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

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

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

Барометричний розподіл тиску.

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

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

Стандартна атмосфера.

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

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

Таблиця 1. Стандартна модельатмосфери землі
Таблиця 1. СТАНДАРТНА МОДЕЛЬ АТМОСФЕРИ ЗЕМЛІ. У таблиці наведено: h- Висота від рівня моря, Р- Тиск, Т- Температура, r - щільність, N- Число молекул або атомів в одиниці об'єму, H- шкала висоти, l- Довжина вільного пробігу. Тиск і температура на висоті 80-250 км, отримані за ракетними даними, мають нижчі значення. Значення для висот більших 250 км, отримані шляхом екстраполяції, не дуже точні.
h(Км) P(Мбар) T(°К) r (Р/см 3) N(див –3) H(Км) l(см)
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

Тропосфера.

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

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

Тропопауза.

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

Вода у атмосфері Землі.

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

Хмари.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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



Стратосфера.

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

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

Середня атмосфера (мезосфера).

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

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

Про + Про 2 + М ® Про 3 + М

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

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

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

Метеори, метеорити та боліди.

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

Метеорний потік:

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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



Термосфера.

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

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

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

Полярні сяйва.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Інтенсивність полярних сяйв.

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

Стійкі авроральні червоні дуги.

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

Полярне сяйво, що змінюється.

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

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

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

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

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

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

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

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

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









Озоносфера.

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

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



Іоносфера.

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

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

Історія вивчення іоносфери.

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

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

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

Таблиця 4.
Таблиця 4.
Область іоносфери Висота максимуму, км T i , K День Ніч n e , см -3 a ρм 3 с – 1
хв n e , см -3 макс n e , см -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 (зима) 220–280 1000–2000 6·10 5 25·10 5 ~10 5 2 · 10 -10
F 2 (літо) 250–320 1000–2000 2·10 5 8·10 5 ~3·10 5 10 –10
n e– електронна концентрація, е – заряд електрона, T i– температура іонів, a΄ – коефіцієнт рекомбінації (який визначає величину n eта її зміна у часі)

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

Іоносферні шари

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

Методи дослідження.

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

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

Концентрація електричних зарядів(Електронна концентрація дорівнює іонній) в земній іоносфері на висоті 300 км становить вдень близько 10 6 см -3 . Плазма такої щільності відбиває радіохвилі довжиною понад 20 м, а короткі пропускає.

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

Поширення радіохвиль в іоносфері.

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

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

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

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

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

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

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

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

Обурення в іоносфері.

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

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

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

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

Едвард Кононович

Література:

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



Накопичення O 2 в атмосфері Землі:
1 . (3,85-2,45 млрд років тому) - O 2 не вироблявся
2 . (2,45-1,85 млрд років тому) O 2 вироблявся, але поглинався океаном і породами морського дна
3 . (1,85-0,85 млрд років тому) O 2 виходить з океану, але витрачається при окисленні гірських порід на суші та при утворенні озонового шару
4 . (0,85-0,54 млрд років тому) всі гірські породи на суші окислені, починається накопичення O 2 в атмосфері
5 . (0,54 млрд років тому - по теперішній час) сучасний період, вміст O 2 в атмосфері стабілізувався

Киснева катастрофа(киснева революція) - глобальна зміна складу атмосфери Землі, що відбулася на початку протерозою, близько 2,4 млрд років тому (період сидерій). Результатом Кисневої катастрофи стала поява у складі атмосфери вільного кисню та зміна загального характеру атмосфери з відновлювального на окисний. Припущення про кисневу катастрофу було зроблено на основі вивчення різкої зміни характеру накопичення опадів.

Первинний склад атмосфери

Точний склад первинної атмосфери Землі на сьогоднішній день невідомий, проте вважається загальновизнаним, що вона сформувалася внаслідок дегазації мантії та мала відновлювальний характер. Основу її становили вуглекислий газ, сірководень, аміак, метан. На користь цього свідчать:

  • неокислені відкладення, що утворилися явно на поверхні (наприклад, річкова галька з нестійкого до кисню піриту);
  • відсутність відомих значимих джерел кисню та інших окислювачів;
  • Вивчення потенційних джерел первинної атмосфери (вулканічні гази, склад інших небесних тіл).

Причини кисневої катастрофи

Єдиним значним джерелом молекулярного кисню є біосфера, точніше, фотосинтезуючі організми. З'явившись на початку існування біосфери, фотосинтезуючі архебактерії виробляли кисень, який практично відразу витрачався на окислення гірських порід, розчинених сполук та газів атмосфери. Висока концентрація створювалася лише локально, не більше бактеріальних матів (т. зв. «кисневі кишені»). Після того, як поверхневі породи та гази атмосфери виявилися окисленими, кисень почав накопичуватися в атмосфері у вільному вигляді.

Однією з можливих чинників, які вплинули зміну мікробних угруповань, було зміна хімічного складу океану, викликане згасанням вулканічної активності.

Наслідки кисневої катастрофи

Біосфера

Оскільки переважна частина організмів того часу була анаеробною, нездатною існувати при значних концентраціях кисню, відбулася глобальна зміна угруповань: анаеробні спільноти змінилися аеробними, обмеженими раніше лише «кисневими кишенями»; анаеробні ж спільноти, навпаки, виявилися відтіснені в «анаеробні кишені» (образно кажучи, «біосфера вивернулася навиворіт»). Надалі наявність молекулярного кисню в атмосфері призвело до формування озонового екрану, що суттєво розширив межі біосфери та призвело до поширення більш енергетично вигідного (порівняно з анаеробним) кисневого дихання.

Літосфера

В результаті кисневої катастрофи практично всі метаморфічні та осадові породи, що становлять більшу частину земної кори, є окисленими.

Помітне збільшення вмісту вільного кисню в атмосфері Землі 2400000000 років тому, мабуть, стало результатом дуже швидкого переходу від одного рівноважного стану до іншого. Перший рівень відповідав вкрай низькій концентрації Про 2 - приблизно в 100 000 разів нижче за ту, що спостерігається зараз. Другий рівноважний рівень міг бути досягнутий при вищій концентрації, що становить не менше 0,005 від сучасної. Зміст кисню між цими двома рівнями характеризується крайньої нестійкістю. Наявність подібної «бістабільності» дозволяє зрозуміти, чому в атмосфері Землі було так мало вільного кисню протягом принаймні 300 млн років після того, як його почали виробляти ціанобактерії (синьо-зелені «водорості»).

В даний час атмосфера Землі на 20% складається з вільного кисню, який є не що інше як побічний продукт фотосинтезу ціанобактерій, водоростей та вищих рослин. Дуже багато кисню виділяється тропічними лісами, які у популярних виданнях часто називають легкими планети. При цьому, щоправда, замовчується, що за рік тропічні ліси споживають майже стільки ж кисню, скільки утворюють. Витрачається він на дихання організмів, що розкладають готову органічну речовину, - насамперед бактерій та грибів. Для того, щоб кисень почав накопичуватися в атмосфері, хоча б частина утвореної в ході фотосинтезу речовини має бути виведена з кругообігу- Наприклад, потрапити до донні відкладенняі стати недоступною для бактерій, що розкладають його аеробно, тобто із споживанням кисню.

Сумарну реакцію оксигенного (тобто «що дає кисень») фотосинтезу можна записати як:
CO 2 + H 2 O + hν→ (CH 2 O) + O 2 ,
де hν- Енергія сонячного світлаа (CH 2 O) - узагальнена формула органічної речовини. Дихання ж - це зворотний процес, який можна записати як:
(CH 2 O) + O 2 → CO 2 + H 2 O.
При цьому вивільнятиметься необхідна для організмів енергія. Однак аеробне дихання можливе лише при концентрації O 2 не менше 0,01 від сучасного рівня (так звана точка Пастера). В анаеробних умовах органічна речовина розкладається шляхом бродіння, а на завершальних стадіях цього процесу нерідко утворюється метан. Наприклад, узагальнене рівняння метаногенезу через утворення ацетату виглядає як:
2(CH 2 O) → CH 3 COOH → CH 4 + CO 2 .
Якщо комбінувати процес фотосинтезу з наступним розкладанням органічної речовини в анаеробних умовах, то сумарне рівняння матиме вигляд:
CO 2 + H 2 O + hν→ 1/2 CH 4 + 1/2 CO 2 + O 2 .
Саме такий шлях розкладання органічної речовини, мабуть, був основним у давній біосфері.

Багато важливих деталей того, як встановилася сучасна рівновага між надходженням кисню в атмосферу та її вилученням, залишаються нез'ясованими. Адже помітне збільшення вмісту кисню, так зване «Велике окислення атмосфери» (Great Oxidation), відбулося лише 2,4 млрд років тому, хоча точно відомо, що цианобактерії, що здійснюють оксигенний фотосинтез, були вже досить численні і активні 2,7 млрд років тому, а виникли вони ще раніше – можливо, 3 млрд років тому. Таким чином, протягом принаймні 300 мільйонів років діяльність ціанобактерій не призводила до збільшення вмісту кисню в атмосфері.

Припущення про те, що через якісь причини раптом відбулося радикальне збільшення чистої первинної продукції (тобто приросту органічної речовини, утвореної під час фотосинтезу ціанобактерій), критики не витримало. Справа в тому, що при фотосинтезі переважно споживається легкий ізотоп вуглецю 12 С, а в навколишньому середовищізростає відносний вміст тяжчого ізотопу 13 С. Відповідно, донні відкладення, що містять органічну речовину, повинні бути збіднені ізотопом 13 С, який накопичується у воді і йде на утворення карбонатів. Однак співвідношення 12 і 13 С в карбонатах і в органічній речовинівідкладень залишається незмінним попри радикальні зміни у концентрації кисню у атмосфері. Отже, вся справа над джерелі Про 2 , а його, як виражаються геохіміки, «стоку» (вилученні з атмосфери), який раптом істотно скоротився, що й призвело до істотного збільшення кількості кисню у атмосфері.

Зазвичай вважається, що безпосередньо до «Великого окислення атмосфери» весь кисень, що утворився тоді, витрачався на окислення відновлених сполук заліза (а потім сірки), яких на поверхні Землі було досить багато. Зокрема тоді утворилися так звані «смужкові залізні руди». Але нещодавно Колін Гольдблатт, аспірант Школи наук про навколишнє середовище при Університеті Східної Англії (Норвіч, Великобританія), спільно з двома колегами з того ж таки університету дійшли висновку про те, що вміст кисню в земній атмосфері може бути в одному з двох рівноважних станів: його може бути або дуже мало – приблизно в 100 тисяч разів менше, ніж зараз, або вже досить багато (хоча з позиції сучасного спостерігача мало) – не менше ніж 0,005 від сучасного рівня.

У запропонованій моделі вони врахували надходження в атмосферу як кисню, так і відновлених сполук, зокрема, звернувши увагу на співвідношення вільного кисню та метану. Вони зазначили, що якщо концентрація кисню перевищує 0,0002 від сучасного рівня, то частина метану вже може окислюватися метанотрофами бактеріями відповідно до реакції:
CH 4 + 2O 2 → CO 2 + 2H 2 O.
Але решта метану (а його досить багато, особливо при низькій концентрації кисню) надходить в атмосферу.

Вся система перебуває у нерівноважному стані з погляду термодинаміки. Основний механізм відновлення порушеної рівноваги - окислення метану у верхніх шарах атмосфери гідроксильним радикалом (див. Коливання метану в атмосфері: людина чи природа – хто кого, "Елементи", 06.10.2006). Гідроксильний радикал, як відомо, утворюється в атмосфері під дією ультрафіолетового випромінювання. Але якщо кисню в атмосфері багато (щонайменше 0,005 від сучасного рівня), то у верхніх її шарах утворюється озоновий екран, який добре захищає Землю від жорстких ультрафіолетових променів і водночас заважає фізико-хімічному окисленню метану.

Автори приходять до дещо парадоксального висновку про те, що саме собою існування оксигенного фотосинтезу не є достатньою умовою ні для того, щоб сформувалася багата киснем атмосфера, ні для того, щоб виник озоновий екран. Цю обставину слід враховувати в тих випадках, коли ми намагаємося знайти ознаки існування життя на інших планетах, ґрунтуючись на результатах обстеження їхньої атмосфери.