Ved 0 °C - 1,0048·103 J/(kg·K), C v - 0,7159·103 J/(kg·K) (ved 0 °C). Løselighet av luft i vann (i massevis) ved 0 °C - 0,0036 %, ved 25 °C - 0,0023 %.

I tillegg til gassene som er angitt i tabellen, inneholder atmosfæren Cl 2, SO 2, NH 3, CO, O 3, NO 2, hydrokarboner, HCl, HBr, damper, I 2, Br 2, samt mange andre gasser i mindre mengder mengder. Troposfæren inneholder hele tiden en stor mengde suspenderte faste og flytende partikler (aerosol). Den sjeldneste gassen i jordens atmosfære er radon (Rn).

Atmosfærens struktur

Atmosfærisk grensesjikt

Det nedre laget av atmosfæren ved siden av jordoverflaten (1-2 km tykt) hvor påvirkningen fra denne overflaten direkte påvirker dens dynamikk.

Troposfæren

Dens øvre grense er i en høyde på 8-10 km i polar, 10-12 km i tempererte og 16-18 km i tropiske breddegrader; lavere om vinteren enn om sommeren. Det nedre hovedlaget av atmosfæren inneholder mer enn 80 % av den totale massen av atmosfærisk luft og omtrent 90 % av all vanndamp som er tilstede i atmosfæren. Turbulens og konveksjon er høyt utviklet i troposfæren, skyer dukker opp, og sykloner og antisykloner utvikles. Temperaturen synker med økende høyde med en gjennomsnittlig vertikal gradient på 0,65°/100 m

Tropopause

Overgangslaget fra troposfæren til stratosfæren, et lag av atmosfæren der temperaturnedgangen med høyden stopper.

Stratosfæren

Et lag av atmosfæren som ligger i en høyde på 11 til 50 km. Karakterisert av en liten temperaturendring i 11-25 km-laget (nedre lag av stratosfæren) og en økning i temperatur i 25-40 km-laget fra -56,5 til 0,8 ° (øvre lag av stratosfæren eller inversjonsregionen). Etter å ha nådd en verdi på ca. 273 K (nesten 0 °C) i en høyde på ca. 40 km, holder temperaturen seg konstant opp til en høyde på ca. 55 km. Dette området med konstant temperatur kalles stratopausen og er grensen mellom stratosfæren og mesosfæren.

Stratopause

Atmosfærens grenselag mellom stratosfæren og mesosfæren. I den vertikale temperaturfordelingen er det et maksimum (ca. 0 °C).

Mesosfæren

Mesosfæren begynner i en høyde av 50 km og strekker seg til 80-90 km. Temperaturen synker med høyden med en gjennomsnittlig vertikal gradient på (0,25-0,3)°/100 m Hovedenergiprosessen er strålingsvarmeoverføring. Komplekse fotokjemiske prosesser som involverer frie radikaler, vibrasjonseksiterte molekyler osv. forårsaker gløden i atmosfæren.

Mesopause

Overgangslag mellom mesosfæren og termosfæren. Det er et minimum i den vertikale temperaturfordelingen (ca. -90 °C).

Karman Line

Høyden over havet, som er konvensjonelt akseptert som grensen mellom jordens atmosfære og verdensrom. I følge FAI-definisjonen ligger Karman-linjen i en høyde på 100 km over havet.

Termosfære

Den øvre grensen er ca 800 km. Temperaturen stiger til høyder på 200-300 km, hvor den når verdier i størrelsesorden 1226,85 C, hvoretter den forblir nesten konstant til store høyder. Under påvirkning av solstråling og kosmisk stråling skjer ionisering av luften ("auroras") - hovedområdene i ionosfæren ligger inne i termosfæren. I høyder over 300 km dominerer atomært oksygen. Den øvre grensen for termosfæren bestemmes i stor grad av solens nåværende aktivitet. I perioder med lav aktivitet - for eksempel i 2008-2009 - er det en merkbar nedgang i størrelsen på dette laget.

Termopause

Området i atmosfæren som grenser over termosfæren. I denne regionen er absorpsjonen av solstråling ubetydelig, og temperaturen endres faktisk ikke med høyden.

Eksosfære (spredningssfære)

Opp til en høyde på 100 km er atmosfæren en homogen, godt blandet blanding av gasser. I høyere lag avhenger fordelingen av gasser etter høyde av deres molekylmasser avtar konsentrasjonen av tyngre gasser raskere med avstanden fra jordens overflate. På grunn av nedgangen i gasstetthet synker temperaturen fra 0 °C i stratosfæren til -110 °C i mesosfæren. Imidlertid tilsvarer den kinetiske energien til individuelle partikler i høyder på 200-250 km en temperatur på ~150 °C. Over 200 km observeres betydelige svingninger i temperatur og gasstetthet i tid og rom.

I en høyde på ca 2000-3500 km går eksosfæren gradvis over i den s.k. nær romvakuum, som er fylt med svært forsjeldne partikler av interplanetær gass, hovedsakelig hydrogenatomer. Men denne gassen representerer bare en del av det interplanetære stoffet. Den andre delen består av støvpartikler av kometær og meteorisk opprinnelse. I tillegg til ekstremt sjeldne støvpartikler trenger elektromagnetisk og korpuskulær stråling av sol- og galaktisk opprinnelse inn i dette rommet.

Anmeldelse

Troposfæren står for omtrent 80% av massen til atmosfæren, stratosfæren - omtrent 20%; massen til mesosfæren er ikke mer enn 0,3 %, termosfæren er mindre enn 0,05 % av atmosfærens totale masse.

Basert på elektriske egenskaper i atmosfæren, skiller de nøytrosfære Og ionosfære .

Avhengig av sammensetningen av gassen i atmosfæren slipper de ut homosfære Og heterosfære. Heterosfære– Dette er området der tyngdekraften påvirker separasjonen av gasser, siden deres blanding i en slik høyde er ubetydelig. Dette innebærer en variabel sammensetning av heterosfæren. Under den ligger en godt blandet, homogen del av atmosfæren, kalt homosfæren. Grensen mellom disse lagene kalles turbopausen, den ligger i en høyde på ca 120 km.

Andre egenskaper ved atmosfæren og effekter på menneskekroppen

Allerede i en høyde på 5 km over havet begynner en utrent person å oppleve oksygen sult, og uten tilpasning blir en persons ytelse betydelig redusert. Atmosfærens fysiologiske sone slutter her. Menneskelig pust blir umulig i en høyde på 9 km, selv om opp til ca. 115 km inneholder atmosfæren oksygen.

Atmosfæren forsyner oss med oksygenet som er nødvendig for å puste. Men på grunn av fallet i det totale trykket i atmosfæren, når du stiger til høyden, synker partialtrykket av oksygen tilsvarende.

I sjeldne luftlag er lydforplantning umulig. Opp til høyder på 60-90 km er det fortsatt mulig å bruke luftmotstand og løft for kontrollert aerodynamisk flyging. Men fra høyder på 100-130 km, mister begrepene M-nummeret og lydmuren, som er kjent for hver pilot, sin betydning: der passerer den konvensjonelle Karman-linjen, utenfor hvilken regionen med rent ballistisk flyging begynner, som bare kan kontrolleres ved hjelp av reaktive krefter.

I høyder over 100 km er atmosfæren blottet for en annen bemerkelsesverdig egenskap - evnen til å absorbere, lede og overføre Termisk energi ved konveksjon (det vil si ved å blande luft). Det betyr at ulike elementer av utstyr på den orbitale romstasjonen ikke vil kunne kjøles fra utsiden på samme måte som man vanligvis gjør på et fly – ved hjelp av luftstråler og luftradiatorer. I denne høyden, som i verdensrommet generelt, er den eneste måten å overføre varme på termisk stråling.

Historie om atmosfærisk dannelse

Ifølge den vanligste teorien har jordens atmosfære hatt tre forskjellige sammensetninger gjennom sin historie. Opprinnelig besto den av lette gasser (hydrogen og helium) fanget fra det interplanetære rommet. Dette er den såkalte primær atmosfære. På neste trinn førte aktiv vulkansk aktivitet til metning av atmosfæren med andre gasser enn hydrogen (karbondioksid, ammoniakk, vanndamp). Slik ble det dannet sekundær atmosfære. Denne atmosfæren var gjenopprettende. Videre ble prosessen med atmosfæredannelse bestemt av følgende faktorer:

• lekkasje av lette gasser (hydrogen og helium) inn i det interplanetære rommet;
• kjemiske reaksjoner som oppstår i atmosfæren under påvirkning av ultrafiolett stråling, lynutladninger og noen andre faktorer.

Gradvis førte disse faktorene til dannelsen tertiær atmosfære, karakterisert ved et mye lavere innhold av hydrogen og et mye høyere innhold av nitrogen og karbondioksid(dannes som et resultat av kjemiske reaksjoner fra ammoniakk og hydrokarboner).

Nitrogen

utdanning stor kvantitet nitrogen N 2 skyldes oksidasjonen av ammoniakk-hydrogen-atmosfæren av molekylært oksygen O 2, som begynte å komme fra overflaten av planeten som et resultat av fotosyntesen, som startet for 3 milliarder år siden. Nitrogen N2 slippes også ut i atmosfæren som følge av denitrifisering av nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oksideres av ozon til NO i den øvre atmosfæren.

Nitrogen N 2 reagerer kun under spesifikke forhold (for eksempel under et lynutladning). Oksydasjonen av molekylært nitrogen av ozon under elektriske utladninger brukes i små mengder i industriell produksjon av nitrogengjødsel. Cyanobakterier (blågrønnalger) og knutebakterier som danner rhizobial symbiose med belgplanter, som kan være effektiv grønngjødsel – planter som ikke utarmer, men beriker jorda med naturlig gjødsel, kan oksidere den med lavt energiforbruk og omdanne den til en biologisk aktiv form.

Oksygen

Sammensetningen av atmosfæren begynte å endre seg radikalt med utseendet til levende organismer på jorden, som et resultat av fotosyntese, ledsaget av frigjøring av oksygen og absorpsjon av karbondioksid. Opprinnelig ble oksygen brukt på oksidasjon av reduserte forbindelser - ammoniakk, hydrokarboner, jernholdig form av jern inneholdt i havene, etc. På slutten av dette stadiet begynte oksygeninnholdet i atmosfæren å øke. Etter hvert dannet det seg en moderne atmosfære med oksiderende egenskaper. Siden dette forårsaket alvorlige og brå endringer i mange prosesser i atmosfæren, litosfæren og biosfæren, ble denne hendelsen kalt oksygenkatastrofen.

Edelgasser

Luftforurensing

I I det siste Mennesket begynte å påvirke utviklingen av atmosfæren. Resultatet av menneskelig aktivitet har vært en konstant økning i innholdet av karbondioksid i atmosfæren på grunn av forbrenning av hydrokarbonbrensel akkumulert i tidligere geologiske epoker. Store mengder CO 2 forbrukes under fotosyntesen og absorberes av verdenshavene. Denne gassen kommer inn i atmosfæren på grunn av nedbrytning av karbonat steiner Og organisk materiale plante- og animalsk opprinnelse, samt på grunn av vulkanisme og menneskelig industriell aktivitet. I løpet av de siste 100 årene har innholdet av CO 2 i atmosfæren økt med 10 %, og hoveddelen (360 milliarder tonn) kommer fra forbrenning av drivstoff. Hvis veksthastigheten for forbrenning av drivstoff fortsetter, vil mengden CO 2 i atmosfæren fordobles i løpet av de neste 200-300 årene og kan føre til globale klimaendringer.

Forbrenning av drivstoff er hovedkilden til forurensende gasser (CO, SO2). Svoveldioksid oksideres av atmosfærisk oksygen til SO 3, og nitrogenoksid til NO 2 i de øvre lagene av atmosfæren, som igjen interagerer med vanndamp, og den resulterende svovelsyren H 2 SO 4 og salpetersyre HNO 3 faller til jordens overflate i formen såkalt sur nedbør. Bruk av forbrenningsmotorer fører til betydelig atmosfærisk forurensning med nitrogenoksider, hydrokarboner og blyforbindelser (tetraetylbly Pb(CH 3 CH 2) 4).

Aerosolforurensning av atmosfæren skyldes begge naturlige årsaker (vulkanutbrudd, støvstormer, medføring av dråper sjøvann og plantepollen, etc.), og Økonomisk aktivitet mennesker (utvinning av malm og byggematerialer, brenning av drivstoff, fremstilling av sement osv.). Intens storskala utslipp av partikler til atmosfæren er en av de mulige årsakene til klimaendringer på planeten.

se også

• Jacchia (atmosfæremodell)

Skriv en anmeldelse om artikkelen "Atmosphere of the Earth"

Notater

1. M. I. Budyko, K. Ya Kondratiev Jordens atmosfære // Great Soviet Encyclopedia. 3. utg. / Kap. utg. A. M. Prokhorov. - M.: Soviet Encyclopedia, 1970. - T. 2. Angola - Barzas. - s. 380-384.
2. - artikkel fra Geological Encyclopedia
4. Gribbin, John. Vitenskap. En historie (1543-2001). - L.: Penguin Books, 2003. - 648 s. - ISBN 978-0-140-29741-6.
5. Tans, Pieter. Globalt gjennomsnittlige årlige gjennomsnittsdata for havoverflaten. NOAA/ESRL. Hentet 19. februar 2014.(engelsk) (fra 2013)
6. IPCC (engelsk) (fra 1998).
7. S.P. Khromov Luftfuktighet // Great Soviet Encyclopedia. 3. utg. / Kap. utg. A. M. Prokhorov. - M.: Soviet Encyclopedia, 1971. - T. 5. Veshin - Gazli. - S. 149.
8. (Engelsk) SpaceDaily, 16.07.2010

Litteratur

1. V.V. Parin, F.P. Kosmolinsky, B.A. Dushkov"Rombiologi og medisin" (2. utgave, revidert og utvidet), M.: "Prosveshcheniye", 1975, 223 s.
2. N.V. Gusakova"Kjemi miljø", Rostov-on-Don: Phoenix, 2004, 192 med ISBN 5-222-05386-5
3. Sokolov V.A. Geochemistry of natural gases, M., 1971;
4. McEwen M., Phillips L. Atmospheric Chemistry, M., 1978;
5. Wark K., Warner S. Luftforurensing. Kilder og kontroll, trans. fra engelsk, M.. 1980;
6. Overvåking av bakgrunnsforurensning av naturmiljø. V. 1, L., 1982.

Lenker

• // 17. desember 2013, FOBOS-senteret

Jordens historie Jordens fysiske egenskaper Jordens skjell Geografi og geologi Miljø se også

Utdrag som karakteriserer jordens atmosfære

Da Pierre nærmet seg dem, la han merke til at Vera var i en selvtilfreds samtale, prins Andrei (som sjelden skjedde med ham) virket flau.
- Hva tror du? – sa Vera med et subtilt smil. "Du, prins, er så innsiktsfull og forstår så umiddelbart karakteren til mennesker." Hva synes du om Natalie, kan hun være konstant i sine følelser, kan hun, som andre kvinner (Vera mente seg selv), elske en person én gang og forbli trofast mot ham for alltid? Dette er hva jeg tenker ekte kjærlighet. Hva synes du, prins?
«Jeg kjenner søsteren din for lite,» svarte prins Andrei med et hånende smil, hvorunder han ville skjule sin forlegenhet, «for å løse et så delikat spørsmål; og så la jeg merke til at jo mindre jeg liker en kvinne, jo mer konstant er hun,” la han til og så på Pierre, som kom bort til dem på den tiden.
– Ja, det er sant, prins; i vår tid», fortsatte Vera (nevner vår tid, som trangsynte mennesker vanligvis liker å nevne, og tror at de har funnet og verdsatt vår tids trekk og at menneskenes egenskaper endrer seg over tid), i vår tid en jente har så mye frihet at le plaisir d"etre courtisee [gleden av å ha beundrere] ofte overdøver den sanne følelsen i henne. Et Nathalie, il faut l"avouer, y est tres sensible. [Og Natalya, jeg må innrømme, er veldig følsom overfor dette.] Tilbakekomsten til Natalie fikk igjen prins Andrei til å rynke på nesen; han ville reise seg, men Vera fortsatte med et enda mer raffinert smil.
"Jeg tror ingen var kurtiser [gjenstand for frieri] som henne," sa Vera; - men aldri, før helt nylig, likte hun seriøst noen. «Du vet, grev,» vendte hun seg mot Pierre, «selv vår kjære fetter Boris, som var entre nous [mellom oss], veldig, veldig dans le pays du tendre... [i ømhetens land...]
Prins Andrei rynket pannen og forble taus.
– Du er venn med Boris, er du ikke? - Vera fortalte ham.
- Ja, jeg kjenner ham...
– Fortalte han deg riktig om barndommens kjærlighet til Natasha?
– Var det barndomskjærlighet? – spurte prins Andrei plutselig og rødmet uventet.
- Ja. Vous savez entre cousin et cousine cette intim mene quelquefois a l"amour: le cousinage est un dangereux voisinage, N"est ce pas? [Du vet, mellom en fetter og søster, denne nærheten fører noen ganger til kjærlighet. Et slikt slektskap er et farlig nabolag. Er det ikke?]
"Å, uten tvil," sa prins Andrei, og plutselig, unaturlig animert, begynte han å spøke med Pierre om hvordan han skulle være forsiktig i behandlingen av sine 50 år gamle Moskva-søskenbarn, og midt i spøkesamtalen. han reiste seg og tok under armen på Pierre og tok ham til side.
- Vi vil? - sa Pierre, og så med overraskelse på den merkelige animasjonen til vennen hans og la merke til blikket han kastet på Natasha mens han reiste seg.
"Jeg trenger, jeg må snakke med deg," sa prins Andrei. – Du kjenner kvinnehanskene våre (han snakket om de frimurerhanskene som ble gitt til en nyvalgt bror for å gi til sin elskede kvinne). «Jeg... Men nei, jeg snakker med deg senere...» Og med en merkelig gnisten i øynene og angst i bevegelsene, gikk prins Andrei bort til Natasha og satte seg ved siden av henne. Pierre så prins Andrei spørre henne om noe, og hun rødmet og svarte ham.
Men på dette tidspunktet henvendte Berg seg til Pierre og ba ham innstendig om å delta i striden mellom generalen og obersten om spanske anliggender.
Berg var fornøyd og glad. Gledens smil forlot ikke ansiktet hans. Kvelden var veldig bra og akkurat som andre kvelder han hadde sett. Alt var likt. Og damenes, delikate samtaler og kort, og en general på kort, som hever stemmen, og en samovar og småkaker; men en ting manglet fortsatt, noe som han alltid så om kveldene, som han ville etterligne.
Det manglet høylytte samtaler mellom menn og krangel om noe viktig og smart. Generalen startet denne samtalen og Berg trakk Pierre til seg.

Dagen etter dro prins Andrei til Rostovs for å spise middag, som grev Ilya Andreich kalte ham, og tilbrakte hele dagen med dem.
Alle i huset følte hvem prins Andrei reiste for, og han prøvde uten å gjemme seg å være sammen med Natasha hele dagen. Ikke bare i Natasjas redde, men glade og entusiastiske sjel, men i hele huset var det en følelse av frykt for noe viktig som var i ferd med å skje. Grevinnen så på prins Andrei med triste og alvorlig strenge øyne da han snakket med Natasha, og begynte sjenert og fingert en ubetydelig samtale så snart han så tilbake på henne. Sonya var redd for å forlate Natasha og var redd for å være en hindring når hun var sammen med dem. Natasha ble blek av frykt for forventning da hun ble alene med ham i minutter. Prins Andrei overrasket henne med sin fryktsomhet. Hun følte at han trengte å fortelle henne noe, men at han ikke klarte å gjøre det.
Da prins Andrey dro om kvelden, kom grevinnen bort til Natasha og sa hviskende:
- Vi vil?
"Mamma, for guds skyld ikke spør meg om noe nå." "Du kan ikke si det," sa Natasha.
Men til tross for dette, den kvelden lå Natasha, noen ganger spent, noen ganger redd, med faste øyne, lenge i morens seng. Enten fortalte hun henne hvordan han roste henne, så hvordan han sa at han ville reise til utlandet, så hvordan han spurte hvor de skulle bo i sommer, så hvordan han spurte henne om Boris.
- Men dette, dette... har aldri skjedd meg! - hun sa. "Bare jeg er redd foran ham, jeg er alltid redd foran ham, hva betyr det?" Det betyr at det er ekte, ikke sant? Mamma, sover du?
"Nei, min sjel, jeg er redd selv," svarte moren. - Gå.
- Jeg vil ikke sove uansett. Hva er det for tull å sove? Mamma, mamma, dette har aldri skjedd meg! – sa hun med overraskelse og redsel over følelsen hun kjente igjen i seg selv. – Og kunne vi tenke!...
Det virket for Natasha at selv da hun først så prins Andrey i Otradnoye, ble hun forelsket i ham. Hun så ut til å bli skremt av denne merkelige, uventede lykken, at den hun hadde valgt den gang (hun var fast overbevist om dette), at den samme nå hadde møtt henne igjen, og det virket som om hun ikke var likegyldig til henne. . «Og han måtte komme til St. Petersburg med vilje nå som vi er her. Og vi måtte møtes på dette ballet. Det hele er skjebne. Det er klart at dette er skjebnen, at alt dette førte til dette. Selv da, så snart jeg så ham, følte jeg noe spesielt.»
- Hva annet fortalte han deg? Hvilke vers er dette? Les ... - sa moren ettertenksomt og spurte om diktene som prins Andrei skrev i Natasjas album.
"Mamma, er det ikke synd at han er enkemann?"
- Det er nok, Natasha. Be til Gud. Les Marieiages se font dans les cieux. [Ekteskap blir til i himmelen.]
– Kjære, mor, hvor jeg elsker deg, hvor godt det får meg til å føle meg! – ropte Natasha, gråt tårer av lykke og spenning og klemte moren.
Samtidig satt prins Andrei sammen med Pierre og fortalte ham om hans kjærlighet til Natasha og hans faste intensjon om å gifte seg med henne.

På denne dagen hadde grevinne Elena Vasilyevna en mottakelse, det var en fransk utsending, det var en prins, som nylig hadde blitt en hyppig besøkende i grevinnens hus, og mange strålende damer og menn. Pierre var nede, gikk gjennom gangene og overrasket alle gjestene med sitt konsentrerte, fraværende og dystre utseende.
Siden balltiden hadde Pierre kjent hypokondriens nærme angrep og med desperat innsats forsøkt å kjempe mot dem. Siden prinsens tilnærming til sin kone, ble Pierre uventet innvilget en kammerherre, og fra den tiden begynte han å føle tyngde og skam i storsamfunnet, og oftere fv. mørke tanker om nytteløsheten i alt menneskelig. Samtidig forsterket følelsen han la merke til mellom Natasha, som han beskyttet, og prins Andrei, hans motsetning mellom hans stilling og vennens stilling, denne dystre stemningen ytterligere. Han prøvde like mye å unngå tanker om kona og om Natasha og prins Andrei. Igjen virket alt ubetydelig for ham i forhold til evigheten, igjen stilte spørsmålet seg: "hvorfor?" Og han tvang seg selv dag og natt til å arbeide med frimurerverk, i håp om å avverge den onde åndens tilnærming. Pierre, klokken 12, etter å ha forlatt grevinnens kamre, satt oppe i et røykfylt, lavt rom, i en slitt morgenkåpe foran bordet, og kopierte ut autentiske skotske handlinger, da noen kom inn på rommet hans. Det var prins Andrei.
"Å, det er deg," sa Pierre med et fraværende og misfornøyd blikk. "Og jeg jobber," sa han og pekte på en notatbok med det blikket til frelse fra livets vanskeligheter som ulykkelige mennesker ser på arbeidet sitt med.
Prins Andrei, med et strålende, entusiastisk ansikt og fornyet liv, stoppet foran Pierre, og uten å legge merke til det triste ansiktet hans, smilte han til ham med lykkens egoisme.
"Vel, min sjel," sa han, "i går ville jeg fortelle deg det, og i dag kom jeg til deg for dette." Jeg har aldri opplevd noe lignende. Jeg er forelsket, min venn.
Pierre sukket plutselig tungt og falt sammen med sin tunge kropp på sofaen, ved siden av prins Andrei.
- Til Natasha Rostova, ikke sant? - han sa.
– Ja, ja, hvem? Jeg ville aldri tro det, men denne følelsen er sterkere enn meg. I går led jeg, jeg led, men jeg ville ikke gi opp denne plagen for noe i verden. Jeg har ikke levd før. Nå er det bare jeg som lever, men jeg kan ikke leve uten henne. Men kan hun elske meg?... Jeg er for gammel for henne... Hva sier du ikke?...
- JEG? JEG? "Hva sa jeg til deg," sa Pierre plutselig, reiste seg og begynte å gå rundt i rommet. – Jeg har alltid tenkt at... Denne jenta er en slik skatt, slik... Dette sjelden jente... Kjære venn, jeg ber deg, ikke bli smart, ikke tvil, gift deg, gift deg og gift deg... Og jeg er sikker på at det ikke vil være noen lykkeligere person enn deg.
- Men hun!
- Hun elsker deg.
«Ikke snakk tull...» sa prins Andrei, smilte og så inn i øynene til Pierre.
"Han elsker meg, jeg vet," ropte Pierre sint.
"Nei, hør," sa prins Andrei og stoppet ham ved hånden. – Vet du hvilken situasjon jeg er i? Jeg må fortelle alt til noen.
"Vel, vel, si, jeg er veldig glad," sa Pierre, og ansiktet hans forandret seg, rynkene jevnet seg ut, og han lyttet gledelig til prins Andrei. Prins Andrei virket og var en helt annen, ny person. Hvor var hans melankoli, hans forakt for livet, hans skuffelse? Pierre var eneste person, som han våget å snakke med; men han ga ham uttrykk for alt som var i hans sjel. Enten la han enkelt og frimodig planer for en lang fremtid, snakket om hvordan han ikke kunne ofre sin lykke for farens innfall, hvordan han ville tvinge sin far til å gå med på dette ekteskapet og elske henne eller gjøre det uten hans samtykke, så ble overrasket over hvordan noe rart, fremmed, uavhengig av ham, påvirket av følelsen som besatte ham.
"Jeg ville ikke tro på noen som fortalte meg at jeg kunne elske slik," sa prins Andrei. "Dette er ikke den følelsen jeg hadde før." Hele verden er delt for meg i to halvdeler: en - hun og der er all håpets lykke, lys; den andre halvparten er alt der hun ikke er der, det er all motløshet og mørke...
"Mørke og dysterhet," gjentok Pierre, "ja, ja, jeg forstår det."
– Jeg kan ikke annet enn å elske verden, det er ikke min feil. Og jeg er veldig glad. Du forstår meg? Jeg vet du er glad i meg.
"Ja, ja," bekreftet Pierre og så på vennen sin med ømme og triste øyne. Jo lysere skjebnen til prins Andrei virket for ham, jo ​​mørkere virket hans egen.

For å gifte seg trengte farens samtykke, og for dette, dagen etter, dro prins Andrei til faren.
Faren, med ytre rolig, men indre sinne, aksepterte sønnens budskap. Han kunne ikke forstå at noen ville endre livet, å introdusere noe nytt i det, når livet allerede var slutt for ham. "Hvis de bare ville la meg leve slik jeg vil, og så ville vi gjort det vi ville," sa den gamle mannen til seg selv. Sammen med sønnen brukte han imidlertid diplomatiet som han brukte ved viktige anledninger. Med en rolig tone diskuterte han hele saken.
For det første var ikke ekteskapet strålende med tanke på slektskap, rikdom og adel. For det andre var prins Andrei ikke i sin første ungdom og hadde dårlig helse (den gamle mannen var spesielt forsiktig med dette), og hun var veldig ung. For det tredje var det en sønn som det var synd å gi til jenta. For det fjerde, endelig,” sa faren og så hånende på sønnen, “ber jeg deg, utsett saken et år, dra til utlandet, få behandling, finn, som du vil, en tysker til prins Nikolai, og så, hvis det er kjærlighet, lidenskap, sta, hva du vil, så flott, så gift deg.
«Og dette er mitt siste ord, du vet, mitt siste...» avsluttet prinsen i en tone som viste at ingenting ville tvinge ham til å endre avgjørelsen.
Prins Andrei så tydelig at den gamle mannen håpet at følelsen av ham eller hans fremtidige brud ikke ville tåle årets prøve, eller at han selv, den gamle prinsen, ville dø på dette tidspunktet, og bestemte seg for å oppfylle farens vilje: å fri til og utsette bryllupet i ett år.
Tre uker etter sin siste kveld med Rostovs, vendte prins Andrei tilbake til St. Petersburg.

Neste dag etter hennes forklaring med moren, ventet Natasha hele dagen på Bolkonsky, men han kom ikke. Neste, tredje dag skjedde det samme. Pierre kom heller ikke, og Natasha, uten å vite at prins Andrei hadde gått til faren sin, kunne ikke forklare hans fravær.
Tre uker gikk slik. Natasha ønsket ikke å gå noe sted, og som en skygge, ledig og trist, gikk hun fra rom til rom, gråt i hemmelighet fra alle om kvelden og viste seg ikke for moren om kveldene. Hun rødmet konstant og irriterte seg. Det virket for henne som om alle visste om skuffelsen hennes, lo og syntes synd på henne. Med all styrken av hennes indre sorg forsterket denne forfengelige sorgen hennes ulykke.
En dag kom hun til grevinnen, ville fortelle henne noe, og begynte plutselig å gråte. Tårene hennes var tårene til et fornærmet barn som selv ikke vet hvorfor han blir straffet.
Grevinnen begynte å roe Natasha ned. Natasha, som først hadde lyttet til morens ord, avbrøt henne plutselig:
- Slutt, mamma, jeg tenker ikke, og jeg vil ikke tenke! Så jeg kjørte og stoppet, og stoppet...
Stemmen hennes skalv, hun nesten gråt, men hun kom seg og fortsatte rolig: "Og jeg vil ikke gifte meg i det hele tatt." Og jeg er redd for ham; Nå har jeg roet meg helt, helt ned...
Dagen etter denne samtalen tok Natasha på seg den gamle kjolen, som hun var spesielt berømt for den munterhet den brakte om morgenen, og om morgenen begynte hun på sin gamle livsstil, som hun hadde falt bak etter ballet. Etter å ha drukket te, gikk hun til salen, som hun elsket spesielt for sin sterke resonans, og begynte å synge solfeges (sangøvelser). Etter å ha fullført den første leksjonen, stoppet hun midt i salen og gjentok en musikalsk frase som hun likte spesielt godt. Hun lyttet gledelig til (som om det var uventet for henne) sjarmen som disse skimrende lydene fylte hele salens tomhet med og sakte frøs, og hun følte seg plutselig munter. "Det er godt å tenke så mye på det," sa hun til seg selv og begynte å gå frem og tilbake rundt i gangen, ikke med enkle skritt på det ringende parkettgulvet, men for hvert skritt som gikk fra hælen (hun hadde på seg sin nye , favorittsko) til tå, og like gledelig som jeg lytter til lyden av min egen stemme, lytter til denne avmålte klatringen av en hæl og knirkingen fra en sokk. Hun gikk forbi speilet og så inn i det. - "Her er jeg!" som om ansiktsuttrykket hennes da hun så seg selv snakket. – «Vel, det er bra. Og jeg trenger ingen."
Fotmannen ville inn for å rydde noe i gangen, men hun slapp ham ikke inn, lukket igjen døren bak seg og fortsatte sin tur. I morges vendte hun tilbake til sin favoritttilstand av selvkjærlighet og beundring for seg selv. - "For en sjarm denne Natasha er!" sa hun igjen til seg selv med ordene til en tredje, kollektiv, mannlig person. "Hun er god, hun har en stemme, hun er ung, og hun plager ingen, bare la henne være i fred." Men uansett hvor mye de lot henne være i fred, kunne hun ikke lenger være rolig og hun kjente det umiddelbart.
Inngangsdøren åpnet seg i gangen, og noen spurte: «Er du hjemme?» og noens skritt ble hørt. Natasha så i speilet, men hun så ikke seg selv. Hun lyttet til lyder i salen. Da hun så seg selv, var ansiktet hennes blekt. Det var han. Hun visste dette med sikkerhet, selv om hun knapt hørte lyden av stemmen hans fra de lukkede dørene.
Natasha, blek og redd, løp inn i stua.
– Mamma, Bolkonsky har kommet! - hun sa. – Mamma, dette er forferdelig, dette er uutholdelig! – Jeg vil ikke... lide! Hva burde jeg gjøre?…
Før grevinnen i det hele tatt rakk å svare henne, kom prins Andrei inn i stua med et engstelig og alvorlig ansikt. Så snart han så Natasha, lyste ansiktet hans opp. Han kysset hånden til grevinnen og Natasja og satte seg ved sofaen.
"Vi har ikke hatt gleden på lenge ..." begynte grevinnen, men prins Andrei avbrøt henne, svarte på spørsmålet hennes og hadde tydeligvis hastverk med å si det han trengte.
"Jeg var ikke med deg hele denne tiden fordi jeg var sammen med faren min: Jeg trengte å snakke med ham om en veldig viktig sak." "Jeg kom akkurat tilbake i går kveld," sa han og så på Natasha. "Jeg trenger å snakke med deg, grevinne," la han til etter et øyeblikks stillhet.
Grevinnen sukket tungt og senket øynene.
"Jeg står til tjeneste," sa hun.
Natasha visste at hun måtte gå, men hun kunne ikke gjøre det: noe klemte halsen hennes, og hun så uhøflig, direkte, med åpne øyne på prins Andrei.
"Nå? Dette minuttet!... Nei, dette kan ikke være!» hun trodde.
Han så på henne igjen, og dette blikket overbeviste henne om at hun ikke tok feil. "Ja, nå, akkurat i dette øyeblikket, ble skjebnen hennes avgjort."
"Kom, Natasha, jeg ringer deg," sa grevinnen hviskende.
Natasha så på prins Andrei og moren hennes med redde, bedende øyne og gikk.
"Jeg kom, grevinne, for å be om din datters hånd i ekteskap," sa prins Andrei. Grevinnens ansikt rødmet, men hun sa ingenting.
«Forslaget ditt...» begynte grevinnen rolig. «Han var stille og så henne inn i øynene. – Tilbudet ditt... (hun var flau) vi er fornøyde, og... Jeg aksepterer tilbudet ditt, jeg er glad. Og mannen min... håper jeg... men det kommer an på henne...
"Jeg skal fortelle henne når jeg har ditt samtykke... gir du meg det?" - sa prins Andrei.
«Ja,» sa grevinnen og rakte ut hånden til ham og presset med en blandet følelse av avstand og ømhet leppene hennes mot pannen hans mens han lente seg over hånden hennes. Hun ville elske ham som en sønn; men hun følte at han var en fremmed og en forferdelig person for henne. "Jeg er sikker på at mannen min vil være enig," sa grevinnen, "men din far ...
– Min far, som jeg formidlet planene mine til, gjorde det til en uunnværlig betingelse for samtykke at bryllupet ikke skulle være før et år. Og det var dette jeg ville fortelle deg, sa prins Andrei.
– Det er sant at Natasha fortsatt er ung, men så lenge.
"Det kunne ikke vært annerledes," sa prins Andrei med et sukk.
"Jeg skal sende den til deg," sa grevinnen og forlot rommet.
«Herre, forbarm deg over oss,» gjentok hun og lette etter datteren. Sonya sa at Natasha er på soverommet. Natasha satt på sengen sin, blek, med tørre øyne, så på bildene og krysset seg raskt og hvisket noe. Da hun så moren sin, spratt hun opp og skyndte seg til henne.
- Hva? Mamma?... Hva?
- Gå, gå til ham. «Han ber om hånden din», sa grevinnen kaldt, slik det virket for Natasha... «Kom... kom,» sa moren med sorg og bebreidelse etter sin løpende datter, og sukket tungt.
Natasha husket ikke hvordan hun kom inn i stuen. Da hun kom inn døren og så ham, stoppet hun. "Har denne fremmede virkelig blitt alt for meg nå?" spurte hun seg selv og svarte øyeblikkelig: "Ja, det er det: han alene er nå kjærere for meg enn alt i verden." Prins Andrei nærmet seg henne og senket øynene.
"Jeg elsket deg fra det øyeblikket jeg så deg." Kan jeg håpe?
Han så på henne, og den alvorlige lidenskapen i uttrykket hennes slo ham. Ansiktet hennes sa: «Hvorfor spørre? Hvorfor tvile på noe du ikke kan unngå å vite? Hvorfor snakke når du ikke kan uttrykke med ord hva du føler."
Hun gikk bort til ham og stoppet. Han tok hånden hennes og kysset den.
- Elsker du meg?
"Ja, ja," sa Natasha som med irritasjon, sukket høyt, og en annen gang, oftere og oftere, og begynte å hulke.
- Om hva? Hva feiler det deg?
"Å, jeg er så glad," svarte hun, smilte gjennom tårene, bøyde seg nærmere ham, tenkte et sekund, som om hun spurte seg selv om dette var mulig, og kysset ham.
Prins Andrei holdt hendene hennes, så inn i øynene hennes og fant ikke den samme kjærligheten til henne i sjelen hans. Noe snudde plutselig i sjelen hans: det var ingen tidligere poetisk og mystisk begjær, men det var medlidenhet med hennes feminine og barnlige svakhet, det var frykt for hennes hengivenhet og godtroenhet, en tung og samtidig gledelig bevissthet om plikten. som for alltid knyttet ham til henne. Den virkelige følelsen, selv om den ikke var like lett og poetisk som den forrige, var mer alvorlig og sterkere.

Den nøyaktige størrelsen på atmosfæren er ukjent, siden dens øvre grense ikke er tydelig synlig. Imidlertid har strukturen til atmosfæren blitt studert nok til at alle kan få en ide om hvordan den gassformede konvolutten til planeten vår er strukturert.

Forskere som studerer atmosfærens fysikk definerer den som regionen rundt jorden som roterer med planeten. FAI gir følgende definisjon:

• Grensen mellom rom og atmosfære går langs Karman-linjen. Denne linjen, i henhold til definisjonen av samme organisasjon, er en høyde over havet som ligger i en høyde på 100 km.

Alt over denne linjen er verdensrommet. Atmosfæren beveger seg gradvis inn i det interplanetære rommet, og det er derfor det er forskjellige ideer om størrelsen.

Med den nedre grensen til atmosfæren er alt mye enklere - det passerer langs overflaten av jordskorpen og vannoverflaten på jorden - hydrosfæren. I dette tilfellet går grensen, kan man si, sammen med jord- og vannoverflaten, siden partiklene der også er oppløste luftpartikler.

Hvilke lag i atmosfæren er inkludert i jordens størrelse?

Interessant faktum: om vinteren er det lavere, om sommeren er det høyere.

Det er i dette laget turbulens, antisykloner og sykloner oppstår, og skyer dannes. Det er denne sfæren som er ansvarlig for dannelsen av vær, omtrent 80% av alle luftmasser i den.

Tropopausen er et lag der temperaturen ikke synker med høyden. Over tropopausen, i en høyde over 11 og opptil 50 km ligger. Stratosfæren inneholder et lag av ozon, som er kjent for å beskytte planeten mot ultrafiolette stråler. Luften i dette laget er tynn, noe som forklarer den karakteristiske lilla fargen på himmelen. Hastigheten på luftstrømmene her kan nå 300 km/t. Mellom stratosfæren og mesosfæren er det en stratopause - en grensekule der temperaturmaksimum oppstår.

Det neste laget er . Den strekker seg til høyder på 85-90 kilometer. Fargen på himmelen i mesosfæren er svart, så stjerner kan observeres selv om morgenen og ettermiddagen. De mest komplekse fotokjemiske prosessene finner sted der, hvor det oppstår atmosfærisk glød.

Mellom mesosfæren og neste lag er det en mesopause. Det er definert som et overgangslag der et temperaturminimum observeres. Høyere oppe, i en høyde av 100 kilometer over havet, ligger Karman-linjen. Over denne linjen er termosfæren (høydegrense 800 km) og eksosfæren, som også kalles "spredningssonen". I en høyde på omtrent 2-3 tusen kilometer går den inn i romvakuumet.

Tatt i betraktning at det øvre laget av atmosfæren ikke er tydelig synlig, er dens nøyaktige størrelse umulig å beregne. I tillegg er det i forskjellige land organisasjoner som har forskjellige meninger om denne saken. Det er verdt å merke seg at Karman linje kan betraktes som grensen til jordens atmosfære kun betinget, siden ulike kilder bruke forskjellige grensemarkører. Dermed kan du i noen kilder finne informasjon om at den øvre grensen passerer i en høyde på 2500-3000 km.

NASA bruker 122 kilometer-merket for beregninger. For ikke lenge siden ble det utført eksperimenter som avklarte grensen til å ligge på rundt 118 km.

STRUKTUR AV ATMOSFÆREN

Atmosfære(fra gammelgresk ἀτμός - damp og σφαῖρα - ball) - gassskallet (geosfæren) som omgir planeten Jorden. Dens indre overflate dekker hydrosfæren og delvis jordskorpen, mens dens ytre overflate grenser til den jordnære delen av verdensrommet.

Fysiske egenskaper

Atmosfærens tykkelse er omtrent 120 km fra jordens overflate. Den totale massen av luft i atmosfæren er (5,1-5,3) 10 18 kg. Av disse er massen av tørr luft (5,1352 ± 0,0003) 10 18 kg, den totale massen av vanndamp er i gjennomsnitt 1,27 10 16 kg.

Den molare massen av ren tørr luft er 28,966 g/mol, og lufttettheten ved havoverflaten er omtrent 1,2 kg/m3. Trykket ved 0 °C ved havnivå er 101.325 kPa; kritisk temperatur - −140,7 °C; kritisk trykk - 3,7 MPa; Cp ved 0 °C - 1,0048·103 J/(kg·K), Cv - 0,7159·103 J/(kg·K) (ved 0 °C). Løselighet av luft i vann (i massevis) ved 0 °C - 0,0036 %, ved 25 °C - 0,0023 %.

Følgende er akseptert som "normale forhold" ved jordoverflaten: tetthet 1,2 kg/m3, barometertrykk 101,35 kPa, temperatur pluss 20 °C og relativ fuktighet 50 %. Disse betingede indikatorene har rent teknisk betydning.

Atmosfærens struktur

Atmosfæren har en lagdelt struktur. Lagene i atmosfæren skiller seg fra hverandre i lufttemperatur, dens tetthet, mengden vanndamp i luften og andre egenskaper.

Troposfæren(gammelgresk τρόπος - "sving", "endre" og σφαῖρα - "ball") - det nedre, mest studerte laget av atmosfæren, 8-10 km høyt i polarområdene, opp til 10-12 km i tempererte breddegrader, ved ekvator - 16-18 km.

Ved stigning i troposfæren synker temperaturen med gjennomsnittlig 0,65 K hver 100 m og når 180-220 K i den øvre delen. Dette øvre laget av troposfæren, der temperaturreduksjonen med høyden stopper, kalles tropopausen. Det neste laget av atmosfæren, som ligger over troposfæren, kalles stratosfæren.

Mer enn 80 % av den totale massen av atmosfærisk luft er konsentrert i troposfæren, turbulens og konveksjon er høyt utviklet, den dominerende delen av vanndamp er konsentrert, skyer oppstår, atmosfæriske fronter dannes, sykloner og antisykloner utvikles, så vel som andre prosesser. som bestemmer vær og klima. Prosessene som skjer i troposfæren er først og fremst forårsaket av konveksjon.

Den delen av troposfæren der dannelsen av isbreer på jordoverflaten er mulig kalles kionosfæren.

Tropopause(fra gresk τροπος - vending, endring og παῦσις - stopp, avslutning) - et lag av atmosfæren der nedgangen i temperatur med høyden stopper; overgangslag fra troposfæren til stratosfæren. I jordens atmosfære ligger tropopausen i høyder fra 8-12 km (over havet) i polarområdene og opp til 16-18 km over ekvator. Høyden på tropopausen avhenger også av tiden på året (om sommeren er tropopausen høyere enn om vinteren) og syklonaktivitet (i sykloner er den lavere, og i antisykloner er den høyere)

Tykkelsen på tropopausen varierer fra flere hundre meter til 2-3 kilometer. I subtropene observeres tropopausebrudd på grunn av kraftige jetstrømmer. Tropopausen over visse områder blir ofte ødelagt og omdannet.

Stratosfæren(fra latin stratum - gulv, lag) - et lag av atmosfæren som ligger i en høyde på 11 til 50 km. Karakterisert av en liten temperaturendring i 11-25 km-laget (nedre lag av stratosfæren) og en økning i temperatur i 25-40 km-laget fra -56,5 til 0,8 ° C (øvre lag av stratosfæren eller inversjonsregionen) . Etter å ha nådd en verdi på ca. 273 K (nesten 0 °C) i en høyde på ca. 40 km, holder temperaturen seg konstant opp til en høyde på ca. 55 km. Dette området med konstant temperatur kalles stratopausen og er grensen mellom stratosfæren og mesosfæren. Lufttettheten i stratosfæren er titalls og hundrevis av ganger mindre enn ved havnivå.

Det er i stratosfæren at ozonlaget («ozonlaget») befinner seg (i en høyde på 15-20 til 55-60 km), som bestemmer den øvre grensen for liv i biosfæren. Ozon (O 3) dannes som et resultat av fotokjemiske reaksjoner mest intensivt i en høyde på ~30 km. Den totale massen av O 3 ville utgjøre et lag 1,7-4,0 mm tykt ved normalt trykk, men dette er nok til å absorbere livsødeleggende ultrafiolett stråling fra Solen. Ødeleggelsen av O 3 skjer når det interagerer med frie radikaler, NO og halogenholdige forbindelser (inkludert "freoner").

I stratosfæren beholdes det meste av den kortbølgede delen av ultrafiolett stråling (180-200 nm) og energien til kortbølger transformeres. Under påvirkning av disse strålene endres de magnetiske felt, molekyler desintegrerer, ionisering skjer og nydannelse av gasser og andre kjemiske forbindelser oppstår. Disse prosessene kan observeres i form av nordlys, lyn og andre gløder.

I stratosfæren og høyere lag, under påvirkning av solstråling, dissosierer gassmolekyler til atomer (over 80 km CO 2 og H 2 dissosieres, over 150 km - O 2, over 300 km - N 2). I en høyde på 200-500 km skjer ionisering av gasser også i ionosfæren i en høyde på 320 km, konsentrasjonen av ladede partikler (O + 2, O − 2, N + 2) er ~ 1/300 av; konsentrasjon av nøytrale partikler. I de øvre lagene av atmosfæren er det frie radikaler - OH, HO 2, etc.

Det er nesten ingen vanndamp i stratosfæren.

Flyreiser inn i stratosfæren begynte på 1930-tallet. Flyturen på den første stratosfæriske ballongen (FNRS-1), som ble foretatt av Auguste Picard og Paul Kipfer 27. mai 1931 til en høyde på 16,2 km, er viden kjent. Moderne kamp- og supersoniske kommersielle fly flyr i stratosfæren i høyder generelt opp til 20 km (selv om det dynamiske taket kan være mye høyere). Værballonger i stor høyde stiger opp til 40 km; rekorden for en ubemannet ballong er 51,8 km.

Nylig, i amerikanske militærkretser, har mye oppmerksomhet blitt viet til utviklingen av lag i stratosfæren over 20 km, ofte kalt "pre-space". « nær verdensrommet» ). Det antas at ubemannede luftskip og solcelledrevne fly (som NASAs Pathfinder) vil kunne lang tid være i en høyde på ca. 30 km og gi overvåking og kommunikasjon til svært store områder, samtidig som de forblir lite sårbare for luftvernsystemer; Slike enheter vil være mange ganger billigere enn satellitter.

Stratopause- et lag av atmosfæren som er grensen mellom to lag, stratosfæren og mesosfæren. I stratosfæren øker temperaturen med økende høyde, og stratopausen er laget hvor temperaturen når sitt maksimum. Temperaturen i stratopausen er omtrent 0 °C.

Dette fenomenet observeres ikke bare på jorden, men også på andre planeter som har en atmosfære.

På jorden ligger stratopausen i en høyde på 50 - 55 km over havet. Atmosfærisk trykk er omtrent 1/1000 av havnivået.

Mesosfæren(fra gresk μεσο- - "midt" og σφαῖρα - "ball", "sfære") - et lag av atmosfæren i høyder fra 40-50 til 80-90 km. Karakterisert av en økning i temperatur med høyde; den maksimale (ca. +50°C) temperaturen ligger i en høyde på ca. 60 km, hvoretter temperaturen begynner å synke til −70° eller −80°C. Denne nedgangen i temperatur er assosiert med den kraftige absorpsjonen av solstråling (stråling) av ozon. Begrepet ble adoptert av Geographical and Geophysical Union i 1951.

Gasssammensetningen i mesosfæren, i likhet med de underliggende atmosfæriske lagene, er konstant og inneholder omtrent 80 % nitrogen og 20 % oksygen.

Mesosfæren er skilt fra den underliggende stratosfæren av stratopausen, og fra den overliggende termosfæren av mesopausen. Mesopause faller i utgangspunktet sammen med turbopause.

Meteorer begynner å gløde og brenner som regel helt opp i mesosfæren.

Noctilucent skyer kan dukke opp i mesosfæren.

For flyreiser er mesosfæren en slags "død sone" - luften her er for sjelden til å støtte fly eller ballonger (i en høyde på 50 km er lufttettheten 1000 ganger mindre enn ved havnivå), og samtidig for tett for kunstige flysatellitter i så lav bane. Direkte studier av mesosfæren utføres hovedsakelig ved bruk av suborbitale værraketter; Generelt har mesosfæren blitt studert mindre godt enn andre lag i atmosfæren, og det er grunnen til at forskere har kalt den "ignorosfæren".

Mesopause

Mesopause- et lag av atmosfæren som skiller mesosfæren og termosfæren. På jorden ligger den i en høyde på 80-90 km over havet. Ved mesopause er det et minimumstemperatur, som er ca -100 °C. Under (med utgangspunkt i en høyde på ca. 50 km) synker temperaturen med høyden, høyere (opp til en høyde på ca. 400 km) stiger den igjen. Mesopausen faller sammen med den nedre grensen til området for aktiv absorpsjon av røntgenstråler og kortbølget ultrafiolett stråling fra solen. I denne høyden observeres nattlysskyer.

Mesopause forekommer ikke bare på jorden, men også på andre planeter som har en atmosfære.

Karman Line- høyde over havet, som er konvensjonelt akseptert som grensen mellom jordens atmosfære og verdensrom.

I følge Fédération Aéronautique Internationale (FAI) definisjon ligger Karman-linjen i en høyde av 100 km over havet.

Høyden ble oppkalt etter Theodore von Karman, en amerikansk vitenskapsmann av ungarsk opprinnelse. Han var den første som fant ut at i omtrent denne høyden blir atmosfæren så sjeldne at luftfart blir umulig, siden hastigheten til flyet som kreves for å skape tilstrekkelig løft blir større enn den første kosmiske hastigheten, og derfor er det nødvendig for å oppnå større høyder å bruke astronautikk.

Jordens atmosfære fortsetter utenfor Karman-linjen. Den ytre delen av jordens atmosfære, eksosfæren, strekker seg til en høyde på 10 tusen km eller mer i denne høyden, atmosfæren består hovedsakelig av hydrogenatomer som er i stand til å forlate atmosfæren.

Å oppnå Karman-linjen var den første betingelsen for å motta Ansari X-prisen, da dette er grunnlaget for å anerkjenne flygningen som en romflukt.

Atmosfæren begynte å danne seg sammen med dannelsen av jorden. Under utviklingen av planeten og når parameterne nærmer seg moderne betydninger fundamentalt kvalitative endringer skjedde i dens kjemiske sammensetning og fysiske egenskaper. I følge den evolusjonære modellen var Jorden på et tidlig stadium i smeltet tilstand og ble for omtrent 4,5 milliarder år siden dannet som et fast legeme. Denne milepælen er tatt som begynnelsen på den geologiske kronologien. Fra det tidspunktet begynte den langsomme utviklingen av atmosfæren. Noen geologiske prosesser (for eksempel lavautløp under vulkanutbrudd) ble ledsaget av frigjøring av gasser fra jordens tarmer. De inkluderte nitrogen, ammoniakk, metan, vanndamp, CO-oksid og karbondioksid CO 2. Under påvirkning av ultrafiolett solstråling ble vanndamp spaltet til hydrogen og oksygen, men det frigjorte oksygenet reagerte med karbonmonoksid for å danne karbondioksid. Ammoniakk spaltes til nitrogen og hydrogen. Under diffusjonsprosessen steg hydrogen oppover og forlot atmosfæren, og tyngre nitrogen kunne ikke fordampe og akkumuleres gradvis, og ble hovedkomponenten, selv om noe av det ble bundet til molekyler som et resultat av kjemiske reaksjoner ( cm. ATMOSFÆRENS KJEMI). Under påvirkning av ultrafiolette stråler og elektriske utladninger gikk en blanding av gasser som var tilstede i den opprinnelige atmosfæren på jorden inn i kjemiske reaksjoner, noe som resulterte i dannelsen av organiske stoffer, spesielt aminosyrer. Med ankomsten av primitive planter begynte prosessen med fotosyntese, ledsaget av frigjøring av oksygen. Denne gassen, spesielt etter diffusjon til de øvre lagene av atmosfæren, begynte å beskytte de nedre lagene og jordoverflaten mot livstruende ultrafiolett og røntgenstråling. Ifølge teoretiske anslag kan oksygeninnholdet, 25 000 ganger mindre enn nå, allerede føre til dannelse av et ozonlag med bare halvparten av konsentrasjonen enn nå. Dette er imidlertid allerede nok til å gi svært betydelig beskyttelse av organismer mot de destruktive effektene av ultrafiolette stråler.

Det er sannsynlig at den primære atmosfæren inneholdt mye karbondioksid. Den ble brukt opp under fotosyntesen, og konsentrasjonen må ha gått ned etter hvert som planteverdenen utviklet seg og også på grunn av absorpsjon under visse geologiske prosesser. Fordi det Drivhuseffekt forbundet med tilstedeværelsen av karbondioksid i atmosfæren, er fluktuasjoner i konsentrasjonen en av viktige grunner slike store klimaendringer i jordens historie som istider.

Heliumet som finnes i den moderne atmosfæren er for det meste et produkt av radioaktivt forfall av uran, thorium og radium. Disse radioaktive elementene sender ut partikler, som er kjernene til heliumatomer. Siden det under radioaktivt forfall verken dannes eller ødelegges en elektrisk ladning, oppstår det ved dannelsen av hver a-partikkel to elektroner, som, rekombinert med a-partiklene, danner nøytrale heliumatomer. Radioaktive elementer er inneholdt i mineraler spredt i bergarter, så en betydelig del av heliumet som dannes som et resultat av radioaktivt forfall holdes tilbake i dem, og slipper veldig sakte ut i atmosfæren. En viss mengde helium stiger oppover i eksosfæren på grunn av diffusjon, men på grunn av den konstante tilstrømningen fra jordoverflaten forblir volumet av denne gassen i atmosfæren nesten uendret. Basert på spektralanalyse av stjernelys og studiet av meteoritter, er det mulig å estimere den relative mengden av ulike kjemiske elementer i universet. Konsentrasjonen av neon i verdensrommet er omtrent ti milliarder ganger høyere enn på jorden, krypton - ti millioner ganger og xenon - en million ganger. Det følger at konsentrasjonen av disse inerte gassene, som tilsynelatende opprinnelig var tilstede i jordens atmosfære og ikke ble etterfylt under kjemiske reaksjoner, sank sterkt, sannsynligvis til og med på stadiet av jordens tap av sin primære atmosfære. Et unntak er den inerte gassen argon, siden den i form av 40 Ar-isotopen fortsatt dannes under det radioaktive forfallet av kaliumisotopen.

Barometrisk trykkfordeling.

Den totale vekten av atmosfæriske gasser er ca. 4,5 x 10 15 tonn. Dermed er "vekten" av atmosfæren per arealenhet, eller atmosfærisk trykk, ved havnivå ca. 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2. Trykk lik P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Kunst. = 1 atm, tatt som standard gjennomsnittlig atmosfærisk trykk. For atmosfæren i en tilstand av hydrostatisk likevekt har vi: d P= –rgd h, betyr dette at i høydeintervallet fra h før h+d h inntreffer likhet mellom endringen i atmosfærisk trykk d P og vekten av det tilsvarende elementet i atmosfæren med enhetsareal, tetthet r og tykkelse d h. Som et forhold mellom press R og temperatur T Tilstandsligningen til en ideell gass med tetthet r, som er ganske anvendelig på jordens atmosfære, brukes: P= r R T/m, hvor m – molekylmasse, og R = 8,3 J/(K mol) er den universelle gasskonstanten. Deretter d logg P= – (m g/RT)d h= – bd h= – d h/H, hvor trykkgradienten er på en logaritmisk skala. Dens inverse verdi H kalles den atmosfæriske høydeskalaen.

Når man integrerer denne ligningen for en isoterm atmosfære ( T= const) eller for sin del der en slik tilnærming er tillatt, oppnås den barometriske loven for trykkfordeling med høyde: P = P 0 exp(– h/H 0), hvor høydereferansen h produsert fra havnivå, hvor standard gjennomsnittlig trykk er P 0 . Uttrykk H 0 = R T/ mg, kalles høydeskalaen, som karakteriserer atmosfærens utstrekning, forutsatt at temperaturen i den er lik overalt (isoterm atmosfære). Hvis atmosfæren ikke er isoterm, må integrasjonen ta hensyn til endringen i temperatur med høyden og parameteren N– noen lokale karakteristika for atmosfæriske lag, avhengig av deres temperatur og miljøets egenskaper.

Standard atmosfære.

Modell (tabell over verdier for hovedparametrene) som tilsvarer standardtrykk ved bunnen av atmosfæren R 0 og kjemisk sammensetning kalles en standard atmosfære. Mer presist er dette en betinget modell av atmosfæren, for hvilken gjennomsnittsverdiene for temperatur, trykk, tetthet, viskositet og andre egenskaper til luft i høyder fra 2 km under havnivå til den ytre grensen til jordens atmosfære er spesifisert. for breddegrad 45° 32ў 33І. Parametrene til den midtre atmosfæren i alle høyder ble beregnet ved å bruke tilstandsligningen til en ideell gass og den barometriske loven forutsatt at ved havnivå er trykket 1013,25 hPa (760 mm Hg) og temperaturen er 288,15 K (15,0 ° C). I henhold til arten av den vertikale temperaturfordelingen består den gjennomsnittlige atmosfæren av flere lag, i hvert av disse er temperaturen tilnærmet med en lineær funksjon av høyden. I det laveste laget - troposfæren (h Ј 11 km) synker temperaturen med 6,5 ° C med hver kilometer med stigning. I store høyder endres verdien og tegnet på den vertikale temperaturgradienten fra lag til lag. Over 790 km er temperaturen rundt 1000 K og endres praktisk talt ikke med høyden.

Standardatmosfæren er en periodisk oppdatert, legalisert standard, utstedt i form av tabeller.

Tabell 1. Standardmodell av jordens atmosfære

Tabell 1. STANDARD MODELL AV JORDENS ATMOSFÆRE. Tabellen viser: h– høyde fra havnivå, R- press, T– temperatur, r – tetthet, N– antall molekyler eller atomer per volumenhet, H– høydeskala, l– fri veilengde. Trykk og temperatur i en høyde på 80–250 km, hentet fra rakettdata, har lavere verdier. Verdier for høyder over 250 km oppnådd ved ekstrapolering er ikke særlig nøyaktige.
h(km)	P(mbar)	T(°C)	r (g/cm 3)	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

Troposfæren.

Det laveste og tetteste laget av atmosfæren, der temperaturen synker raskt med høyden, kalles troposfæren. Den inneholder opptil 80 % av atmosfærens totale masse og strekker seg i polar- og mellombreddegrader til høyder på 8–10 km, og i tropene opp til 16–18 km. Nesten alle værdannende prosesser utvikler seg her, varme- og fuktighetsutveksling skjer mellom jorden og dens atmosfære, skyer dannes og div. meteorologiske fenomener, det forekommer tåke og nedbør. Disse lagene av jordens atmosfære er i konvektiv likevekt og har takket være aktiv blanding en homogen kjemisk oppbygning, hovedsakelig fra molekylært nitrogen (78 %) og oksygen (21 %). Det store flertallet av naturlige og menneskeskapte aerosol- og gassluftforurensninger er konsentrert i troposfæren. Dynamikken til den nedre delen av troposfæren, opptil 2 km tykk, avhenger sterkt av egenskapene til jordens underliggende overflate, som bestemmer de horisontale og vertikale bevegelsene av luft (vind) forårsaket av overføring av varme fra varmere land gjennom den infrarøde strålingen fra jordoverflaten, som absorberes i troposfæren, hovedsakelig av damper vann og karbondioksid (drivhuseffekt). Temperaturfordelingen med høyde etableres som følge av turbulent og konvektiv blanding. I gjennomsnitt tilsvarer det et temperaturfall med høyde på ca. 6,5 K/km.

Vindstyrken i overflategrenselaget øker i utgangspunktet raskt med høyden, og over fortsetter den å øke med 2–3 km/s per kilometer. Noen ganger dukker det opp smale planetstrømmer (med en hastighet på mer enn 30 km/s) i troposfæren, vestlig på de midtre breddegrader og østlig nær ekvator. De kalles jetstrømmer.

Tropopause.

Ved den øvre grensen av troposfæren (tropopause) når temperaturen sin minimumsverdi for den nedre atmosfæren. Dette er overgangslaget mellom troposfæren og stratosfæren som ligger over den. Tykkelsen på tropopausen varierer fra hundrevis av meter til 1,5–2 km, og temperaturen og høyden varierer fra henholdsvis 190 til 220 K og fra 8 til 18 km, avhengig av breddegrad og sesong. På tempererte og høye breddegrader om vinteren er det 1–2 km lavere enn om sommeren og 8–15 K varmere. I tropene er sesongmessige endringer mye mindre (høyde 16–18 km, temperatur 180–200 K). Ovenfor jetstrømmer tropopause pauser er mulig.

Vann i jordens atmosfære.

Det viktigste trekk ved jordens atmosfære er tilstedeværelsen av betydelige mengder vanndamp og vann i dråpeform, som lettest observeres i form av skyer og skystrukturer. Graden av skydekning av himmelen (i et bestemt øyeblikk eller i gjennomsnitt over en viss tidsperiode), uttrykt på en skala fra 10 eller i prosent, kalles overskyethet. Formen på skyene bestemmes av internasjonal klassifisering. I gjennomsnitt dekker skyer omtrent halvparten av kloden. Skyet – viktig faktor karakteriserer vær og klima. Om vinteren og om natten forhindrer skyet en reduksjon i temperaturen på jordoverflaten og jordlaget av luft om sommeren og om dagen, svekker det oppvarmingen av jordoverflaten av solens stråler, og myker opp klimaet inne i kontinentene; .

Skyer.

Skyer er ansamlinger av vanndråper suspendert i atmosfæren (vannskyer), iskrystaller (isskyer), eller begge sammen (blandede skyer). Når dråper og krystaller blir større, faller de ut av skyene i form av nedbør. Skyer dannes hovedsakelig i troposfæren. De oppstår som et resultat av kondensering av vanndamp i luften. Diameteren på skydråper er i størrelsesorden flere mikron. Innholdet av flytende vann i skyer varierer fra fraksjoner til flere gram per m3. Skyer kjennetegnes ved høyde: I henhold til den internasjonale klassifiseringen er det 10 typer skyer: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

Perleskimrende skyer er også observert i stratosfæren, og natteskyer er observert i mesosfæren.

Cirrusskyer er gjennomsiktige skyer i form av tynne hvite tråder eller slør med silkeaktig glans som ikke gir skygger. Cirrusskyer er sammensatt av iskrystaller og dannes i den øvre troposfæren ved svært lave temperaturer. Noen typer cirrusskyer fungerer som varsler om værforandringer.

Cirrocumulus-skyer er rygger eller lag av tynne hvite skyer i den øvre troposfæren. Cirrocumulus-skyer er bygget av små elementer som ser ut som flak, krusninger, små kuler uten skygger og består hovedsakelig av iskrystaller.

Cirrostratus-skyer er et hvitaktig gjennomskinnelig slør i den øvre troposfæren, vanligvis fibrøst, noen ganger uskarpt, bestående av små nåleformede eller søyleformede iskrystaller.

Altocumulusskyer er hvite, grå eller hvitgrå skyer i de nedre og midtre lag av troposfæren. Altocumulus-skyer ser ut som lag og rygger, som om de er bygget av plater, avrundede masser, sjakter, flak som ligger oppå hverandre. Altocumulus-skyer dannes under intens konvektiv aktivitet og består vanligvis av superkjølte vanndråper.

Altostratusskyer er gråaktige eller blåaktige skyer med en fibrøs eller jevn struktur. Altostratus-skyer er observert i den midtre troposfæren, som strekker seg flere kilometer i høyden og noen ganger tusenvis av kilometer i horisontal retning. Vanligvis er altostratusskyer en del av frontale skysystemer assosiert med oppadgående bevegelser av luftmasser.

Nimbostratus-skyer er et lavt (fra 2 km og oppover) amorft lag av skyer med en jevn grå farge, som gir opphav til kontinuerlig regn eller snø. Nimbostratus-skyer er høyt utviklet vertikalt (opptil flere km) og horisontalt (flere tusen km), består av superkjølte vanndråper blandet med snøflak, vanligvis assosiert med atmosfæriske fronter.

Stratusskyer er skyer i det nedre laget i form av et homogent lag uten bestemte konturer, grå i fargen. Høyden på stratusskyer over jordoverflaten er 0,5–2 km. Av og til faller det duskregn fra stratusskyer.

Cumulusskyer er tette, lyse hvite skyer om dagen med betydelig vertikal utvikling (opptil 5 km eller mer). Øvre deler cumulus skyer De ser ut som kupler eller tårn med avrundede konturer. Typisk oppstår cumulusskyer som konveksjonsskyer i kalde luftmasser.

Stratocumulus-skyer er lave (under 2 km) skyer i form av grå eller hvite ikke-fibrøse lag eller rygger av runde store blokker. Den vertikale tykkelsen av stratocumulusskyer er liten. Noen ganger produserer stratocumulus-skyer lett nedbør.

Cumulonimbus-skyer er kraftige og tette skyer med sterk vertikal utvikling (opp til en høyde på 14 km), som produserer kraftig nedbør med tordenvær, hagl og byger. Cumulonimbusskyer utvikler seg fra kraftige cumulusskyer, forskjellig fra dem i den øvre delen bestående av iskrystaller.

Stratosfæren.

Gjennom tropopausen, i gjennomsnitt i høyder fra 12 til 50 km, går troposfæren over i stratosfæren. I nedre del, i ca 10 km, d.v.s. opp til høyder på ca. 20 km er den isotermisk (temperatur ca. 220 K). Den øker deretter med høyden, og når maksimalt rundt 270 K i en høyde på 50–55 km. Her går grensen mellom stratosfæren og den overliggende mesosfæren, kalt stratopausen. .

Det er betydelig mindre vanndamp i stratosfæren. Likevel observeres noen ganger tynne gjennomskinnelige perleskimrende skyer, som av og til dukker opp i stratosfæren i en høyde på 20–30 km. Perleskimrende skyer er synlige på den mørke himmelen etter solnedgang og før soloppgang. I form ligner pæreskyer cirrus- og cirrocumulus-skyer.

Midtatmosfære (mesosfære).

I en høyde på omtrent 50 km begynner mesosfæren fra toppen av det brede temperaturmaksimum . Årsaken til økningen i temperatur i området av dette maksimum er en eksoterm (dvs. ledsaget av frigjøring av varme) fotokjemisk reaksjon av ozonnedbrytning: O 3 + hv® O 2 + O. Ozon oppstår som et resultat av fotokjemisk nedbrytning av molekylært oksygen O 2

O2+ hv® O + O og den påfølgende reaksjonen av en trippelkollisjon av et oksygenatom og et molekyl med et tredje molekyl M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Ozon absorberer glupsk ultrafiolett stråling i området fra 2000 til 3000 Å, og denne strålingen varmer opp atmosfæren. Ozon, som ligger i den øvre atmosfæren, fungerer som et slags skjold som beskytter oss mot effekten av ultrafiolett stråling fra solen. Uten dette skjoldet ville utviklingen av liv på jorden i dens moderne former neppe vært mulig.

Generelt, i hele mesosfæren, synker den atmosfæriske temperaturen til minimumsverdien på ca. 180 K ved den øvre grensen av mesosfæren (kalt mesopause, høyde ca. 80 km). I nærheten av mesopausen, i høyder på 70–90 km, kan det oppstå et veldig tynt lag av iskrystaller og partikler av vulkansk og meteorittstøv, observert i form av et vakkert skue av natteskyer kort tid etter solnedgang.

I mesosfæren brenner for det meste små faste meteorittpartikler som faller på jorden og forårsaker meteorfenomenet.

Meteorer, meteoritter og ildkuler.

Flammer og andre fenomener i den øvre atmosfæren på jorden forårsaket av inntrenging av faste kosmiske partikler eller kropper i den med en hastighet på 11 km/s eller høyere kalles meteoroider. En observerbar lys meteorsti vises; de kraftigste fenomenene, ofte ledsaget av meteoritters fall, kalles ildkuler; utseendet til meteorer er assosiert med meteorregn.

Meteor regn:

1) fenomenet med flere fall av meteorer over flere timer eller dager fra en stråling.

2) en sverm av meteoroider som beveger seg i samme bane rundt solen.

Den systematiske opptredenen av meteorer i et bestemt område av himmelen og på bestemte dager i året, forårsaket av skjæringen av jordens bane med den vanlige banen til mange meteorittlegemer som beveger seg med omtrent samme og identisk rettede hastigheter, pga. som deres veier på himmelen ser ut til å dukke opp fra et felles punkt (strålende) . De er oppkalt etter stjernebildet der strålen befinner seg.

Meteorbyger gjør et dypt inntrykk med sine lyseffekter, men individuelle meteorer er sjelden synlige. Mye flere er usynlige meteorer, for små til å være synlige når de absorberes i atmosfæren. Noen av de minste meteorene varmes sannsynligvis ikke opp i det hele tatt, men fanges kun opp av atmosfæren. Disse små partiklene med størrelser fra noen få millimeter til ti tusendeler av en millimeter kalles mikrometeoritter. Mengden meteorisk materiale som kommer inn i atmosfæren hver dag varierer fra 100 til 10 000 tonn, og mesteparten av dette materialet kommer fra mikrometeoritter.

Siden meteorisk materiale delvis brenner i atmosfæren, fylles gasssammensetningen på med spor av forskjellige kjemiske elementer. For eksempel introduserer steinete meteorer litium i atmosfæren. Forbrenningen av metallmeteorer fører til dannelse av bittesmå sfæriske jern, jern-nikkel og andre dråper som passerer gjennom atmosfæren og legger seg på jordoverflaten. De kan finnes på Grønland og Antarktis, hvor isdekkene forblir nesten uendret i årevis. Oseanologer finner dem i bunnsedimenter.

De fleste meteorpartikler som kommer inn i atmosfæren setter seg i løpet av omtrent 30 dager. Noen forskere mener at dette kosmiske støvet spiller en viktig rolle i dannelsen av slike atmosfæriske fenomener, som regn, fordi de tjener som kondensasjonskjerner for vanndamp. Derfor antas det at nedbør er statistisk relatert til store meteorbyger. Noen eksperter mener imidlertid at siden den totale tilgangen på meteormateriale er mange titalls ganger større enn for selv den største meteorskuren, kan endringen i den totale mengden av dette materialet som følge av et slikt regn neglisjeres.

Det er imidlertid ingen tvil om at de største mikrometeorittene og synlige meteorittene etterlater lange spor av ionisering i de høye lagene av atmosfæren, hovedsakelig i ionosfæren. Slike spor kan brukes til radiokommunikasjon over lang avstand, da de reflekterer høyfrekvente radiobølger.

Energien til meteorer som kommer inn i atmosfæren brukes hovedsakelig, og kanskje fullstendig, på å varme den opp. Dette er en av de mindre komponentene i atmosfærens termiske balanse.

En meteoritt er et naturlig forekommende fast legeme som falt til jordens overflate fra verdensrommet. Vanligvis skilles det mellom steinmeteoritter, steinete jern- og jernmeteoritter. Sistnevnte består hovedsakelig av jern og nikkel. Blant meteorittene som er funnet, veier de fleste fra noen få gram til flere kilo. Den største av de funnet, Goba-jernmeteoritten veier rundt 60 tonn og ligger fortsatt på samme sted der den ble oppdaget, i Sør-Afrika. De fleste meteoritter er fragmenter av asteroider, men noen meteoritter kan ha kommet til jorden fra månen og til og med Mars.

En bolide er en veldig lys meteor, noen ganger synlig selv om dagen, og etterlater ofte en røykfylt sti og ledsaget av lydfenomener; ender ofte med meteoritters fall.

Termosfære.

Over temperaturen minimum av mesopause begynner termosfæren, hvor temperaturen først sakte og så raskt begynner å stige igjen. Årsaken er absorpsjonen av ultrafiolett stråling fra solen i høyder på 150–300 km, på grunn av ionisering av atomært oksygen: O + hv® O + + e.

I termosfæren øker temperaturen kontinuerlig til en høyde på ca. 400 km, hvor den når 1800 K i løpet av dagen under epoken med maksimal solaktivitet. Under epoken med minimal solaktivitet kan denne begrensende temperaturen være mindre enn 1000 K. Over 400 km blir atmosfæren til en isoterm eksosfære. Det kritiske nivået (basen av eksosfæren) er i en høyde på omtrent 500 km.

Polarlys og mange baner av kunstige satellitter, så vel som nattlysskyer - alle disse fenomenene forekommer i mesosfæren og termosfæren.

Polarlys.

På høye breddegrader observeres nordlys under magnetfeltforstyrrelser. De kan vare noen minutter, men er ofte synlige i flere timer. Auroras varierer mye i form, farge og intensitet, som alle noen ganger endrer seg veldig raskt over tid. Spekteret til nordlys består av utslippslinjer og bånd. Noen av nattehimmelutslippene er forsterket i nordlysspekteret, først og fremst de grønne og røde linjene l 5577 Å og l 6300 Å oksygen. Det hender at en av disse linjene er mange ganger mer intens enn den andre, og dette avgjør synlig farge nordlys: grønn eller rød. Magnetiske feltforstyrrelser er også ledsaget av forstyrrelser i radiokommunikasjonen i polarområdene. Årsaken til forstyrrelsen er endringer i ionosfæren, som gjør at det under magnetiske stormer er en kraftig kilde til ionisering. Det er etablert så sterkt magnetiske stormer oppstår når det er nær midten av solskiven store grupper flekker Observasjoner har vist at stormer ikke er assosiert med selve solflekkene, men med solutbrudd som oppstår under utviklingen av en gruppe solflekker.

Auroras er en rekke lys av varierende intensitet med raske bevegelser observert i områder med høy breddegrad på jorden. Det visuelle nordlyset inneholder grønne (5577Å) og røde (6300/6364Å) atomære oksygenutslippslinjer og molekylære N2-bånd, som eksiteres av energiske partikler av sol- og magnetosfærisk opprinnelse. Disse utslippene vises vanligvis i høyder på rundt 100 km og oppover. Begrepet optisk nordlys brukes for å referere til visuelle nordlys og deres emisjonsspekter fra det infrarøde til det ultrafiolette området. Strålingsenergien i den infrarøde delen av spekteret overstiger energien i det synlige området betydelig. Da nordlys dukket opp, ble det observert utslipp i ULF-området (

Selve formene for nordlys er vanskelige å klassifisere; De mest brukte begrepene er:

1. Rolige, jevne buer eller striper. Buen strekker seg typisk ~1000 km i retning av den geomagnetiske parallellen (mot solen i polare områder) og har en bredde på én til flere titalls kilometer. En stripe er en generalisering av begrepet en bue den har vanligvis ikke en vanlig bueformet form, men bøyer seg i form av bokstaven S eller i form av spiraler. Buer og striper ligger i høyder på 100–150 km.

2. Stråler av nordlys . Dette begrepet refererer til en nordlysstruktur forlenget langs magnetiske feltlinjer, med en vertikal utstrekning på flere titalls til flere hundre kilometer. Den horisontale utstrekningen av strålene er liten, fra flere titalls meter til flere kilometer. Strålene observeres vanligvis i buer eller som separate strukturer.

3. Flekker eller overflater . Dette er isolerte områder med glød som ikke har en bestemt form. Individuelle flekker kan være forbundet med hverandre.

4. Slør. En uvanlig form for nordlys, som er en jevn glød som dekker store områder av himmelen.

I henhold til deres struktur er nordlys delt inn i homogene, hule og strålende. Ulike begreper brukes; pulserende bue, pulserende overflate, diffus overflate, strålende stripe, draperi, etc. Det er en klassifisering av nordlys i henhold til fargen deres. I henhold til denne klassifiseringen, nordlys av typen EN. Den øvre delen eller hele delen er rød (6300–6364 Å). De vises vanligvis i høyder på 300–400 km med høy geomagnetisk aktivitet.

Aurora type I farget rød i den nedre delen og assosiert med gløden til båndene til det første positive systemet N 2 og det første negative systemet O 2. Slike former for nordlys dukker opp under de mest aktive fasene av nordlys.

Soner polarlys – Dette er sonene med maksimal frekvens av nordlys om natten, ifølge observatører på et fast punkt på jordens overflate. Sonene ligger på 67° nordlig og sørlig breddegrad, og deres bredde er omtrent 6°. Maksimal forekomst av nordlys tilsvarende akkurat nå geomagnetisk lokal tid, forekommer i ovale-lignende belter (ovale nordlys), som er plassert asymmetrisk rundt de nord- og sørlige geomagnetiske polene. Auroraovalen er fiksert i breddegrad – tidskoordinater, og aurorasonen er det geometriske stedet for punktene i ovalens midnattsregion i breddegrad – lengdegradskoordinater. Det ovale beltet er plassert omtrent 23° fra den geomagnetiske polen i nattsektoren og 15° i dagsektoren.

Aurora oval og aurora soner. Plasseringen av nordlysovalen avhenger av geomagnetisk aktivitet. Ovalen blir bredere med høy geomagnetisk aktivitet. Aurorale soner eller aurorale ovale grenser er bedre representert ved L 6,4 enn med dipolkoordinater. Geomagnetiske feltlinjer ved grensen til dagssektoren til nordlysovalen faller sammen med magnetopause. En endring i posisjonen til nordlysovalen observeres avhengig av vinkelen mellom den geomagnetiske aksen og jord-sol-retningen. Auroralovalen bestemmes også på grunnlag av data om utfelling av partikler (elektroner og protoner) av visse energier. Dens posisjon kan bestemmes uavhengig av data på Kaspakh på dagsiden og i halen av magnetosfæren.

Den daglige variasjonen i hyppigheten av forekomst av nordlys i nordlyssonen har et maksimum ved geomagnetisk midnatt og et minimum ved geomagnetisk middag. På den nær-ekvatoriale siden av ovalen avtar hyppigheten av forekomst av nordlys kraftig, men formen på de daglige variasjonene er bevart. På den polare siden av ovalen avtar frekvensen av forekomst av nordlys gradvis og er preget av komplekse daglige endringer.

Intensitet av nordlys.

Aurora intensitet bestemmes ved å måle den tilsynelatende overflatelysstyrken. Lysstyrke overflate Jeg aurora i en bestemt retning bestemmes av det totale utslippet på 4p Jeg foton/(cm 2 s). Siden denne verdien ikke er den sanne overflatelysstyrken, men representerer emisjonen fra kolonnen, brukes vanligvis enheten foton/(cm 2 kolonne s) når man studerer nordlys. Den vanlige enheten for måling av total utslipp er Rayleigh (Rl) lik 10 6 fotoner/(cm 2 kolonne s). Mer praktiske enheter for nordlysintensitet bestemmes av utslippene fra en enkelt linje eller bånd. For eksempel bestemmes intensiteten til nordlys av de internasjonale lysstyrkekoeffisientene (IBRs) i henhold til intensiteten til den grønne linjen (5577 Å); 1 krl = I MKY, 10 krl = II MKY, 100 krl = III MKY, 1000 krl = IV MKY (maksimal intensitet av nordlyset). Denne klassifiseringen kan ikke brukes for røde nordlys. En av epokens oppdagelser (1957–1958) var etableringen av den spatiotemporale fordelingen av nordlys i form av en oval, forskjøvet i forhold til den magnetiske polen. Fra enkle ideer om den sirkulære formen på fordelingen av nordlys i forhold til den magnetiske polen var det Overgangen til moderne fysikk av magnetosfæren er fullført. Æren for oppdagelsen tilhører O. Khorosheva, og den intensive utviklingen av ideer for nordlysovalen ble utført av G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu og en rekke andre forskere. Den nordlysovale er regionen med den mest intense påvirkningen av solvinden på jordens øvre atmosfære. Intensiteten til nordlyset er størst i ovalen, og dynamikken overvåkes kontinuerlig ved hjelp av satellitter.

Stabile nordlysbuer.

Jevn rød lysbue, ellers kalt middels breddegrad rød bue eller M-bue, er en subvisuell (under øyets følsomhetsgrense) bred bue, som strekker seg fra øst til vest i tusenvis av kilometer og muligens omkranser hele jorden. Buens breddegrad er 600 km. Emisjonen av den stabile nordlysbuen er nesten monokromatisk i de røde linjene l 6300 Å og l 6364 Å. Nylig ble det også rapportert svake utslippslinjer l 5577 Å (OI) og l 4278 Å (N+2). Vedvarende røde buer er klassifisert som nordlys, men de vises i mye høyere høyder. Nedre grense ligger i 300 km høyde, øvre grense er ca 700 km. Intensiteten til den stille røde nordlyset i l 6300 Å-utslippet varierer fra 1 til 10 kRl (typisk verdi 6 kRl). Øyets følsomhetsterskel ved denne bølgelengden er omtrent 10 kRl, så buer observeres sjelden visuelt. Observasjoner har imidlertid vist at lysstyrken deres er >50 kRL på 10 % av nettene. Den vanlige levetiden til buer er omtrent en dag, og de vises sjelden i påfølgende dager. Radiobølger fra satellitter eller radiokilder som krysser vedvarende røde nordlysbuer er utsatt for scintillasjon, noe som indikerer eksistensen av elektrontetthetsinhomogeniteter. Den teoretiske forklaringen på røde buer er at de oppvarmede elektronene i regionen F Ionosfæren forårsaker en økning i oksygenatomer. Satellittobservasjoner viser en økning i elektrontemperatur langs geomagnetiske feltlinjer som skjærer vedvarende røde nordlysbuer. Intensiteten til disse buene er positivt korrelert med geomagnetisk aktivitet(stormer), og hyppigheten av forekomst av buer er med solflekkaktivitet.

Skifter nordlys.

Noen former for nordlys opplever kvasiperiodiske og koherente tidsmessige variasjoner i intensitet. Disse nordlysene med tilnærmet stasjonær geometri og raske periodiske variasjoner som oppstår i fase kalles skiftende nordlys. De er klassifisert som nordlys skjemaer R i henhold til International Atlas of Auroras En mer detaljert underinndeling av de skiftende aurorasene:

R 1 (pulserende nordlys) er en glød med jevne fasevariasjoner i lysstyrke gjennom nordlysformen. Per definisjon, i en ideell pulserende nordlys, kan de romlige og temporale delene av pulsasjonen skilles, dvs. lysstyrke Jeg(r,t)= jeg s(r)· jeg T(t). I et typisk nordlys R 1 pulsasjoner oppstår med en frekvens fra 0,01 til 10 Hz med lav intensitet (1–2 kRl). De fleste nordlys R 1 – dette er flekker eller buer som pulserer med en periode på flere sekunder.

R 2 (glødende nordlys). Begrepet brukes vanligvis for å referere til bevegelser som flammer som fyller himmelen, i stedet for å beskrive en distinkt form. Aurorasene har form som buer og beveger seg vanligvis oppover fra en høyde på 100 km. Disse nordlysene er relativt sjeldne og forekommer oftere utenfor nordlyset.

R 3 (skimrende nordlys). Dette er nordlys med raske, uregelmessige eller regelmessige variasjoner i lysstyrke, som gir inntrykk av flimrende flammer på himmelen. De dukker opp kort tid før nordlyset går i oppløsning. Typisk observert variasjonsfrekvens R 3 er lik 10 ± 3 Hz.

Begrepet streaming aurora, brukt om en annen klasse av pulserende nordlys, refererer til uregelmessige variasjoner i lysstyrke som beveger seg raskt horisontalt i nordlysbuer og -striper.

Det skiftende nordlyset er et av sol-terrestriske fenomener som følger med pulseringer av det geomagnetiske feltet og nordlysets røntgenstråling forårsaket av utfelling av partikler av sol- og magnetosfærisk opprinnelse.

Gløden til polarhetten er preget av høy intensitet av båndet til det første negative systemet N + 2 (l 3914 Å). Vanligvis er disse N + 2-båndene fem ganger mer intense enn den grønne linjen OI l 5577 Å. Den absolutte intensiteten til polarhettens glød varierer fra 0,1 til 10 kRl (vanligvis 1–3 kRl). Under disse nordlysene, som vises i perioder med PCA, dekker en jevn glød hele polarhetten opp til en geomagnetisk breddegrad på 60° i høyder på 30 til 80 km. Det genereres hovedsakelig av solprotoner og d-partikler med energier på 10–100 MeV, og skaper en maksimal ionisering i disse høydene. Det er en annen type glød i nordlyssoner, kalt mantelnorsk. For denne typen nordlysglød er den daglige maksimale intensiteten, som forekommer i morgentimene, 1–10 kRL, og minimumsintensiteten er fem ganger svakere. Observasjoner av nordlys fra mantelen er få og langt mellom deres intensitet avhenger av geomagnetisk aktivitet og solaktivitet.

Atmosfærisk glød er definert som stråling produsert og sendt ut av en planets atmosfære. Dette er ikke-termisk stråling av atmosfæren, med unntak av utslipp av nordlys, lynutslipp og utslipp av meteorstier. Dette begrepet brukes i forhold til jordens atmosfære (nattglød, skumringsglød og dagsglød). Atmosfærisk glød utgjør bare en del av lyset som er tilgjengelig i atmosfæren. Andre kilder inkluderer stjernelys, dyrekretslys og diffust lys fra solen på dagtid. Noen ganger kan den atmosfæriske gløden være opptil 40 % totalt antall Sveta. Atmosfærisk glød oppstår i atmosfæriske lag med varierende høyde og tykkelse. Det atmosfæriske glødespekteret dekker bølgelengder fra 1000 Å til 22,5 mikron. Hovedutslippslinjen i den atmosfæriske gløden er l 5577 Å, som vises i en høyde på 90–100 km i et lag 30–40 km tykt. Utseendet til luminescens skyldes Chapman-mekanismen, basert på rekombinasjonen av oksygenatomer. Andre utslippslinjer er l 6300 Å, som vises ved dissosiativ rekombinasjon av O + 2 og utslipp NI l 5198/5201 Å og NI l 5890/5896 Å.

Intensiteten til luftgløden måles i Rayleigh. Lysstyrken (i Rayleigh) er lik 4 rv, hvor b er den vinkelformede overflatelysstyrken til det emitterende laget i enheter på 10 6 fotoner/(cm 2 ster·s). Intensiteten til gløden avhenger av breddegrad (forskjellig for ulike utslipp), og varierer også gjennom dagen med et maksimum nær midnatt. En positiv korrelasjon ble notert for luftglød i l 5577 Å-utslippet med antall solflekker og solstrålingsfluks ved en bølgelengde på 10,7 cm. Airglow er observert under satellitteksperimenter. Fra verdensrommet fremstår den som en lysring rundt jorden og har en grønnaktig farge.

Ozonosfære.

I høyder på 20–25 km nås den maksimale konsentrasjonen av en ubetydelig mengde ozon O 3 (opptil 2×10 –7 av oksygeninnholdet!), som oppstår under påvirkning av ultrafiolett solstråling i høyder på ca. til 50 km, og beskytter planeten mot ioniserende solstråling. Til tross for det ekstremt lille antallet ozonmolekyler, beskytter de alt liv på jorden mot de skadelige effektene av kortbølget (ultrafiolett og røntgen) stråling fra solen. Hvis du legger alle molekylene til bunnen av atmosfæren, får du et lag som ikke er mer enn 3–4 mm tykt! I høyder over 100 km øker andelen lette gasser, og i svært høye høyder dominerer helium og hydrogen; mange molekyler dissosieres til individuelle atomer, som, ionisert under påvirkning av hard stråling fra solen, danner ionosfæren. Trykket og tettheten av luft i jordens atmosfære avtar med høyden. Avhengig av temperaturfordelingen er jordens atmosfære delt inn i troposfæren, stratosfæren, mesosfæren, termosfæren og eksosfæren. .

I en høyde av 20–25 km er det ozonlag. Ozon dannes på grunn av nedbrytningen av oksygenmolekyler når den absorberer ultrafiolett stråling fra solen med bølgelengder kortere enn 0,1–0,2 mikron. Fritt oksygen kombineres med O 2 -molekyler og danner ozon O 3, som grådig absorberer all ultrafiolett stråling som er kortere enn 0,29 mikron. O3-ozonmolekyler blir lett ødelagt av kortbølget stråling. Derfor, til tross for at det er sjeldent, absorberer ozonlaget effektivt ultrafiolett stråling fra solen som har passert gjennom høyere og mer gjennomsiktige atmosfæriske lag. Takket være dette er levende organismer på jorden beskyttet mot de skadelige effektene av ultrafiolett lys fra solen.

Ionosfære.

Stråling fra solen ioniserer atomene og molekylene i atmosfæren. Ioniseringsgraden blir betydelig allerede i 60 kilometers høyde og øker jevnt og trutt med avstanden fra jorden. Ved forskjellige høyder i atmosfæren skjer dissosiasjonsprosesser sekvensielt ulike molekyler og påfølgende ionisering av forskjellige atomer og ioner. Dette er hovedsakelig molekyler av oksygen O 2, nitrogen N 2 og deres atomer. Avhengig av intensiteten til disse prosessene, kalles de forskjellige lagene i atmosfæren som ligger over 60 kilometer ionosfæriske lag , og deres helhet er ionosfæren . Det nedre laget, hvis ionisering er ubetydelig, kalles nøytrosfæren.

Maksimal konsentrasjon av ladede partikler i ionosfæren oppnås i høyder på 300–400 km.

Historie om studiet av ionosfæren.

Hypotesen om eksistensen av et ledende lag i den øvre atmosfæren ble fremsatt i 1878 av den engelske vitenskapsmannen Stuart for å forklare egenskapene til det geomagnetiske feltet. Så i 1902, uavhengig av hverandre, påpekte Kennedy i USA og Heaviside i England at for å forklare utbredelsen av radiobølger over lange avstander var det nødvendig å anta eksistensen av områder med høy ledningsevne i de høye lagene av atmosfæren. I 1923 kom akademikeren M.V. Shuleikin, med tanke på egenskapene til utbredelsen av radiobølger med forskjellige frekvenser, til den konklusjon at det er minst to reflekterende lag i ionosfæren. Så i 1925 beviste engelske forskere Appleton og Barnett, samt Breit og Tuve, først eksperimentelt eksistensen av regioner som reflekterer radiobølger, og la grunnlaget for deres systematiske studie. Siden den gang har det blitt utført en systematisk studie av egenskapene til disse lagene, generelt kalt ionosfæren, som spiller en betydelig rolle i en rekke geofysiske fenomener som bestemmer refleksjon og absorpsjon av radiobølger, noe som er svært viktig for praktisk formål, spesielt for å sikre pålitelig radiokommunikasjon.

På 1930-tallet begynte systematiske observasjoner av tilstanden til ionosfæren. I vårt land, på initiativ av M.A. Bonch-Bruevich, ble det opprettet installasjoner for pulsmåling. Mange har blitt studert generelle egenskaper ionosfære, høyder og elektronkonsentrasjon i hovedlagene.

I høyder på 60–70 km er lag D observert, i høyder på 100–120 km. E, i høyder, i høyder på 180–300 km dobbeltlag F 1 og F 2. Hovedparametrene til disse lagene er gitt i tabell 4.

Tabell 4.

Tabell 4.
Ionosfærisk region	Maksimal høyde, km	T i , K	Dag		Natt n e , cm –3	a΄, ρm 3 s – 1
			min n e , cm –3	Maks n e , cm –3
D	70	20	100	200	10	10 –6
E	110	270	1,5 10 5	3·10 5	3000	10 –7
F 1	180	800–1500	3·10 5	5 10 5	–	3·10 –8
F 2 (vinter)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2·10 –10
F 2 (sommer)	250–320	1000–2000	2·10 5	8 10 5	~3·10 5	10 –10
n e– elektronkonsentrasjon, e – elektronladning, T i– ionetemperatur, a΄ – rekombinasjonskoeffisient (som bestemmer verdien n e og dens endring over tid)

Gjennomsnittsverdier er gitt som de varierer for forskjellige breddegrader, avhengig av tid på døgnet og årstider. Slike data er nødvendige for å sikre langdistanseradiokommunikasjon. De brukes til å velge driftsfrekvenser for ulike kortbølgeradiolinker. Kunnskap om endringene deres avhengig av tilstanden til ionosfæren til forskjellige tider av døgnet og i forskjellige årstider er ekstremt viktig for å sikre påliteligheten til radiokommunikasjon. Ionosfæren er en samling av ioniserte lag av jordens atmosfære, som starter fra høyder på omtrent 60 km og strekker seg til høyder på titusenvis av km. Hovedkilden til ionisering av jordens atmosfære er ultrafiolett og røntgenstråling fra solen, som hovedsakelig forekommer i solkromosfæren og koronaen. I tillegg er graden av ionisering av den øvre atmosfæren påvirket av sollegemestrømmer som oppstår under solutbrudd, samt kosmiske stråler og meteorpartikler.

Ionosfæriske lag

- dette er områdene i atmosfæren der de maksimale verdiene for konsentrasjonen av frie elektroner (dvs. deres antall per volumenhet) nås. Elektrisk ladede frie elektroner og (i mindre grad, mindre mobile ioner) som er et resultat av ionisering av atomer av atmosfæriske gasser, som interagerer med radiobølger (dvs. elektromagnetiske oscillasjoner), kan endre retning, reflektere eller bryte dem, og absorbere energien deres. . Som et resultat av dette, når du mottar fjerntliggende radiostasjoner, kan ulike effekter oppstå, for eksempel falming av radiokommunikasjon, økt hørbarhet av eksterne stasjoner, blackouts og så videre. fenomener.

Forskningsmetoder.

Klassiske metoder for å studere ionosfæren fra jorden kommer ned til pulslyd - å sende radiopulser og observere deres refleksjoner fra forskjellige lag av ionosfæren, måle forsinkelsestiden og studere intensiteten og formen til de reflekterte signalene. Ved å måle refleksjonshøydene til radiopulser ved forskjellige frekvenser, bestemme de kritiske frekvensene til forskjellige områder (den kritiske frekvensen er bærefrekvensen til en radiopuls, for hvilken et gitt område av ionosfæren blir gjennomsiktig), er det mulig å bestemme verdien av elektronkonsentrasjonen i lagene og de effektive høydene for gitte frekvenser, og velg de optimale frekvensene for gitte radiobaner. Med utviklingen av rakettteknologi og fremkomsten av romalderen til kunstige jordsatellitter (AES) og andre romfartøyer, ble det mulig å måle parametrene for nær-jordens romplasma direkte, hvor den nedre delen er ionosfæren.

Målinger av elektronkonsentrasjon, utført om bord på spesialutsendte raketter og langs satellittflyveier, bekreftet og avklart data som tidligere er oppnådd ved bakkebaserte metoder om strukturen til ionosfæren, fordelingen av elektronkonsentrasjonen med høyde over forskjellige områder av jorden og gjorde det mulig å oppnå elektronkonsentrasjonsverdier over hovedmaksimumet - laget F. Tidligere var dette umulig å gjøre ved å bruke sonderingsmetoder basert på observasjoner av reflekterte kortbølgede radiopulser. Det har blitt oppdaget at i noen områder av kloden er det ganske stabile områder med redusert elektronkonsentrasjon, regelmessige "ionosfæriske vinder", særegne bølgeprosesser oppstår i ionosfæren som bærer lokale ionosfæriske forstyrrelser tusenvis av kilometer fra stedet for eksitasjon, og mye mer. Opprettelsen av spesielt svært følsomme mottaksenheter gjorde det mulig å motta pulssignaler delvis reflektert fra de laveste områdene av ionosfæren (delrefleksjonsstasjoner) ved ionosfæriske pulsmålingsstasjoner. Bruken av kraftige pulserende installasjoner i meter- og desimeterbølgelengdeområdene med bruk av antenner som tillater en høy konsentrasjon av utsendt energi, gjorde det mulig å observere signaler spredt av ionosfæren i ulike høyder. Studiet av egenskapene til spektrene til disse signalene, usammenhengende spredt av elektroner og ioner i det ionosfæriske plasmaet (for dette ble stasjoner med usammenhengende spredning av radiobølger brukt) gjorde det mulig å bestemme konsentrasjonen av elektroner og ioner, deres ekvivalenter temperatur i ulike høyder opp til høyder på flere tusen kilometer. Det viste seg at ionosfæren er ganske gjennomsiktig for frekvensene som brukes.

Konsentrasjonen av elektriske ladninger (elektronkonsentrasjonen er lik ionekonsentrasjonen) i jordens ionosfære i 300 km høyde er omtrent 10 6 cm –3 i løpet av dagen. Plasma med en slik tetthet reflekterer radiobølger med en lengde på mer enn 20 m, og sender kortere.

Typisk vertikal fordeling av elektronkonsentrasjon i ionosfæren for dag- og nattforhold.

Forplantning av radiobølger i ionosfæren.

Stabilt mottak av fjernsendingsstasjoner avhenger av frekvensene som brukes, samt tid på døgnet, sesong og i tillegg av solaktivitet. Solaktivitet påvirker tilstanden til ionosfæren betydelig. Radiobølger som sendes ut av en bakkestasjon beveger seg i en rett linje, som alle typer elektromagnetiske bølger. Imidlertid bør det tas i betraktning at både jordoverflaten og de ioniserte lagene i atmosfæren fungerer som platene til en enorm kondensator, og virker på dem som effekten av speil på lys. Som reflektert fra dem kan radiobølger reise mange tusen kilometer og bøye seg rundt Jord i enorme sprang på hundrevis og tusenvis av km, reflektert vekselvis fra et lag med ionisert gass og fra jordoverflaten eller vannet.

På 20-tallet av forrige århundre trodde man at radiobølger kortere enn 200 m generelt ikke var egnet for langdistansekommunikasjon på grunn av sterk absorpsjon. De første eksperimentene med langdistansemottak av korte bølger over Atlanterhavet mellom Europa og Amerika ble utført av den engelske fysikeren Oliver Heaviside og den amerikanske elektroingeniøren Arthur Kennelly. Uavhengig av hverandre antydet de at det et sted rundt jorden er et ionisert lag av atmosfæren som er i stand til å reflektere radiobølger. Det ble kalt Heaviside-Kennelly-laget, og deretter ionosfæren.

I følge moderne konsepter består ionosfæren av negativt ladede frie elektroner og positivt ladede ioner, hovedsakelig molekylært oksygen O + og nitrogenoksid NO +. Ioner og elektroner dannes som et resultat av dissosiasjon av molekyler og ionisering av nøytrale gassatomer av solrøntgen og ultrafiolett stråling. For å ionisere et atom, er det nødvendig å gi ioniseringsenergi til det, hvis hovedkilde for ionosfæren er ultrafiolett, røntgen og korpuskulær stråling fra solen.

Mens det gassformige skallet på jorden er opplyst av solen, dannes det kontinuerlig flere og flere elektroner i det, men samtidig rekombinerer noen av elektronene, som kolliderer med ioner, og danner igjen nøytrale partikler. Etter solnedgang stopper nesten dannelsen av nye elektroner, og antallet frie elektroner begynner å avta. Jo flere frie elektroner det er i ionosfæren, desto bedre reflekteres høyfrekvente bølger fra den. Med en reduksjon i elektronkonsentrasjonen er passasje av radiobølger bare mulig i lavfrekvente områder. Det er derfor om natten, som regel, er det mulig å motta fjerntliggende stasjoner bare i området 75, 49, 41 og 31 m. Elektroner er ujevnt fordelt i ionosfæren. I høyder fra 50 til 400 km er det flere lag eller regioner med økt elektronkonsentrasjon. Disse områdene går jevnt over i hverandre og har forskjellige effekter på forplantningen av HF-radiobølger. Det øvre laget av ionosfæren er betegnet med bokstaven F. Her er den høyeste ioniseringsgraden (andelen av ladede partikler er ca. 10 –4). Den ligger i en høyde på mer enn 150 km over jordens overflate og spiller den viktigste reflekterende rollen i langdistanseutbredelsen av høyfrekvente HF-radiobølger. I sommermånedene deler region F seg i to lag - F 1 og F 2. Lag F1 kan okkupere høyder fra 200 til 250 km, og lag F 2 ser ut til å "flyte" i høydeområdet 300–400 km. Vanligvis lag F 2 er ionisert mye sterkere enn laget F 1 . Nattlag F 1 forsvinner og laget F 2 forblir, og mister sakte opptil 60 % av sin ioniseringsgrad. Under lag F i høyder fra 90 til 150 km er det et lag E ionisering som skjer under påvirkning av myk røntgenstråling fra solen. Graden av ionisering av E-laget er lavere enn for F, på dagtid oppstår mottak av stasjoner i lavfrekvente HF-områder på 31 og 25 m når signaler reflekteres fra laget E. Vanligvis er dette stasjoner som ligger i en avstand på 1000–1500 km. Om natten i laget E Ionisering avtar kraftig, men selv på dette tidspunktet fortsetter den å spille en betydelig rolle i mottak av signaler fra stasjoner på 41, 49 og 75 m rekkevidde.

Av stor interesse for mottak av signaler med høyfrekvente HF-områder på 16, 13 og 11 m er de som oppstår i området E lag (skyer) med sterkt økt ionisering. Arealet til disse skyene kan variere fra noen få til hundrevis av kvadratkilometer. Dette laget med økt ionisering kalles det sporadiske laget E og er utpekt Es. Es-skyer kan bevege seg i ionosfæren under påvirkning av vind og nå hastigheter på opptil 250 km/t. Om sommeren på middels breddegrader på dagtid forekommer opprinnelsen til radiobølger på grunn av Es-skyer i 15–20 dager per måned. Nær ekvator er den nesten alltid til stede, og på høye breddegrader vises den vanligvis om natten. Noen ganger, i løpet av år med lav solaktivitet, når det ikke er overføring på de høyfrekvente HF-båndene, dukker det plutselig opp fjerne stasjoner på 16, 13 og 11 m båndene med godt volum, hvis signaler reflekteres mange ganger fra Es.

Den laveste regionen i ionosfæren er regionen D ligger i høyder mellom 50 og 90 km. Det er relativt få frie elektroner her. Fra området D Lange og mellomstore bølger reflekteres godt, og signaler fra lavfrekvente HF-stasjoner absorberes sterkt. Etter solnedgang forsvinner ionisering veldig raskt og det blir mulig å motta fjerntliggende stasjoner i området 41, 49 og 75 m, hvis signaler reflekteres fra lagene F 2 og E. Individuelle lag av ionosfæren spiller en viktig rolle i forplantningen av HF-radiosignaler. Effekten på radiobølger oppstår hovedsakelig på grunn av tilstedeværelsen av frie elektroner i ionosfæren, selv om mekanismen for radiobølgeutbredelse er assosiert med tilstedeværelsen av store ioner. Sistnevnte er også av interesse når man studerer kjemiske egenskaper atmosfære, siden de er mer aktive enn nøytrale atomer og molekyler. Kjemiske reaksjoner som forekommer i ionosfæren spiller en viktig rolle i dens energi og elektriske balanse.

Normal ionosfære. Observasjoner gjort ved hjelp av geofysiske raketter og satellitter har gitt et vell av ny informasjon, noe som indikerer at ionisering av atmosfæren skjer under påvirkning av bredspektret solstråling. Hoveddelen (mer enn 90%) er konsentrert i den synlige delen av spekteret. Ultrafiolett stråling, som har kortere bølgelengde og høyere energi enn fiolette lysstråler, sendes ut av hydrogen i solens indre atmosfære (kromosfæren), og røntgenstråler, som har enda høyere energi, sendes ut av gasser i solens ytre skall. (koronaen).

Den normale (gjennomsnittlige) tilstanden til ionosfæren skyldes konstant kraftig stråling. Regelmessige endringer skjer i den normale ionosfæren på grunn av jordens daglige rotasjon og sesongmessige forskjeller i innfallsvinkelen til solstrålene ved middagstid, men uforutsigbare og brå endringer i tilstanden til ionosfæren forekommer også.

Forstyrrelser i ionosfæren.

Som kjent forekommer kraftige syklisk gjentatte manifestasjoner av aktivitet på solen, som når et maksimum hvert 11. år. Observasjoner under programmet International Geophysical Year (IGY) falt sammen med perioden med den høyeste solaktiviteten for hele perioden med systematisk meteorologiske observasjoner, dvs. fra begynnelsen av 1700-tallet. I perioder med høy aktivitet øker lysstyrken til noen områder på solen flere ganger, og kraften til ultrafiolett og røntgenstråling øker kraftig. Slike fenomener kalles solutbrudd. De varer fra flere minutter til en til to timer. Under en fakkel brytes solplasma (for det meste protoner og elektroner) ut, og elementære partikler skynde seg ut i verdensrommet. Elektromagnetisk og korpuskulær stråling fra Solen under slike oppbluss har sterk innvirkning til jordens atmosfære.

Den første reaksjonen observeres 8 minutter etter blusset, når intens ultrafiolett og røntgenstråling når jorden. Som et resultat øker ioniseringen kraftig; Røntgenstråler trenger gjennom atmosfæren til den nedre grensen av ionosfæren; antall elektroner i disse lagene øker så mye at radiosignalene nesten blir fullstendig absorbert («slukket»). Den ekstra absorpsjonen av stråling får gassen til å varmes opp, noe som bidrar til utvikling av vind. Ionisert gass er elektrisk leder, og når den beveger seg i jordens magnetfelt, oppstår det en dynamoeffekt og det genereres en elektrisk strøm. Slike strømmer kan i sin tur forårsake merkbare forstyrrelser i magnetfeltet og manifestere seg i form av magnetiske stormer.

Strukturen og dynamikken til den øvre atmosfæren er vesentlig bestemt av ikke-likevektsprosesser i termodynamisk forstand assosiert med ionisering og dissosiasjon solstråling, kjemiske prosesser, eksitasjon av molekyler og atomer, deres deaktivering, kollisjon og andre elementære prosesser. I dette tilfellet øker graden av ikke-likevekt med høyden når tettheten avtar. Opp til høyder på 500–1000 km, og ofte høyere, er graden av ikke-likevekt for mange egenskaper ved den øvre atmosfæren ganske liten, noe som gjør det mulig å bruke klassisk og hydromagnetisk hydrodynamikk, tatt i betraktning kjemiske reaksjoner, for å beskrive den.

Eksosfæren er det ytre laget av jordens atmosfære, som starter i høyder på flere hundre kilometer, hvorfra lette, raskt bevegelige hydrogenatomer kan flykte ut i verdensrommet.

Edward Kononovich

Litteratur:

Pudovkin M.I. Grunnleggende om solfysikk. St. Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomi i dag. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Materiale på Internett: http://ciencia.nasa.gov/



Den gassformede konvolutten som omgir vår planet Jorden, kjent som atmosfæren, består av fem hovedlag. Disse lagene har sin opprinnelse på overflaten av planeten, fra havnivået (noen ganger under) og stiger til verdensrommet i følgende rekkefølge:

• troposfæren;
• Stratosfæren;
• Mesosfæren;
• termosfære;
• Eksosfære.

Diagram over hovedlagene i jordens atmosfære

Mellom hvert av disse fem hovedlagene er overgangssoner kalt "pauser" hvor endringer i lufttemperatur, sammensetning og tetthet forekommer. Sammen med pauser omfatter jordens atmosfære totalt 9 lag.

Troposfære: hvor været oppstår

Av alle lagene i atmosfæren er troposfæren den vi er mest kjent med (enten du innser det eller ikke), siden vi bor på dens bunn - overflaten av planeten. Den omslutter jordens overflate og strekker seg oppover i flere kilometer. Ordet troposfære betyr «klodens forandring». Et veldig passende navn, siden dette laget er der vårt hverdagsvær oppstår.

Fra overflaten av planeten stiger troposfæren til en høyde på 6 til 20 km. Den nedre tredjedelen av laget, nærmest oss, inneholder 50 % av alle atmosfæriske gasser. Dette er den eneste delen av hele atmosfæren som puster. På grunn av det faktum at luften varmes opp nedenfra av jordoverflaten, som absorberer solens termiske energi, synker temperaturen og trykket i troposfæren med økende høyde.

På toppen er det et tynt lag kalt tropopausen, som bare er en buffer mellom troposfæren og stratosfæren.

Stratosfæren: hjemmet til ozon

Stratosfæren er det neste laget av atmosfæren. Den strekker seg fra 6-20 km til 50 km over jordens overflate. Dette er laget der de fleste kommersielle passasjerfly flyr og luftballonger reiser.

Her strømmer ikke luften opp og ned, men beveger seg parallelt med overflaten i svært raske luftstrømmer. Når du stiger, øker temperaturen, takket være overfloden av naturlig forekommende ozon (O3), et biprodukt av solstråling og oksygen, som har evnen til å absorbere solens skadelige ultrafiolette stråler (enhver økning i temperatur med høyde i meteorologi er kjent som en "inversjon").

Fordi stratosfæren har varmere temperaturer i bunnen og kjøligere temperaturer på toppen, er konveksjon (vertikal bevegelse av luftmasser) sjelden i denne delen av atmosfæren. Faktisk kan du se en storm som raser i troposfæren fra stratosfæren fordi laget fungerer som en konveksjonshette som hindrer stormskyer i å trenge inn.

Etter stratosfæren er det igjen et bufferlag, denne gangen kalt stratopausen.

Mesosfære: mellomatmosfære

Mesosfæren ligger omtrent 50-80 km fra jordens overflate. Den øvre mesosfæren er det kaldeste naturlige stedet på jorden, hvor temperaturene kan falle under -143°C.

Termosfære: øvre atmosfære

Etter mesosfæren og mesopausen kommer termosfæren, som ligger mellom 80 og 700 km over planetens overflate, og inneholder mindre enn 0,01 % av den totale luften i den atmosfæriske konvolutten. Temperaturer her når opp til +2000°C, men på grunn av den sterke sjeldne luften og mangelen på gassmolekyler for å overføre varme, høye temperaturer oppleves som veldig kalde.

Eksosfære: grensen mellom atmosfære og rom

I en høyde på rundt 700-10 000 km over jordoverflaten ligger eksosfæren - ytterkanten av atmosfæren, som grenser til verdensrommet. Her går værsatellitter i bane rundt jorden.

Hva med ionosfæren?

Ionosfæren er ikke et eget lag, men faktisk brukes begrepet for å referere til atmosfæren mellom 60 og 1000 km høyde. Det inkluderer de øverste delene av mesosfæren, hele termosfæren og en del av eksosfæren. Ionosfæren har fått navnet sitt fordi i denne delen av atmosfæren ioniseres strålingen fra Solen når den passerer gjennom jordas magnetfelt ved og. Dette fenomenet observeres fra bakken som nordlys.