytningen av f?roreningar genom solstr?lning, s?rskilt dess ultravioletta del. Den meteorologiska f?ruts?ttningen ?r atmosf?risk inversion, uttryckt i utseendet av ett lager av kall luft ovanf?r varm luft. Vanligtvis sprids sedan gaser och fasta partiklar som lyfts upp av varma luftstr?mmar i de ?vre kalla skikten, men i detta fall ackumuleras de i inversionsskiktet. I processen f?r fotolys s?nderfaller kv?vedioxider som bildas under f?rbr?nning av br?nsle i bilmotorer:

NO 2 -> NO + O

Sedan sker ozonsyntes:

O + O2 + M -> O3 + M

NO + O -> NO 2

Fotodissociationsprocesser ?tf?ljs av ett gulgr?nt sken.

Dessutom sker reaktioner av typen: SO 3 + H 2 0 -> H 2 SO 4, dvs stark svavelsyra bildas.

Med en f?r?ndring i meteorologiska f?rh?llanden (utseendet av vind eller en f?r?ndring i luftfuktighet) f?rsvinner den kalla luften och smogen f?rsvinner.

F?rekomsten av cancerframkallande ?mnen i smog leder till andningsproblem, irritation av slemhinnor, cirkulationsrubbningar, astmatisk kv?vning och ofta d?dsfall. Smog ?r s?rskilt farligt f?r sm? barn.

Surt regn ?r atmosf?risk nederb?rd f?rsurad av industriella utsl?pp av svaveloxider, kv?ve och ?ngor av perklorsyra och klor l?st i dem. I processen f?r f?rbr?nning av kol och gas omvandlas det mesta av svavlet som finns i det, b?de i form av oxid och i f?reningar med j?rn, s?rskilt i kis, pyrit, pyrit etc. till svaveloxid, som tillsammans med koldioxid, sl?pps ut i atmosf?ren. N?r atmosf?riskt kv?ve och tekniska utsl?pp kombineras med syre bildas olika kv?veoxider och m?ngden kv?veoxider som bildas beror p? f?rbr?nningstemperaturen. Huvuddelen av kv?veoxider f?rekommer vid drift av fordon och diesellok, och en mindre del f?rekommer inom energisektorn och industrif?retag. Svavel- och kv?veoxider ?r de huvudsakliga syrabildarna. N?r man reagerar med atmosf?riskt syre och vatten?nga som finns i det, bildas svavelsyra och salpetersyror.

Det ?r k?nt att den alkaliska-syrabalansen i milj?n best?ms av pH-v?rdet. En neutral milj? har ett pH-v?rde p? 7, en sur milj? har ett pH-v?rde p? 0, och en alkalisk milj? har ett pH-v?rde p? 14. I modern tid ?r pH-v?rdet f?r regnvatten 5,6, ?ven om det p? senare tid var neutral. En minskning av pH-v?rdet med ett motsvarar en tiofaldig ?kning av surheten och d?rf?r faller f?r n?rvarande regn med ?kad surhet n?stan ?verallt. Den maximala surhetsgraden f?r regn som registrerats i V?steuropa var 4-3,5 pH. Man b?r ta h?nsyn till att ett pH-v?rde p? 4-4,5 ?r d?dligt f?r de flesta fiskar.

Surt regn har en aggressiv effekt p? jordens vegetation, p? industri- och bostadshus och bidrar till en betydande acceleration av vittringen av exponerade stenar. ?kad surhet f?rhindrar sj?lvreglering av neutralisering av jordar d?r n?rings?mnen l?ses upp. Detta leder i sin tur till en kraftig minskning av sk?rden och orsakar nedbrytning av vegetationst?cket. Markens surhet fr?mjar fris?ttningen av bunden tung jord, som gradvis absorberas av v?xter, orsakar allvarliga v?vnadsskador och tr?nger in i den m?nskliga n?ringskedjan.

En f?r?ndring i havsvattnets alkaliska syrapotential, s?rskilt i grunda vatten, leder till att m?nga ryggradsl?sa djur upph?r att fortplanta sig, orsakar fiskd?d och st?r den ekologiska balansen i haven.

Till f?ljd av surt regn riskerar skogarna i V?steuropa, Baltikum, Karelen, Ural, Sibirien och Kanada att f?rst?ras.

I atmosf?ren - (5,1-5,3)?10 18 kg. Av dessa ?r massan av torr luft (5,1352 ± 0,0003)?10 18 kg, den totala massan av vatten?nga ?r i genomsnitt 1,27?10 16 kg.

F?rutom de gaser som anges i tabellen inneh?ller atmosf?ren N 2 O (\displaystyle ((\ce (N2O)))) och andra kv?veoxider ( NO 2 (\displaystyle (\ce (NO2))), ), propan och andra kolv?ten, O 3 (\displaystyle ((\ce (O3)))) , Cl 2 (\displaystyle (\ce (Cl2))) , SO 2 (\displaystyle (\ce (SO2))) , NH 3 (\displaystyle (\ce (NH3))) , , HCl (\displaystyle (\ce (HCl))) , HF (\displaystyle (\ce (HF))) , HBr (\displaystyle (\ce (HBr))) , HI (\displaystyle ((\ce (HI)))), par Hg (\displaystyle (\ce (Hg))) , I 2 (\displaystyle (\ce (I2))) , Br 2 (\displaystyle (\ce (Br2))), liksom m?nga andra gaser i sm? m?ngder. Troposf?ren inneh?ller st?ndigt en stor m?ngd suspenderade fasta och flytande partiklar (aerosol). Den s?llsynta gasen i jordens atmosf?r ?r Rn (\displaystyle (\ce (Rn))) .

Atmosf?rens struktur

Atmosf?riskt gr?nsskikt

Det nedre lagret av troposf?ren (1-2 km tjockt), d?r tillst?ndet och egenskaperna hos jordens yta direkt p?verkar atmosf?rens dynamik.

Troposf?r

Dess ?vre gr?ns ?r p? en h?jd av 8-10 km i polar, 10-12 km i tempererade och 16-18 km i tropiska breddgrader; l?gre p? vintern ?n p? sommaren.
Atmosf?rens nedre huvudskikt inneh?ller mer ?n 80 % av den totala massan av atmosf?risk luft och cirka 90 % av den totala vatten?ngan som finns i atmosf?ren. Turbulens och konvektion ?r h?gt utvecklade i troposf?ren, moln uppst?r och cykloner och anticykloner utvecklas. Temperaturen minskar med ?kande h?jd med en genomsnittlig vertikal gradient p? 0,65°/100 meter.

Tropopaus

?verg?ngsskiktet fr?n troposf?ren till stratosf?ren, ett skikt av atmosf?ren d?r temperaturminskningen med h?jden upph?r.

Stratosf?r

Ett lager av atmosf?ren som ligger p? en h?jd av 11 till 50 km. K?nnetecknas av en liten temperaturf?r?ndring i 11-25 km skiktet (det nedre skiktet av stratosf?ren) och en ?kning i 25-40 km skiktet fr?n minus 56,5 till +0,8 ° C (?vre skiktet av stratosf?ren eller inversionsregionen). Efter att ha n?tt ett v?rde av cirka 273 K (n?stan 0 °C) p? en h?jd av cirka 40 km, f?rblir temperaturen konstant upp till en h?jd av cirka 55 km. Denna region med konstant temperatur kallas stratopaus och ?r gr?nsen mellan stratosf?ren och mesosf?ren. I mitten av 1800-talet trodde man att jordens atmosf?r upph?r p? en h?jd av 12 km (6 tusen toises) (fem veckor i en ballong, 13 kapitel). Stratosf?ren inneh?ller ozonskiktet, som skyddar jorden fr?n ultraviolett str?lning.

Stratopaus

Atmosf?rens gr?nsskikt mellan stratosf?ren och mesosf?ren. I den vertikala temperaturf?rdelningen finns ett maximum (ca 0 °C).

Mesosf?ren

Termosf?r

Den ?vre gr?nsen ?r ca 800 km. Temperaturen stiger till h?jder p? 200-300 km, d?r den n?r v?rden i storleksordningen 1500 K, varefter den f?rblir n?stan konstant till h?ga h?jder. Under p?verkan av solstr?lning och kosmisk str?lning sker jonisering av luften ("auroras") - jonosf?rens huvudomr?den ligger inuti termosf?ren. P? h?jder ?ver 300 km dominerar atom?rt syre. Termosf?rens ?vre gr?ns best?ms till stor del av solens nuvarande aktivitet. Under perioder med l?g aktivitet - till exempel 2008-2009 - finns en m?rkbar minskning av storleken p? detta lager.

Termopaus

Omr?det i atmosf?ren som gr?nsar ?ver termosf?ren. I denna region ?r absorptionen av solstr?lning f?rsumbar och temperaturen f?r?ndras praktiskt taget inte med h?jden.

Exosf?r (spridningssf?r)

Upp till en h?jd av 100 km ?r atmosf?ren en homogen, v?lblandad blandning av gaser. I h?gre lager beror f?rdelningen av gaser efter h?jd p? deras molekylvikter, koncentrationen av tyngre gaser minskar snabbare med avst?ndet fr?n jordens yta. P? grund av minskningen av gasdensiteten sjunker temperaturen fr?n 0 °C i stratosf?ren till minus 110 °C i mesosf?ren. Den kinetiska energin hos enskilda partiklar p? h?jder av 200-250 km motsvarar dock en temperatur p? ~150 °C. ?ver 200 km observeras betydande fluktuationer i temperatur och gasdensitet i tid och rum.

P? en h?jd av ca 2000-3500 km ?verg?r exosf?ren gradvis till s.k. n?ra rymdvakuum, som ?r fylld med s?llsynta partiklar av interplanet?r gas, fr?mst v?teatomer. Men denna gas representerar bara en del av den interplanet?ra materien. Den andra delen best?r av dammpartiklar av komet?rt och meteoriskt ursprung. F?rutom extremt s?llsynta dammpartiklar tr?nger elektromagnetisk och korpuskul?r str?lning av sol- och galaktiskt ursprung in i detta utrymme.

Analys av data fr?n SWAN-instrumentet p? rymdfarkosten SOHO visade att den yttersta delen av jordens exosf?r (geocorona) str?cker sig cirka 100 jordradier eller cirka 640 tusen km, det vill s?ga mycket l?ngre ?n m?nens omloppsbana.

Recension

Troposf?ren st?r f?r cirka 80% av atmosf?rens massa, stratosf?ren - cirka 20%; massan av mesosf?ren ?r inte mer ?n 0,3%, termosf?ren ?r mindre ?n 0,05% av den totala massan av atmosf?ren.

Baserat p? elektriska egenskaper i atmosf?ren s?rskiljer de neutrosf?ren Och jonosf?r.

Beroende p? sammans?ttningen av gasen i atmosf?ren sl?pper de ut homosf?r Och heterosf?r. Heterosf?r– Det h?r ?r omr?det d?r gravitationen p?verkar separationen av gaser, eftersom deras blandning p? en s?dan h?jd ?r f?rsumbar. Detta inneb?r en varierande sammans?ttning av heterosf?ren. Under den ligger en v?lblandad, homogen del av atmosf?ren, kallad homosf?ren. Gr?nsen mellan dessa lager kallas turbopaus, den ligger p? en h?jd av cirka 120 km.

Andra egenskaper hos atmosf?ren och effekter p? m?nniskokroppen

Redan p? en h?jd av 5 km ?ver havet b?rjar en otr?nad person uppleva syresv?lt och utan anpassning minskar en persons prestation avsev?rt. Atmosf?rens fysiologiska zon slutar h?r. M?nniskans andning blir om?jlig p? en h?jd av 9 km, ?ven om atmosf?ren upp till cirka 115 km inneh?ller syre.

Atmosf?ren f?rser oss med det syre som beh?vs f?r att andas. Men p? grund av fallet i atmosf?rens totala tryck, n?r du stiger till h?jden, minskar partialtrycket av syre i enlighet d?rmed.

Atmosf?rsbildningens historia

Enligt den vanligaste teorin har jordens atmosf?r haft tre olika sammans?ttningar genom sin historia. Ursprungligen bestod den av l?tta gaser (v?te och helium) som f?ngats fr?n interplanetariskt rymden. Detta ?r den s? kallade prim?r atmosf?r. I n?sta steg ledde aktiv vulkanisk aktivitet till att atmosf?ren m?ttades med andra gaser ?n v?te (koldioxid, ammoniak, vatten?nga). S? h?r bildades den sekund?r atmosf?r. Denna atmosf?r var ?terst?llande. Vidare best?mdes processen f?r atmosf?rsbildning av f?ljande faktorer:

• l?ckage av l?tta gaser (v?te och helium) in i det interplanet?ra rymden;
• kemiska reaktioner som intr?ffar i atmosf?ren under p?verkan av ultraviolett str?lning, blixtnedslag och n?gra andra faktorer.

Gradvis ledde dessa faktorer till bildandet terti?r atmosf?r, k?nnetecknad av en mycket l?gre halt av v?te och en mycket h?gre halt av kv?ve och koldioxid (bildad som ett resultat av kemiska reaktioner fr?n ammoniak och kolv?ten).

Kv?ve

Bildandet av en stor m?ngd kv?ve beror p? oxidationen av ammoniak-v?teatmosf?ren av molekyl?rt syre O 2 (\displaystyle (\ce (O2))), som b?rjade komma fr?n planetens yta som ett resultat av fotosyntesen, med start f?r 3 miljarder ?r sedan. ?ven kv?ve N 2 (\displaystyle (\ce (N2))) sl?pps ut i atmosf?ren som ett resultat av denitrifiering av nitrater och andra kv?vehaltiga f?reningar. Kv?ve oxideras av ozon till NO (\displaystyle ((\ce (NO)))) i de ?vre lagren av atmosf?ren.

Kv?ve N 2 (\displaystyle (\ce (N2))) reagerar endast under specifika f?rh?llanden (till exempel under en blixtladdning). Ozonets oxidation av molekyl?rt kv?ve under elektriska urladdningar anv?nds i sm? m?ngder vid industriell produktion av kv?veg?dselmedel. Cyanobakterier (bl?gr?na alger) och kn?lbakterier, som bildar rhizobial symbios med baljv?xter, vilket kan vara effektiv gr?ng?dsel - v?xter som inte utarmar, utan berikar jorden med naturliga g?dningsmedel, kan oxidera den med l?g energif?rbrukning och omvandla den till en biologiskt aktiv form.

Syre

Atmosf?rens sammans?ttning b?rjade f?r?ndras radikalt med uppkomsten av levande organismer p? jorden, som ett resultat av fotosyntes, ?tf?ljd av fris?ttning av syre och absorption av koldioxid. Ursprungligen anv?ndes syre p? oxidation av reducerade f?reningar - ammoniak, kolv?ten, j?rnhaltig form av j?rn som finns i haven och andra. I slutet av detta skede b?rjade syrehalten i atmosf?ren att ?ka. Efter hand bildades en modern atmosf?r med oxiderande egenskaper. Eftersom detta orsakade allvarliga och abrupta f?r?ndringar i m?nga processer som intr?ffade i atmosf?ren, litosf?ren och biosf?ren, kallades denna h?ndelse syrekatastrofen.

?delgaser

K?llor till ?delgaser ?r vulkanutbrott och s?nderfall av radioaktiva grund?mnen. Jorden i allm?nhet, och atmosf?ren i synnerhet, ?r utarmad p? inerta gaser j?mf?rt med rymden och vissa andra planeter. Det g?ller helium, neon, krypton, xenon och radon. Koncentrationen av argon ?r tv?rtom onormalt h?g och uppg?r till n?stan 1 % av atmosf?rens gassammans?ttning. En stor m?ngd av denna gas beror p? det intensiva s?nderfallet av den radioaktiva isotopen kalium-40 i jordens tarmar.

Luftf?rorening

P? senare tid har m?nniskor b?rjat p?verka atmosf?rens utveckling. Resultatet av m?nsklig aktivitet har varit en konstant ?kning av inneh?llet av koldioxid i atmosf?ren p? grund av f?rbr?nning av kolv?tebr?nslen som ackumulerats under tidigare geologiska epoker. Enorma m?ngder konsumeras under fotosyntesen och absorberas av v?rldshaven. Denna gas kommer in i atmosf?ren p? grund av nedbrytningen av karbonatstenar och organiska ?mnen av vegetabiliskt och animaliskt ursprung, samt p? grund av vulkanism och m?nsklig industriell aktivitet. Under de senaste 100 ?ren inneh?ll CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2))) i atmosf?ren ?kade med 10 %, d?r huvuddelen (360 miljarder ton) kom fr?n br?nslef?rbr?nning. Om tillv?xttakten f?r br?nslef?rbr?nning forts?tter, kommer m?ngden under de kommande 200-300 ?ren CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2))) i atmosf?ren kommer att f?rdubblas och kan leda till globala klimatf?r?ndringar.

Br?nslef?rbr?nning ?r den huvudsakliga k?llan till f?rorenande gaser ( CO (\displaystyle ((\ce (CO)))) ,

Atmosf?ren b?rjade bildas tillsammans med jordens bildande. Under planetens utveckling och n?r dess parametrar n?rmade sig moderna v?rden, skedde grundl?ggande kvalitativa f?r?ndringar i dess kemiska sammans?ttning och fysikaliska egenskaper. Enligt den evolution?ra modellen var jorden i ett tidigt skede i sm?lt tillst?nd och bildades f?r cirka 4,5 miljarder ?r sedan som en fast kropp. Denna milstolpe tas som b?rjan p? den geologiska kronologin. Fr?n den tiden b?rjade atmosf?rens l?ngsamma utveckling. Vissa geologiska processer (till exempel lavautsl?pp under vulkanutbrott) ?tf?ljdes av utsl?pp av gaser fr?n jordens tarmar. De inkluderade kv?ve, ammoniak, metan, vatten?nga, CO-oxid och koldioxid CO 2. Under p?verkan av ultraviolett solstr?lning br?ts vatten?nga ner till v?te och syre, men det frigjorda syret reagerade med kolmonoxid och bildade koldioxid. Ammoniak s?nderdelas till kv?ve och v?te. Under diffusionsprocessen steg v?te upp?t och l?mnade atmosf?ren, och tyngre kv?ve kunde inte avdunsta och ackumulerades gradvis och blev huvudkomponenten, ?ven om en del av det var bundet till molekyler som ett resultat av kemiska reaktioner ( centimeter. ATMOSF?RENS KEMI). Under p?verkan av ultravioletta str?lar och elektriska urladdningar ingick en blandning av gaser som fanns i jordens ursprungliga atmosf?r i kemiska reaktioner, vilket resulterade i bildandet av organiska ?mnen, s?rskilt aminosyror. Med tillkomsten av primitiva v?xter b?rjade processen f?r fotosyntes, ?tf?ljd av fris?ttning av syre. Denna gas, s?rskilt efter diffusion in i de ?vre lagren av atmosf?ren, b?rjade skydda sina nedre lager och jordens yta fr?n livshotande ultraviolett och r?ntgenstr?lning. Enligt teoretiska uppskattningar skulle syrehalten, 25 000 g?nger mindre ?n nu, redan kunna leda till bildandet av ett ozonskikt med bara halva koncentrationen ?n nu. Detta ?r dock redan tillr?ckligt f?r att ge mycket betydande skydd av organismer fr?n de destruktiva effekterna av ultravioletta str?lar.

Det ?r troligt att den prim?ra atmosf?ren inneh?ll mycket koldioxid. Det anv?ndes under fotosyntesen och dess koncentration m?ste ha minskat i takt med att v?xtv?rlden utvecklats och ?ven p? grund av absorption under vissa geologiska processer. Eftersom den V?xthuseffekt i samband med f?rekomsten av koldioxid i atmosf?ren ?r fluktuationer i dess koncentration en av de viktiga orsakerna till s? storskaliga klimatf?r?ndringar i jordens historia som istider.

Heliumet som finns i den moderna atmosf?ren ?r mestadels en produkt av det radioaktiva s?nderfallet av uran, torium och radium. Dessa radioaktiva grund?mnen avger partiklar, som ?r k?rnorna i heliumatomer. Eftersom det under radioaktivt s?nderfall varken bildas eller f?rst?rs en elektrisk laddning, uppst?r vid bildningen av varje a-partikel tv? elektroner, som rekombineras med a-partiklarna och bildar neutrala heliumatomer. Radioaktiva grund?mnen finns i mineraler spridda i bergarter, s? en betydande del av heliumet som bildas till f?ljd av radioaktivt s?nderfall h?lls kvar i dem och flyr mycket l?ngsamt ut i atmosf?ren. En viss m?ngd helium stiger upp?t i exosf?ren p? grund av diffusion, men p? grund av det konstanta infl?det fr?n jordytan f?rblir volymen av denna gas i atmosf?ren n?stan of?r?ndrad. Baserat p? spektralanalys av stj?rnljus och studiet av meteoriter ?r det m?jligt att uppskatta den relativa f?rekomsten av olika kemiska grund?mnen i universum. Koncentrationen av neon i rymden ?r ungef?r tio miljarder g?nger h?gre ?n p? jorden, krypton - tio miljoner g?nger och xenon - en miljon g?nger. Det f?ljer att koncentrationen av dessa inerta gaser, som uppenbarligen fr?n b?rjan fanns i jordens atmosf?r och inte fylldes p? under kemiska reaktioner, minskade avsev?rt, f?rmodligen ?ven i det skede d? jorden f?rlorade sin prim?ra atmosf?r. Ett undantag ?r den inerta gasen argon, eftersom den i form av 40 Ar-isotopen fortfarande bildas under det radioaktiva s?nderfallet av kaliumisotopen.

Barometrisk tryckf?rdelning.

Den totala vikten av atmosf?riska gaser ?r cirka 4,5 10 15 ton. S?ledes ?r atmosf?rens ”vikt” per ytenhet, eller atmosf?rstryck, vid havsniv?n cirka 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Tryck lika med P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Konst. = 1 atm, taget som det normala genomsnittliga atmosf?rstrycket. F?r atmosf?ren i ett tillst?nd av hydrostatisk j?mvikt har vi: d P= –rgd h, betyder detta att i h?jdintervallet fr?n h innan h+d h intr?ffar likhet mellan f?r?ndringen i atmosf?rstryck d P och vikten av motsvarande element i atmosf?ren med enhetsyta, densitet r och tjocklek d h. Som ett f?rh?llande mellan tryck R och temperatur T Tillst?ndsekvationen f?r en idealgas med densitet r, som ?r ganska till?mplig p? jordens atmosf?r, anv?nds: P= r R T/m, d?r m ?r molekylvikten och R = 8,3 J/(K mol) ?r den universella gaskonstanten. Dlogg sedan P= – (m g/RT)d h= – bd h= – d h/H, d?r tryckgradienten ?r p? en logaritmisk skala. Dess omv?nda v?rde H kallas atmosf?rsh?jdskalan.

N?r man integrerar denna ekvation f?r en isoterm atmosf?r ( T= const) eller f?r sin del d?r en s?dan approximation ?r till?ten, erh?lls den barometriska lagen f?r tryckf?rdelning med h?jd: P = P 0 exp(– h/H 0), d?r h?jdreferensen h produceras fr?n havsniv?n, d?r standardmedeltrycket ?r P 0 . Uttryck H 0 = R T/ mg, kallas h?jdskalan, som k?nnetecknar atmosf?rens utbredning, f?rutsatt att temperaturen i den ?r densamma ?verallt (isotermisk atmosf?r). Om atmosf?ren inte ?r isotermisk m?ste integrationen ta h?nsyn till f?r?ndringen i temperatur med h?jden och parametern N– vissa lokala egenskaper hos atmosf?riska skikt, beroende p? deras temperatur och milj?ns egenskaper.

Standard atmosf?r.

Modell (tabell med v?rden f?r huvudparametrarna) som motsvarar standardtrycket vid basen av atmosf?ren R 0 och kemisk sammans?ttning kallas en standardatmosf?r. Mer exakt ?r detta en villkorad modell av atmosf?ren, f?r vilken medelv?rdena f?r temperatur, tryck, densitet, viskositet och andra egenskaper hos luft p? h?jder fr?n 2 km under havsytan till den yttre gr?nsen av jordens atmosf?r specificeras f?r latitud 45° 32ў 33І. Parametrarna f?r mellanatmosf?ren p? alla h?jder ber?knades med hj?lp av tillst?ndsekvationen f?r en idealgas och den barometriska lagen om man antar att trycket vid havsniv?n ?r 1013,25 hPa (760 mm Hg) och temperaturen ?r 288,15 K (15,0 ° C). Enligt arten av den vertikala temperaturf?rdelningen best?r medelatmosf?ren av flera lager, i vart och ett av vilka temperaturen approximeras av en linj?r funktion av h?jden. I det l?gsta lagret - troposf?ren (h Ј 11 km) sjunker temperaturen med 6,5 ° C med varje kilometers stigning. P? h?g h?jd ?ndras v?rdet och tecknet f?r den vertikala temperaturgradienten fr?n lager till lager. ?ver 790 km ?r temperaturen cirka 1000 K och f?r?ndras praktiskt taget inte med h?jden.

Standardatmosf?ren ?r en periodiskt uppdaterad, legaliserad standard, utgiven i form av tabeller.

Tabell 1. Standardmodell av jordens atmosf?r

Bord 1. STANDARDMODELL AV JORDENS ATMOSF?R. Tabellen visar: h– h?jd fr?n havsniv?n, R- tryck, T– temperatur, r – densitet, N– antal molekyler eller atomer per volymenhet, H– h?jdskala, l– fri v?gl?ngd. Tryck och temperatur p? en h?jd av 80–250 km, erh?llna fr?n raketdata, har l?gre v?rden. V?rden f?r h?jder ?ver 250 km erh?llna genom extrapolering ?r inte s?rskilt exakta.
h(km)	P(mbar)	T(°C)	r (g/cm 3)	N(cm –3)	H(km)	l(centimeter)
0	1013	288	1,22 10 –3	2,55 10 19	8,4	7,4·10 –6
1	899	281	1.11·10 –3	2,31 10 19		8,1·10 –6
2	795	275	1.01·10 –3	2,10 10 19		8,9·10 –6
3	701	268	9,1·10 –4	1,89 10 19		9,9·10 –6
4	616	262	8,2·10 –4	1,70 10 19		1,1·10 –5
5	540	255	7,4·10 –4	1,53 10 19	7,7	1,2·10 –5
6	472	249	6,6·10 –4	1,37 10 19		1,4·10 –5
8	356	236	5,2·10 -4	1,09 10 19		1,7·10 –5
10	264	223	4,1·10 –4	8,6 10 18	6,6	2,2·10 –5
15	121	214	1,93·10 –4	4,0 10 18		4,6·10 –5
20	56	214	8,9·10 –5	1,85 10 18	6,3	1,0·10 –4
30	12	225	1,9·10 –5	3,9 10 17	6,7	4,8·10 –4
40	2,9	268	3,9·10 –6	7,6 10 16	7,9	2,4·10 –3
50	0,97	276	1.15·10 –6	2,4 10 16	8,1	8,5·10 –3
60	0,28	260	3,9·10 –7	7,7 10 15	7,6	0,025
70	0,08	219	1,1·10 –7	2,5 10 15	6,5	0,09
80	0,014	205	2,7·10 –8	5,0 10 14	6,1	0,41
90	2,8·10 –3	210	5,0·10 –9	9·10 13	6,5	2,1
100	5,8·10 –4	230	8,8·10 –10	1,8 10 13	7,4	9
110	1,7·10 –4	260	2,1·10 –10	5,4 10 12	8,5	40
120	6·10 –5	300	5,6·10 –11	1,8 10 12	10,0	130
150	5·10 –6	450	3,2·10 –12	9 10 10	15	1,8 10 3
200	5·10 –7	700	1,6·10 –13	5 10 9	25	3 10 4
250	9·10 –8	800	3·10 –14	8 10 8	40	3·10 5
300	4·10 –8	900	8·10 –15	3 10 8	50
400	8·10 –9	1000	1·10 –15	5 10 7	60
500	2·10 –9	1000	2·10 –16	1·10 7	70
700	2·10 –10	1000	2·10 –17	1 10 6	80
1000	1·10 –11	1000	1·10 –18	1·10 5	80

Troposf?r.

Atmosf?rens l?gsta och t?taste skikt, d?r temperaturen sjunker snabbt med h?jden, kallas troposf?ren. Den inneh?ller upp till 80 % av atmosf?rens totala massa och str?cker sig p? pol?ra och mellersta breddgrader till h?jder p? 8–10 km och i tropikerna upp till 16–18 km. H?r utvecklas n?stan alla v?derbildande processer, v?rme- och fuktutbyte sker mellan jorden och dess atmosf?r, moln bildas, olika meteorologiska fenomen uppst?r, dimma och nederb?rd f?rekommer. Dessa lager av jordens atmosf?r ?r i konvektiv j?mvikt och har tack vare aktiv blandning en homogen kemisk sammans?ttning, huvudsakligen best?ende av molekyl?rt kv?ve (78 %) och syre (21 %). Den stora majoriteten av naturliga och konstgjorda aerosol- och gasluftf?roreningar ?r koncentrerade i troposf?ren. Dynamiken i den nedre delen av troposf?ren, upp till 2 km tjock, beror starkt p? egenskaperna hos jordens underliggande yta, som best?mmer de horisontella och vertikala r?relserna av luft (vindar) orsakade av ?verf?ring av v?rme fr?n varmare land genom den infrar?da str?lningen fr?n jordytan, som absorberas i troposf?ren, fr?mst av ?ngor vatten och koldioxid (v?xthuseffekt). Temperaturf?rdelningen med h?jden fastst?lls som ett resultat av turbulent och konvektiv blandning. I genomsnitt motsvarar det ett temperaturfall med en h?jd p? cirka 6,5 K/km.

Vindhastigheten i ytgr?nsskiktet ?kar till en b?rjan snabbt med h?jden, och ovanf?r forts?tter den att ?ka med 2–3 km/s per kilometer. Ibland upptr?der smala planetfl?den (med en hastighet p? mer ?n 30 km/s) i troposf?ren, v?stra p? de mellersta breddgraderna och ?stliga n?ra ekvatorn. De kallas jetstr?mmar.

Tropopaus.

Vid den ?vre gr?nsen av troposf?ren (tropopausen) n?r temperaturen sitt l?gsta v?rde f?r den nedre atmosf?ren. Detta ?r ?verg?ngsskiktet mellan troposf?ren och stratosf?ren som ligger ovanf?r den. Tjockleken p? tropopausen str?cker sig fr?n hundratals meter till 1,5–2 km, och temperaturen respektive h?jden varierar fr?n 190 till 220 K och fr?n 8 till 18 km, beroende p? breddgrad och s?song. P? tempererade och h?ga breddgrader p? vintern ?r det 1–2 km l?gre ?n p? sommaren och 8–15 K varmare. I tropikerna ?r s?songsf?r?ndringarna mycket mindre (h?jd 16–18 km, temperatur 180–200 K). Ovan jetstr?mmar tropopausavbrott ?r m?jliga.

Vatten i jordens atmosf?r.

Den viktigaste egenskapen hos jordens atmosf?r ?r n?rvaron av betydande m?ngder vatten?nga och vatten i form av droppar, vilket ?r l?ttast att observera i form av moln och molnstrukturer. Graden av molnt?ckning av himlen (vid ett visst ?gonblick eller i genomsnitt under en viss tidsperiod), uttryckt p? en skala av 10 eller i procent, kallas molnighet. Formen p? molnen best?ms enligt den internationella klassificeringen. I genomsnitt t?cker molnen ungef?r h?lften av jordklotet. Molnighet ?r en viktig faktor som k?nnetecknar v?der och klimat. P? vintern och natten f?rhindrar molnighet en minskning av temperaturen p? jordens yta och markskiktet av luft; p? sommaren och p? dagen f?rsvagar det uppv?rmningen av jordytan av solens str?lar, vilket mjukar upp klimatet inne p? kontinenterna .

Moln.

Moln ?r ansamlingar av vattendroppar suspenderade i atmosf?ren (vattenmoln), iskristaller (ismoln) eller b?da tillsammans (blandade moln). N?r droppar och kristaller blir st?rre faller de ut ur molnen i form av nederb?rd. Moln bildas fr?mst i troposf?ren. De uppst?r som ett resultat av kondensering av vatten?nga som finns i luften. Diametern p? molndropparna ?r i storleksordningen flera mikrometer. Halten av flytande vatten i moln varierar fr?n fraktioner till flera gram per m3. Moln klassificeras efter h?jd: Enligt den internationella klassificeringen finns det 10 typer av moln: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

P?rlemorskimrande moln observeras ocks? i stratosf?ren, och nattlysande moln observeras i mesosf?ren.

Cirrusmoln ?r genomskinliga moln i form av tunna vita tr?dar eller sl?jor med en silkeslen glans som inte ger skuggor. Cirrusmoln best?r av iskristaller och bildas i den ?vre troposf?ren vid mycket l?ga temperaturer. Vissa typer av cirrusmoln fungerar som f?rebud om v?derf?r?ndringar.

Cirrocumulusmoln ?r ?sar eller lager av tunna vita moln i den ?vre troposf?ren. Cirrocumulusmoln ?r byggda av sm? element som ser ut som flingor, krusningar, sm? bollar utan skuggor och best?r huvudsakligen av iskristaller.

Cirrostratusmoln ?r en vitaktig genomskinlig sl?ja i den ?vre troposf?ren, vanligtvis fibr?s, ibland suddig, best?ende av sm? n?lformade eller kolumnformade iskristaller.

Altocumulusmoln ?r vita, gr? eller vitgr? moln i de nedre och mellersta lagren av troposf?ren. Altocumulusmoln har utseendet av lager och ?sar, som om de byggdes av plattor, rundade massor, axlar, flingor som ligger ovanp? varandra. Altocumulusmoln bildas vid intensiv konvektiv aktivitet och best?r vanligtvis av underkylda vattendroppar.

Altostratusmoln ?r gr?aktiga eller bl?aktiga moln med en fibr?s eller enhetlig struktur. Altostratusmoln observeras i den mellersta troposf?ren, som str?cker sig flera kilometer i h?jd och ibland tusentals kilometer i horisontell riktning. Typiskt ?r altostratusmoln en del av frontala molnsystem associerade med upp?tg?ende r?relser av luftmassor.

Nimbostratusmoln ?r ett l?gt (fr?n 2 km och upp?t) amorft lager av moln med en enhetlig gr? f?rg som ger upphov till kontinuerligt regn eller sn?. Nimbostratusmoln ?r h?gt utvecklade vertikalt (upp till flera km) och horisontellt (flera tusen km), best?r av underkylda vattendroppar blandade med sn?flingor, vanligtvis f?rknippade med atmosf?riska fronter.

Stratusmoln ?r moln av det nedre skiktet i form av ett homogent lager utan best?mda konturer, gr? till f?rgen. H?jden p? stratusmoln ?ver jordens yta ?r 0,5–2 km. Ibland faller duggregn fr?n stratusmoln.

Cumulusmoln ?r t?ta, ljusa vita moln under dagen med betydande vertikal utveckling (upp till 5 km eller mer). De ?vre delarna av cumulusmoln ser ut som kupoler eller torn med rundade konturer. Typiskt uppst?r cumulusmoln som konvektionsmoln i kalla luftmassor.

Stratocumulusmoln ?r l?ga (under 2 km) moln i form av gr?a eller vita icke-fibr?sa lager eller ?sar av runda stora block. Den vertikala tjockleken av stratocumulusmoln ?r liten. Ibland producerar stratocumulusmoln l?tt nederb?rd.

Cumulonimbusmoln ?r kraftfulla och t?ta moln med stark vertikal utveckling (upp till en h?jd av 14 km), som producerar kraftiga regn med ?skv?der, hagel och regn. Cumulonimbusmoln utvecklas fr?n kraftfulla cumulusmoln, som skiljer sig fr?n dem i den ?vre delen best?ende av iskristaller.

Stratosf?r.

Genom tropopausen, i genomsnitt p? h?jder fr?n 12 till 50 km, passerar troposf?ren in i stratosf?ren. I den nedre delen, under ca 10 km, d.v.s. upp till ca 20 km h?jder ?r den isotermisk (temperatur ca 220 K). Den ?kar sedan med h?jden och n?r maximalt cirka 270 K p? en h?jd av 50–55 km. H?r g?r gr?nsen mellan stratosf?ren och den ?verliggande mesosf?ren, kallad stratopaus. .

Det finns betydligt mindre vatten?nga i stratosf?ren. ?nd? observeras ibland tunna genomskinliga p?rlemorskimrande moln, som ibland dyker upp i stratosf?ren p? en h?jd av 20–30 km. P?rlemorskimrande moln ?r synliga p? den m?rka himlen efter solnedg?ngen och f?re soluppg?ngen. Till formen liknar p?rlemormoln cirrus- och cirrocumulusmoln.

Mellersta atmosf?r (mesosf?ren).

P? en h?jd av cirka 50 km b?rjar mesosf?ren fr?n toppen av det breda temperaturmaximum . Anledningen till ?kningen av temperaturen i omr?det f?r detta maximum ?r en exoterm (d.v.s. ?tf?ljd av frig?ring av v?rme) fotokemisk reaktion av ozonnedbrytning: O 3 + hv® O 2 + O. Ozon uppst?r som ett resultat av den fotokemiska nedbrytningen av molekyl?rt syre O 2

O2+ hv® O + O och den efterf?ljande reaktionen av en trippelkollision av en syreatom och molekyl med n?gon tredje molekyl M.

O + O2 + M® O3 + M

Ozon absorberar glupskt ultraviolett str?lning i regionen fr?n 2000 till 3000 ?, och denna str?lning v?rmer atmosf?ren. Ozon, som ligger i den ?vre atmosf?ren, fungerar som en slags sk?ld som skyddar oss fr?n effekterna av ultraviolett str?lning fr?n solen. Utan denna sk?ld hade utvecklingen av livet p? jorden i dess moderna former knappast varit m?jlig.

I allm?nhet, i hela mesosf?ren, sjunker den atmosf?riska temperaturen till sitt l?gsta v?rde p? cirka 180 K vid den ?vre gr?nsen av mesosf?ren (kallad mesopaus, h?jd cirka 80 km). I n?rheten av mesopausen, p? h?jder av 70–90 km, kan ett mycket tunt lager av iskristaller och partiklar av vulkaniskt och meteoritdamm upptr?da, observerat i form av ett vackert sk?despel av nattlysande moln strax efter solnedg?ngen.

I mesosf?ren brinner f?r det mesta sm? fasta meteoritpartiklar som faller p? jorden och orsakar meteorfenomenet.

Meteorer, meteoriter och eldklot.

Flaskor och andra fenomen i jordens ?vre atmosf?r orsakade av intr?ng av fasta kosmiska partiklar eller kroppar i den med en hastighet av 11 km/s eller h?gre kallas meteoroider. Ett observerbart ljust meteorsp?r dyker upp; de mest kraftfulla fenomenen, ofta ?tf?ljda av meteoriternas fall, kallas eldklot; uppkomsten av meteorer ?r f?rknippad med meteorskurar.

Meteorregn:

1) fenomenet med flera fall av meteorer under flera timmar eller dagar fr?n en str?lning.

2) en sv?rm av meteoroider som r?r sig i samma bana runt solen.

Det systematiska upptr?dandet av meteorer i ett visst omr?de p? himlen och vissa dagar p? ?ret, orsakat av korsningen av jordens omloppsbana med den gemensamma omloppsbanan f?r m?nga meteoritkroppar som r?r sig med ungef?r samma och identiskt riktade hastigheter, p.g.a. som deras v?gar p? himlen verkar komma fr?n en gemensam punkt (str?lande) . De ?r uppkallade efter stj?rnbilden d?r str?laren finns.

Meteorskurar g?r ett djupt intryck med sina ljuseffekter, men enskilda meteorer ?r s?llan synliga. Mycket fler ?r osynliga meteorer, f?r sm? f?r att vara synliga n?r de absorberas i atmosf?ren. N?gra av de minsta meteorerna v?rms f?rmodligen inte upp alls, utan f?ngas bara upp av atmosf?ren. Dessa sm? partiklar med storlekar fr?n n?gra millimeter till tio tusendels millimeter kallas mikrometeoriter. M?ngden meteoriskt material som kommer in i atmosf?ren varje dag varierar fr?n 100 till 10 000 ton, och majoriteten av detta material kommer fr?n mikrometeoriter.

Eftersom meteorisk materia delvis brinner i atmosf?ren, fylls dess gassammans?ttning p? med sp?r av olika kemiska element. Till exempel introducerar steniga meteorer litium i atmosf?ren. F?rbr?nning av metallmeteorer leder till bildandet av sm? sf?riska j?rn, j?rn-nickel och andra droppar som passerar genom atmosf?ren och s?tter sig p? jordens yta. De kan hittas p? Gr?nland och Antarktis, d?r inlandsisar f?rblir n?stan of?r?ndrade i flera ?r. Oceanologer hittar dem i bottensediment.

De flesta meteorpartiklar som kommer in i atmosf?ren sedimenterar inom cirka 30 dagar. Vissa forskare tror att detta kosmiska stoft spelar en viktig roll i bildandet av atmosf?riska fenomen som regn eftersom det fungerar som kondensationsk?rnor f?r vatten?nga. D?rf?r antas det att nederb?rden ?r statistiskt relaterad till stora meteorskurar. Vissa experter tror dock att eftersom den totala tillg?ngen p? meteoriskt material ?r m?nga tiotals g?nger st?rre ?n f?r till och med den st?rsta meteorregn, kan f?r?ndringen i den totala m?ngden av detta material till f?ljd av ett s?dant regn f?rsummas.

Det r?der dock ingen tvekan om att de st?rsta mikrometeoriterna och synliga meteoriterna l?mnar l?nga sp?r av jonisering i atmosf?rens h?ga lager, fr?mst i jonosf?ren. S?dana sp?r kan anv?ndas f?r l?ngdistansradiokommunikation, eftersom de reflekterar h?gfrekventa radiov?gor.

Energin fr?n meteorer som kommer in i atmosf?ren g?r huvudsakligen, och kanske helt, ?t att v?rma upp den. Detta ?r en av de mindre komponenterna i atmosf?rens termiska balans.

En meteorit ?r en naturligt f?rekommande fast kropp som f?ll till jordens yta fr?n rymden. Vanligtvis g?rs en skillnad mellan steniga, steniga j?rn- och j?rnmeteoriter. De senare best?r huvudsakligen av j?rn och nickel. Bland de hittade meteoriterna v?ger de flesta fr?n n?gra gram till flera kilo. Den st?rsta av de hittade, Goba-j?rnmeteoriten v?ger cirka 60 ton och ligger fortfarande p? samma plats d?r den uppt?cktes, i Sydafrika. De flesta meteoriter ?r fragment av asteroider, men vissa meteoriter kan ha kommit till jorden fr?n m?nen och till och med Mars.

En bolide ?r en mycket ljus meteor, ibland synlig ?ven under dagen, som ofta l?mnar efter sig ett r?kigt sp?r och ?tf?ljs av ljudfenomen; slutar ofta med meteoriternas fall.

Termosf?r.

?ver mesopausens temperaturminimum b?rjar termosf?ren, d?r temperaturen f?rst l?ngsamt och sedan snabbt b?rjar stiga igen. Anledningen ?r absorptionen av ultraviolett str?lning fr?n solen p? h?jder av 150–300 km, p? grund av jonisering av atom?rt syre: O + hv® O + + e.

I termosf?ren ?kar temperaturen kontinuerligt till en h?jd av cirka 400 km, d?r den n?r 1800 K under dagen under epoken av maximal solaktivitet. Under epoken med minimal solaktivitet kan denna begr?nsande temperatur vara mindre ?n 1000 K. ?ver 400 km f?rvandlas atmosf?ren till en isotermisk exosf?r. Den kritiska niv?n (basen av exosf?ren) ?r p? en h?jd av cirka 500 km.

Polarljus och m?nga omloppsbanor av artificiella satelliter, s?v?l som nattlysande moln - alla dessa fenomen f?rekommer i mesosf?ren och termosf?ren.

Polarljus.

P? h?ga breddgrader observeras norrsken under magnetf?ltst?rningar. De kan p?g? i n?gra minuter, men ?r ofta synliga i flera timmar. Norrsken varierar mycket i form, f?rg och intensitet, som alla ibland f?r?ndras mycket snabbt med tiden. Spektrum av norrsken best?r av emissionslinjer och band. En del av natthimlens utsl?pp f?rst?rks i norrskensspektrat, fr?mst de gr?na och r?da linjerna l 5577 ? och l 6300 ? syre. Det h?nder att en av dessa linjer ?r m?nga g?nger mer intensiv ?n den andra, och detta best?mmer den synliga f?rgen p? norrskenet: gr?n eller r?d. Magnetf?ltst?rningar ?tf?ljs ocks? av st?rningar i radiokommunikationen i polaromr?dena. Orsaken till st?rningen ?r f?r?ndringar i jonosf?ren, vilket g?r att det under magnetiska stormar finns en kraftfull joniseringsk?lla. Det har konstaterats att starka magnetiska stormar uppst?r n?r det finns stora grupper av solfl?ckar n?ra solskivans mitt. Observationer har visat att stormar inte ?r f?rknippade med sj?lva solfl?ckarna, utan med solutbrott som uppst?r under utvecklingen av en grupp solfl?ckar.

Norrsken ?r ett spektrum av ljus av varierande intensitet med snabba r?relser som observeras i omr?den med h?g latitud p? jorden. Det visuella norrskenet inneh?ller gr?na (5577?) och r?da (6300/6364?) atom?ra syreemissionslinjer och molekyl?ra N2-band, som exciteras av energirika partiklar av sol- och magnetosf?riskt ursprung. Dessa utsl?pp upptr?der vanligtvis p? h?jder av cirka 100 km och upp?t. Termen optisk norrsken anv?nds f?r att h?nvisa till visuella norrsken och deras emissionsspektrum fr?n det infrar?da till det ultravioletta omr?det. Str?lningsenergin i den infrar?da delen av spektrumet ?verstiger avsev?rt energin i det synliga omr?det. N?r norrsken upptr?dde observerades utsl?pp i ULF-intervallet (

De faktiska formerna av norrsken ?r sv?ra att klassificera; De vanligaste termerna ?r:

1. Lugna, enhetliga b?gar eller r?nder. B?gen str?cker sig typiskt ~1000 km i riktning mot den geomagnetiska parallellen (mot solen i pol?ra omr?den) och har en bredd p? en till flera tiotals kilometer. En rand ?r en generalisering av begreppet en b?ge, den har vanligtvis inte en regelbunden b?gform, utan b?jer sig i form av bokstaven S eller i form av spiraler. B?gar och r?nder finns p? h?jder av 100–150 km.

2. Auroras str?lar . Denna term h?nvisar till en norrskensstruktur som ?r f?rl?ngd l?ngs magnetf?ltslinjer, med en vertikal utstr?ckning p? flera tiotal till flera hundra kilometer. Str?larnas horisontella utstr?ckning ?r liten, fr?n flera tiotals meter till flera kilometer. Str?larna observeras vanligtvis i b?gar eller som separata strukturer.

3. Fl?ckar eller ytor . Dessa ?r isolerade omr?den med gl?d som inte har en specifik form. Enskilda fl?ckar kan vara kopplade till varandra.

4. Sl?ja. En ovanlig form av norrsken, som ?r ett enhetligt sken som t?cker stora delar av himlen.

Enligt deras struktur delas norrsken in i homogena, ih?liga och str?lande. Olika termer anv?nds; pulserande b?ge, pulserande yta, diffus yta, str?lande rand, draperi, etc. Det finns en klassificering av norrsken efter deras f?rg. Enligt denna klassificering, norrsken av typen A. Den ?vre delen eller hela delen ?r r?d (6300–6364 ?). De upptr?der vanligtvis p? h?jder av 300–400 km med h?g geomagnetisk aktivitet.

Aurora typ I f?rgad r?d i den nedre delen och associerad med gl?den fr?n banden i det f?rsta positiva systemet N 2 och det f?rsta negativa systemet O 2. S?dana former av norrsken upptr?der under de mest aktiva faserna av norrsken.

Zoner polarljus – Dessa ?r zonerna med maximal frekvens av norrsken p? natten, enligt observat?rer vid en fast punkt p? jordens yta. Zonerna ?r bel?gna p? 67° nordlig och sydlig latitud, och deras bredd ?r cirka 6°. Den maximala f?rekomsten av norrsken, motsvarande ett givet ?gonblick av geomagnetisk lokal tid, intr?ffar i ovala b?lten (ovala norrsken), som ?r placerade asymmetriskt runt de norra och s?dra geomagnetiska polerna. Norrskensovalen ?r fixerad i latitud - tidskoordinater, och norrskenszonen ?r det geometriska st?llet f?r punkterna i ovalens midnattsregion i latitud - longitudkoordinater. Det ovala b?ltet ?r placerat cirka 23° fr?n den geomagnetiska polen i nattsektorn och 15° i dagssektorn.

Aurora ovala och norrskenszoner. Placeringen av norrskensovalen beror p? geomagnetisk aktivitet. Ovalen blir bredare vid h?g geomagnetisk aktivitet. Norrledszoner eller norrskens ovala gr?nser representeras b?ttre av L 6,4 ?n av dipolkoordinater. Geomagnetiska f?ltlinjer vid gr?nsen f?r dagssektorn av norrskensovalen sammanfaller med magnetopaus. En f?r?ndring i positionen f?r norrskensovalen observeras beroende p? vinkeln mellan den geomagnetiska axeln och riktningen jord-sol. Auroralovalen best?ms ocks? p? grundval av data om utf?llning av partiklar (elektroner och protoner) av vissa energier. Dess position kan best?mmas oberoende av data p? Kaspakh p? dagsidan och i magnetosf?rens svans.

Den dagliga variationen i frekvensen av f?rekomst av norrsken i norrskenszonen har ett maximum vid geomagnetisk midnatt och ett minimum vid geomagnetisk middagstid. P? den n?stan ekvatoriala sidan av ovalen minskar frekvensen av f?rekomst av norrsken kraftigt, men formen p? de dagliga variationerna bevaras. P? den pol?ra sidan av ovalen minskar frekvensen av norrsken gradvis och k?nnetecknas av komplexa dygnsf?r?ndringar.

Intensitet av norrsken.

Aurora intensitet best?ms genom att m?ta den skenbara ytans ljusstyrka. Ljusstyrka yta jag norrsken i en viss riktning best?ms av den totala emissionen p? 4p jag foton/(cm2s). Eftersom detta v?rde inte ?r den sanna ytljusstyrkan, utan representerar emissionen fr?n kolonnen, anv?nds vanligtvis enheten foton/(cm 2 kolumn s) n?r man studerar norrsken. Den vanliga enheten f?r att m?ta total emission ?r Rayleigh (Rl) lika med 106 fotoner/(cm 2 kolumn s). Mer praktiska enheter f?r norrskens intensitet best?ms av emissionerna fr?n en enskild linje eller band. Till exempel best?ms intensiteten av norrsken av de internationella ljusstyrkekoefficienterna (IBR) enligt intensiteten p? den gr?na linjen (5577 ?); 1 krl = I MKY, 10 krl = II MKY, 100 krl = III MKY, 1000 krl = IV MKY (maximal intensitet av norrsken). Denna klassificering kan inte anv?ndas f?r r?da norrsken. En av erans uppt?ckter (1957–1958) var etableringen av den spatiotemporala f?rdelningen av norrsken i form av en oval, f?rskjuten i f?rh?llande till den magnetiska polen. Fr?n enkla id?er om den cirkul?ra formen av f?rdelningen av norrsken i f?rh?llande till den magnetiska polen fanns ?verg?ngen till modern fysik av magnetosf?ren har slutf?rts. Uppt?cktens ?ra tillh?r O. Khorosheva, och den intensiva utvecklingen av id?er f?r norrskensovalen utf?rdes av G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu och ett antal andra forskare. Nordskensovalen ?r den region d?r solvinden har det mest intensiva inflytandet p? jordens ?vre atmosf?r. Norrskenets intensitet ?r st?rst i ovalen och dess dynamik ?vervakas kontinuerligt med hj?lp av satelliter.

Stabila norrskensr?da b?gar.

Stadig norrskensr?d b?ge, annars kallad r?d b?ge p? mitten av latituden eller M-b?ge, ?r en subvisuell (under ?gats k?nslighetsgr?ns) bred b?ge, som str?cker sig fr?n ?st till v?st i tusentals kilometer och omger m?jligen hela jorden. B?gens latitudinella l?ngd ?r 600 km. Emissionen av den stabila norrskensr?db?gen ?r n?stan monokromatisk i de r?da linjerna l 6300 ? och l 6364 ?. Nyligen rapporterades ?ven svaga emissionslinjer l 5577 ? (OI) och l 4278 ? (N+2). Ih?llande r?da b?gar klassificeras som norrsken, men de visas p? mycket h?gre h?jder. Den nedre gr?nsen ligger p? en h?jd av 300 km, den ?vre gr?nsen ?r ca 700 km. Intensiteten hos den tysta norrskensr?da b?gen i l 6300 ?-emissionen str?cker sig fr?n 1 till 10 kRl (typiskt v?rde 6 kRl). ?gats k?nslighetstr?skel vid denna v?gl?ngd ?r cirka 10 kRl, s? b?gar observeras s?llan visuellt. Observationer har dock visat att deras ljusstyrka ?r >50 kRL under 10 % av n?tterna. Den vanliga livsl?ngden f?r b?gar ?r ungef?r en dag, och de visas s?llan under efterf?ljande dagar. Radiov?gor fr?n satelliter eller radiok?llor som korsar ih?llande r?da norrskensb?gar ?r f?rem?l f?r scintillation, vilket indikerar f?rekomsten av. Den teoretiska f?rklaringen till r?da b?gar ?r att de uppv?rmda elektronerna i regionen F Jonosf?ren orsakar en ?kning av syreatomer. Satellitobservationer visar en ?kning av elektrontemperaturen l?ngs geomagnetiska f?ltlinjer som sk?r ih?llande norrskensr?da b?gar. Intensiteten hos dessa b?gar ?r positivt korrelerad med geomagnetisk aktivitet (stormar), och frekvensen av f?rekomst av b?gar ?r positivt korrelerad med solfl?cksaktivitet.

?ndra norrsken.

Vissa former av norrsken upplever kvasiperiodiska och koherenta tidsvariationer i intensitet. Dessa norrsken med ungef?r station?r geometri och snabba periodiska variationer som f?rekommer i fas kallas f?r v?xlande norrsken. De klassificeras som norrsken formul?r R enligt International Atlas of Auroras En mer detaljerad underavdelning av de f?r?nderliga norrskenen:

R 1 (pulserande norrsken) ?r ett sken med enhetliga fasvariationer i ljusstyrka genom hela norrskensformen. Per definition, i ett idealt pulserande norrsken, kan de rumsliga och temporala delarna av pulsationen separeras, d.v.s. ljusstyrka jag(r,t)= jag s(r)· DEN(t). I ett typiskt norrsken R 1 pulseringar sker med en frekvens fr?n 0,01 till 10 Hz med l?g intensitet (1–2 kRl). De flesta norrsken R 1 – dessa ?r fl?ckar eller b?gar som pulserar med en period av flera sekunder.

R 2 (brinnande norrsken). Termen anv?nds vanligtvis f?r att h?nvisa till r?relser som l?gor som fyller himlen, snarare ?n f?r att beskriva en distinkt form. Norrsken har formen av b?gar och r?r sig vanligtvis upp?t fr?n en h?jd av 100 km. Dessa norrsken ?r relativt s?llsynta och f?rekommer oftare utanf?r norrskenet.

R 3 (skimrande norrsken). Dessa ?r norrsken med snabba, oregelbundna eller regelbundna variationer i ljusstyrka, vilket ger intrycket av flimrande l?gor p? himlen. De dyker upp strax innan norrskenet s?nderfaller. Typiskt observerad variationsfrekvens R 3 ?r lika med 10 ± 3 Hz.

Termen str?mmande norrsken, som anv?nds f?r en annan klass av pulserande norrsken, syftar p? oregelbundna variationer i ljusstyrka som snabbt r?r sig horisontellt i norrskensb?gar och r?nder.

Det f?r?nderliga norrskenet ?r ett av de sol-markfenomen som ?tf?ljer pulseringar av det geomagnetiska f?ltet och norrskens r?ntgenstr?lning orsakad av utf?llning av partiklar av sol- och magnetosf?riskt ursprung.

Gl?det fr?n polarlocket k?nnetecknas av h?g intensitet av bandet i det f?rsta negativa systemet N + 2 (l 3914 ?). Typiskt ?r dessa N + 2-band fem g?nger mer intensiva ?n den gr?na linjen OI l 5577 ?; den absoluta intensiteten f?r polarlockets gl?d varierar fr?n 0,1 till 10 kRl (vanligtvis 1–3 kRl). Under dessa norrsken, som upptr?der under perioder av PCA, t?cker ett enhetligt sken hela polarlocket upp till en geomagnetisk latitud p? 60° p? h?jder av 30 till 80 km. Det genereras huvudsakligen av solprotoner och d-partiklar med energier p? 10–100 MeV, vilket skapar en maximal jonisering p? dessa h?jder. Det finns en annan typ av gl?d i norrskenszoner, kallad mantel norrsken. F?r denna typ av norrskensgl?d ?r den dagliga maximala intensiteten, som intr?ffar p? morgontimmarna, 1–10 kRL, och den l?gsta intensiteten ?r fem g?nger svagare. Observationer av mantel norrsken ?r f? och l?ngt mellan, deras intensitet beror p? geomagnetisk och solaktivitet.

Atmosf?riskt sken definieras som str?lning som produceras och s?nds ut av en planets atmosf?r. Detta ?r icke-termisk str?lning fr?n atmosf?ren, med undantag f?r utsl?pp av norrsken, blixtarladdningar och utsl?pp av meteorsp?r. Denna term anv?nds i f?rh?llande till jordens atmosf?r (nattgl?d, skymningsgl?d och daggl?d). Atmosf?riskt sken utg?r bara en del av det ljus som finns tillg?ngligt i atmosf?ren. Andra k?llor inkluderar stj?rnljus, zodiakalljus och diffust dagsljus fr?n solen. Ibland kan atmosf?risk gl?d st? f?r upp till 40 % av den totala m?ngden ljus. Atmosf?riskt sken uppst?r i atmosf?riska lager av varierande h?jd och tjocklek. Atmosf?rens gl?dspektrum t?cker v?gl?ngder fr?n 1000 ? till 22,5 mikron. Den huvudsakliga utsl?ppslinjen i den atmosf?riska gl?den ?r l 5577 ?, upptr?dande p? en h?jd av 90–100 km i ett 30–40 km tjockt lager. Uppkomsten av luminescens beror p? Chapman-mekanismen, baserad p? rekombinationen av syreatomer. Andra emissionslinjer ?r l 6300 ?, som f?rekommer vid dissociativ rekombination av O + 2 och emission NI l 5198/5201 ? och NI l 5890/5896 ?.

Intensiteten av luftgl?d m?ts i Rayleigh. Ljusstyrkan (i Rayleigh) ?r lika med 4 rv, d?r b ?r vinkelytans ljusstyrka f?r det emitterande skiktet i enheter om 10 6 fotoner/(cm 2 ster·s). Gl?dens intensitet beror p? latitud (olika f?r olika utsl?pp), och varierar ?ven under dagen med ett maximum n?ra midnatt. En positiv korrelation noterades f?r luftgl?d i emissionen p? l 5577 ? med antalet solfl?ckar och solstr?lningsfl?det vid en v?gl?ngd av 10,7 cm Luftgl?d observeras under satellitexperiment. Fr?n yttre rymden ser den ut som en ring av ljus runt jorden och har en gr?naktig f?rg.

Ozonosf?ren.

P? h?jder av 20–25 km uppn?s den maximala koncentrationen av en obetydlig m?ngd ozon O 3 (upp till 2x10 –7 av syrehalten!), som uppst?r under p?verkan av solens ultravioletta str?lning p? ca 10 h?jder ?ver havet. till 50 km, vilket skyddar planeten fr?n joniserande solstr?lning. Trots det extremt lilla antalet ozonmolekyler skyddar de allt liv p? jorden fr?n de skadliga effekterna av kortv?gig (ultraviolett och r?ntgen) str?lning fr?n solen. Om du avs?tter alla molekyler i atmosf?rens bas f?r du ett lager som inte ?r mer ?n 3–4 mm tjockt! P? h?jder ?ver 100 km ?kar andelen l?tta gaser och p? mycket h?ga h?jder dominerar helium och v?te; m?nga molekyler dissocierar till individuella atomer, som joniserade under p?verkan av h?rd str?lning fr?n solen bildar jonosf?ren. Lufttrycket och densiteten i jordens atmosf?r minskar med h?jden. Beroende p? temperaturf?rdelningen delas jordens atmosf?r in i troposf?ren, stratosf?ren, mesosf?ren, termosf?ren och exosf?ren. .

P? en h?jd av 20–25 km finns ozonskikt. Ozon bildas p? grund av nedbrytningen av syremolekyler n?r den absorberar ultraviolett str?lning fr?n solen med v?gl?ngder kortare ?n 0,1–0,2 mikron. Fritt syre kombineras med O 2 -molekyler och bildar ozon O 3, som girigt absorberar all ultraviolett str?lning kortare ?n 0,29 mikron. O3-ozonmolekyler f?rst?rs l?tt av kortv?gig str?lning. D?rf?r, trots sin s?llsynthet, absorberar ozonskiktet effektivt ultraviolett str?lning fr?n solen som har passerat genom h?gre och mer transparenta atmosf?riska skikt. Tack vare detta ?r levande organismer p? jorden skyddade fr?n de skadliga effekterna av ultraviolett ljus fr?n solen.

Jonosf?r.

Str?lning fr?n solen joniserar atmosf?rens atomer och molekyler. Graden av jonisering blir betydande redan p? 60 kilometers h?jd och ?kar stadigt med avst?ndet fr?n jorden. P? olika h?jder i atmosf?ren sker sekventiella processer av dissociation av olika molekyler och efterf?ljande jonisering av olika atomer och joner. Dessa ?r huvudsakligen molekyler av syre O 2, kv?ve N 2 och deras atomer. Beroende p? intensiteten av dessa processer kallas de olika skikten i atmosf?ren som ligger ?ver 60 kilometer jonosf?riska skikt , och deras helhet ?r jonosf?ren . Det undre lagret, vars jonisering ?r obetydlig, kallas neutrosf?ren.

Den maximala koncentrationen av laddade partiklar i jonosf?ren uppn?s p? h?jder av 300–400 km.

Historien om studiet av jonosf?ren.

Hypotesen om f?rekomsten av ett ledande skikt i den ?vre atmosf?ren lades fram 1878 av den engelske vetenskapsmannen Stuart f?r att f?rklara egenskaperna hos det geomagnetiska f?ltet. Sedan 1902, oberoende av varandra, p?pekade Kennedy i USA och Heaviside i England att f?r att f?rklara utbredningen av radiov?gor ?ver l?nga avst?nd var det n?dv?ndigt att anta att det fanns omr?den med h?g ledningsf?rm?ga i de h?ga skikten av atmosf?ren. ?r 1923 kom akademikern M.V. Shuleikin, med tanke p? egenskaperna hos utbredningen av radiov?gor av olika frekvenser, till slutsatsen att det finns minst tv? reflekterande lager i jonosf?ren. Sedan 1925 bevisade engelska forskarna Appleton och Barnett, s?v?l som Breit och Tuve, f?rst experimentellt existensen av regioner som reflekterar radiov?gor och lade grunden f?r deras systematiska studie. Sedan dess har en systematisk studie genomf?rts av egenskaperna hos dessa lager, allm?nt kallade jonosf?ren, vilka spelar en betydande roll i ett antal geofysiska fenomen som best?mmer reflektion och absorption av radiov?gor, vilket ?r mycket viktigt f?r praktiska ?ndam?l. ?ndam?l, s?rskilt f?r att s?kerst?lla tillf?rlitlig radiokommunikation.

P? 1930-talet b?rjade systematiska observationer av jonosf?rens tillst?nd. I v?rt land, p? initiativ av M.A. Bonch-Bruevich, skapades installationer f?r dess pulssondering. M?nga allm?nna egenskaper hos jonosf?ren, h?jder och elektronkoncentration i dess huvudskikt studerades.

P? h?jder av 60–70 km observeras lager D, p? h?jder av 100–120 km lager E, p? h?jder, p? h?jder av 180–300 km dubbelt lager F 1 och F 2. Huvudparametrarna f?r dessa lager anges i tabell 4.

Tabell 4.

Tabell 4.
Jonosf?risk region	Maxh?jd, km	T i , K	Dag		Natt n e , cm –3	a`, rm 3 s – 1
			min n e , cm –3	Max n e , cm –3
D	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1,5 10 5	3·10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3·10 5	5 10 5	–	3·10 –8
F 2 (vinter)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2·10 –10
F 2 (sommar)	250–320	1000–2000	2·10 5	8 10 5	~3·10 5	10 –10
n e– elektronkoncentration, e – elektronladdning, T i– jontemperatur, a` – rekombinationskoefficient (som best?mmer v?rdet n e och dess f?r?ndring ?ver tid)

Medelv?rden ges eftersom de varierar p? olika breddgrader, beroende p? tid p? dygnet och ?rstider. S?dana uppgifter ?r n?dv?ndiga f?r att s?kerst?lla l?ngdistansradiokommunikation. De anv?nds f?r att v?lja driftsfrekvenser f?r olika kortv?gsradiol?nkar. Kunskap om deras f?r?ndringar beroende p? jonosf?rens tillst?nd vid olika tider p? dygnet och under olika ?rstider ?r extremt viktigt f?r att s?kerst?lla tillf?rlitligheten hos radiokommunikation. Jonosf?ren ?r en samling joniserade lager av jordens atmosf?r, som b?rjar fr?n cirka 60 km h?jder och str?cker sig till tiotusentals km. Den fr?msta k?llan till jonisering av jordens atmosf?r ?r ultraviolett och r?ntgenstr?lning fr?n solen, som fr?mst f?rekommer i solkromosf?ren och korona. Dessutom p?verkas graden av jonisering av den ?vre atmosf?ren av solkorpuskul?ra str?mmar som uppst?r under solutbrott, samt kosmiska str?lar och meteorpartiklar.

Jonosf?riska skikt

- dessa ?r omr?den i atmosf?ren d?r maximala koncentrationer av fria elektroner uppn?s (dvs deras antal per volymenhet). Elektriskt laddade fria elektroner och (i mindre utstr?ckning, mindre r?rliga joner) som h?rr?r fr?n jonisering av atomer av atmosf?riska gaser, som interagerar med radiov?gor (d.v.s. elektromagnetiska sv?ngningar), kan ?ndra sin riktning, reflektera eller bryta dem och absorbera deras energi . Som ett resultat av detta, vid mottagning av avl?gsna radiostationer, kan olika effekter uppst?, till exempel blekning av radiokommunikation, ?kad h?rbarhet av fj?rrstationer, str?mavbrott och s? vidare. fenomen.

Forskningsmetoder.

Klassiska metoder f?r att studera jonosf?ren fr?n jorden handlar om pulsljud - att skicka radiopulser och observera deras reflektioner fr?n olika lager av jonosf?ren, m?ta f?rdr?jningstiden och studera intensiteten och formen p? de reflekterade signalerna. Genom att m?ta reflektionsh?jderna f?r radiopulser vid olika frekvenser, best?mma de kritiska frekvenserna f?r olika omr?den (den kritiska frekvensen ?r b?rfrekvensen f?r en radiopuls, f?r vilken en given region av jonosf?ren blir transparent), ?r det m?jligt att best?mma v?rdet p? elektronkoncentrationen i lagren och de effektiva h?jderna f?r givna frekvenser, och v?lj de optimala frekvenserna f?r givna radiov?gar. Med utvecklingen av raketteknik och tillkomsten av rymd?ldern f?r artificiella jordsatelliter (AES) och andra rymdfarkoster, blev det m?jligt att direkt m?ta parametrarna f?r n?ra jordens rymdplasma, vars nedre del ?r jonosf?ren.

M?tningar av elektronkoncentration, utf?rda ombord p? specialuppskjutna raketer och l?ngs satellitflygv?gar, bekr?ftade och f?rtydligade data som tidigare erh?llits med markbaserade metoder om jonosf?rens struktur, f?rdelning av elektronkoncentration med h?jd ?ver olika delar av jorden och gjorde det m?jligt att erh?lla elektronkoncentrationsv?rden ?ver huvudmaximumet - lagret F. Tidigare var detta om?jligt att g?ra med sonderingsmetoder baserade p? observationer av reflekterade kortv?giga radiopulser. Det har uppt?ckts att det i vissa omr?den p? jorden finns ganska stabila omr?den med en reducerad elektronkoncentration, regelbundna "jonosf?riska vindar", m?rkliga v?gprocesser uppst?r i jonosf?ren som b?r lokala jonosf?riska st?rningar tusentals kilometer fr?n platsen f?r deras excitation, och mycket mer. Skapandet av s?rskilt mycket k?nsliga mottagningsanordningar gjorde det m?jligt att ta emot pulssignaler som delvis reflekteras fr?n jonosf?rens l?gsta omr?den (partiella reflektionsstationer) vid jonosf?riska pulssonderingsstationer. Anv?ndningen av kraftfulla pulsade installationer i m?t- och decimeterv?gl?ngdsomr?dena med anv?ndning av antenner som m?jligg?r en h?g koncentration av uts?nd energi gjorde det m?jligt att observera signaler spridda av jonosf?ren p? olika h?jder. Studien av egenskaperna hos spektra f?r dessa signaler, osammanh?ngande spridda av elektroner och joner i jonosf?risk plasma (f?r detta anv?ndes stationer med inkoherent spridning av radiov?gor) gjorde det m?jligt att best?mma koncentrationen av elektroner och joner, deras ekvivalent temperatur p? olika h?jder upp till h?jder p? flera tusen kilometer. Det visade sig att jonosf?ren ?r ganska transparent f?r de frekvenser som anv?nds.

Koncentrationen av elektriska laddningar (elektronkoncentrationen ?r lika med jonkoncentrationen) i jordens jonosf?r p? 300 km h?jd ?r cirka 10 6 cm –3 under dagen. Plasma med s?dan densitet reflekterar radiov?gor med en l?ngd p? mer ?n 20 m och s?nder kortare.

Typisk vertikal f?rdelning av elektronkoncentrationen i jonosf?ren f?r dag- och nattf?rh?llanden.

Utbredning av radiov?gor i jonosf?ren.

Stabil mottagning av l?ngdistanss?ndningsstationer beror p? de frekvenser som anv?nds, samt p? tid p? dygnet, s?song och dessutom p? solaktivitet. Solaktiviteten p?verkar avsev?rt tillst?ndet i jonosf?ren. Radiov?gor som s?nds ut av en markstation f?rdas i en rak linje, som alla typer av elektromagnetiska v?gor. Det b?r dock tas med i ber?kningen att b?de jordens yta och de joniserade lagren av dess atmosf?r fungerar som plattorna i en enorm kondensator, som verkar p? dem som effekten av speglar p? ljus. Genom att reflektera fr?n dem kan radiov?gor f?rdas m?nga tusen kilometer, cirkla runt jorden i enorma hopp p? hundratals och tusentals kilometer, v?xelvis reflekterande fr?n ett lager av joniserad gas och fr?n jordens eller vattnets yta.

P? 20-talet av f?rra seklet trodde man att radiov?gor kortare ?n 200 m i allm?nhet inte var l?mpliga f?r l?ngdistanskommunikation p? grund av stark absorption. De f?rsta experimenten med l?ngdistansmottagning av korta v?gor ?ver Atlanten mellan Europa och Amerika utf?rdes av den engelske fysikern Oliver Heaviside och den amerikanske elektroingenj?ren Arthur Kennelly. Oberoende av varandra f?reslog de att det n?gonstans runt jorden finns ett joniserat skikt av atmosf?ren som kan reflektera radiov?gor. Det kallades Heaviside-Kennelly-skiktet och sedan jonosf?ren.

Enligt moderna begrepp best?r jonosf?ren av negativt laddade fria elektroner och positivt laddade joner, fr?mst molekyl?rt syre O + och kv?veoxid NO +. Joner och elektroner bildas som ett resultat av dissociation av molekyler och jonisering av neutrala gasatomer av solr?ntgenstr?lar och ultraviolett str?lning. F?r att jonisera en atom ?r det n?dv?ndigt att ge den joniseringsenergi, vars huvudk?lla f?r jonosf?ren ?r ultraviolett, r?ntgen och corpuskul?r str?lning fr?n solen.

Medan jordens gasformiga skal ?r upplyst av solen, bildas det kontinuerligt fler och fler elektroner i det, men samtidigt rekombinerar n?gra av elektronerna, som kolliderar med joner, och bildar ?terigen neutrala partiklar. Efter solnedg?ngen upph?r n?stan bildandet av nya elektroner, och antalet fria elektroner b?rjar minska. Ju fler fria elektroner det finns i jonosf?ren, desto b?ttre reflekteras h?gfrekventa v?gor fr?n den. Med en minskning av elektronkoncentrationen ?r passagen av radiov?gor endast m?jlig i l?ga frekvensomr?den. Det ?r d?rf?r p? natten, som regel, ?r det m?jligt att ta emot avl?gsna stationer endast i intervallet 75, 49, 41 och 31 m. Elektroner ?r oj?mnt f?rdelade i jonosf?ren. P? h?jder fr?n 50 till 400 km finns det flera lager eller regioner med ?kad elektronkoncentration. Dessa omr?den ?verg?r smidigt till varandra och har olika effekter p? utbredningen av HF-radiov?gor. Det ?vre lagret av jonosf?ren betecknas med bokstaven F. H?r ?r den h?gsta joniseringsgraden (andelen laddade partiklar ?r ca 10 –4). Den ligger p? en h?jd av mer ?n 150 km ?ver jordens yta och spelar den huvudsakliga reflekterande rollen i l?ngdistansutbredningen av h?gfrekventa HF-radiov?gor. Under sommarm?naderna delas region F i tv? lager - F 1 och F 2. Lager F1 kan uppta h?jder fr?n 200 till 250 km, och lager F 2 verkar "flyta" i h?jdomr?det 300–400 km. Vanligtvis lager F 2 ?r joniserat mycket starkare ?n skiktet F 1 . Nattlager F 1 f?rsvinner och lagret F 2 kvarst?r och f?rlorar l?ngsamt upp till 60 % av sin joniseringsgrad. Under lager F p? h?jder fr?n 90 till 150 km finns ett lager E jonisering som sker under p?verkan av mjuk r?ntgenstr?lning fr?n solen. Graden av jonisering av E-skiktet ?r l?gre ?n den f?r F, under dagen sker mottagning av stationer i l?gfrekventa HF-omr?dena 31 och 25 m n?r signaler reflekteras fr?n lagret E. Vanligtvis ?r dessa stationer bel?gna p? ett avst?nd av 1000–1500 km. P? natten i lagret E Jonisering minskar kraftigt, men ?ven vid denna tidpunkt forts?tter den att spela en betydande roll i mottagningen av signaler fr?n stationer p? 41, 49 och 75 m intervall.

Av stort intresse f?r att ta emot signaler med h?gfrekventa HF-omr?den p? 16, 13 och 11 m ?r de som uppst?r i omr?det E lager (moln) av starkt ?kad jonisering. Arean av dessa moln kan variera fr?n n?gra till hundratals kvadratkilometer. Detta skikt av ?kad jonisering kallas det sporadiska skiktet E och ?r utsedd Es. Es-moln kan r?ra sig i jonosf?ren under inverkan av vinden och n? hastigheter p? upp till 250 km/h. P? sommaren p? mellanbreddgrader under dagtid uppst?r radiov?gornas ursprung p? grund av Es-moln i 15–20 dagar per m?nad. N?ra ekvatorn ?r den n?stan alltid n?rvarande, och p? h?ga breddgrader upptr?der den vanligtvis p? natten. Ibland, under ?r av l?g solaktivitet, n?r det inte finns n?gon s?ndning p? de h?gfrekventa HF-banden, uppst?r pl?tsligt avl?gsna stationer p? 16, 13 och 11 m-banden med bra volym, vars signaler reflekteras m?nga g?nger fr?n Es.

Den l?gsta regionen av jonosf?ren ?r regionen D ligger p? h?jder mellan 50 och 90 km. Det finns relativt f? fria elektroner h?r. Fr?n omr?det D L?nga och medelstora v?gor reflekteras v?l, och signaler fr?n l?gfrekventa HF-stationer absorberas kraftigt. Efter solnedg?ngen f?rsvinner joniseringen mycket snabbt och det blir m?jligt att ta emot avl?gsna stationer i intervallen 41, 49 och 75 m, vars signaler reflekteras fr?n lagren F 2 och E. Enskilda skikt av jonosf?ren spelar en viktig roll i utbredningen av HF-radiosignaler. Effekten p? radiov?gor uppst?r fr?mst p? grund av n?rvaron av fria elektroner i jonosf?ren, ?ven om mekanismen f?r radiov?gsutbredning ?r f?rknippad med n?rvaron av stora joner. De senare ?r ocks? av intresse n?r man studerar atmosf?rens kemiska egenskaper, eftersom de ?r mer aktiva ?n neutrala atomer och molekyler. Kemiska reaktioner som sker i jonosf?ren spelar en viktig roll f?r dess energi- och elektriska balans.

Normal jonosf?r. Observationer gjorda med geofysiska raketer och satelliter har gett en m?ngd ny information som indikerar att jonisering av atmosf?ren sker under p?verkan av ett brett spektrum av solstr?lning. Dess huvuddel (mer ?n 90%) ?r koncentrerad till den synliga delen av spektrumet. Ultraviolett str?lning, som har en kortare v?gl?ngd och h?gre energi ?n violetta ljusstr?lar, s?nds ut av v?te i solens inre atmosf?r (kromosf?ren), och r?ntgenstr?lar, som har ?nnu h?gre energi, s?nds ut av gaser i solens yttre skal. (corona).

Jonosf?rens normala (genomsnittliga) tillst?nd beror p? konstant kraftfull str?lning. Regelbundna f?r?ndringar sker i den normala jonosf?ren p? grund av jordens dagliga rotation och s?songsm?ssiga skillnader i solstr?larnas infallsvinkel vid middagstid, men of?ruts?gbara och abrupta f?r?ndringar i jonosf?rens tillst?nd f?rekommer ocks?.

St?rningar i jonosf?ren.

Som bekant f?rekommer kraftfulla cykliskt upprepade manifestationer av aktivitet p? solen, som n?r ett maximum vart elfte ?r. Observationer under programmet International Geophysical Year (IGY) sammanf?ll med perioden med den h?gsta solaktiviteten under hela perioden av systematiska meteorologiska observationer, d.v.s. fr?n b?rjan av 1700-talet. Under perioder med h?g aktivitet ?kar ljusstyrkan i vissa omr?den p? solen flera g?nger, och kraften hos ultraviolett och r?ntgenstr?lning ?kar kraftigt. S?dana fenomen kallas solflammor. De varar fr?n flera minuter till en till tv? timmar. Under utblossningen bryter solplasma (mest protoner och elektroner) ut och elementarpartiklar rusar ut i rymden. Elektromagnetisk och korpuskul?r str?lning fr?n solen under s?dana utbrott har en stark inverkan p? jordens atmosf?r.

Den f?rsta reaktionen observeras 8 minuter efter blossen, n?r intensiv ultraviolett och r?ntgenstr?lning n?r jorden. Som ett resultat ?kar joniseringen kraftigt; R?ntgenstr?lar tr?nger igenom atmosf?ren till jonosf?rens nedre gr?ns; antalet elektroner i dessa lager ?kar s? mycket att radiosignalerna n?stan helt absorberas (”sl?ckta”). Den extra absorptionen av str?lning g?r att gasen v?rms upp, vilket bidrar till utvecklingen av vindar. Joniserad gas ?r en elektrisk ledare, och n?r den r?r sig i jordens magnetf?lt uppst?r en dynamoeffekt och en elektrisk str?m skapas. S?dana str?mmar kan i sin tur orsaka m?rkbara st?rningar i magnetf?ltet och manifestera sig i form av magnetiska stormar.

Strukturen och dynamiken i den ?vre atmosf?ren best?ms avsev?rt av icke-j?mviktsprocesser i termodynamisk mening associerade med jonisering och dissociation av solstr?lning, kemiska processer, excitation av molekyler och atomer, deras deaktivering, kollisioner och andra element?ra processer. I detta fall ?kar graden av icke-j?mvikt med h?jden n?r densiteten minskar. Upp till h?jder p? 500–1000 km, och ofta h?gre, ?r graden av oj?mvikt f?r m?nga egenskaper hos den ?vre atmosf?ren ganska liten, vilket g?r det m?jligt att anv?nda klassisk och hydromagnetisk hydrodynamik, med h?nsyn till kemiska reaktioner, f?r att beskriva den.

Exosf?ren ?r det yttre lagret av jordens atmosf?r, som b?rjar p? flera hundra kilometers h?jder, varifr?n l?tta, snabbr?rliga v?teatomer kan fly ut i rymden.

Edward Kononovich

Litteratur:

Pudovkin M.I. Grunderna i solfysik. St Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomi idag. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Material p? Internet: http://ciencia.nasa.gov/

Jordens atmosf?r ?r v?r planets gash?lje. Dess nedre gr?ns passerar p? niv?n av jordskorpan och hydrosf?ren, och dess ?vre gr?ns passerar in i det n?ra-jordiska omr?det i yttre rymden. Atmosf?ren inneh?ller cirka 78 % kv?ve, 20 % syre, upp till 1 % argon, koldioxid, v?te, helium, neon och n?gra andra gaser.

Detta jordskal k?nnetecknas av tydligt definierade lager. Atmosf?rens lager best?ms av den vertikala f?rdelningen av temperatur och de olika densiteterna av gaser p? olika niv?er. F?ljande lager av jordens atmosf?r s?rskiljs: troposf?r, stratosf?r, mesosf?r, termosf?r, exosf?r. Jonosf?ren separeras separat.

Upp till 80 % av atmosf?rens totala massa ?r troposf?ren - atmosf?rens nedre markskikt. Troposf?ren i polarzonerna ligger p? en niv? av upp till 8-10 km ?ver jordens yta, i den tropiska zonen - upp till maximalt 16-18 km. Mellan troposf?ren och det ?verliggande lagret av stratosf?ren finns en tropopaus - ett ?verg?ngslager. I troposf?ren minskar temperaturen n?r h?jden ?kar, och p? samma s?tt minskar atmosf?rstrycket med h?jden. Den genomsnittliga temperaturgradienten i troposf?ren ?r 0,6°C per 100 m. Temperaturen p? olika niv?er av detta skal best?ms av egenskaperna hos absorptionen av solstr?lning och konvektionseffektiviteten. N?stan all m?nsklig aktivitet ?ger rum i troposf?ren. De h?gsta bergen g?r inte bortom troposf?ren, endast lufttransporter kan korsa den ?vre gr?nsen av detta skal p? en liten h?jd och vara i stratosf?ren. En stor andel vatten?nga finns i troposf?ren, som ?r ansvarig f?r bildandet av n?stan alla moln. Dessutom ?r n?stan alla aerosoler (damm, r?k, etc.) som bildas p? jordens yta koncentrerade i troposf?ren. I det nedre gr?nsskiktet av troposf?ren ?r dagliga fluktuationer i temperatur och luftfuktighet uttalade, och vindhastigheten minskar vanligtvis (den ?kar med ?kande h?jd). I troposf?ren finns det en variabel uppdelning av lufttjockleken i luftmassor i horisontell riktning, som skiljer sig i ett antal egenskaper beroende p? zonen och omr?det f?r deras bildning. Vid atmosf?riska fronter - gr?nserna mellan luftmassor - bildas cykloner och anticykloner som best?mmer v?dret i ett visst omr?de under en viss tidsperiod.

Stratosf?ren ?r skiktet av atmosf?ren mellan troposf?ren och mesosf?ren. Gr?nserna f?r detta lager str?cker sig fr?n 8-16 km till 50-55 km ?ver jordens yta. I stratosf?ren ?r luftens gassammans?ttning ungef?r densamma som i troposf?ren. En utm?rkande egenskap ?r en minskning av vatten?ngakoncentrationen och en ?kning av ozonhalten. Ozonskiktet i atmosf?ren, som skyddar biosf?ren fr?n de aggressiva effekterna av ultraviolett ljus, ligger p? en niv? av 20 till 30 km. I stratosf?ren ?kar temperaturen med h?jden, och temperaturv?rdena best?ms av solstr?lning och inte av konvektion (luftmassornas r?relser), som i troposf?ren. Uppv?rmningen av luften i stratosf?ren beror p? absorptionen av ultraviolett str?lning av ozon.

Ovanf?r stratosf?ren str?cker sig mesosf?ren till en niv? av 80 km. Detta skikt av atmosf?ren k?nnetecknas av det faktum att temperaturen minskar n?r h?jden ?kar fr?n 0 ° C till - 90 ° C. Detta ?r den kallaste delen av atmosf?ren.

Ovanf?r mesosf?ren finns termosf?ren upp till en niv? av 500 km. Fr?n gr?nsen till mesosf?ren till exosf?ren varierar temperaturen fr?n cirka 200 K till 2000 K. Upp till niv?n 500 km minskar luftdensiteten flera hundra tusen g?nger. Den relativa sammans?ttningen av de atmosf?riska komponenterna i termosf?ren liknar troposf?rens ytskikt, men med ?kande h?jd blir mer syre atom?rt. En viss andel av termosf?rens molekyler och atomer ?r i joniserat tillst?nd och ?r f?rdelade i flera lager; de f?renas av begreppet jonosf?ren. Termosf?rens egenskaper varierar ?ver ett brett omr?de beroende p? geografisk latitud, m?ngden solstr?lning, tid p? ?ret och dygnet.

Det ?vre lagret av atmosf?ren ?r exosf?ren. Detta ?r det tunnaste lagret av atmosf?ren. I exosf?ren ?r den genomsnittliga fria v?gen f?r partiklar s? enorm att partiklar fritt kan fly in i det interplanet?ra rummet. Exosf?rens massa ?r en tiomiljondel av atmosf?rens totala massa. Den nedre gr?nsen f?r exosf?ren ?r niv?n 450-800 km, och den ?vre gr?nsen anses vara den region d?r koncentrationen av partiklar ?r densamma som i yttre rymden - flera tusen kilometer fr?n jordens yta. Exosf?ren best?r av plasma - joniserad gas. ?ven i exosf?ren finns v?r planets str?lningsb?lten.

Videopresentation - lager av jordens atmosf?r:

Relaterat material: