Jaka jest temperatura w warstwach atmosfery. Skład chemiczny atmosfery ziemskiej
Troposfera
Jego górna granica znajduje się na wysokości 8–10 km w obszarach polarnych, 10–12 km w umiarkowanych i 16–18 km w tropikalnych szerokościach geograficznych; niższa zimą niż latem. Dolna, główna warstwa atmosfery zawiera ponad 80% całkowitej masy powietrza atmosferycznego i około 90% całej pary wodnej obecnej w atmosferze. W troposferze silnie rozwinięte są turbulencje i konwekcja, powstają chmury, rozwijają się cyklony i antycyklony. Temperatura spada wraz ze wzrostem wysokości, przy średnim nachyleniu pionowym wynoszącym 0,65°/100 m
Tropopauza
Warstwa przejściowa z troposfery do stratosfery, warstwa atmosfery, w której zatrzymuje się spadek temperatury wraz z wysokością.
Stratosfera
Warstwa atmosfery położona na wysokości od 11 do 50 km. Charakteryzuje się niewielką zmianą temperatury w warstwie 11-25 km (dolna warstwa stratosfery) i wzrostem temperatury w warstwie 25-40 km od -56,5 do 0,8 ° C (górna warstwa stratosfery lub obszar inwersji) . Po osiągnięciu wartości około 273 K (prawie 0°C) na wysokości około 40 km, temperatura utrzymuje się na stałym poziomie aż do wysokości około 55 km. Ten obszar o stałej temperaturze nazywany jest stratopauzą i stanowi granicę między stratosferą a mezosferą.
Stratopauza
Warstwa graniczna atmosfery pomiędzy stratosferą a mezosferą. W pionowym rozkładzie temperatur występuje maksimum (około 0°C).
Mezosfera
Mezosfera zaczyna się na wysokości 50 km i rozciąga się na 80-90 km. Temperatura spada wraz z wysokością, przy średnim nachyleniu pionowym wynoszącym (0,25-0,3)°/100 m. Głównym procesem energetycznym jest przenoszenie ciepła przez promieniowanie. Złożone procesy fotochemiczne z udziałem wolnych rodników, cząsteczek wzbudzanych wibracjami itp. powodują luminescencję atmosferyczną.
Mezopauza
Warstwa przejściowa między mezosferą a termosferą. Minimalny jest pionowy rozkład temperatury (około -90°C).
Linia Karmana
Wysokość nad poziomem morza, która jest umownie przyjmowana jako granica między ziemską atmosferą a przestrzenią kosmiczną. Linia Karmana położona jest na wysokości 100 km nad poziomem morza.
Granica atmosfery ziemskiej
Termosfera
Górna granica wynosi około 800 km. Temperatura wzrasta do wysokości 200-300 km, gdzie osiąga wartości rzędu 1500 K, po czym pozostaje prawie stała na dużych wysokościach. Pod wpływem ultrafioletowego i rentgenowskiego promieniowania słonecznego oraz promieniowania kosmicznego następuje jonizacja powietrza („zorze”) - główne obszary jonosfery leżą wewnątrz termosfery. Na wysokościach powyżej 300 km dominuje tlen atomowy. Górna granica termosfery jest w dużej mierze zdeterminowana obecną aktywnością Słońca. W okresach małej aktywności następuje zauważalne zmniejszenie wielkości tej warstwy.
Termopauza
Obszar atmosfery sąsiadujący z termosferą. W tym regionie absorpcja promieniowania słonecznego jest znikoma, a temperatura w rzeczywistości nie zmienia się wraz z wysokością.
Egzosfera (sfera rozpraszająca)
Warstwy atmosfery do wysokości 120 km
Egzosfera to strefa dyspersji, zewnętrzna część termosfery, położona powyżej 700 km. Gaz w egzosferze jest bardzo rozrzedzony i stąd jego cząsteczki przedostają się do przestrzeni międzyplanetarnej (rozproszenie).
Do wysokości 100 km atmosfera jest jednorodną, dobrze wymieszaną mieszaniną gazów. W wyższych warstwach rozkład gazów według wysokości zależy od ich mas cząsteczkowych; stężenie cięższych gazów zmniejsza się szybciej wraz z odległością od powierzchni Ziemi. Ze względu na spadek gęstości gazu temperatura spada z 0°C w stratosferze do -110°C w mezosferze. Natomiast energia kinetyczna poszczególnych cząstek na wysokościach 200-250 km odpowiada temperaturze ~150°C. Powyżej 200 km obserwuje się znaczne wahania temperatury i gęstości gazu w czasie i przestrzeni.
Na wysokości około 2000-3500 km egzosfera stopniowo zamienia się w tzw. próżnię bliskiego kosmosu, wypełnioną wysoce rozrzedzonymi cząsteczkami gazu międzyplanetarnego, głównie atomami wodoru. Ale ten gaz reprezentuje tylko część materii międzyplanetarnej. Pozostała część składa się z cząstek pyłu pochodzenia kometarnego i meteorycznego. Oprócz niezwykle rozrzedzonych cząstek pyłu, w tę przestrzeń przenika promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne pochodzenia słonecznego i galaktycznego.
Troposfera stanowi około 80% masy atmosfery, stratosfera - około 20%; masa mezosfery wynosi nie więcej niż 0,3%, termosfera jest mniejsza niż 0,05% całkowitej masy atmosfery. Na podstawie właściwości elektrycznych atmosfery rozróżnia się neutronosferę i jonosferę. Obecnie uważa się, że atmosfera rozciąga się na wysokość 2000-3000 km.
W zależności od składu gazu w atmosferze wyróżnia się homosferę i heterosferę. Heterosfera to obszar, w którym grawitacja wpływa na separację gazów, ponieważ ich mieszanie na takiej wysokości jest znikome. Oznacza to zmienny skład heterosfery. Poniżej znajduje się dobrze wymieszana, jednorodna część atmosfery zwana homosferą. Granica pomiędzy tymi warstwami nazywana jest turbopauzą i przebiega na wysokości około 120 km.
Atmosfera zaczęła się formować wraz z powstaniem Ziemi. Podczas ewolucji planety i gdy jej parametry zbliżały się do współczesnych wartości, nastąpiły zasadnicze zmiany jakościowe w jej składzie chemicznym i właściwościach fizycznych. Według modelu ewolucyjnego Ziemia na wczesnym etapie znajdowała się w stanie stopionym i około 4,5 miliarda lat temu uformowała się w ciało stałe. Ten kamień milowy uważany jest za początek chronologii geologicznej. Od tego momentu rozpoczęła się powolna ewolucja atmosfery. Niektórym procesom geologicznym (na przykład wylewom lawy podczas erupcji wulkanów) towarzyszyło uwalnianie gazów z wnętrzności Ziemi. Obejmowały one azot, amoniak, metan, parę wodną, tlenek CO i dwutlenek węgla CO2. Pod wpływem słonecznego promieniowania ultrafioletowego para wodna rozkłada się na wodór i tlen, ale uwolniony tlen reaguje z tlenkiem węgla, tworząc dwutlenek węgla. Amoniak rozkłada się na azot i wodór. W procesie dyfuzji wodór uniósł się w górę i opuścił atmosferę, a cięższy azot nie mógł odparować i stopniowo gromadził się, stając się głównym składnikiem, chociaż część z niego została związana w cząsteczki w wyniku reakcji chemicznych ( cm. CHEMIA ATMOSFERY). Pod wpływem promieni ultrafioletowych i wyładowań elektrycznych mieszanina gazów występująca w pierwotnej atmosferze Ziemi weszła w reakcje chemiczne, w wyniku których powstały substancje organiczne, w szczególności aminokwasy. Wraz z pojawieniem się prymitywnych roślin rozpoczął się proces fotosyntezy, któremu towarzyszyło uwolnienie tlenu. Gaz ten, zwłaszcza po dyfuzji do górnych warstw atmosfery, zaczął chronić swoje dolne warstwy i powierzchnię Ziemi przed zagrażającym życiu promieniowaniem ultrafioletowym i rentgenowskim. Według szacunków teoretycznych, 25 000 razy mniejsza niż obecnie zawartość tlenu mogła już doprowadzić do powstania warstwy ozonowej o stężeniu zaledwie o połowę mniejszym niż obecnie. Jednak to już wystarczy, aby zapewnić bardzo znaczącą ochronę organizmów przed niszczycielskim działaniem promieni ultrafioletowych.
Jest prawdopodobne, że atmosfera pierwotna zawierała dużo dwutlenku węgla. Został on zużyty podczas fotosyntezy, a jego stężenie musiało się zmniejszyć wraz z ewolucją świata roślinnego, a także w wyniku absorpcji podczas pewnych procesów geologicznych. Ponieważ Efekt cieplarniany związane z obecnością dwutlenku węgla w atmosferze, wahania jego stężenia są jedną z ważnych przyczyn tak dużych zmian klimatycznych w historii Ziemi jak epoka lodowcowa.
Hel obecny we współczesnej atmosferze jest głównie produktem rozpadu radioaktywnego uranu, toru i radu. Te pierwiastki radioaktywne emitują cząstki, które są jądrami atomów helu. Ponieważ podczas rozpadu promieniotwórczego ładunek elektryczny nie powstaje ani nie ulega zniszczeniu, przy tworzeniu się każdej cząstki a pojawiają się dwa elektrony, które rekombinując z cząstkami a tworzą obojętne atomy helu. Pierwiastki promieniotwórcze zawarte są w minerałach rozproszonych w skałach, dlatego znaczna część helu powstałego w wyniku rozpadu promieniotwórczego zostaje w nich zatrzymana i bardzo powoli ucieka do atmosfery. Pewna ilość helu unosi się w górę do egzosfery w wyniku dyfuzji, ale ze względu na stały napływ z powierzchni ziemi objętość tego gazu w atmosferze pozostaje prawie niezmieniona. Na podstawie analizy widmowej światła gwiazd i badań meteorytów można oszacować względną liczebność różnych pierwiastków chemicznych we Wszechświecie. Stężenie neonu w kosmosie jest około dziesięć miliardów razy większe niż na Ziemi, kryptonu – dziesięć milionów razy, a ksenonu – milion razy. Wynika z tego, że stężenie tych gazów obojętnych, najwyraźniej obecnych początkowo w atmosferze ziemskiej i nieuzupełnianych w wyniku reakcji chemicznych, znacznie spadło, prawdopodobnie nawet na etapie utraty przez Ziemię swojej pierwotnej atmosfery. Wyjątkiem jest argon w postaci gazu obojętnego, ponieważ w postaci izotopu 40 Ar nadal powstaje podczas radioaktywnego rozpadu izotopu potasu.
Rozkład ciśnienia barometrycznego.
Całkowita masa gazów atmosferycznych wynosi około 4,5 · 10 · 15 ton, zatem „ciężar” atmosfery na jednostkę powierzchni, czyli ciśnienie atmosferyczne, na poziomie morza wynosi około 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Ciśnienie równe P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Sztuka. = 1 atm, przyjęte jako standardowe średnie ciśnienie atmosferyczne. Dla atmosfery w stanie równowagi hydrostatycznej mamy: d P= –rgd H, oznacza to, że w przedziale wysokości od H zanim H+ re H występuje równość zmian ciśnienia atmosferycznego d P oraz ciężar odpowiedniego elementu atmosfery o jednostkowej powierzchni, gęstości r i grubości d H. Jako związek między ciśnieniem R i temperatura T Stosuje się równanie stanu gazu doskonałego o gęstości r, które ma szerokie zastosowanie do atmosfery ziemskiej: P= r R T/m, gdzie m to masa cząsteczkowa, a R = 8,3 J/(K mol) to uniwersalna stała gazowa. Następnie d zaloguj P= – (m.in g/RT)D H= – bd H= – re H/H, gdzie gradient ciśnienia jest w skali logarytmicznej. Jej odwrotna wartość H nazywana jest skalą wysokości atmosferycznej.
Całkując to równanie dla atmosfery izotermicznej ( T= const) lub ze swojej strony, gdy takie przybliżenie jest dopuszczalne, otrzymuje się barometryczne prawo rozkładu ciśnienia wraz z wysokością: P = P 0 exp(– H/H 0), gdzie odniesienie do wysokości H produkowane z poziomu oceanu, gdzie panuje średnie ciśnienie standardowe P 0. Wyrażenie H 0 = R T/ mg, nazywa się skalą wysokości, która charakteryzuje zasięg atmosfery, pod warunkiem, że temperatura w niej jest wszędzie taka sama (atmosfera izotermiczna). Jeśli atmosfera nie jest izotermiczna, należy całkować uwzględniając zmianę temperatury wraz z wysokością i parametr N– pewne lokalne cechy warstw atmosfery, zależne od ich temperatury i właściwości środowiska.
Standardowa atmosfera.
Model (tabela wartości głównych parametrów) odpowiadający ciśnieniu standardowemu u podstawy atmosfery R 0, a skład chemiczny nazywany jest atmosferą standardową. Dokładniej, jest to warunkowy model atmosfery, dla którego określone są średnie wartości temperatury, ciśnienia, gęstości, lepkości i innych właściwości powietrza na wysokościach od 2 km poniżej poziomu morza do zewnętrznej granicy atmosfery ziemskiej szerokość geograficzna 45° 32° 33°. Parametry atmosfery środkowej na wszystkich wysokościach obliczono korzystając z równania stanu gazu doskonałego i prawa barometrycznego zakładając, że na poziomie morza ciśnienie wynosi 1013,25 hPa (760 mm Hg), a temperatura 288,15 K (15,0°C). Zgodnie z naturą pionowego rozkładu temperatury, przeciętna atmosfera składa się z kilku warstw, w każdej z których temperatura jest aproksymowana liniową funkcją wysokości. W najniższej warstwie - troposferze (h 11 km) temperatura spada o 6,5 ° C z każdym kilometrem wzniesienia. Na dużych wysokościach wartość i znak pionowego gradientu temperatury zmieniają się z warstwy na warstwę. Powyżej 790 km temperatura wynosi około 1000 K i praktycznie nie zmienia się wraz z wysokością.
Atmosfera normatywna to okresowo aktualizowana, zalegalizowana norma, wydawana w formie tabel.
| Tabela 1. STANDARDOWY MODEL ATMOSFERY ZIEMSKIEJ. Tabela pokazuje: H– wysokość od poziomu morza, R- ciśnienie, T– temperatura, r – gęstość, N– liczba cząsteczek lub atomów na jednostkę objętości, H– skala wysokości, l– długość ścieżki swobodnej. Ciśnienie i temperatura na wysokości 80–250 km, uzyskane z danych rakietowych, mają niższe wartości. Wartości dla wysokości większych niż 250 km uzyskane w drodze ekstrapolacji nie są zbyt dokładne. | ||||||
| H(km) | P(mbar) | T(°C) | R (g/cm3) | N(cm –3) | H(km) | l(cm) |
| 0 | 1013 | 288 | 1,22 10 –3 | 2,55 10 19 | 8,4 | 7,4·10 –6 |
| 1 | 899 | 281 | 1.11·10 –3 | 2,31 10 19 | 8.1·10 –6 | |
| 2 | 795 | 275 | 1.01·10 –3 | 2.10 10 19 | 8,9·10 –6 | |
| 3 | 701 | 268 | 9.1·10 –4 | 1,89 10 19 | 9,9·10 –6 | |
| 4 | 616 | 262 | 8,2·10 –4 | 1,70 10 19 | 1,1·10 –5 | |
| 5 | 540 | 255 | 7,4·10 –4 | 1,53 10 19 | 7,7 | 1,2·10 –5 |
| 6 | 472 | 249 | 6,6·10 –4 | 1,37 10 19 | 1,4·10 –5 | |
| 8 | 356 | 236 | 5.2·10 -4 | 1.09 10 19 | 1,7·10 –5 | |
| 10 | 264 | 223 | 4.1·10 –4 | 8,6 10 18 | 6,6 | 2,2·10 –5 |
| 15 | 121 | 214 | 1,93·10 –4 | 4,0 10 18 | 4,6·10 –5 | |
| 20 | 56 | 214 | 8,9·10 –5 | 1,85 10 18 | 6,3 | 1,0·10 –4 |
| 30 | 12 | 225 | 1,9·10 –5 | 3,9 10 17 | 6,7 | 4,8·10 –4 |
| 40 | 2,9 | 268 | 3,9·10 –6 | 7,6 10 16 | 7,9 | 2,4·10 –3 |
| 50 | 0,97 | 276 | 1,15·10 –6 | 2,4 10 16 | 8,1 | 8,5·10 –3 |
| 60 | 0,28 | 260 | 3,9·10 –7 | 7,7 10 15 | 7,6 | 0,025 |
| 70 | 0,08 | 219 | 1,1·10 –7 | 2,5 10 15 | 6,5 | 0,09 |
| 80 | 0,014 | 205 | 2,7·10 –8 | 5,0 10 14 | 6,1 | 0,41 |
| 90 | 2,8·10 –3 | 210 | 5,0·10 –9 | 9·10 13 | 6,5 | 2,1 |
| 100 | 5,8·10 –4 | 230 | 8,8·10 –10 | 1,8 10 13 | 7,4 | 9 |
| 110 | 1,7·10 –4 | 260 | 2.1·10 –10 | 5,4 10 12 | 8,5 | 40 |
| 120 | 6.10 –5 | 300 | 5,6·10 –11 | 1,8 10 12 | 10,0 | 130 |
| 150 | 5.10 –6 | 450 | 3.2·10 –12 | 9 10 10 | 15 | 1,8 10 3 |
| 200 | 5.10 –7 | 700 | 1,6·10 –13 | 5 10 9 | 25 | 3 10 4 |
| 250 | 9.10 –8 | 800 | 3.10 –14 | 8 10 8 | 40 | 3·10 5 |
| 300 | 4.10 –8 | 900 | 8.10 –15 | 3 10 8 | 50 | |
| 400 | 8.10 –9 | 1000 | 1.10 –15 | 5 10 7 | 60 | |
| 500 | 2.10 –9 | 1000 | 2.10 –16 | 1·10 7 | 70 | |
| 700 | 2.10 –10 | 1000 | 2.10 –17 | 1 10 6 | 80 | |
| 1000 | 1.10 –11 | 1000 | 1.10 –18 | 1·10 5 | 80 | |
Troposfera.
Najniższa i najgęstsza warstwa atmosfery, w której temperatura gwałtownie spada wraz z wysokością, nazywana jest troposferą. Zawiera do 80% całkowitej masy atmosfery i rozciąga się na polarnych i średnich szerokościach geograficznych do wysokości 8–10 km, a w tropikach do 16–18 km. Rozwijają się tu niemal wszystkie procesy pogodowe, następuje wymiana ciepła i wilgoci pomiędzy Ziemią a jej atmosferą, tworzą się chmury, zachodzą różne zjawiska meteorologiczne, występują mgły i opady. Te warstwy atmosfery ziemskiej znajdują się w równowadze konwekcyjnej i dzięki aktywnemu mieszaniu mają jednorodny skład chemiczny, składający się głównie z azotu cząsteczkowego (78%) i tlenu (21%). Zdecydowana większość naturalnych i wytworzonych przez człowieka substancji zanieczyszczających powietrze w postaci aerozoli i gazów koncentruje się w troposferze. Dynamika dolnej części troposfery, o grubości do 2 km, silnie zależy od właściwości leżącej pod spodem powierzchni Ziemi, która determinuje poziome i pionowe ruchy powietrza (wiatrów) spowodowane przenoszeniem ciepła z cieplejszych lądów poprzez promieniowanie podczerwone powierzchni Ziemi, które jest pochłaniane w troposferze, głównie przez pary wody i dwutlenek węgla (efekt cieplarniany). Rozkład temperatury wraz z wysokością ustala się w wyniku mieszania turbulentnego i konwekcyjnego. Odpowiada to średnio spadkowi temperatury przy wysokości około 6,5 K/km.
Prędkość wiatru w powierzchniowej warstwie przyściennej początkowo szybko rośnie wraz z wysokością, a powyżej niej nadal rośnie o 2–3 km/s na kilometr. Czasami w troposferze pojawiają się wąskie przepływy planetarne (o prędkości przekraczającej 30 km/s), zachodnie na średnich szerokościach geograficznych i wschodnie w pobliżu równika. Nazywa się je strumieniami strumieniowymi.
Tropopauza.
Na górnej granicy troposfery (tropopauzy) temperatura osiąga wartość minimalną dla dolnej atmosfery. Jest to warstwa przejściowa między troposferą a znajdującą się nad nią stratosferą. Grubość tropopauzy waha się od kilkuset metrów do 1,5–2 km, a temperatura i wysokość odpowiednio od 190 do 220 K i od 8 do 18 km, w zależności od szerokości geograficznej i pory roku. W umiarkowanych i wysokich szerokościach geograficznych zimą jest ona o 1–2 km niższa niż latem i o 8–15 K cieplejsza. W tropikach zmiany sezonowe są znacznie mniejsze (wysokość 16–18 km, temperatura 180–200 K). Powyżej strumienie strumieniowe możliwe są przerwy w tropopauzie.
Woda w atmosferze ziemskiej.
Najważniejszą cechą atmosfery ziemskiej jest obecność znacznych ilości pary wodnej oraz wody w postaci kropelek, którą najłatwiej zaobserwować w postaci chmur i struktur chmurowych. Stopień zachmurzenia nieba (w danym momencie lub średnio w określonym przedziale czasu), wyrażony w skali 10 lub procentowej, nazywany jest zachmurzeniem. Kształt chmur określa się według międzynarodowej klasyfikacji. Chmury pokrywają średnio połowę globu. Zachmurzenie jest ważnym czynnikiem charakteryzującym pogodę i klimat. Zimą i nocą zachmurzenie zapobiega obniżeniu temperatury powierzchni ziemi i przyziemnej warstwy powietrza, latem i w dzień osłabia nagrzewanie się powierzchni ziemi przez promienie słoneczne, łagodząc klimat wewnątrz kontynentów .
Chmury.
Chmury to nagromadzenie kropelek wody zawieszonych w atmosferze (chmury wodne), kryształków lodu (chmury lodowe) lub obu razem (chmury mieszane). W miarę jak kropelki i kryształy stają się większe, wypadają z chmur w postaci opadów. Chmury powstają głównie w troposferze. Powstają w wyniku kondensacji pary wodnej zawartej w powietrzu. Średnica kropel chmur jest rzędu kilku mikronów. Zawartość wody ciekłej w chmurach waha się od ułamków do kilku gramów na m3. Chmury rozróżnia się według wysokości: Według międzynarodowej klasyfikacji wyróżnia się 10 rodzajów chmur: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.
Chmury perłowe obserwuje się także w stratosferze, a chmury noctilucentowe w mezosferze.
Chmury Cirrus to przezroczyste chmury w postaci cienkich białych nitek lub welonów o jedwabistym połysku, które nie dają cieni. Chmury Cirrus składają się z kryształków lodu i tworzą się w górnej troposferze w bardzo niskich temperaturach. Niektóre rodzaje chmur cirrus służą jako zwiastuny zmian pogodowych.
Chmury Cirrocumulus to grzbiety lub warstwy cienkich białych chmur w górnej troposferze. Chmury Cirrocumulus zbudowane są z małych elementów, które wyglądają jak płatki, zmarszczki, małe kulki bez cieni i składają się głównie z kryształków lodu.
Chmury Cirrostratus to biaława, półprzezroczysta zasłona w górnej troposferze, zwykle włóknista, czasem rozmyta, składająca się z małych igiełkowatych lub kolumnowych kryształków lodu.
Chmury Altocumulus to białe, szare lub biało-szare chmury w dolnej i środkowej warstwie troposfery. Chmury Altocumulus mają wygląd warstw i grzbietów, jakby zbudowane z płyt, zaokrąglonych mas, wałów, płatków leżących jeden na drugim. Chmury Altocumulus powstają podczas intensywnej aktywności konwekcyjnej i zwykle składają się z przechłodzonych kropelek wody.
Chmury Altostratus to szarawe lub niebieskawe chmury o włóknistej lub jednolitej strukturze. Chmury Altostratus obserwuje się w środkowej troposferze, rozciągając się na kilka kilometrów wysokości, a czasami tysiące kilometrów w kierunku poziomym. Zazwyczaj chmury altostratus są częścią systemów chmur czołowych związanych z ruchami mas powietrza w górę.
Chmury Nimbostratus to niska (od 2 km wzwyż) amorficzna warstwa chmur o jednolitej szarej barwie, powodująca ciągłe opady deszczu lub śniegu. Chmury Nimbostratus są silnie rozwinięte w pionie (do kilku km) i w poziomie (kilka tysięcy km), składają się z przechłodzonych kropelek wody zmieszanych z płatkami śniegu, zwykle kojarzonych z frontami atmosferycznymi.
Chmury Stratus to chmury niższego poziomu w postaci jednorodnej warstwy bez wyraźnych konturów, w kolorze szarym. Wysokość chmur stratus nad powierzchnią ziemi wynosi 0,5–2 km. Czasami z chmur stratusowych spada mżawka.
Chmury Cumulus to gęste, jasne, białe chmury w ciągu dnia o znacznym rozwoju pionowym (do 5 km i więcej). Górne części chmur cumulusowych wyglądają jak kopuły lub wieże o zaokrąglonych konturach. Zazwyczaj chmury cumulusowe powstają jako chmury konwekcyjne w masach zimnego powietrza.
Chmury Stratocumulus to chmury niskie (poniżej 2 km) w postaci szarych lub białych, niewłóknistych warstw lub grzbietów okrągłych dużych bloków. Pionowa grubość chmur stratocumulus jest niewielka. Czasami chmury stratocumulus wytwarzają lekkie opady.
Chmury Cumulonimbus to potężne i gęste chmury o silnym rozwoju pionowym (do wysokości 14 km), powodujące ulewne opady deszczu połączone z burzami, gradem i szkwałami. Chmury Cumulonimbus powstają z potężnych chmur cumulusów, różniących się od nich górną częścią złożoną z kryształków lodu.
Stratosfera.
Przez tropopauzę, średnio na wysokościach od 12 do 50 km, troposfera przechodzi do stratosfery. W dolnej części przez około 10 km, tj. do wysokości około 20 km jest izotermiczny (temperatura około 220 K). Następnie wzrasta wraz z wysokością, osiągając maksymalnie około 270 K na wysokości 50–55 km. Oto granica między stratosferą a leżącą nad nią mezosferą, zwana stratopauzą. .
W stratosferze jest znacznie mniej pary wodnej. Mimo to czasami obserwuje się cienkie, półprzezroczyste perłowe chmury, czasami pojawiające się w stratosferze na wysokości 20–30 km. Perłowe chmury są widoczne na ciemnym niebie po zachodzie i przed wschodem słońca. Kształtem perłowe chmury przypominają chmury cirrus i cirrocumulus.
Atmosfera środkowa (mezosfera).
Na wysokości około 50 km mezosfera zaczyna się od szczytu szerokiego maksimum temperatury . Powód wzrostu temperatury w obszarze tego maksimum jest egzotermiczną (tj. której towarzyszy wydzielenie ciepła) fotochemiczną reakcją rozkładu ozonu: O 3 + hv® O 2 + O. Ozon powstaje w wyniku fotochemicznego rozkładu tlenu cząsteczkowego O 2
O2+ hv® O + O i następująca po niej reakcja potrójnego zderzenia atomu i cząsteczki tlenu z jakąś trzecią cząsteczką M.
O + O 2 + M® O 3 + M
Ozon żarłocznie pochłania promieniowanie ultrafioletowe w obszarze od 2000 do 3000 Å, a promieniowanie to podgrzewa atmosferę. Ozon znajdujący się w górnych warstwach atmosfery stanowi swego rodzaju tarczę chroniącą nas przed działaniem promieniowania ultrafioletowego pochodzącego ze Słońca. Bez tej tarczy rozwój życia na Ziemi w jego nowoczesnych formach byłby prawie niemożliwy.
Ogólnie rzecz biorąc, w całej mezosferze temperatura atmosferyczna spada do minimalnej wartości około 180 K na górnej granicy mezosfery (zwanej mezopauzą, wysokość około 80 km). W okolicach mezopauzy, na wysokościach 70–90 km, może pojawić się bardzo cienka warstwa kryształków lodu oraz cząstek pyłu wulkanicznego i meteorytowego, obserwowana w postaci pięknego spektaklu noctilucentowych chmur wkrótce po zachodzie słońca.
W mezosferze małe, stałe cząstki meteorytów, które spadają na Ziemię, powodując zjawisko meteorytów, w większości ulegają spaleniu.
Meteory, meteoryty i kule ognia.
Rozbłyski i inne zjawiska w górnych warstwach atmosfery Ziemi spowodowane wtargnięciem do niej stałych cząstek lub ciał kosmicznych z prędkością 11 km/s lub większą nazywane są meteoroidami. Pojawia się zauważalny jasny ślad meteorytu; najpotężniejsze zjawiska, którym często towarzyszy upadek meteorytów, nazywane są kule ognia; pojawienie się meteorów wiąże się z rojem meteorów.
Deszcz meteorytów:
1) zjawisko wielokrotnych spadków meteorów w ciągu kilku godzin lub dni z jednego radianta.
2) rój meteoroidów poruszający się po tej samej orbicie wokół Słońca.
Systematyczne pojawianie się meteorów w określonym obszarze nieba i w określone dni w roku, spowodowane przecięciem orbity Ziemi ze wspólną orbitą wielu ciał meteorytów poruszających się z w przybliżeniu takimi samymi i identycznie skierowanymi prędkościami, spowodowane których ścieżki na niebie wydają się wyłaniać ze wspólnego punktu (promiennego). Ich nazwy pochodzą od konstelacji, w której znajduje się radiant.
Roje meteorów robią ogromne wrażenie swoimi efektami świetlnymi, ale pojedyncze meteory są rzadko widoczne. Znacznie liczniejsze są meteory niewidzialne, zbyt małe, aby były widoczne, gdy zostaną wchłonięte przez atmosferę. Niektóre z najmniejszych meteorów prawdopodobnie w ogóle się nie nagrzewają, a jedynie są wychwytywane przez atmosferę. Te małe cząstki o rozmiarach od kilku milimetrów do dziesięciu tysięcznych milimetra nazywane są mikrometeorytami. Ilość materii meteorycznej przedostającej się codziennie do atmosfery waha się od 100 do 10 000 ton, przy czym większość tego materiału pochodzi z mikrometeorytów.
Ponieważ materia meteorytowa częściowo spala się w atmosferze, jej skład gazowy jest uzupełniany śladami różnych pierwiastków chemicznych. Na przykład skaliste meteoryty wprowadzają lit do atmosfery. Spalanie metalowych meteorów prowadzi do powstawania maleńkich, kulistych kropelek żelaza, żelaza, niklu i innych, które przechodzą przez atmosferę i osadzają się na powierzchni ziemi. Można je spotkać na Grenlandii i Antarktydzie, gdzie pokrywa lodowa pozostaje niemal niezmieniona od lat. Oceanolodzy znajdują je w osadach dennych oceanów.
Większość cząstek meteorytów wchodzących do atmosfery osiada w ciągu około 30 dni. Niektórzy naukowcy uważają, że ten kosmiczny pył odgrywa ważną rolę w powstawaniu zjawisk atmosferycznych, takich jak deszcz, ponieważ służy jako jądra kondensacji pary wodnej. Zakłada się zatem, że opady są statystycznie powiązane z dużymi rojami meteorytów. Niektórzy eksperci uważają jednak, że skoro całkowita podaż materiału meteorycznego jest kilkadziesiąt razy większa niż nawet największego roju meteorów, to zmianę całkowitej ilości tego materiału powstałą w wyniku jednego takiego deszczu można pominąć.
Nie ulega jednak wątpliwości, że największe mikrometeoryty i widoczne meteoryty pozostawiają długie ślady jonizacji w wysokich warstwach atmosfery, głównie w jonosferze. Takie ślady można wykorzystać w komunikacji radiowej na duże odległości, ponieważ odbijają fale radiowe o wysokiej częstotliwości.
Energia meteorów wchodzących do atmosfery jest zużywana głównie, a być może w całości, na jej ogrzewanie. Jest to jeden z mniejszych składników bilansu cieplnego atmosfery.
Meteoryt to naturalnie występujące ciało stałe, które spadło na powierzchnię Ziemi z kosmosu. Zwykle rozróżnia się meteoryty kamienne, kamienno-żelazne i żelazne. Te ostatnie składają się głównie z żelaza i niklu. Spośród znalezionych meteorytów większość waży od kilku gramów do kilku kilogramów. Największy ze znalezionych, meteoryt żelazny Goba, waży około 60 ton i nadal leży w tym samym miejscu, w którym został odkryty, czyli w Republice Południowej Afryki. Większość meteorytów to fragmenty asteroid, ale niektóre meteoryty mogły przybyć na Ziemię z Księżyca, a nawet Marsa.
Bolid to bardzo jasny meteor, czasami widoczny nawet w dzień, często pozostawiający za sobą dymiący ślad, któremu towarzyszą zjawiska dźwiękowe; często kończy się upadkiem meteorytów.
Termosfera.
Powyżej minimalnej temperatury mezopauzy rozpoczyna się termosfera, w którym temperatura najpierw powoli, a potem szybko zaczyna ponownie rosnąć. Powodem jest absorpcja promieniowania ultrafioletowego ze Słońca na wysokościach 150–300 km w wyniku jonizacji tlenu atomowego: O + hv® O + + mi.
W termosferze temperatura stale wzrasta do wysokości około 400 km, gdzie w epoce maksymalnej aktywności słonecznej w ciągu dnia osiąga 1800 K. W epoce minimalnej aktywności słonecznej ta temperatura graniczna może być niższa niż 1000 K. Powyżej 400 km atmosfera zamienia się w egzosferę izotermiczną. Poziom krytyczny (podstawa egzosfery) znajduje się na wysokości około 500 km.
Zorza polarna i wiele orbit sztucznych satelitów, a także chmury noctilucent - wszystkie te zjawiska zachodzą w mezosferze i termosferze.
Zorze polarne.
Na dużych szerokościach geograficznych zorze polarne obserwuje się podczas zakłóceń pola magnetycznego. Mogą trwać kilka minut, ale często są widoczne przez kilka godzin. Zorze różnią się znacznie pod względem kształtu, koloru i intensywności, a wszystkie one czasami zmieniają się bardzo szybko z biegiem czasu. Widmo zórz polarnych składa się z linii i pasm emisyjnych. Niektóre emisje nocnego nieba są wzmocnione w widmie zorzy polarnej, przede wszystkim zielone i czerwone linie l 5577 Å i l 6300 Å tlenu. Zdarza się, że jedna z tych linii jest wielokrotnie intensywniejsza od drugiej, co decyduje o widzialnym kolorze zorzy: zielonej lub czerwonej. Zakłóceniom pola magnetycznego towarzyszą także zakłócenia w komunikacji radiowej w obszarach polarnych. Przyczyną zakłócenia są zmiany w jonosferze, co powoduje, że podczas burz magnetycznych istnieje potężne źródło jonizacji. Ustalono, że silne burze magnetyczne powstają, gdy w pobliżu centrum dysku słonecznego znajdują się duże grupy plam słonecznych. Obserwacje wykazały, że burze nie są kojarzone z samymi plamami słonecznymi, ale z rozbłyskami, które pojawiają się podczas rozwoju grupy plam słonecznych.
Zorze to pasmo światła o różnej intensywności i charakteryzujące się szybkimi ruchami, obserwowane w regionach Ziemi na dużych szerokościach geograficznych. Wizualna zorza zawiera zielone (5577 Å) i czerwone (6300/6364 Å) linie emisji tlenu atomowego oraz pasma molekularnego N2, które są wzbudzane przez energetyczne cząstki pochodzenia słonecznego i magnetosferycznego. Emisje te zwykle pojawiają się na wysokościach około 100 km i większych. Termin zorza optyczna jest używany w odniesieniu do zórz wizualnych i ich widma emisyjnego od zakresu podczerwieni do ultrafioletu. Energia promieniowania w podczerwonej części widma znacznie przewyższa energię w obszarze widzialnym. Kiedy pojawiły się zorze, zaobserwowano emisję w zakresie ULF (
Rzeczywiste formy zórz polarnych są trudne do sklasyfikowania; Najczęściej używane terminy to:
1. Spokojne, jednolite łuki lub paski. Łuk zwykle rozciąga się na ~1000 km w kierunku równoleżnika geomagnetycznego (w kierunku Słońca w obszarach polarnych) i ma szerokość od jednego do kilkudziesięciu kilometrów. Pasek jest uogólnieniem koncepcji łuku, zwykle nie ma on regularnego kształtu łuku, ale wygina się w kształcie litery S lub w formie spirali. Łuki i paski znajdują się na wysokościach 100–150 km.
2. Promienie zorzy polarnej . Termin ten odnosi się do struktury zorzy polarnej wydłużonej wzdłuż linii pola magnetycznego, o zasięgu pionowym od kilkudziesięciu do kilkuset kilometrów. Poziomy zasięg promieni jest niewielki, od kilkudziesięciu metrów do kilku kilometrów. Promienie są zwykle obserwowane w postaci łuków lub jako oddzielne struktury.
3. Plamy lub powierzchnie . Są to izolowane obszary blasku, które nie mają określonego kształtu. Poszczególne punkty można ze sobą łączyć.
4. Welon. Niezwykła forma zorzy polarnej, która jest jednolitą poświatą pokrywającą duże obszary nieba.
Ze względu na swoją strukturę zorze dzielą się na jednorodne, puste i promienne. Używane są różne terminy; łuk pulsujący, powierzchnia pulsująca, powierzchnia rozproszona, pas promieniujący, draperia itp. Istnieje klasyfikacja zórz polarnych ze względu na ich kolor. Według tej klasyfikacji zorze tego typu A. Górna część lub cała część jest czerwona (6300–6364 Å). Zwykle pojawiają się na wysokościach 300–400 km przy dużej aktywności geomagnetycznej.
Typ Aurory W w dolnej części zabarwiony na czerwono i związany z blaskiem pasm pierwszego układu dodatniego N 2 i pierwszego układu ujemnego O 2. Takie formy zorzy pojawiają się podczas najbardziej aktywnych faz zorzy.
Strefy zorze polarne – Według obserwatorów w stałym punkcie powierzchni Ziemi są to strefy największej częstotliwości występowania zorzy w nocy. Strefy położone są na 67° szerokości geograficznej północnej i południowej, a ich szerokość wynosi około 6°. Maksymalne występowanie zórz polarnych, odpowiadające danemu momentowi lokalnego czasu geomagnetycznego, występuje w owalnych pasach (zorze owalne), które są rozmieszczone asymetrycznie wokół północnego i południowego bieguna geomagnetycznego. Owal zorzy polarnej jest ustalony we współrzędnych szerokości i czasu, a strefa zorzy polarnej jest geometrycznym miejscem punktów północnego obszaru owalu we współrzędnych szerokości i długości geograficznej. Pas owalny znajduje się około 23° od bieguna geomagnetycznego w sektorze nocnym i 15° w sektorze dziennym.
Owal zorzy polarnej i strefy zorzy polarnej. Położenie owalu zorzy polarnej zależy od aktywności geomagnetycznej. Owal staje się szerszy wraz z dużą aktywnością geomagnetyczną. Strefy zorzowe lub owalne granice zorzy są lepiej reprezentowane przez współrzędne L 6.4 niż przez współrzędne dipolowe. Linie pola geomagnetycznego na granicy dziennego sektora owalu zorzy polarnej pokrywają się magnetopauza. Obserwuje się zmianę położenia owalu zorzy polarnej w zależności od kąta pomiędzy osią geomagnetyczną a kierunkiem Ziemia-Słońce. Owal zorzy wyznaczany jest także na podstawie danych dotyczących wytrącania się cząstek (elektronów i protonów) o określonych energiach. Jego położenie można niezależnie określić na podstawie danych Kaspak po stronie dziennej i w ogonie magnetosfery.
Dzienna zmienność częstotliwości występowania zórz w strefie zorzy polarnej osiąga maksimum o północy geomagnetycznej i minimum w południe geomagnetycznym. Po prawie równikowej stronie owalu częstotliwość występowania zórz polarnych gwałtownie maleje, ale kształt dziennych zmian zostaje zachowany. Po polarnej stronie owalu częstotliwość zorzy stopniowo maleje i charakteryzuje się złożonymi zmianami dobowymi.
Intensywność zorzy.
Intensywność zorzy określa się poprzez pomiar pozornej jasności powierzchni. Powierzchnia świetlistości I zorza polarna w określonym kierunku jest określona przez całkowitą emisję 4p I foton/(cm 2 s). Ponieważ wartość ta nie jest rzeczywistą jasnością powierzchniową, ale reprezentuje emisję z kolumny, do badania zorzy zwykle używa się jednostki foton/(cm 2 kolumna s). Zwykłą jednostką pomiaru całkowitej emisji jest Rayleigh (Rl) równy 10 6 fotonów/(cm 2 kolumna s). Bardziej praktyczne jednostki intensywności zorzy są określane na podstawie emisji pojedynczej linii lub pasma. Na przykład intensywność zorzy jest określana na podstawie międzynarodowych współczynników jasności (IBR) według intensywności zielonej linii (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (maksymalna intensywność zorzy polarnej). Klasyfikacji tej nie można zastosować do zorzy czerwonej. Jednym z odkryć epoki (1957–1958) było ustalenie czasoprzestrzennego rozkładu zorzy w postaci owalu, przesuniętego względem bieguna magnetycznego. Od prostych pomysłów na temat kołowego kształtu rozmieszczenia zorzy polarnej względem bieguna magnetycznego Przejście do współczesnej fizyki magnetosfery zostało zakończone. Zaszczyt odkrycia należy do O. Khoroshevy, a intensywny rozwój pomysłów na owalny zorzowy zajmowali się G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu i wielu innych badaczy. Owal zorzowy to obszar o najintensywniejszym wpływie wiatru słonecznego na górne warstwy atmosfery Ziemi. Intensywność zorzy jest największa w owalu, a jej dynamika jest stale monitorowana za pomocą satelitów.
Stabilne czerwone łuki zorzowe.
Stały czerwony łuk zorzowy, inaczej nazywany czerwonym łukiem na średnich szerokościach geograficznych Lub M-łuk, to podwzrokowy (poniżej granicy wrażliwości oka) szeroki łuk, rozciągający się ze wschodu na zachód przez tysiące kilometrów i prawdopodobnie otaczający całą Ziemię. Długość równoleżnikowa łuku wynosi 600 km. Emisja stabilnego czerwonego łuku zorzy polarnej jest prawie monochromatyczna na czerwonych liniach l 6300 Å i l 6364 Å. Ostatnio odnotowano także słabe linie emisyjne l 5577 Å (OI) i l 4278 Å (N+2). Długotrwałe czerwone łuki są klasyfikowane jako zorze polarne, ale pojawiają się na znacznie większych wysokościach. Dolna granica znajduje się na wysokości 300 km, górna granica wynosi około 700 km. Intensywność cichego czerwonego łuku zorzy polarnej w emisji l 6300 Å waha się od 1 do 10 kRl (typowa wartość 6 kRl). Próg czułości oka przy tej długości fali wynosi około 10 kRl, dlatego łuki są rzadko obserwowane wizualnie. Jednakże obserwacje wykazały, że ich jasność wynosi >50 kRL przez 10% nocy. Zwykła żywotność łuków wynosi około jednego dnia i rzadko pojawiają się w kolejnych dniach. Fale radiowe z satelitów lub źródeł radiowych przecinające trwałe czerwone łuki zorzowe podlegają scyntylacji, co wskazuje na istnienie niejednorodności gęstości elektronów. Teoretyczne wyjaśnienie czerwonych łuków jest takie, że ogrzane elektrony w regionie F Jonosfera powoduje wzrost liczby atomów tlenu. Obserwacje satelitarne pokazują wzrost temperatury elektronów wzdłuż linii pola geomagnetycznego, które przecinają trwałe czerwone łuki zorzowe. Intensywność tych łuków jest dodatnio skorelowana z aktywnością geomagnetyczną (burze), a częstotliwość występowania łuków jest dodatnio skorelowana z aktywnością plam słonecznych.
Zmieniająca się zorza.
Niektóre formy zórz polarnych charakteryzują się quasiokresowymi i spójnymi czasowymi zmianami intensywności. Te zorze o w przybliżeniu stacjonarnej geometrii i szybkich okresowych zmianach fazy nazywane są zorzami zmiennymi. Są klasyfikowane jako zorze polarne formy R według Międzynarodowego Atlasu Zorzy Bardziej szczegółowy podział zmieniających się zórz polarnych:
R 1 (pulsująca zorza polarna) to poświata o jednolitych fazowych zmianach jasności w całym kształcie zorzy. Z definicji w idealnej pulsującej zorzy można oddzielić przestrzenną i czasową część pulsacji, tj. jasność I(r, t)= ja(R)· TO(T). W typowej zorzy R 1 pulsacje występują z częstotliwością od 0,01 do 10 Hz o małej intensywności (1–2 kRl). Większość zorzy R 1 – są to plamy lub łuki, które pulsują z okresem kilku sekund.
R 2 (ognista zorza). Termin ten jest zwykle używany w odniesieniu do ruchów, takich jak płomienie wypełniające niebo, a nie do opisania odrębnej formy. Zorze mają kształt łuków i zwykle przemieszczają się w górę z wysokości 100 km. Zorze te są stosunkowo rzadkie i częściej występują poza zorzą polarną.
R 3 (błyszcząca zorza). Są to zorze polarne o szybkich, nieregularnych lub regularnych zmianach jasności, sprawiające wrażenie migoczących płomieni na niebie. Pojawiają się na krótko przed rozpadem zorzy polarnej. Typowo obserwowana częstotliwość zmienności R 3 jest równe 10 ± 3 Hz.
Termin zorza płynąca, używany do określenia innej klasy zórz pulsujących, odnosi się do nieregularnych zmian jasności, szybko przemieszczających się poziomo w łukach i smugach zorzowych.
Zmieniająca się zorza polarna jest jednym ze zjawisk słoneczno-ziemskich towarzyszących pulsacjom pola geomagnetycznego i zorzowemu promieniowaniu rentgenowskiemu, spowodowanemu wytrącaniem się cząstek pochodzenia słonecznego i magnetosferycznego.
Świecenie czapy polarnej charakteryzuje się dużą intensywnością pasma pierwszego układu ujemnego N + 2 (l 3914 Å). Zazwyczaj te pasma N + 2 są pięciokrotnie intensywniejsze niż zielona linia OI l 5577 Å, a bezwzględna intensywność świecenia czapy polarnej waha się od 0,1 do 10 kRl (zwykle 1–3 kRl). Podczas tych zorzy, które pojawiają się w okresach PCA, jednolita poświata pokrywa całą czapę polarną aż do szerokości geomagnetycznej 60° na wysokościach od 30 do 80 km. Jest wytwarzany głównie przez protony słoneczne i cząstki d o energiach 10–100 MeV, co powoduje maksymalną jonizację na tych wysokościach. Istnieje inny rodzaj blasku w strefach zorzy, zwany zorzą płaszczową. Dla tego typu blasku zorzy maksymalne dzienne natężenie, występujące w godzinach porannych, wynosi 1–10 kRL, a minimalne natężenie jest pięciokrotnie słabsze. Obserwacje zorzy w płaszczu są nieliczne, a ich intensywność zależy od aktywności geomagnetycznej i słonecznej.
Atmosferyczny blask definiuje się jako promieniowanie wytwarzane i emitowane przez atmosferę planety. Jest to nietermiczne promieniowanie atmosfery, z wyjątkiem emisji zórz polarnych, wyładowań atmosferycznych i emisji śladów meteorów. Termin ten używany jest w odniesieniu do atmosfery ziemskiej (poświata nocna, poświata zmierzchowa i poświata dzienna). Blask atmosferyczny stanowi tylko część światła dostępnego w atmosferze. Inne źródła obejmują światło gwiazd, światło zodiakalne i rozproszone światło słoneczne w ciągu dnia. Czasami poświata atmosferyczna może stanowić aż do 40% całkowitej ilości światła. Blask atmosferyczny występuje w warstwach atmosferycznych o różnej wysokości i grubości. Widmo blasku atmosferycznego obejmuje długości fal od 1000 Å do 22,5 mikrona. Główną linią emisyjną blasku atmosferycznego jest l 5577 Å, pojawiająca się na wysokości 90–100 km w warstwie o grubości 30–40 km. Pojawienie się luminescencji wynika z mechanizmu Chapmana, opartego na rekombinacji atomów tlenu. Inne linie emisyjne to l 6300 Å, pojawiające się w przypadku rekombinacji dysocjacyjnej O + 2 i emisji NI l 5198/5201 Å i NI l 5890/5896 Å.
Intensywność poświaty mierzy się w skali Rayleigha. Jasność (w Rayleighu) jest równa 4 rv, gdzie b jest kątową jasnością powierzchniową warstwy emitującej w jednostkach 10 6 fotonów/(cm 2 ster·s). Intensywność blasku zależy od szerokości geograficznej (różna dla różnych emisji), a także zmienia się w ciągu dnia z maksimum w okolicach północy. Dodatnią korelację zaobserwowano dla poświaty w emisji l 5577 Å z liczbą plam słonecznych i strumieniem promieniowania słonecznego przy długości fali 10,7 cm. Poświatę obserwuje się podczas eksperymentów satelitarnych. Z przestrzeni kosmicznej wygląda jak pierścień światła wokół Ziemi i ma zielonkawy kolor.
Ozonosfera.
Na wysokościach 20–25 km osiągane jest maksymalne stężenie znikomej ilości ozonu O 3 (do 2×10 –7 zawartości tlenu!), który powstaje pod wpływem słonecznego promieniowania ultrafioletowego na wysokościach około 10 m n.p.m. do 50 km, chroniąc planetę przed jonizującym promieniowaniem słonecznym. Pomimo niezwykle małej liczby cząsteczek ozonu, chronią one całe życie na Ziemi przed szkodliwym działaniem promieniowania krótkofalowego (ultrafioletowego i rentgenowskiego) pochodzącego ze Słońca. Jeśli ołożysz wszystkie cząsteczki na dnie atmosfery, otrzymasz warstwę o grubości nie większej niż 3–4 mm! Na wysokościach powyżej 100 km wzrasta udział gazów lekkich, a na bardzo dużych wysokościach przeważają hel i wodór; wiele cząsteczek dysocjuje na pojedyncze atomy, które zjonizowane pod wpływem twardego promieniowania Słońca tworzą jonosferę. Ciśnienie i gęstość powietrza w atmosferze ziemskiej zmniejszają się wraz z wysokością. W zależności od rozkładu temperatur atmosfera ziemska dzieli się na troposferę, stratosferę, mezosferę, termosferę i egzosferę. .
Na wysokości 20–25 km znajduje się warstwa ozonowa. Ozon powstaje w wyniku rozkładu cząsteczek tlenu podczas pochłaniania promieniowania ultrafioletowego ze Słońca o długości fali krótszej niż 0,1–0,2 mikrona. Wolny tlen łączy się z cząsteczkami O 2 i tworzy ozon O 3, który łapczywie pochłania całe promieniowanie ultrafioletowe o długości mniejszej niż 0,29 mikrona. Cząsteczki ozonu O3 łatwo ulegają zniszczeniu pod wpływem promieniowania krótkofalowego. Dlatego pomimo swojego rozrzedzenia warstwa ozonowa skutecznie pochłania promieniowanie ultrafioletowe pochodzące ze Słońca, które przeszło przez wyższe i bardziej przezroczyste warstwy atmosfery. Dzięki temu organizmy żywe na Ziemi są chronione przed szkodliwym działaniem światła ultrafioletowego pochodzącego ze Słońca.
Jonosfera.
Promieniowanie słoneczne jonizuje atomy i cząsteczki atmosfery. Stopień jonizacji staje się znaczący już na wysokości 60 kilometrów i stale rośnie wraz z odległością od Ziemi. Na różnych wysokościach atmosfery zachodzą sekwencyjne procesy dysocjacji różnych cząsteczek i późniejsza jonizacja różnych atomów i jonów. Są to głównie cząsteczki tlenu O 2, azotu N 2 i ich atomy. W zależności od intensywności tych procesów różne warstwy atmosfery leżące powyżej 60 kilometrów nazywane są warstwami jonosfery , a ich całość to jonosfera . Dolna warstwa, której jonizacja jest niewielka, nazywana jest neutrosferą.
Maksymalne stężenie naładowanych cząstek w jonosferze osiąga się na wysokościach 300–400 km.
Historia badań jonosfery.
Hipotezę o istnieniu warstwy przewodzącej w górnych warstwach atmosfery wysunął w 1878 roku angielski naukowiec Stuart w celu wyjaśnienia cech pola geomagnetycznego. Następnie w 1902 roku niezależnie od siebie Kennedy w USA i Heaviside w Anglii wskazali, że aby wyjaśnić propagację fal radiowych na duże odległości, należy założyć istnienie obszarów o wysokiej przewodności w wyższych warstwach atmosfery. W 1923 r. Akademik M.V. Shuleikin, biorąc pod uwagę cechy propagacji fal radiowych o różnych częstotliwościach, doszedł do wniosku, że w jonosferze istnieją co najmniej dwie warstwy odblaskowe. Następnie w 1925 roku angielscy badacze Appleton i Barnett, a także Breit i Tuve po raz pierwszy udowodnili eksperymentalnie istnienie obszarów odbijających fale radiowe i położyli podwaliny pod ich systematyczne badania. Od tego czasu prowadzone są systematyczne badania właściwości tych warstw, ogólnie zwanych jonosferą, które odgrywają istotną rolę w szeregu zjawisk geofizycznych determinujących odbicie i absorpcję fal radiowych, co jest bardzo ważne z praktycznego punktu widzenia. celów, w szczególności zapewnienia niezawodnej łączności radiowej.
W latach trzydziestych XX wieku rozpoczęto systematyczne obserwacje stanu jonosfery. W naszym kraju z inicjatywy M.A. Boncha-Bruevicha powstały instalacje do jego badania pulsu. Zbadano wiele ogólnych właściwości jonosfery, wysokości i koncentracji elektronów w jej głównych warstwach.
Na wysokościach 60–70 km obserwuje się warstwę D, na wysokościach 100–120 km warstwę mi, na wysokościach, na wysokościach 180–300 km podwójna warstwa F 1 i F 2. Główne parametry tych warstw podano w tabeli 4.
| Tabela 4. | ||||||
| Region jonosferyczny | Maksymalna wysokość, km | T ja , K | Dzień | Noc nie , cm –3 | a΄, ρm 3 s – 1 | |
| min nie , cm –3 | Maks nie , cm –3 | |||||
| D | 70 | 20 | 100 | 200 | 10 | 10 –6 |
| mi | 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 (zima) | 220–280 | 1000–2000 | 6 10 5 | 25 10 5 | ~10 5 | 2.10 –10 |
| F 2 (lato) | 250–320 | 1000–2000 | 2·10 5 | 8 10 5 | ~3·10 5 | 10 –10 |
| nie– koncentracja elektronów, e – ładunek elektronów, T ja– temperatura jonów, a΄ – współczynnik rekombinacji (od którego zależy wartość nie i jego zmiany w czasie) | ||||||
Podano wartości średnie, ponieważ różnią się one na różnych szerokościach geograficznych, w zależności od pory dnia i pór roku. Dane te są niezbędne do zapewnienia łączności radiowej na duże odległości. Służą do doboru częstotliwości roboczych dla różnych krótkofalowych łączy radiowych. Znajomość ich zmian w zależności od stanu jonosfery w różnych porach dnia i różnych porach roku jest niezwykle istotna dla zapewnienia niezawodności łączności radiowej. Jonosfera to zbiór zjonizowanych warstw atmosfery ziemskiej, zaczynający się od wysokości około 60 km i sięgający do wysokości dziesiątek tysięcy km. Głównym źródłem jonizacji atmosfery ziemskiej jest promieniowanie ultrafioletowe i rentgenowskie Słońca, które występuje głównie w chromosferze i koronie słonecznej. Ponadto na stopień jonizacji górnych warstw atmosfery wpływają słoneczne strumienie korpuskularne powstające podczas rozbłysków słonecznych, a także promienie kosmiczne i cząstki meteorytów.
Warstwy jonosferyczne
- są to obszary w atmosferze, w których osiągane jest maksymalne stężenie wolnych elektronów (czyli ich liczba na jednostkę objętości). Naładowane elektrycznie wolne elektrony oraz (w mniejszym stopniu mniej ruchliwe jony) powstałe w wyniku jonizacji atomów gazów atmosferycznych, oddziałując z falami radiowymi (tj. oscylacjami elektromagnetycznymi), mogą zmieniać swój kierunek, odbijając je lub załamując, a także pochłaniać ich energię . W rezultacie podczas odbioru odległych stacji radiowych mogą wystąpić różne efekty, na przykład zanik komunikacji radiowej, zwiększona słyszalność odległych stacji, zaciemnienia i tak dalej. zjawiska.
Metody badawcze.
Klasyczne metody badania jonosfery z Ziemi sprowadzają się do sondowania pulsacyjnego – wysyłania impulsów radiowych i obserwacji ich odbić od różnych warstw jonosfery, pomiaru czasu opóźnienia oraz badania intensywności i kształtu odbitych sygnałów. Mierząc wysokości odbicia impulsów radiowych na różnych częstotliwościach, wyznaczając częstotliwości krytyczne różnych obszarów (częstotliwość krytyczna to częstotliwość nośna impulsu radiowego, dla którego dany obszar jonosfery staje się przezroczysty), można określić wartość koncentracji elektronów w warstwach i wysokości efektywne dla danych częstotliwości oraz dobrać częstotliwości optymalne dla danych dróg radiowych. Wraz z rozwojem technologii rakietowej i nadejściem ery kosmicznej sztucznych satelitów Ziemi (AES) i innych statków kosmicznych stało się możliwe bezpośrednie mierzenie parametrów kosmicznej plazmy bliskiej Ziemi, której dolną część stanowi jonosfera.
Pomiary koncentracji elektronów, prowadzone na pokładach specjalnie wystrzeliwanych rakiet oraz na torach lotu satelitów, potwierdziły i wyjaśniły dane uzyskane wcześniej metodami naziemnymi na temat struktury jonosfery, rozkładu koncentracji elektronów w zależności od wysokości nad różnymi rejonami Ziemi oraz umożliwiło uzyskanie wartości koncentracji elektronów powyżej głównego maksimum - warstwy F. Wcześniej nie było to możliwe przy użyciu metod sondujących opartych na obserwacjach odbitych krótkofalowych impulsów radiowych. Odkryto, że w niektórych obszarach globu występują dość stabilne obszary o obniżonej koncentracji elektronów, regularne „wiatry jonosferyczne”, w jonosferze powstają specyficzne procesy falowe, które niosą lokalne zaburzenia jonosferyczne tysiące kilometrów od miejsca ich wzbudzenia, i wiele więcej. Stworzenie szczególnie czułych urządzeń odbiorczych umożliwiło odbiór sygnałów impulsowych częściowo odbitych od najniższych obszarów jonosfery (stacje częściowego odbicia) na stacjach impulsowych jonosfery. Zastosowanie potężnych instalacji impulsowych w zakresie długości fal metrowych i decymetrowych z wykorzystaniem anten pozwalających na dużą koncentrację emitowanej energii umożliwiło obserwację sygnałów rozproszonych przez jonosferę na różnych wysokościach. Badanie cech widm tych sygnałów, niespójnie rozproszonych przez elektrony i jony plazmy jonosferycznej (w tym celu wykorzystano stacje niespójnego rozpraszania fal radiowych) umożliwiło określenie stężenia elektronów i jonów, ich odpowiedników temperatury na różnych wysokościach, aż do wysokości kilku tysięcy kilometrów. Okazało się, że jonosfera jest dość przezroczysta dla wykorzystywanych częstotliwości.
Stężenie ładunków elektrycznych (stężenie elektronów jest równe stężeniu jonów) w jonosferze Ziemi na wysokości 300 km wynosi w ciągu dnia około 10 6 cm –3. Plazma o takiej gęstości odbija fale radiowe o długości ponad 20 m i przepuszcza krótsze.
Typowy pionowy rozkład koncentracji elektronów w jonosferze dla warunków dziennych i nocnych.
Propagacja fal radiowych w jonosferze.
Stabilny odbiór stacji nadawczych dalekobieżnych zależy od wykorzystywanych częstotliwości, a także od pory dnia, pory roku, a ponadto od aktywności słonecznej. Aktywność słoneczna znacząco wpływa na stan jonosfery. Fale radiowe emitowane przez stację naziemną rozchodzą się po linii prostej, podobnie jak wszystkie rodzaje fal elektromagnetycznych. Należy jednak wziąć pod uwagę, że zarówno powierzchnia Ziemi, jak i zjonizowane warstwy jej atmosfery pełnią rolę płytek ogromnego kondensatora, działając na nie jak działanie luster na światło. Odbijając się od nich, fale radiowe mogą pokonywać wiele tysięcy kilometrów, okrążając kulę ziemską w ogromnych skokach setek i tysięcy kilometrów, odbijając się na przemian od warstwy zjonizowanego gazu oraz od powierzchni Ziemi lub wody.
W latach 20. ubiegłego wieku uważano, że fale radiowe krótsze niż 200 m w zasadzie nie nadają się do komunikacji na duże odległości ze względu na silną absorpcję. Pierwsze eksperymenty z odbiorem fal krótkich na duże odległości przez Atlantyk między Europą a Ameryką przeprowadzili angielski fizyk Oliver Heaviside i amerykański inżynier elektryk Arthur Kennelly. Niezależnie od siebie sugerowali, że gdzieś wokół Ziemi znajduje się zjonizowana warstwa atmosfery zdolna do odbijania fal radiowych. Nazwano ją warstwą Heaviside’a-Kennelly’ego, a następnie jonosferą.
Według współczesnych koncepcji jonosfera składa się z ujemnie naładowanych wolnych elektronów i dodatnio naładowanych jonów, głównie tlenu cząsteczkowego O + i tlenku azotu NO +. Jony i elektrony powstają w wyniku dysocjacji cząsteczek i jonizacji atomów gazu obojętnego przez słoneczne promieniowanie rentgenowskie i promieniowanie ultrafioletowe. Aby zjonizować atom, konieczne jest przekazanie mu energii jonizacji, której głównym źródłem dla jonosfery jest promieniowanie ultrafioletowe, rentgenowskie i korpuskularne pochodzące od Słońca.
Podczas gdy gazowa powłoka Ziemi jest oświetlana przez Słońce, stale tworzy się w niej coraz więcej elektronów, ale jednocześnie część elektronów zderzając się z jonami, łączy się ponownie, tworząc ponownie cząstki neutralne. Po zachodzie słońca tworzenie nowych elektronów prawie zatrzymuje się, a liczba wolnych elektronów zaczyna spadać. Im więcej wolnych elektronów jest w jonosferze, tym lepiej odbijają się od niej fale o wysokiej częstotliwości. Wraz ze spadkiem koncentracji elektronów przejście fal radiowych jest możliwe tylko w niskich zakresach częstotliwości. Dlatego w nocy z reguły można odbierać odległe stacje tylko w zakresie 75, 49, 41 i 31 m. Elektrony są rozmieszczone nierównomiernie w jonosferze. Na wysokościach od 50 do 400 km istnieje kilka warstw lub obszarów o zwiększonej koncentracji elektronów. Obszary te płynnie przechodzą jeden w drugi i mają różny wpływ na propagację fal radiowych HF. Górna warstwa jonosfery jest oznaczona literą F. Tutaj jest najwyższy stopień jonizacji (frakcja cząstek naładowanych wynosi około 10 –4). Znajduje się na wysokości ponad 150 km nad powierzchnią Ziemi i odgrywa główną rolę odblaskową w propagacji fal radiowych o wysokiej częstotliwości na duże odległości. W miesiącach letnich region F dzieli się na dwie warstwy - F 1 i F 2. Warstwa F1 może zajmować wysokości od 200 do 250 km, a warstwa F 2 wydaje się „unosić” na wysokościach 300–400 km. Zwykle warstwa F 2 jest zjonizowany znacznie silniej niż warstwa F 1. Warstwa nocna F 1 znika i warstwa F 2 pozostaje, powoli tracąc do 60% stopnia jonizacji. Poniżej warstwy F na wysokościach od 90 do 150 km znajduje się warstwa mi jonizacja, która zachodzi pod wpływem miękkiego promieniowania rentgenowskiego Słońca. Stopień jonizacji warstwy E jest niższy niż warstwy F w ciągu dnia odbiór stacji w zakresie niskich częstotliwości HF 31 i 25 m następuje w przypadku odbicia sygnałów od warstwy mi. Zazwyczaj są to stacje położone w odległości 1000–1500 km. W nocy w warstwie mi Jonizacja gwałtownie maleje, ale nawet w tym czasie nadal odgrywa znaczącą rolę w odbiorze sygnałów ze stacji na zakresach 41, 49 i 75 m.
Bardzo interesujące dla odbioru sygnałów o wysokich częstotliwościach HF w zakresie 16, 13 i 11 m są te, które powstają w obszarze mi warstwy (chmury) silnie zwiększonej jonizacji. Powierzchnia tych chmur może wahać się od kilku do setek kilometrów kwadratowych. Ta warstwa o zwiększonej jonizacji nazywana jest warstwą sporadyczną mi i jest wyznaczony Ez. Chmury Es mogą poruszać się w jonosferze pod wpływem wiatru i osiągać prędkość do 250 km/h. Latem na średnich szerokościach geograficznych w ciągu dnia powstawanie fal radiowych z chmur Es następuje przez 15–20 dni w miesiącu. W pobliżu równika występuje prawie zawsze, a na dużych szerokościach geograficznych pojawia się zwykle w nocy. Czasami w latach małej aktywności słonecznej, gdy nie ma transmisji na pasmach wysokiej częstotliwości HF, nagle pojawiają się odległe stacje na pasmach 16, 13 i 11 m z dobrą głośnością, których sygnały odbijają się wielokrotnie od Es.
Najniższy region jonosfery to region D położone na wysokościach od 50 do 90 km. Jest tu stosunkowo niewiele wolnych elektronów. Z okolicy D Fale długie i średnie są dobrze odbijane, a sygnały ze stacji HF o niskiej częstotliwości są silnie absorbowane. Po zachodzie słońca jonizacja bardzo szybko zanika i możliwy staje się odbiór odległych stacji w zasięgu 41, 49 i 75 m, których sygnały odbijają się od warstw F 2 i mi. Poszczególne warstwy jonosfery odgrywają ważną rolę w propagacji sygnałów radiowych HF. Oddziaływanie na fale radiowe następuje głównie na skutek obecności wolnych elektronów w jonosferze, chociaż mechanizm propagacji fal radiowych jest związany z obecnością dużych jonów. Te ostatnie są również interesujące przy badaniu właściwości chemicznych atmosfery, ponieważ są bardziej aktywne niż obojętne atomy i cząsteczki. Reakcje chemiczne zachodzące w jonosferze odgrywają ważną rolę w jej równowadze energetycznej i elektrycznej.
Normalna jonosfera. Obserwacje wykonane za pomocą rakiet i satelitów geofizycznych dostarczyły wielu nowych informacji wskazujących, że jonizacja atmosfery zachodzi pod wpływem szerokiego zakresu promieniowania słonecznego. Jego główna część (ponad 90%) koncentruje się w widzialnej części widma. Promieniowanie ultrafioletowe, które ma krótszą długość fali i wyższą energię niż promienie światła fioletowego, jest emitowane przez wodór znajdujący się w wewnętrznej atmosferze Słońca (chromosferze), a promienie rentgenowskie, które mają jeszcze wyższą energię, są emitowane przez gazy w zewnętrznej powłoce Słońca (korona).
Normalny (przeciętny) stan jonosfery wynika z ciągłego silnego promieniowania. W normalnej jonosferze zachodzą regularne zmiany w wyniku codziennego obrotu Ziemi i sezonowych różnic w kącie padania promieni słonecznych w południe, ale zdarzają się również nieprzewidywalne i nagłe zmiany stanu jonosfery.
Zakłócenia w jonosferze.
Jak wiadomo, na Słońcu występują potężne, cyklicznie powtarzające się przejawy aktywności, które osiągają maksimum co 11 lat. Obserwacje w ramach programu Międzynarodowego Roku Geofizycznego (IGY) zbiegły się z okresem największej aktywności Słońca w całym okresie systematycznych obserwacji meteorologicznych, tj. z początku XVIII wieku. W okresach dużej aktywności jasność niektórych obszarów Słońca wzrasta kilkakrotnie, a moc promieniowania ultrafioletowego i rentgenowskiego gwałtownie wzrasta. Takie zjawiska nazywane są rozbłyskami słonecznymi. Trwają od kilku minut do jednej do dwóch godzin. Podczas rozbłysku dochodzi do erupcji plazmy słonecznej (głównie protonów i elektronów), a cząstki elementarne wylatują w przestrzeń kosmiczną. Promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne Słońca podczas takich rozbłysków ma silny wpływ na atmosferę ziemską.
Początkową reakcję obserwuje się 8 minut po rozbłysku, kiedy do Ziemi dociera intensywne promieniowanie ultrafioletowe i rentgenowskie. W rezultacie jonizacja gwałtownie wzrasta; Promienie rentgenowskie przenikają przez atmosferę do dolnej granicy jonosfery; liczba elektronów w tych warstwach wzrasta tak bardzo, że sygnały radiowe są prawie całkowicie pochłaniane („gaszą”). Dodatkowa absorpcja promieniowania powoduje nagrzewanie się gazu, co sprzyja rozwojowi wiatrów. Zjonizowany gaz jest przewodnikiem elektrycznym i kiedy porusza się w ziemskim polu magnetycznym, następuje efekt dynama i wytwarza się prąd elektryczny. Prądy takie mogą z kolei powodować zauważalne zaburzenia pola magnetycznego i objawiać się w postaci burz magnetycznych.
Strukturę i dynamikę górnych warstw atmosfery w istotny sposób determinują procesy nierównowagowe w sensie termodynamicznym związane z jonizacją i dysocjacją pod wpływem promieniowania słonecznego, procesami chemicznymi, wzbudzeniem cząsteczek i atomów, ich dezaktywacją, zderzeniami i innymi procesami elementarnymi. W tym przypadku stopień nierównowagi wzrasta wraz ze spadkiem gęstości. Do wysokości 500–1000 km, a często wyższych, stopień nierównowagi dla wielu cech górnych warstw atmosfery jest dość mały, co pozwala na wykorzystanie do jej opisu hydrodynamiki klasycznej i hydromagnetycznej z uwzględnieniem reakcji chemicznych.
Egzosfera to zewnętrzna warstwa atmosfery ziemskiej, zaczynająca się na wysokościach kilkuset kilometrów, z której lekkie, szybko poruszające się atomy wodoru mogą uciekać w przestrzeń kosmiczną.
Edwarda Kononowicza
Literatura:
Pudowkin M.I. Podstawy fizyki Słońca. Petersburg, 2001
Eris Chaisson i Steve McMillan Astronomia dzisiaj. Prentice Hall, Inc. Górne Przełęcz, 2002
Materiały w Internecie: http://ciencia.nasa.gov/
Meteorologia zajmuje się zmianami długoterminowymi, a klimatologia zmianami długoterminowymi.
Grubość atmosfery wynosi 1500 km od powierzchni Ziemi. Całkowita masa powietrza, czyli mieszanina gazów tworzących atmosferę, wynosi 5,1-5,3 * 10^15 t. Masa cząsteczkowa czystego, suchego powietrza wynosi 29. Ciśnienie w temperaturze 0 ° C na poziomie morza wynosi 101 325 Pa lub 760 mm. rt. Sztuka.; temperatura krytyczna - 140,7°C; ciśnienie krytyczne 3,7 MPa. Rozpuszczalność powietrza w wodzie w temperaturze 0°C wynosi 0,036%, w temperaturze 25°C – 0,22%.
Określany jest stan fizyczny atmosfery. Podstawowe parametry atmosfery: gęstość, ciśnienie, temperatura i skład powietrza. Wraz ze wzrostem wysokości gęstość powietrza maleje. Temperatura zmienia się również wraz ze zmianą wysokości. Pionowe charakteryzują się różnymi właściwościami temperaturowymi i elektrycznymi, różnymi warunkami powietrza. W zależności od temperatury w atmosferze wyróżnia się następujące główne warstwy: troposferę, stratosferę, mezosferę, termosferę, egzosferę (sferę rozpraszającą). Przejściowe obszary atmosfery między sąsiednimi powłokami nazywane są odpowiednio tropopauzą, stratopauzą itp.
Troposfera- niższa, główna, najlepiej zbadana wysokość w regionach polarnych wynosi 8-10 km, w umiarkowanych szerokościach geograficznych do 10-12 km, na równiku - 16-18 km. Troposfera zawiera około 80–90% całkowitej masy atmosfery i prawie całą parę wodną. Przy wzroście co 100 m temperatura w troposferze spada średnio o 0,65°C i osiąga -53°C w górnej części. Ta górna warstwa troposfery nazywana jest tropopauzą. W troposferze silnie rozwinięte są turbulencje i konwekcja, przeważająca ich część jest skoncentrowana, pojawiają się i rozwijają chmury.
Stratosfera- warstwa atmosfery położona na wysokości 11-50 km. Charakteryzuje się niewielką zmianą temperatury w warstwie 11-25 km (dolna warstwa stratosfery) i wzrostem warstwy 25-40 km z -56,5 do 0,8 ° C (górna warstwa stratosfery lub obszar inwersji). Osiągając wartość 273 K (0°C) na wysokości około 40 km, temperatura utrzymuje się na stałym poziomie aż do wysokości 55 km. Ten obszar o stałej temperaturze nazywany jest stratopauzą i stanowi granicę między stratosferą a mezosferą.
Warstwa ta znajduje się w stratosferze ozonosfera(„warstwa ozonowa”, na wysokości od 15-20 do 55-60 km), która wyznacza górną granicę życia w. Ważnym składnikiem stratosfery i mezosfery jest ozon, który powstaje w wyniku reakcji fotochemicznych najintensywniej na wysokości 30 km. Całkowita masa ozonu pod normalnym ciśnieniem stanowiłaby warstwę o grubości 1,7–4 mm, ale to wystarczy, aby pochłonąć niszczące życie promieniowanie ultrafioletowe. Do zniszczenia ozonu dochodzi, gdy wchodzi on w interakcję z wolnymi rodnikami, tlenkiem azotu i związkami zawierającymi halogeny (m.in. „freonami”). Ozon – alotropia tlenu, powstaje w wyniku reakcji chemicznej, zwykle po deszczu, gdy powstały związek przedostaje się do górnych warstw troposfery; Ozon ma specyficzny zapach.
W stratosferze większość krótkofalowej części promieniowania ultrafioletowego (180-200 nm) jest zatrzymywana, a energia fal krótkich ulega przemianie. Pod wpływem tych promieni zmieniają się pola magnetyczne, cząsteczki rozpadają się, następuje jonizacja i następuje nowe powstawanie gazów i innych związków chemicznych. Procesy te można zaobserwować w postaci zorzy polarnej, błyskawic i innych poświat. W stratosferze praktycznie nie ma pary wodnej.
Mezosfera zaczyna się na wysokości 50 km i rozciąga się na 80-90 km. na wysokości 75-85 km spada do -88°C. Górną granicę mezosfery stanowi mezopauza.
Termosfera(inna nazwa to jonosfera) - warstwa atmosfery następująca po mezosferze - zaczyna się na wysokości 80-90 km i rozciąga się do 800 km. Temperatura powietrza w termosferze szybko i równomiernie wzrasta i osiąga kilkaset, a nawet tysiące stopni.
Egzosfera- strefa dyspersji, zewnętrzna część termosfery, położona powyżej 800 km. Gaz w egzosferze jest bardzo rozrzedzony i stąd jego cząsteczki przedostają się do przestrzeni międzyplanetarnej (rozproszenie).
Do wysokości 100 km atmosfera jest jednorodną (jednofazową), dobrze wymieszaną mieszaniną gazów. W wyższych warstwach rozkład gazów na wysokości zależy od ich mas cząsteczkowych; stężenie cięższych gazów zmniejsza się szybciej wraz z odległością od powierzchni Ziemi. Ze względu na spadek gęstości gazu temperatura spada z 0°C w stratosferze do -110°C w mezosferze. Jednakże energia kinetyczna poszczególnych cząstek na wysokościach 200-250 km odpowiada temperaturze około 1500°C. Powyżej 200 km obserwuje się znaczne wahania temperatury i gęstości gazu w czasie i przestrzeni.
Na wysokości około 2000-3000 km egzosfera stopniowo zamienia się w tzw. próżnię zbliżoną do kosmicznej, wypełnioną wysoce rozrzedzonymi cząsteczkami gazu międzyplanetarnego, głównie atomami wodoru. Ale ten gaz reprezentuje tylko część materii międzyplanetarnej. Pozostała część składa się z cząstek pyłu pochodzenia kometarnego i meteorycznego. Oprócz tych niezwykle rozrzedzonych cząstek, w tę przestrzeń przenika promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne pochodzenia słonecznego i galaktycznego.
Troposfera stanowi około 80% masy atmosfery, stratosfera - około 20%; masa mezosfery wynosi nie więcej niż 0,3%, termosfera jest mniejsza niż 0,05% całkowitej masy atmosfery. Na podstawie właściwości elektrycznych atmosfery rozróżnia się neutronosferę i jonosferę. Obecnie uważa się, że atmosfera rozciąga się na wysokość 2000-3000 km.
W zależności od składu gazu w atmosferze wyróżnia się homosferę i heterosferę. Heterosfera- jest to obszar, w którym grawitacja wpływa na separację gazów, ponieważ ich wymieszanie na takiej wysokości jest nieznaczne. Oznacza to zmienny skład heterosfery. Poniżej znajduje się dobrze wymieszana, jednorodna część atmosfery zwana homosferą. Granica pomiędzy tymi warstwami nazywana jest turbopauzą i przebiega na wysokości około 120 km.
Ciśnienie atmosferyczne to ciśnienie powietrza atmosferycznego na znajdujące się w nim przedmioty i powierzchnię ziemi. Normalne ciśnienie atmosferyczne wynosi 760 mmHg. Sztuka. (101 325 Pa). Na każdy kilometr wzrostu wysokości ciśnienie spada o 100 mm.
Skład atmosferyczny
Powłoka powietrzna Ziemi, składająca się głównie z gazów i różnych zanieczyszczeń (pył, krople wody, kryształki lodu, sole morskie, produkty spalania), których ilość nie jest stała. Głównymi gazami są azot (78%), tlen (21%) i argon (0,93%). Stężenie gazów tworzących atmosferę jest prawie stałe, z wyjątkiem dwutlenku węgla CO2 (0,03%).
Atmosfera zawiera także SO2, CH4, NH3, CO, węglowodory, HC1, HF, pary Hg, I2, a także NO i wiele innych gazów w niewielkich ilościach. Troposfera stale zawiera dużą ilość zawieszonych cząstek stałych i ciekłych (aerozolu).
Atmosfera to powłoka gazowa otaczająca Ziemię. Atmosfera ma „wielopiętrową” strukturę i jest podzielona na warstwy, takie jak troposfera, stratosfera, mezosfera, termosfera i egzosfera. Skład suchej pozostałości atmosfery na całej jej grubości jest prawie taki sam. Różni się jednak jego gęstość i temperatura, a w dolnej warstwie (troposferze) nad glebą zwiększa się zawartość wody, cząstek stałych i dwutlenku węgla. Troposfera obejmuje około 80% całkowitej masy atmosfery.
Głównymi składnikami atmosfery są azot (ponad 78%) i tlen (ponad 20%), a także szereg innych gazów (do 1%) - argon, neon, dwutlenek węgla, metan, hel, wodór , krypton, ksenon, tlenek azotu, ozon, dwutlenek siarki. Niektóre gazy występują w powietrzu atmosferycznym w śladowych ilościach.
Skład gazów
Azot w atmosferze występuje w znacznie większym stężeniu (78%) niż inne gazy. Około trzech milionów lat temu, w wyniku pojawienia się zielonych roślin i wynikającej z tego fotosyntezy, tlen zaczął być uwalniany do atmosfery w dużych ilościach. Kiedy atmosfera amoniakowo-wodorowa została utleniona przez tlen cząsteczkowy, pojawiła się ogromna ilość azotu. Obecnie gaz ten uwalniany jest do atmosfery podczas życia mikroorganizmów, gdyż ten pierwiastek chemiczny stanowi integralną część białek pochodzenia roślinnego i zwierzęcego. Podczas denitryfikacji azotanów i niektórych związków zawierających azot powietrze atmosferyczne zostaje wzbogacone w azot. W górnych warstwach atmosfery azot jest utleniany przez ozon do tlenku azotu. Wolny azot wchodzi w reakcje chemiczne tylko w specjalnych warunkach, na przykład podczas wyładowania atmosferycznego. Azot bierze udział w naturalnym obiegu substancji oraz w regulacji stężenia tlenu cząsteczkowego w atmosferze, zapobiegając jego nadmiernemu gromadzeniu się.
Tlen, po azocie, zajmuje drugie miejsce pod względem procentowej zawartości objętościowej w powietrzu atmosferycznym (20,85%). Dramatyczne zmiany w składzie atmosfery nastąpiły po pojawieniu się na Ziemi organizmów żywych, w szczególności roślin, które w wyniku fotosyntezy wzbogacają powietrze w tlen i pochłaniają dwutlenek węgla. W początkowych stadiach rozwoju atmosfery ziemskiej uwolniony tlen był zużywany na utlenianie amoniaku, węglowodorów i żelaza. Po zakończeniu tego okresu zawartość tlenu w powietrzu stopniowo wzrastała. Atmosfera starożytnej planety zaczęła nabierać charakterystycznych cech współczesnej. Nabycie przez atmosferę właściwości utleniających zdeterminowało pojawienie się zmian w litosferze i biosferze. Tlen zawarty w atmosferze jest niezbędny do zachodzenia tak ważnych dla organizmów żywych procesów, jak oddychanie, rozkład i spalanie. Zatem bez tego pierwiastka chemicznego życie nie jest możliwe. Obecnie prawie cały wolny tlen przedostaje się do atmosfery w wyniku fotosyntezy w komórkach roślinnych.
Ważnym składnikiem powietrza jest dwutlenek węgla, który występuje w atmosferze w niewielkich ilościach (0,03%). Jego stężenie zależy od aktywności wulkanów, procesów chemicznych zachodzących w skorupach ziemskich (źródła mineralne, gleby, produkty rozkładu). Ponadto duże ilości dwutlenku węgla uwalniane są do atmosfery z przedsiębiorstw przemysłowych. Jednak większość tego związku przedostaje się do atmosfery w wyniku biosyntezy i rozkładu materii organicznej w biosferze naszej planety. Dwutlenek węgla jest uważany za grzejnik Ziemi, ponieważ dobrze przenosi promieniowanie słoneczne na powierzchnię planety i zatrzymuje emitowane przez nią ciepło.
Zawartość pozostałych gazów w atmosferze jest niewielka. Gazy szlachetne, takie jak neon, argon, ksenon, przedostają się do atmosfery w wyniku erupcji wulkanów i rozpadu niektórych pierwiastków radioaktywnych. Naukowcy uważają, że atmosfera ziemska zawiera tak małą ilość gazów szlachetnych ze względu na ich ciągłe rozprzestrzenianie się w przestrzeni kosmicznej.
Pary i cząstki
Oprócz gazów powietrze atmosferyczne zawiera parę wodną i cząstki stałe w postaci aerozolu. Stężenie pary wodnej w powietrzu wzrasta w wyniku parowania wody z powierzchni Ziemi. Jego zawartość jest różna w różnych obszarach, a także może zmieniać się w ciągu roku. Opady i chmury powstają z pary wodnej. To właśnie dzięki zawartości pary wodnej atmosfera zatrzymuje około 60% ciepła z powierzchni ziemi.
Cząstki stałe w powietrzu atmosferycznym to pyły pochodzenia kosmicznego i wulkanicznego, kryształy soli, dym, mikroorganizmy, pyłki organizmów roślinnych itp. Zawiesiny cząstek stałych ograniczają promieniowanie słoneczne docierające do powierzchni Ziemi, a także przyspieszają kondensację pary wodnej i powstawanie chmur.
Powiązane materiały:
Jego górna granica znajduje się na wysokości 8–10 km w obszarach polarnych, 10–12 km w umiarkowanych i 16–18 km w tropikalnych szerokościach geograficznych; niższa zimą niż latem. Dolna, główna warstwa atmosfery. Zawiera ponad 80% całkowitej masy powietrza atmosferycznego i około 90% całej pary wodnej obecnej w atmosferze. W troposferze silnie rozwinięte są turbulencje i konwekcja, pojawiają się chmury, rozwijają się cyklony i antycyklony. Temperatura spada wraz ze wzrostem wysokości, przy średnim nachyleniu pionowym wynoszącym 0,65°/100 m
Za „normalne warunki” na powierzchni Ziemi przyjmuje się: gęstość 1,2 kg/m3, ciśnienie barometryczne 101,35 kPa, temperaturę plus 20°C i wilgotność względną 50%. Te wskaźniki warunkowe mają znaczenie czysto inżynieryjne.
Stratosfera
Warstwa atmosfery położona na wysokości od 11 do 50 km. Charakteryzuje się niewielką zmianą temperatury w warstwie 11-25 km (dolna warstwa stratosfery) i wzrostem temperatury w warstwie 25-40 km od -56,5 do 0,8 ° (górna warstwa stratosfery lub obszar inwersji). Po osiągnięciu wartości około 273 K (prawie 0°C) na wysokości około 40 km, temperatura utrzymuje się na stałym poziomie aż do wysokości około 55 km. Ten obszar o stałej temperaturze nazywany jest stratopauzą i stanowi granicę między stratosferą a mezosferą.
Stratopauza
Warstwa graniczna atmosfery pomiędzy stratosferą a mezosferą. W pionowym rozkładzie temperatur występuje maksimum (około 0°C).
Mezosfera
Mezopauza
Warstwa przejściowa między mezosferą a termosferą. Minimalny jest pionowy rozkład temperatury (około -90°C).
Linia Karmana
Wysokość nad poziomem morza, która jest umownie przyjmowana jako granica między ziemską atmosferą a przestrzenią kosmiczną.
Termosfera
Górna granica wynosi około 800 km. Temperatura wzrasta do wysokości 200-300 km, gdzie osiąga wartości rzędu 1500 K, po czym pozostaje prawie stała na dużych wysokościach. Pod wpływem ultrafioletowego i rentgenowskiego promieniowania słonecznego oraz promieniowania kosmicznego dochodzi do jonizacji powietrza („ zórz polarnych”) - główne obszary jonosfery leżą wewnątrz termosfery. Na wysokościach powyżej 300 km dominuje tlen atomowy.
Egzosfera (sfera rozpraszająca)
Do wysokości 100 km atmosfera jest jednorodną, dobrze wymieszaną mieszaniną gazów. W wyższych warstwach rozkład gazów według wysokości zależy od ich mas cząsteczkowych; stężenie cięższych gazów zmniejsza się szybciej wraz z odległością od powierzchni Ziemi. Ze względu na spadek gęstości gazu temperatura spada z 0°C w stratosferze do -110°C w mezosferze. Natomiast energia kinetyczna poszczególnych cząstek na wysokościach 200-250 km odpowiada temperaturze ~1500°C. Powyżej 200 km obserwuje się znaczne wahania temperatury i gęstości gazu w czasie i przestrzeni.
Na wysokości około 2000-3000 km egzosfera stopniowo zamienia się w tzw w pobliżu próżni kosmicznej, który jest wypełniony wysoce rozrzedzonymi cząsteczkami gazu międzyplanetarnego, głównie atomami wodoru. Ale ten gaz reprezentuje tylko część materii międzyplanetarnej. Pozostała część składa się z cząstek pyłu pochodzenia kometarnego i meteorycznego. Oprócz niezwykle rozrzedzonych cząstek pyłu, w tę przestrzeń przenika promieniowanie elektromagnetyczne i korpuskularne pochodzenia słonecznego i galaktycznego.
Troposfera stanowi około 80% masy atmosfery, stratosfera - około 20%; masa mezosfery wynosi nie więcej niż 0,3%, termosfera jest mniejsza niż 0,05% całkowitej masy atmosfery. Na podstawie właściwości elektrycznych atmosfery rozróżnia się neutronosferę i jonosferę. Obecnie uważa się, że atmosfera rozciąga się na wysokość 2000-3000 km.
W zależności od składu gazu w atmosferze emitują homosfera I heterosfera. Heterosfera- Jest to obszar, w którym grawitacja wpływa na separację gazów, gdyż ich mieszanie się na takiej wysokości jest znikome. Oznacza to zmienny skład heterosfery. Poniżej znajduje się dobrze wymieszana, jednorodna część atmosfery, zwana homosferą. Granica pomiędzy tymi warstwami nazywana jest turbopauzą i przebiega na wysokości około 120 km.
Właściwości fizyczne
Grubość atmosfery wynosi około 2000 - 3000 km od powierzchni Ziemi. Całkowita masa powietrza wynosi (5,1-5,3)?10 18 kg. Masa molowa czystego, suchego powietrza wynosi 28,966. Ciśnienie w temperaturze 0 °C na poziomie morza 101,325 kPa; temperatura krytyczna ~140,7°C; ciśnienie krytyczne 3,7 MPa; Cp 1.0048?10? J/(kg · K) (w 0 °C), C v 0,7159 10? J/(kg K) (w 0°C). Rozpuszczalność powietrza w wodzie w temperaturze 0°C wynosi 0,036%, w temperaturze 25°C – 0,22%.
Fizjologiczne i inne właściwości atmosfery
Już na wysokości 5 km nad poziomem morza nieprzeszkolona osoba zaczyna odczuwać głód tlenu i bez adaptacji wydajność osoby jest znacznie zmniejszona. Tutaj kończy się strefa fizjologiczna atmosfery. Oddychanie człowieka staje się niemożliwe na wysokości 15 km, chociaż do około 115 km atmosfera zawiera tlen.
Atmosfera dostarcza nam tlenu niezbędnego do oddychania. Jednakże, ze względu na spadek całkowitego ciśnienia atmosfery, w miarę wznoszenia się na wysokość, ciśnienie cząstkowe tlenu odpowiednio maleje.
Płuca człowieka stale zawierają około 3 litrów powietrza pęcherzykowego. Ciśnienie cząstkowe tlenu w powietrzu pęcherzykowym przy normalnym ciśnieniu atmosferycznym wynosi 110 mmHg. Art., ciśnienie dwutlenku węgla - 40 mm Hg. Art. i para wodna - 47 mm Hg. Sztuka. Wraz ze wzrostem wysokości ciśnienie tlenu spada, a całkowite ciśnienie pary wody i dwutlenku węgla w płucach pozostaje prawie stałe - około 87 mm Hg. Sztuka. Dopływ tlenu do płuc zostanie całkowicie zatrzymany, gdy ciśnienie powietrza otoczenia zrówna się z tą wartością.
Na wysokości około 19-20 km ciśnienie atmosferyczne spada do 47 mm Hg. Sztuka. Dlatego na tej wysokości w organizmie człowieka zaczyna wrzeć woda i płyn śródmiąższowy. Poza kabiną ciśnieniową na tych wysokościach śmierć następuje niemal natychmiast. Zatem z punktu widzenia fizjologii człowieka „przestrzeń” zaczyna się już na wysokości 15–19 km.
Gęste warstwy powietrza – troposfera i stratosfera – chronią nas przed szkodliwym działaniem promieniowania. Przy wystarczającym rozrzedzeniu powietrza, na wysokościach ponad 36 km, promieniowanie jonizujące - pierwotne promienie kosmiczne - wywiera intensywny wpływ na organizm; Na wysokościach powyżej 40 km ultrafioletowa część widma słonecznego jest niebezpieczna dla człowieka.
W miarę wznoszenia się na coraz większą wysokość nad powierzchnię Ziemi znane zjawiska obserwowane w dolnych warstwach atmosfery, takie jak rozchodzenie się dźwięku, występowanie siły nośnej i oporu aerodynamicznego, przenoszenie ciepła przez konwekcję itp., stopniowo słabną, a następnie całkowicie zanikają. .
W rozrzedzonych warstwach powietrza rozchodzenie się dźwięku jest niemożliwe. Do wysokości 60-90 km nadal możliwe jest wykorzystanie oporu powietrza i siły nośnej do kontrolowanego lotu aerodynamicznego. Jednak począwszy od wysokości 100-130 km znane każdemu pilotowi pojęcia liczby M i bariery dźwiękowej tracą na znaczeniu; przechodzi konwencjonalna Linia Karmana, poza którą zaczyna się sfera lotu czysto balistycznego, którą może jedynie być kontrolowane za pomocą sił reakcji.
Na wysokościach powyżej 100 km atmosfera pozbawiona jest jeszcze jednej niezwykłej właściwości – zdolności pochłaniania, przewodzenia i przekazywania energii cieplnej na drodze konwekcji (czyli mieszania powietrza). Oznacza to, że różnych elementów wyposażenia orbitalnej stacji kosmicznej nie będzie można schłodzić od zewnątrz w taki sam sposób, jak ma to miejsce zwykle w samolocie – za pomocą dysz i grzejników powietrznych. Na tej wysokości, podobnie jak w kosmosie, jedynym sposobem przekazywania ciepła jest promieniowanie cieplne.
Skład atmosferyczny
Atmosfera ziemska składa się głównie z gazów i różnych zanieczyszczeń (pył, kropelki wody, kryształki lodu, sole morskie, produkty spalania).
Stężenie gazów tworzących atmosferę jest prawie stałe, z wyjątkiem wody (H 2 O) i dwutlenku węgla (CO 2).
| Gaz | Treść objętościowo,% |
Treść wagowo,% |
|---|---|---|
| Azot | 78,084 | 75,50 |
| Tlen | 20,946 | 23,10 |
| Argon | 0,932 | 1,286 |
| Woda | 0,5-4 | - |
| Dwutlenek węgla | 0,032 | 0,046 |
| Neon | 1,818×10-3 | 1,3×10-3 |
| Hel | 4,6×10-4 | 7,2×10-5 |
| Metan | 1,7×10-4 | - |
| Krypton | 1,14×10-4 | 2,9×10-4 |
| Wodór | 5×10-5 | 7,6×10-5 |
| Ksenon | 8,7×10-6 | - |
| Podtlenek azotu | 5×10-5 | 7,7×10-5 |
Oprócz gazów wskazanych w tabeli atmosfera zawiera SO 2, NH 3, CO, ozon, węglowodory, HCl, pary, I 2, a także wiele innych gazów w małych ilościach. Troposfera stale zawiera dużą ilość zawieszonych cząstek stałych i ciekłych (aerozolu).
Historia powstawania atmosfery
Według najpowszechniejszej teorii, atmosfera ziemska miała na przestrzeni czasu cztery różne składy. Początkowo składał się z lekkich gazów (wodór i hel) wychwytywanych z przestrzeni międzyplanetarnej. Jest to tzw atmosfera pierwotna(około czterech miliardów lat temu). W kolejnym etapie aktywna aktywność wulkaniczna doprowadziła do nasycenia atmosfery gazami innymi niż wodór (dwutlenek węgla, amoniak, para wodna). W ten sposób powstał atmosfera wtórna(około trzech miliardów lat przed dniem dzisiejszym). Ta atmosfera działała regenerująco. Ponadto proces tworzenia atmosfery został zdeterminowany przez następujące czynniki:
- wyciek gazów lekkich (wodór i hel) do przestrzeni międzyplanetarnej;
- reakcje chemiczne zachodzące w atmosferze pod wpływem promieniowania ultrafioletowego, wyładowań atmosferycznych i niektórych innych czynników.
Stopniowo te czynniki doprowadziły do powstania trzeciorzędowa atmosfera, charakteryzujący się znacznie niższą zawartością wodoru i znacznie większą zawartością azotu i dwutlenku węgla (powstających w wyniku reakcji chemicznych z amoniaku i węglowodorów).
Azot
Powstawanie dużej ilości N2 wynika z utleniania atmosfery amoniakowo-wodorowej przez molekularny O2, który zaczął wydobywać się z powierzchni planety w wyniku fotosyntezy rozpoczynającej się 3 miliardy lat temu. N2 uwalniany jest także do atmosfery w wyniku denitryfikacji azotanów i innych związków zawierających azot. Azot jest utleniany przez ozon do NO w górnych warstwach atmosfery.
Azot N2 reaguje tylko w określonych warunkach (na przykład podczas wyładowania atmosferycznego). Utlenianie azotu cząsteczkowego przez ozon podczas wyładowań elektrycznych wykorzystywane jest w przemysłowej produkcji nawozów azotowych. Sinice (niebieskie algi) i bakterie guzkowe tworzące ryzobialną symbiozę z roślinami strączkowymi, tzw. mogą je utlenić przy niskim zużyciu energii i przekształcić w formę biologicznie aktywną. nawóz zielony.
Tlen
Skład atmosfery zaczął się radykalnie zmieniać wraz z pojawieniem się na Ziemi organizmów żywych, w wyniku fotosyntezy, której towarzyszyło uwolnienie tlenu i absorpcja dwutlenku węgla. Początkowo tlen zużywano na utlenianie zredukowanych związków - amoniaku, węglowodorów, żelazawej formy żelaza zawartej w oceanach itp. Pod koniec tego etapu zawartość tlenu w atmosferze zaczęła rosnąć. Stopniowo tworzyła się nowoczesna atmosfera o właściwościach utleniających. Ponieważ spowodowało to poważne i nagłe zmiany w wielu procesach zachodzących w atmosferze, litosferze i biosferze, wydarzenie to nazwano katastrofą tlenową.
Dwutlenek węgla
Zawartość CO 2 w atmosferze zależy od aktywności wulkanicznej i procesów chemicznych zachodzących w skorupach ziemskich, ale przede wszystkim od intensywności biosyntezy i rozkładu materii organicznej w biosferze Ziemi. Prawie cała obecna biomasa planety (około 2,4 × 10 12 ton) powstaje z dwutlenku węgla, azotu i pary wodnej zawartych w powietrzu atmosferycznym. Substancje organiczne zakopane w oceanach, bagnach i lasach zamieniają się w węgiel, ropę i gaz ziemny. (patrz Geochemiczny cykl węgla )
Gazy szlachetne
Zanieczyszczenie powietrza
Ostatnio ludzie zaczęli wpływać na ewolucję atmosfery. Efektem jego działań był stały, znaczny wzrost zawartości dwutlenku węgla w atmosferze na skutek spalania paliw węglowodorowych nagromadzonych w poprzednich epokach geologicznych. Ogromne ilości CO 2 są zużywane podczas fotosyntezy i pochłaniane przez oceany świata. Gaz ten przedostaje się do atmosfery w wyniku rozkładu skał węglanowych i substancji organicznych pochodzenia roślinnego i zwierzęcego, a także w wyniku działalności wulkanicznej i działalności przemysłowej człowieka. W ciągu ostatnich 100 lat zawartość CO 2 w atmosferze wzrosła o 10%, z czego większość (360 miliardów ton) pochodziła ze spalania paliw. Jeśli tempo wzrostu spalania paliw będzie się utrzymywać, to w ciągu najbliższych 50-60 lat ilość CO 2 w atmosferze podwoi się, co może doprowadzić do globalnych zmian klimatycznych.
Głównym źródłem gazów zanieczyszczających środowisko (CO, SO2) jest spalanie paliw. Dwutlenek siarki jest utleniany przez tlen atmosferyczny do SO 3 w górnych warstwach atmosfery, co z kolei oddziałuje z wodą i parą amoniaku, a powstałym kwasem siarkowym (H 2 SO 4) i siarczanem amonu ((NH 4) 2 SO 4 ) wracają na powierzchnię Ziemi w postaci tzw. kwaśny deszcz. Stosowanie
