Atmosfera e Tokës: struktura dhe përbërja. Struktura e atmosferës

Madhësia e saktë e atmosferës është e panjohur, pasi kufiri i sipërm i saj nuk është qartë i dukshëm. Sidoqoftë, struktura e atmosferës është studiuar mjaftueshëm që të gjithë të kenë një ide se si është strukturuar mbështjellja e gaztë e planetit tonë.

Shkencëtarët që studiojnë fizikën e atmosferës e përcaktojnë atë si rajonin rreth Tokës që rrotullohet me planetin. FAI jep sa vijon përkufizim:

Kufiri midis hapësirës dhe atmosferës shkon përgjatë vijës Karman. Kjo linjë, sipas përcaktimit të të njëjtit organizim, është një lartësi mbi nivelin e detit që ndodhet në një lartësi prej 100 km.

Çdo gjë mbi këtë linjë është hapësira e jashtme. Atmosfera gradualisht zhvendoset në hapësirën ndërplanetare, kjo është arsyeja pse ekzistojnë ide të ndryshme për madhësinë e saj.

Me kufirin e poshtëm të atmosferës, gjithçka është shumë më e thjeshtë - kalon përgjatë sipërfaqes së kores së tokës dhe sipërfaqes ujore të Tokës - hidrosferës. Në këtë rast, kufiri, mund të thuhet, shkrihet me sipërfaqet e tokës dhe ujit, pasi grimcat atje janë edhe grimcat e tretura të ajrit.

Cilat shtresa të atmosferës përfshihen në madhësinë e Tokës?

Fakt interesant: në dimër është më i ulët, në verë është më i lartë.

Pikërisht në këtë shtresë lindin turbulenca, anticiklonet dhe ciklonet dhe formohen retë. Është kjo sferë që është përgjegjëse për formimin e motit, afërsisht 80% e të gjitha masave ajrore.

Tropopauza është një shtresë në të cilën temperatura nuk ulet me lartësinë. Mbi tropopauzën, në një lartësi mbi 11 dhe deri në 50 km ndodhet. Ekziston një shtresë ozoni në stratosferë, e cila dihet se mbron planetin nga rrezet ultravjollcë. Ajri në këtë shtresë është i hollë, gjë që shpjegon ngjyrën karakteristike vjollce të qiellit. Shpejtësia e rrjedhës së ajrit këtu mund të arrijë 300 km/h. Midis stratosferës dhe mesosferës ekziston një stratopauzë - një sferë kufitare në të cilën ndodh maksimumi i temperaturës.

Shtresa tjetër është. Ai shtrihet në lartësitë 85-90 kilometra. Ngjyra e qiellit në mesosferë është e zezë, kështu që yjet mund të vëzhgohen edhe në mëngjes dhe pasdite. Aty ndodhin proceset më komplekse fotokimike, gjatë të cilave ndodh shkëlqimi atmosferik.

Midis mezosferës dhe shtresës tjetër, ekziston një mesopauzë. Përkufizohet si një shtresë kalimtare në të cilën vërehet një minimum i temperaturës. Më lart, në një lartësi prej 100 kilometrash mbi nivelin e detit, ndodhet linja Karman. Mbi këtë linjë janë termosfera (kufiri i lartësisë 800 km) dhe ekzosfera, e cila quhet edhe "zona e dispersionit". Në një lartësi prej përafërsisht 2-3 mijë kilometra kalon në vakum afër hapësirës.

Duke marrë parasysh që shtresa e sipërme e atmosferës nuk është qartë e dukshme, madhësia e saj e saktë është e pamundur të llogaritet. Përveç kësaj, në vende të ndryshme ka organizata që kanë mendime të ndryshme për këtë çështje. Duhet theksuar se Linja Karman mund të konsiderohet kufiri i atmosferës së tokës vetëm me kusht, pasi burime të ndryshme përdorin shënues të ndryshëm kufijsh. Kështu, në disa burime mund të gjeni informacione se kufiri i sipërm kalon në një lartësi prej 2500-3000 km.

NASA përdor shenjën 122 kilometra për llogaritjet. Pak kohë më parë u kryen eksperimente që qartësuan kufirin që ndodhej rreth 118 km.

YouTube Enciklopedike

1 / 5

✪ Anija kozmike Toka (Episodi 14) - Atmosfera

✪ Pse atmosfera nuk u tërhoq në vakumin e hapësirës?

✪ Hyrja e anijes Soyuz TMA-8 në atmosferën e Tokës

✪ Struktura, kuptimi, studimi i atmosferës

✪ O. S. Ugolnikov "Atmosfera e sipërme. Takimi i Tokës dhe Hapësirës"

Titra

Kufiri atmosferik

Atmosfera konsiderohet të jetë ai rajon rreth Tokës në të cilin mediumi i gaztë rrotullohet së bashku me Tokën si një e tërë e vetme. Atmosfera kalon në hapësirën ndërplanetare gradualisht, në ekzosferë, duke filluar në një lartësi prej 500-1000 km nga sipërfaqja e Tokës.

Sipas përcaktimit të propozuar nga Federata Ndërkombëtare e Aviacionit, kufiri i atmosferës dhe hapësirës vizatohet përgjatë vijës Karman, e vendosur në një lartësi prej rreth 100 km, mbi të cilën fluturimet e aviacionit bëhen krejtësisht të pamundura. NASA përdor shenjën 122 kilometra (400,000 ft) si kufi atmosferik, ku anijet kalojnë nga manovrimi me energji në manovrim aerodinamik.

Vetitë fizike

Përveç gazeve të treguara në tabelë, atmosfera përmban Cl 2, SO 2, NH 3, CO, O 3, NO 2, hidrokarbure, HCl, HBr, avuj, I 2, Br 2, si dhe shumë gazra të tjerë. në sasi të vogla. Troposfera përmban vazhdimisht një sasi të madhe të grimcave të ngurta dhe të lëngshme të pezulluara (aerosol). Gazi më i rrallë në atmosferën e Tokës është radoni (Rn).

Struktura e atmosferës

Shtresa kufitare atmosferike

Shtresa e poshtme e troposferës (1-2 km e trashë), në të cilën gjendja dhe vetitë e sipërfaqes së Tokës ndikojnë drejtpërdrejt në dinamikën e atmosferës.

Troposfera

Kufiri i sipërm i saj është në një lartësi prej 8-10 km në polare, 10-12 km në të butë dhe 16-18 km në gjerësi tropikale; më e ulët në dimër se në verë.
Shtresa e poshtme, kryesore e atmosferës përmban më shumë se 80% të masës totale të ajrit atmosferik dhe rreth 90% të të gjithë avullit të ujit të pranishëm në atmosferë. Turbulenca dhe konvekcioni janë shumë të zhvilluara në troposferë, lindin retë dhe zhvillohen ciklonet dhe anticiklonet. Temperatura ulet me rritjen e lartësisë me një pjerrësi mesatare vertikale prej 0,65°/100 metra.

Tropopauza

Shtresa kalimtare nga troposfera në stratosferë, një shtresë e atmosferës në të cilën ulja e temperaturës me lartësinë ndalon.

Stratosfera

Një shtresë e atmosferës e vendosur në një lartësi prej 11 deri në 50 km. Karakterizohet nga një ndryshim i lehtë i temperaturës në shtresën 11-25 km (shtresa e poshtme e stratosferës) dhe një rritje e temperaturës në shtresën 25-40 km nga -56,5 në +0,8 ° (shtresa e sipërme e stratosferës ose rajoni i përmbysjes) . Pasi ka arritur një vlerë prej rreth 273 K (pothuajse 0 °C) në një lartësi prej rreth 40 km, temperatura mbetet konstante deri në një lartësi prej rreth 55 km. Ky rajon me temperaturë konstante quhet stratopauzë dhe është kufiri midis stratosferës dhe mesosferës.

Stratopauza

Shtresa kufitare e atmosferës midis stratosferës dhe mesosferës. Në shpërndarjen vertikale të temperaturës ka një maksimum (rreth 0 °C).

Mesosferë

Termosferë

Kufiri i sipërm është rreth 800 km. Temperatura rritet në lartësitë 200-300 km, ku arrin vlerat e rendit 1500 K, pas së cilës ajo mbetet pothuajse konstante në lartësitë e mëdha. Nën ndikimin e rrezatimit diellor dhe rrezatimit kozmik, ndodh jonizimi i ajrit ("aurorat") - rajonet kryesore të jonosferës shtrihen brenda termosferës. Në lartësitë mbi 300 km mbizotëron oksigjeni atomik. Kufiri i sipërm i termosferës përcaktohet kryesisht nga aktiviteti aktual i Diellit. Gjatë periudhave të aktivitetit të ulët - për shembull, në 2008-2009 - ka një rënie të dukshme në madhësinë e kësaj shtrese.

Termopauza

Rajoni i atmosferës ngjitur mbi termosferën. Në këtë rajon, thithja e rrezatimit diellor është e papërfillshme dhe temperatura në fakt nuk ndryshon me lartësinë.

Ekzosfera (sfera e shpërndarjes)

Deri në një lartësi prej 100 km, atmosfera është një përzierje homogjene, e përzier mirë e gazrave. Në shtresat më të larta, shpërndarja e gazeve sipas lartësisë varet nga masat e tyre molekulare, përqendrimi i gazrave më të rëndë zvogëlohet më shpejt me distancën nga sipërfaqja e Tokës. Për shkak të uljes së densitetit të gazit, temperatura bie nga 0 °C në stratosferë në -110 °C në mesosferë. Megjithatë, energjia kinetike e grimcave individuale në lartësitë 200-250 km korrespondon me një temperaturë prej ~150 °C. Mbi 200 km vërehen luhatje të theksuara të temperaturës dhe dendësisë së gazeve në kohë dhe hapësirë.

Në një lartësi prej rreth 2000-3500 km, ekzosfera gradualisht shndërrohet në të ashtuquajturën afër vakumit hapësinor, e cila është e mbushur me grimca të rralla të gazit ndërplanetar, kryesisht atome hidrogjeni. Por ky gaz përfaqëson vetëm një pjesë të materies ndërplanetare. Pjesa tjetër përbëhet nga grimca pluhuri me origjinë kometare dhe meteorike. Përveç grimcave jashtëzakonisht të rralla të pluhurit, në këtë hapësirë depërton rrezatimi elektromagnetik dhe korpuskular me origjinë diellore dhe galaktike.

Rishikimi

Në bazë të vetive elektrike në atmosferë dallohen neutrosferë Dhe jonosferë .

Në varësi të përbërjes së gazit në atmosferë, ato lëshojnë homosferë Dhe heterosferë. Heterosfera- Kjo është zona ku graviteti ndikon në ndarjen e gazeve, pasi përzierja e tyre në një lartësi të tillë është e papërfillshme. Kjo nënkupton një përbërje të ndryshueshme të heterosferës. Poshtë saj shtrihet një pjesë e mirë e përzier, homogjene e atmosferës, e quajtur homosferë. Kufiri midis këtyre shtresave quhet turbopauzë, ai shtrihet në një lartësi prej rreth 120 km.

Karakteristikat e tjera të atmosferës dhe efektet në trupin e njeriut

Tashmë në një lartësi prej 5 km mbi nivelin e detit, një person i patrajnuar fillon të përjetojë urinë nga oksigjeni dhe pa përshtatje, performanca e një personi zvogëlohet ndjeshëm. Zona fiziologjike e atmosferës përfundon këtu. Frymëmarrja e njeriut bëhet e pamundur në një lartësi prej 9 km, megjithëse deri në afërsisht 115 km atmosfera përmban oksigjen.

Atmosfera na furnizon me oksigjenin e nevojshëm për frymëmarrje. Sidoqoftë, për shkak të rënies së presionit total të atmosferës ndërsa ngriheni në lartësi, presioni i pjesshëm i oksigjenit zvogëlohet në përputhje me rrethanat.

Historia e formimit atmosferik

Sipas teorisë më të zakonshme, atmosfera e Tokës ka pasur tre përbërje të ndryshme gjatë historisë së saj. Fillimisht, ai përbëhej nga gazra të lehta (hidrogjen dhe helium) të kapur nga hapësira ndërplanetare. Ky është i ashtuquajturi atmosferë parësore. Në fazën tjetër, aktiviteti aktiv vullkanik çoi në ngopjen e atmosferës me gazra të tjerë përveç hidrogjenit (dioksid karboni, amoniak, avujt e ujit). Kështu u formua atmosferë dytësore. Kjo atmosferë ishte restauruese. Më tej, procesi i formimit të atmosferës u përcaktua nga faktorët e mëposhtëm:

rrjedhja e gazeve të lehta (hidrogjen dhe helium) në hapësirën ndërplanetare;
reaksionet kimike që ndodhin në atmosferë nën ndikimin e rrezatimit ultravjollcë, shkarkimet e rrufesë dhe disa faktorë të tjerë.

Gradualisht këta faktorë çuan në formimin atmosferë terciare, karakterizuar nga një përmbajtje shumë më e ulët e hidrogjenit dhe një përmbajtje shumë më e lartë e azotit dhe dioksidit të karbonit (të formuara si rezultat i reaksioneve kimike nga amoniaku dhe hidrokarburet).

Azoti

Formimi i një sasie të madhe të azotit N2 është për shkak të oksidimit të atmosferës amoniak-hidrogjen nga oksigjeni molekular O2, i cili filloi të vinte nga sipërfaqja e planetit si rezultat i fotosintezës, duke filluar 3 miliardë vjet më parë. Azoti N2 lëshohet gjithashtu në atmosferë si rezultat i denitrifikimit të nitrateve dhe komponimeve të tjera që përmbajnë azot. Azoti oksidohet nga ozoni në NO në atmosferën e sipërme.

Azoti N 2 reagon vetëm në kushte specifike (për shembull, gjatë një shkarkimi rrufeje). Oksidimi i azotit molekular nga ozoni gjatë shkarkimeve elektrike përdoret në sasi të vogla në prodhimin industrial të plehrave azotike. Cianobakteret (algat blu-jeshile) dhe bakteret nyje, të cilat formojnë simbiozë rizobiale me bimët bishtajore, të cilat mund të jenë pleh organik jeshil efektiv - bimë që nuk e varfërojnë, por e pasurojnë tokën me plehra natyralë, mund ta oksidojnë atë me konsum të ulët energjie dhe ta shndërrojnë atë. në një formë biologjikisht aktive.

Oksigjeni

Përbërja e atmosferës filloi të ndryshojë rrënjësisht me shfaqjen e organizmave të gjallë në Tokë si pasojë e fotosintezës, e shoqëruar me çlirimin e oksigjenit dhe thithjen e dioksidit të karbonit. Fillimisht, oksigjeni u shpenzua për oksidimin e përbërjeve të reduktuara - amoniakut, hidrokarbureve, formës hekuri të hekurit që përmbahet në oqeane dhe të tjera. Në fund të kësaj faze, përmbajtja e oksigjenit në atmosferë filloi të rritet. Gradualisht, u formua një atmosferë moderne me veti oksiduese. Meqenëse kjo shkaktoi ndryshime serioze dhe të papritura në shumë procese që ndodhin në atmosferë, litosferë dhe biosferë, kjo ngjarje u quajt Katastrofa e Oksigjenit.

Gazet fisnike

Ndotja e ajrit

Kohët e fundit, njerëzit kanë filluar të ndikojnë në evolucionin e atmosferës. Rezultati i aktivitetit njerëzor ka qenë një rritje e vazhdueshme e përmbajtjes së dioksidit të karbonit në atmosferë për shkak të djegies së karburanteve hidrokarbure të grumbulluara në epokat e mëparshme gjeologjike. Sasi të mëdha të CO 2 konsumohen gjatë fotosintezës dhe absorbohen nga oqeanet e botës. Ky gaz hyn në atmosferë për shkak të dekompozimit të shkëmbinjve karbonatikë dhe substancave organike me origjinë bimore dhe shtazore, si dhe për shkak të vullkanizmit dhe aktivitetit industrial njerëzor. Gjatë 100 viteve të fundit, përmbajtja e CO 2 në atmosferë është rritur me 10%, ku pjesa më e madhe (360 miliardë tonë) vjen nga djegia e karburantit. Nëse ritmi i rritjes së djegies së karburantit vazhdon, atëherë në 200-300 vitet e ardhshme sasia e CO 2 në atmosferë do të dyfishohet dhe mund të çojë në ndryshimin e klimës globale.

Djegia e karburantit është burimi kryesor i gazrave ndotës (CO, SO2). Dioksidi i squfurit oksidohet nga oksigjeni atmosferik në SO 3, dhe oksidi i azotit në NO 2 në shtresat e sipërme të atmosferës, të cilat nga ana tjetër ndërveprojnë me avujt e ujit, dhe acidi sulfurik që rezulton H 2 SO 4 dhe acidi nitrik HNO 3 bien në sipërfaqja e Tokës në formën e të ashtuquajturit shi acid. Përdorimi

Atmosfera (nga greqishtja e lashtë ἀτμός - avulli dhe σφαῖρα - top) është një guaskë gazi (gjeosferë) që rrethon planetin Tokë. Sipërfaqja e saj e brendshme mbulon hidrosferën dhe pjesërisht koren e tokës, ndërsa sipërfaqja e saj e jashtme kufizohet me pjesën afër Tokës të hapësirës së jashtme.

Tërësia e degëve të fizikës dhe kimisë që studiojnë atmosferën zakonisht quhet fizikë atmosferike. Atmosfera përcakton motin në sipërfaqen e Tokës, meteorologjia studion motin dhe klimatologjia merret me ndryshimet afatgjata të klimës.

Vetitë fizike

Trashësia e atmosferës është afërsisht 120 km nga sipërfaqja e Tokës. Masa totale e ajrit në atmosferë është (5,1-5,3) 1018 kg. Nga këto, masa e ajrit të thatë është (5,1352 ± 0,0003) 1018 kg, masa totale e avullit të ujit është mesatarisht 1,27 1016 kg.

Masa molare e ajrit të pastër të thatë është 28,966 g/mol, dhe dendësia e ajrit në sipërfaqen e detit është afërsisht 1,2 kg/m3. Presioni në 0 °C në nivelin e detit është 101.325 kPa; temperatura kritike - -140,7 °C (~132,4 K); presioni kritik - 3.7 MPa; Cp në 0 °C - 1,0048·103 J/(kg·K), Cv - 0,7159·103 J/(kg·K) (në 0 °C). Tretshmëria e ajrit në ujë (në masë) në 0 °C - 0,0036%, në 25 °C - 0,0023%.

Si “kushte normale” në sipërfaqen e Tokës pranohen: dendësia 1,2 kg/m3, presioni barometrik 101,35 kPa, temperatura plus 20 °C dhe lagështia relative 50%. Këta tregues të kushtëzuar kanë një rëndësi thjesht inxhinierike.

Përbërja kimike

Atmosfera e Tokës u ngrit si rezultat i lëshimit të gazrave gjatë shpërthimeve vullkanike. Me ardhjen e oqeaneve dhe biosferës, ajo u formua për shkak të shkëmbimit të gazit me ujin, bimët, kafshët dhe produktet e dekompozimit të tyre në tokë dhe këneta.

Aktualisht, atmosfera e Tokës përbëhet kryesisht nga gazra dhe papastërti të ndryshme (pluhur, pika uji, kristale akulli, kripëra deti, produkte të djegies).

Përqendrimi i gazrave që përbëjnë atmosferën është pothuajse konstant, me përjashtim të ujit (H2O) dhe dioksidit të karbonit (CO2).

Përbërja e ajrit të thatë


Azoti
Oksigjeni
Argoni
Uji
Dioksidi i karbonit
Neoni
Heliumi
Metani
Kripton
Hidrogjeni
Ksenon
Oksidi i azotit

Përveç gazeve të treguara në tabelë, atmosfera përmban SO2, NH3, CO, ozon, hidrokarbure, HCl, HF, avull Hg, I2, si dhe NO dhe shumë gazra të tjerë në sasi të vogla. Troposfera përmban vazhdimisht një sasi të madhe të grimcave të ngurta dhe të lëngshme të pezulluara (aerosol).

Struktura e atmosferës

Troposfera

Kufiri i sipërm i saj është në një lartësi prej 8-10 km në polare, 10-12 km në të butë dhe 16-18 km në gjerësi tropikale; më e ulët në dimër se në verë. Shtresa e poshtme, kryesore e atmosferës përmban më shumë se 80% të masës totale të ajrit atmosferik dhe rreth 90% të të gjithë avullit të ujit të pranishëm në atmosferë. Turbulenca dhe konvekcioni janë shumë të zhvilluara në troposferë, lindin retë dhe zhvillohen ciklonet dhe anticiklonet. Temperatura ulet me rritjen e lartësisë me një gradient mesatar vertikal prej 0,65°/100 m

Tropopauza

Shtresa kalimtare nga troposfera në stratosferë, një shtresë e atmosferës në të cilën ulja e temperaturës me lartësinë ndalon.

Stratosfera

Një shtresë e atmosferës e vendosur në një lartësi prej 11 deri në 50 km. Karakterizohet nga një ndryshim i lehtë i temperaturës në shtresën 11-25 km (shtresa e poshtme e stratosferës) dhe një rritje e temperaturës në shtresën 25-40 km nga -56,5 në 0,8 ° C (shtresa e sipërme e stratosferës ose rajoni i përmbysjes) . Pasi ka arritur një vlerë prej rreth 273 K (pothuajse 0 °C) në një lartësi prej rreth 40 km, temperatura mbetet konstante deri në një lartësi prej rreth 55 km. Ky rajon me temperaturë konstante quhet stratopauzë dhe është kufiri midis stratosferës dhe mesosferës.

Stratopauza

Shtresa kufitare e atmosferës midis stratosferës dhe mesosferës. Në shpërndarjen vertikale të temperaturës ka një maksimum (rreth 0 °C).

Mesosferë

Mesosfera fillon në një lartësi prej 50 km dhe shtrihet në 80-90 km. Temperatura zvogëlohet me lartësinë me një gradient mesatar vertikal prej (0,25-0,3)°/100 m Procesi kryesor i energjisë është transferimi i nxehtësisë rrezatuese. Proceset komplekse fotokimike që përfshijnë radikalet e lira, molekula të ngacmuara nga vibracionet, etj. shkaktojnë ndriçim atmosferik.

Mesopauza

Shtresa kalimtare midis mesosferës dhe termosferës. Ekziston një minimum në shpërndarjen vertikale të temperaturës (rreth -90 °C).

Linja Karman

Lartësia mbi nivelin e detit, e cila pranohet në mënyrë konvencionale si kufiri midis atmosferës së Tokës dhe hapësirës. Sipas përcaktimit të FAI, linja Karman ndodhet në një lartësi prej 100 km mbi nivelin e detit.

Kufiri i atmosferës së Tokës

Termosferë

Kufiri i sipërm është rreth 800 km. Temperatura rritet në lartësitë 200-300 km, ku arrin vlerat e rendit 1500 K, pas së cilës ajo mbetet pothuajse konstante në lartësitë e mëdha. Nën ndikimin e rrezatimit diellor ultravjollcë dhe rreze X dhe rrezatimit kozmik, ndodh jonizimi i ajrit ("aurorat") - rajonet kryesore të jonosferës shtrihen brenda termosferës. Në lartësitë mbi 300 km mbizotëron oksigjeni atomik. Kufiri i sipërm i termosferës përcaktohet kryesisht nga aktiviteti aktual i Diellit. Gjatë periudhave të aktivitetit të ulët - për shembull, në 2008-2009 - ka një rënie të dukshme në madhësinë e kësaj shtrese.

Termopauza

Rajoni i atmosferës ngjitur me termosferën. Në këtë rajon, thithja e rrezatimit diellor është e papërfillshme dhe temperatura në fakt nuk ndryshon me lartësinë.

Ekzosfera (sfera e shpërndarjes)

Eksosfera është një zonë dispersioni, pjesa e jashtme e termosferës, e vendosur mbi 700 km. Gazi në ekzosferë është shumë i rrallë, dhe prej këtu grimcat e tij rrjedhin në hapësirën ndërplanetare (shpërndarja).

Në një lartësi prej rreth 2000-3500 km, ekzosfera gradualisht shndërrohet në të ashtuquajturin vakum afër hapësirës, i cili është i mbushur me grimca shumë të rralla të gazit ndërplanetar, kryesisht atome hidrogjeni. Por ky gaz përfaqëson vetëm një pjesë të materies ndërplanetare. Pjesa tjetër përbëhet nga grimca pluhuri me origjinë kometare dhe meteorike. Përveç grimcave jashtëzakonisht të rralla të pluhurit, në këtë hapësirë depërton rrezatimi elektromagnetik dhe korpuskular me origjinë diellore dhe galaktike.

Troposfera përbën rreth 80% të masës së atmosferës, stratosfera - rreth 20%; masa e mesosferës nuk është më shumë se 0.3%, termosfera është më pak se 0.05% e masës totale të atmosferës. Në bazë të vetive elektrike në atmosferë, dallohen neutronosfera dhe jonosfera. Aktualisht besohet se atmosfera shtrihet në një lartësi prej 2000-3000 km.

Në varësi të përbërjes së gazit në atmosferë, dallohen homosfera dhe heterosfera. Heterosfera është një zonë ku graviteti ndikon në ndarjen e gazeve, pasi përzierja e tyre në një lartësi të tillë është e papërfillshme. Kjo nënkupton një përbërje të ndryshueshme të heterosferës. Poshtë saj shtrihet një pjesë e mirë e përzier, homogjene e atmosferës e quajtur homosferë. Kufiri midis këtyre shtresave quhet turbopauzë ai shtrihet në një lartësi prej rreth 120 km.

Karakteristikat e tjera të atmosferës dhe efektet në trupin e njeriut

Mushkëritë e njeriut përmbajnë vazhdimisht rreth 3 litra ajër alveolar. Presioni i pjesshëm i oksigjenit në ajrin alveolar në presion normal atmosferik është 110 mmHg. Art., Presioni i dioksidit të karbonit - 40 mm Hg. Art., dhe avujt e ujit - 47 mm Hg. Art. Me rritjen e lartësisë, presioni i oksigjenit bie, dhe presioni total i avullit të ujit dhe dioksidit të karbonit në mushkëri mbetet pothuajse konstant - rreth 87 mm Hg. Art. Furnizimi me oksigjen në mushkëri do të ndalet plotësisht kur presioni i ajrit të ambientit të bëhet i barabartë me këtë vlerë.

Në një lartësi prej rreth 19-20 km, presioni atmosferik bie në 47 mm Hg. Art. Prandaj, në këtë lartësi, uji dhe lëngu intersticial fillojnë të ziejnë në trupin e njeriut. Jashtë kabinës nën presion në këto lartësi, vdekja ndodh pothuajse menjëherë. Kështu, nga pikëpamja e fiziologjisë njerëzore, "hapësira" fillon tashmë në një lartësi prej 15-19 km.

Shtresat e dendura të ajrit - troposfera dhe stratosfera - na mbrojnë nga efektet e dëmshme të rrezatimit. Me rrallim të mjaftueshëm të ajrit, në lartësi mbi 36 km, rrezatimi jonizues - rrezet primare kozmike - ka një efekt intensiv në trup; Në lartësi mbi 40 km, pjesa ultravjollcë e spektrit diellor është e rrezikshme për njerëzit.

Ndërsa ngrihemi në një lartësi gjithnjë e më të madhe mbi sipërfaqen e Tokës, fenomene të tilla të njohura të vërejtura në shtresat e poshtme të atmosferës si përhapja e zërit, shfaqja e ngritjes dhe zvarritjes aerodinamike, transferimi i nxehtësisë me konvekcion, etj. gradualisht dobësohen dhe më pas zhduken plotësisht.

Në shtresat e rralla të ajrit, përhapja e zërit është e pamundur. Deri në lartësitë 60-90 km, është ende e mundur të përdoret rezistenca e ajrit dhe ngritja për fluturim aerodinamik të kontrolluar. Por duke filluar nga lartësitë 100-130 km, konceptet e numrit M dhe barrierës së zërit, të njohura për çdo pilot, humbasin kuptimin e tyre: aty shtrihet linja konvencionale Karman, përtej së cilës fillon rajoni i fluturimit thjesht balistik, i cili mundet vetëm të kontrollohet duke përdorur forcat reaktive.

Në lartësi mbi 100 km, atmosfera është e privuar nga një veçori tjetër e jashtëzakonshme - aftësia për të thithur, përçuar dhe transmetuar energji termike me konvekcion (d.m.th. duke përzier ajrin). Kjo do të thotë se elementë të ndryshëm të pajisjeve në stacionin hapësinor orbital nuk do të mund të ftohen nga jashtë në të njëjtën mënyrë siç bëhet zakonisht në një aeroplan - me ndihmën e avionëve të ajrit dhe radiatorëve të ajrit. Në këtë lartësi, si në hapësirë në përgjithësi, mënyra e vetme për të transferuar nxehtësinë është rrezatimi termik.

Historia e formimit atmosferik

Sipas teorisë më të zakonshme, atmosfera e Tokës ka pasur tre përbërje të ndryshme me kalimin e kohës. Fillimisht, ai përbëhej nga gazra të lehta (hidrogjen dhe helium) të kapur nga hapësira ndërplanetare. Kjo është e ashtuquajtura atmosfera primare (rreth katër miliardë vjet më parë). Në fazën tjetër, aktiviteti aktiv vullkanik çoi në ngopjen e atmosferës me gazra të tjerë përveç hidrogjenit (dioksid karboni, amoniak, avujt e ujit). Kështu u formua atmosfera dytësore (rreth tre miliardë vjet para ditëve të sotme). Kjo atmosferë ishte restauruese. Më tej, procesi i formimit të atmosferës u përcaktua nga faktorët e mëposhtëm:

rrjedhja e gazeve të lehta (hidrogjen dhe helium) në hapësirën ndërplanetare;
reaksionet kimike që ndodhin në atmosferë nën ndikimin e rrezatimit ultravjollcë, shkarkimet e rrufesë dhe disa faktorë të tjerë.

Gradualisht, këta faktorë çuan në formimin e një atmosfere terciare, e karakterizuar nga shumë më pak hidrogjen dhe shumë më tepër azot dhe dioksid karboni (i formuar si rezultat i reaksioneve kimike nga amoniaku dhe hidrokarburet).

Azoti

Azoti N2 reagon vetëm në kushte specifike (për shembull, gjatë një shkarkimi rrufeje). Oksidimi i azotit molekular nga ozoni gjatë shkarkimeve elektrike përdoret në sasi të vogla në prodhimin industrial të plehrave azotike. Cianobakteret (algat blu-jeshile) dhe bakteret nyje që formojnë simbiozë rizobiale me bimët bishtajore, të ashtuquajturat, mund ta oksidojnë atë me konsum të ulët energjie dhe ta shndërrojnë atë në një formë biologjikisht aktive. plehun e gjelbër.

Oksigjeni

Përbërja e atmosferës filloi të ndryshojë rrënjësisht me shfaqjen e organizmave të gjallë në Tokë, si pasojë e fotosintezës, e shoqëruar me çlirimin e oksigjenit dhe thithjen e dioksidit të karbonit. Fillimisht, oksigjeni u shpenzua për oksidimin e përbërjeve të reduktuara - amoniakut, hidrokarbureve, formës hekuri të hekurit në oqeane, etj. Në fund të kësaj faze, përmbajtja e oksigjenit në atmosferë filloi të rritet. Gradualisht, u formua një atmosferë moderne me veti oksiduese. Meqenëse kjo shkaktoi ndryshime serioze dhe të papritura në shumë procese që ndodhin në atmosferë, litosferë dhe biosferë, kjo ngjarje u quajt Katastrofa e Oksigjenit.

Gjatë fanerozoikut, përbërja e atmosferës dhe përmbajtja e oksigjenit pësuan ndryshime. Ato lidhen kryesisht me shkallën e depozitimit të sedimentit organik. Kështu, gjatë periudhave të akumulimit të qymyrit, përmbajtja e oksigjenit në atmosferë me sa duket tejkaloi ndjeshëm nivelin modern.

Dioksidi i karbonit

Përmbajtja e CO2 në atmosferë varet nga aktiviteti vullkanik dhe proceset kimike në guaskat e tokës, por mbi të gjitha - nga intensiteti i biosintezës dhe dekompozimi i lëndës organike në biosferën e Tokës. Pothuajse e gjithë biomasa aktuale e planetit (rreth 2.4 1012 ton) është formuar për shkak të dioksidit të karbonit, azotit dhe avullit të ujit që përmban ajri atmosferik. Organiket e varrosura në oqean, këneta dhe pyje kthehen në qymyr, naftë dhe gaz natyror.

Gazet fisnike

Burimi i gazeve fisnike - argoni, heliumi dhe kriptoni - janë shpërthimet vullkanike dhe prishja e elementeve radioaktive. Toka në përgjithësi dhe atmosfera në veçanti janë të varfëruar nga gazet inerte në krahasim me hapësirën. Besohet se arsyeja për këtë qëndron në rrjedhjen e vazhdueshme të gazeve në hapësirën ndërplanetare.

Ndotja e ajrit

Kohët e fundit, njerëzit kanë filluar të ndikojnë në evolucionin e atmosferës. Rezultati i aktiviteteve të tij ishte një rritje e vazhdueshme e përmbajtjes së dioksidit të karbonit në atmosferë për shkak të djegies së karburanteve hidrokarbure të grumbulluara në epokat e mëparshme gjeologjike. Sasi të mëdha të CO2 konsumohen gjatë fotosintezës dhe absorbohen nga oqeanet e botës. Ky gaz hyn në atmosferë për shkak të dekompozimit të shkëmbinjve karbonatikë dhe substancave organike me origjinë bimore dhe shtazore, si dhe për shkak të vullkanizmit dhe aktivitetit industrial njerëzor. Gjatë 100 viteve të fundit, përmbajtja e CO2 në atmosferë është rritur me 10%, ku pjesa më e madhe (360 miliardë tonë) vjen nga djegia e karburantit. Nëse ritmi i rritjes së djegies së karburantit vazhdon, atëherë në 200-300 vitet e ardhshme sasia e CO2 në atmosferë do të dyfishohet dhe mund të çojë në ndryshimin e klimës globale.

Djegia e karburantit është burimi kryesor i gazrave ndotës (CO, NO, SO2). Dioksidi i squfurit oksidohet nga oksigjeni atmosferik në SO3, dhe oksidi i azotit në NO2 në shtresat e sipërme të atmosferës, të cilat nga ana tjetër ndërveprojnë me avujt e ujit, dhe acidi sulfurik që rezulton H2SO4 dhe acidi nitrik HNO3 bien në sipërfaqen e Tokës në formë e të ashtuquajturit. shiu acid. Përdorimi i motorëve me djegie të brendshme çon në ndotje të konsiderueshme atmosferike me oksidet e azotit, hidrokarburet dhe komponimet e plumbit (tetraetil plumbi) Pb(CH3CH2)4.

Ndotja e atmosferës nga aerosolet shkaktohet si nga shkaqe natyrore (shpërthime vullkanike, stuhi pluhuri, futja e pikave të ujit të detit dhe polenit të bimëve, etj.) dhe nga aktivitetet ekonomike njerëzore (minimi i xeheve dhe materialeve të ndërtimit, djegia e karburantit, prodhimi i çimentos, etj. ). Lëshimi intensiv në shkallë të gjerë i grimcave në atmosferë është një nga shkaqet e mundshme të ndryshimit të klimës në planet.

(Vizituar 262 herë, 1 vizitë sot)

atmosfera e Tokës

Atmosfera(nga. greqishtja e vjetërἀτμός - avull dhe σφαῖρα - top) - gazi guaskë ( gjeosferë), rrethon planetin Toka. Mbulon sipërfaqen e saj të brendshme hidrosferë dhe pjesërisht leh, ajo e jashtme kufizohet me pjesën afër Tokës të hapësirës së jashtme.

Zakonisht quhet grupi i degëve të fizikës dhe kimisë që studiojnë atmosferën fizika atmosferike. Atmosfera përcakton moti në sipërfaqen e Tokës, duke studiuar motin meteorologjia, dhe variacionet afatgjata klima - klimatologji.

Struktura e atmosferës

Struktura e atmosferës

Troposfera

Kufiri i sipërm i saj është në një lartësi prej 8-10 km në polare, 10-12 km në të butë dhe 16-18 km në gjerësi tropikale; më e ulët në dimër se në verë. Shtresa e poshtme, kryesore e atmosferës. Përmban më shumë se 80% të masës totale të ajrit atmosferik dhe rreth 90% të të gjithë avullit të ujit të pranishëm në atmosferë. Në troposferë janë shumë të zhvilluara turbulenca Dhe konvekcioni, ngrihen retë, janë duke u zhvilluar ciklonet Dhe anticiklonet. Temperatura ulet me rritjen e lartësisë me vertikale mesatare gradient 0,65°/100 m

Stratosfera

Një shtresë e atmosferës e vendosur në një lartësi prej 11 deri në 50 km. Karakterizohet nga një ndryshim i lehtë i temperaturës në shtresën 11-25 km (shtresa e poshtme e stratosferës) dhe një rritje në shtresën 25-40 km nga -56,5 në 0,8 ° ME(shtresa e sipërme e stratosferës ose rajonit përmbysjet). Duke arritur një vlerë prej rreth 273 K (pothuajse 0 ° C) në një lartësi prej rreth 40 km, temperatura mbetet konstante deri në një lartësi prej rreth 55 km. Ky rajon me temperaturë konstante quhet stratopauzë dhe është kufiri ndërmjet stratosferës dhe mezosferë.

Stratopauza

Shtresa kufitare e atmosferës midis stratosferës dhe mesosferës. Në shpërndarjen vertikale të temperaturës ka një maksimum (rreth 0 °C).

Mesosferë

atmosfera e Tokës

Mesosferë fillon në një lartësi prej 50 km dhe shtrihet në 80-90 km. Temperatura zvogëlohet me lartësinë me një gradient mesatar vertikal prej (0,25-0,3)°/100 m Procesi kryesor i energjisë është transferimi i nxehtësisë rrezatuese. Proceset komplekse fotokimike që përfshijnë radikalet e lira, molekulat e ngacmuara me dridhje etj., shkaktojnë shkëlqimin e atmosferës.

Mesopauza

Shtresa kalimtare midis mesosferës dhe termosferës. Ekziston një minimum në shpërndarjen vertikale të temperaturës (rreth -90 °C).

Linja Karman

Lartësia mbi nivelin e detit, e cila pranohet në mënyrë konvencionale si kufiri midis atmosferës së Tokës dhe hapësirës.

Termosferë

Artikulli kryesor: Termosferë

Shtresat atmosferike deri në lartësinë 120 km

Ekzosfera (sfera e shpërndarjes)

Ekzosfera- zona e dispersionit, pjesa e jashtme e termosferës, e vendosur mbi 700 km. Gazi në ekzosferë është shumë i rrallë, dhe prej këtu grimcat e tij rrjedhin në hapësirën ndërplanetare ( shpërndarje).

Deri në një lartësi prej 100 km, atmosfera është një përzierje homogjene, e përzier mirë e gazrave. Në shtresat më të larta, shpërndarja e gazeve sipas lartësisë varet nga masat e tyre molekulare, përqendrimi i gazrave më të rëndë zvogëlohet më shpejt me distancën nga sipërfaqja e Tokës. Për shkak të uljes së densitetit të gazit, temperatura bie nga 0 °C në stratosferë në -110 °C në mesosferë. Megjithatë, energjia kinetike e grimcave individuale në lartësitë 200-250 km korrespondon me një temperaturë prej ~1500 °C. Mbi 200 km vërehen luhatje të theksuara të temperaturës dhe dendësisë së gazeve në kohë dhe hapësirë.

Në një lartësi prej rreth 2000-3000 km, ekzosfera gradualisht shndërrohet në të ashtuquajturën afër vakumit hapësinor, e cila është e mbushur me grimca shumë të rralla të gazit ndërplanetar, kryesisht atome hidrogjeni. Por ky gaz përfaqëson vetëm një pjesë të materies ndërplanetare. Pjesa tjetër përbëhet nga grimca pluhuri me origjinë kometare dhe meteorike. Përveç grimcave jashtëzakonisht të rralla të pluhurit, në këtë hapësirë depërton rrezatimi elektromagnetik dhe korpuskular me origjinë diellore dhe galaktike.

Në varësi të përbërjes së gazit në atmosferë, ato lëshojnë homosferë Dhe heterosferë. Heterosfera - Kjo është zona ku graviteti ndikon në ndarjen e gazeve, pasi përzierja e tyre në një lartësi të tillë është e papërfillshme. Kjo nënkupton një përbërje të ndryshueshme të heterosferës. Poshtë saj shtrihet një pjesë e mirë e përzier, homogjene e atmosferës, e quajtur homosferë. Kufiri ndërmjet këtyre shtresave quhet pauzë turbo, shtrihet në lartësinë rreth 120 km.

Vetitë fizike

Trashësia e atmosferës është afërsisht 2000 - 3000 km nga sipërfaqja e Tokës. Masa totale ajri- (5,1-5,3)×10 18 kg. Masa molare ajri i pastër i thatë është 28.966. Presioni në 0 °C në nivelin e detit 101.325 kPa; temperaturë kritike 140,7 °C; presioni kritik 3,7 MPa; C fq 1,0048×10 3 J/(kg K) (në 0 °C), C v 0,7159×10 3 J/(kg K) (në 0 °C). Tretshmëria e ajrit në ujë në 0 °C është 0.036%, në 25 °C - 0.22%.

Karakteristikat fiziologjike dhe të tjera të atmosferës

Tashmë në një lartësi prej 5 km mbi nivelin e detit, zhvillohet një person i patrajnuar uria nga oksigjeni dhe pa përshtatje, performanca e një personi zvogëlohet ndjeshëm. Zona fiziologjike e atmosferës përfundon këtu. Frymëmarrja e njeriut bëhet e pamundur në një lartësi prej 15 km, megjithëse deri në afërsisht 115 km atmosfera përmban oksigjen.

Mushkëritë e njeriut përmbajnë vazhdimisht rreth 3 litra ajër alveolar. Presion i pjesshëm Oksigjeni në ajrin alveolar në presion normal atmosferik është 110 mm Hg. Art., Presioni i dioksidit të karbonit - 40 mm Hg. Art., dhe avujt e ujit - 47 mm Hg. Art. Me rritjen e lartësisë, presioni i oksigjenit bie, dhe presioni total i avullit të ujit dhe dioksidit të karbonit në mushkëri mbetet pothuajse konstant - rreth 87 mm Hg. Art. Furnizimi me oksigjen në mushkëri do të ndalet plotësisht kur presioni i ajrit të ambientit të bëhet i barabartë me këtë vlerë.

Shtresat e dendura të ajrit - troposfera dhe stratosfera - na mbrojnë nga efektet e dëmshme të rrezatimit. Me rrallim të mjaftueshëm të ajrit, në lartësi mbi 36 km, agjentët jonizues kanë një efekt intensiv në trup. rrezatimi- rrezet primare kozmike; Në lartësi mbi 40 km, pjesa ultravjollcë e spektrit diellor është e rrezikshme për njerëzit.

Ndërsa ngrihemi në një lartësi gjithnjë e më të madhe mbi sipërfaqen e Tokës, fenomene të tilla të njohura vërehen në shtresat e poshtme të atmosferës si përhapja e zërit, shfaqja e aerodinamikës. ashensori dhe rezistenca, transferimi i nxehtësisë konvekcioni etj.

Në shtresa të rralla të ajrit, shpërndarja zëri rezulton e pamundur. Deri në lartësitë 60-90 km, është ende e mundur të përdoret rezistenca e ajrit dhe ngritja për fluturim aerodinamik të kontrolluar. Por duke u nisur nga lartësitë 100-130 km, koncepte të njohura për çdo pilot numrat M Dhe pengesë zëri humbasin kuptimin e tyre, ka një kusht Linja Karman përtej së cilës fillon sfera e fluturimit thjesht balistik, e cila mund të kontrollohet vetëm duke përdorur forcat reaktive.

Në lartësi mbi 100 km, atmosfera është e privuar nga një veçori tjetër e jashtëzakonshme - aftësia për të thithur, përçuar dhe transmetuar energji termike me konvekcion (d.m.th. duke përzier ajrin). Kjo do të thotë se elementë të ndryshëm të pajisjeve në stacionin hapësinor orbital nuk do të mund të ftohen nga jashtë në të njëjtën mënyrë siç bëhet zakonisht në një aeroplan - me ndihmën e avionëve të ajrit dhe radiatorëve të ajrit. Në një lartësi të tillë, si në hapësirë në përgjithësi, mënyra e vetme për të transferuar nxehtësinë është rrezatimi termik.

Përbërja atmosferike

Përbërja e ajrit të thatë

Atmosfera e Tokës përbëhet kryesisht nga gazra dhe papastërti të ndryshme (pluhur, pika uji, kristale akulli, kripëra deti, produkte të djegies).

Përqendrimi i gazrave që përbëjnë atmosferën është pothuajse konstant, me përjashtim të ujit (H 2 O) dhe dioksidit të karbonit (CO 2).

Përbërja e ajrit të thatë

Azoti
Oksigjeni
Argoni
Uji
Dioksidi i karbonit
Neoni
Heliumi
Metani
Kripton
Hidrogjeni
Ksenon
Oksidi i azotit

Përveç gazeve të treguara në tabelë, atmosfera përmban SO 2, NH 3, CO, ozonit, hidrokarburet, HCl, HF, çifte Hg, I 2 , dhe gjithashtu NR dhe shumë gazra të tjerë në sasi të vogla. Troposfera përmban vazhdimisht një numër të madh grimcash të ngurta dhe të lëngshme të pezulluara ( aerosol).

Historia e formimit atmosferik

Sipas teorisë më të zakonshme, atmosfera e Tokës ka pasur katër përbërje të ndryshme me kalimin e kohës. Fillimisht përbëhej nga gazra të lehta ( hidrogjeni Dhe helium), e kapur nga hapësira ndërplanetare. Ky është i ashtuquajturi atmosferë parësore(rreth katër miliardë vjet më parë). Në fazën tjetër, aktiviteti aktiv vullkanik çoi në ngopjen e atmosferës me gazra të ndryshëm nga hidrogjeni (dioksid karboni, amoniaku, avujt e ujit). Kështu u formua atmosferë dytësore(rreth tre miliardë vjet përpara ditës së sotme). Kjo atmosferë ishte restauruese. Më tej, procesi i formimit të atmosferës u përcaktua nga faktorët e mëposhtëm:

rrjedhjen e gazrave të lehta (hidrogjen dhe helium) në hapësirë ndërplanetare;

reaksionet kimike që ndodhin në atmosferë nën ndikimin e rrezatimit ultravjollcë, shkarkimet e rrufesë dhe disa faktorë të tjerë.

Azoti

Formimi i një sasie të madhe të N 2 është për shkak të oksidimit të atmosferës amoniak-hidrogjen nga molekulare O 2, e cila filloi të vinte nga sipërfaqja e planetit si rezultat i fotosintezës, duke filluar 3 miliardë vjet më parë. N2 lëshohet gjithashtu në atmosferë si rezultat i denitrifikimit të nitrateve dhe komponimeve të tjera që përmbajnë azot. Azoti oksidohet nga ozoni në NO në atmosferën e sipërme.

Azoti N 2 reagon vetëm në kushte specifike (për shembull, gjatë një shkarkimi rrufeje). Oksidimi i azotit molekular nga ozoni gjatë shkarkimeve elektrike përdoret në prodhimin industrial të plehrave azotike. Ata mund ta oksidojnë atë me konsum të ulët të energjisë dhe ta shndërrojnë atë në një formë biologjikisht aktive. cianobakteret (algat blu-jeshile) dhe bakteret nodule që formojnë rizobiale simbiozë Me bishtajore bimët, të ashtuquajturat plehun e gjelbër.

Oksigjeni

Përbërja e atmosferës filloi të ndryshojë rrënjësisht me shfaqjen në Tokë organizmat e gjallë, si rezultat fotosinteza shoqëruar me çlirimin e oksigjenit dhe thithjen e dyoksidit të karbonit. Fillimisht, oksigjeni u shpenzua për oksidimin e komponimeve të reduktuara - amoniaku, hidrokarburet, forma azotike gjëndër të përfshira në oqeane etj.. Në fund të kësaj faze, përmbajtja e oksigjenit në atmosferë filloi të rritet. Gradualisht, u formua një atmosferë moderne me veti oksiduese. Meqenëse kjo shkaktoi ndryshime serioze dhe të papritura në shumë procese që ndodhin në atmosferë, litosferë Dhe biosferë, u quajt kjo ngjarje Fatkeqësia e oksigjenit.

Për fanerozoik përbërja e atmosferës dhe përmbajtja e oksigjenit pësuan ndryshime. Ato lidhen kryesisht me shkallën e depozitimit të sedimentit organik. Kështu, gjatë periudhave të akumulimit të qymyrit, përmbajtja e oksigjenit në atmosferë me sa duket tejkaloi ndjeshëm nivelin modern.

Dioksidi i karbonit

Përmbajtja e CO 2 në atmosferë varet nga aktiviteti vullkanik dhe proceset kimike në guaskat e tokës, por mbi të gjitha - nga intensiteti i biosintezës dhe dekompozimi i lëndës organike në biosferë Toka. Pothuajse e gjithë biomasa aktuale e planetit (rreth 2.4 × 10 12 ton ) formohet për shkak të dioksidit të karbonit, azotit dhe avullit të ujit që përmban ajri atmosferik. Varrosur në oqeanit, V kënetat dhe në pyjet lënda organike shndërrohet në qymyr, vaj Dhe gazi natyror. (cm. Cikli gjeokimik i karbonit)

Gazet fisnike

Burimi i gazeve inerte - argoni, helium Dhe kripton- shpërthimet vullkanike dhe prishja e elementeve radioaktive. Toka në përgjithësi dhe atmosfera në veçanti janë të varfëruar nga gazet inerte në krahasim me hapësirën. Besohet se arsyeja për këtë qëndron në rrjedhjen e vazhdueshme të gazeve në hapësirën ndërplanetare.

Ndotja e ajrit

Kohët e fundit, evolucioni i atmosferës ka filluar të ndikohet nga Njerëzore. Rezultati i aktiviteteve të tij ishte një rritje e vazhdueshme e konsiderueshme e përmbajtjes së dioksidit të karbonit në atmosferë për shkak të djegies së karburanteve hidrokarbure të grumbulluara në epokat e mëparshme gjeologjike. Sasi të mëdha të CO 2 konsumohen gjatë fotosintezës dhe absorbohen nga oqeanet e botës. Ky gaz hyn në atmosferë për shkak të dekompozimit të shkëmbinjve karbonatikë dhe substancave organike me origjinë bimore dhe shtazore, si dhe për shkak të vullkanizmit dhe aktivitetit industrial njerëzor. Gjatë 100 viteve të fundit, përmbajtja e CO 2 në atmosferë është rritur me 10%, ku pjesa më e madhe (360 miliardë tonë) vjen nga djegia e karburantit. Nëse ritmi i rritjes së djegies së karburantit vazhdon, atëherë në 50 - 60 vitet e ardhshme sasia e CO 2 në atmosferë do të dyfishohet dhe mund të çojë në ndryshimi global i klimës.

Djegia e karburantit është burimi kryesor i gazrave ndotës ( CO, NR, SO 2 ). Dioksidi i squfurit oksidohet nga oksigjeni atmosferik në SO 3 në shtresat e sipërme të atmosferës, e cila nga ana tjetër ndërvepron me ujin dhe avujt e amoniakut, dhe që rezulton acid sulfurik (H 2 SO 4 ) Dhe sulfat amonit ((NH 4 ) 2 SO 4 ) kthimi në sipërfaqen e Tokës në formën e të ashtuquajturit. shiu acid. Përdorimi motorët me djegie të brendshmeçon në ndotje të konsiderueshme atmosferike me oksidet e azotit, hidrokarburet dhe komponimet e plumbit ( plumbi tetraetil Pb(CH 3 CH 2 ) 4 ) ).

Atmosfera filloi të formohej së bashku me formimin e Tokës. Gjatë evolucionit të planetit dhe ndërsa parametrat e tij iu afruan vlerave moderne, ndryshime thelbësore cilësore ndodhën në përbërjen e tij kimike dhe vetitë fizike. Sipas modelit evolucionar, në një fazë të hershme Toka ishte në gjendje të shkrirë dhe rreth 4.5 miliardë vjet më parë u formua si një trup i ngurtë. Ky moment historik merret si fillimi i kronologjisë gjeologjike. Që nga ajo kohë, filloi evolucioni i ngadaltë i atmosferës. Disa procese gjeologjike (për shembull, derdhjet e lavës gjatë shpërthimeve vullkanike) u shoqëruan me lëshimin e gazrave nga zorrët e Tokës. Ato përfshinin azot, amoniak, metan, avull uji, oksid CO dhe dioksid karboni CO 2. Nën ndikimin e rrezatimit ultravjollcë diellore, avujt e ujit dekompozohen në hidrogjen dhe oksigjen, por oksigjeni i çliruar reagoi me monoksidin e karbonit për të formuar dioksid karboni. Amoniaku zbërthehet në azot dhe hidrogjen. Gjatë procesit të difuzionit, hidrogjeni u ngrit lart dhe u largua nga atmosfera, dhe azoti më i rëndë nuk mund të avullohej dhe grumbullohej gradualisht, duke u bërë përbërësi kryesor, megjithëse një pjesë e tij u lidh në molekula si rezultat i reaksioneve kimike ( cm. KIMIA E ATMOSFERËS). Nën ndikimin e rrezeve ultravjollcë dhe shkarkimeve elektrike, një përzierje e gazrave të pranishëm në atmosferën origjinale të Tokës hyri në reaksione kimike, të cilat rezultuan në formimin e substancave organike, në veçanti aminoacideve. Me ardhjen e bimëve primitive, filloi procesi i fotosintezës, i shoqëruar me çlirimin e oksigjenit. Ky gaz, veçanërisht pas difuzionit në shtresat e sipërme të atmosferës, filloi të mbrojë shtresat e poshtme të tij dhe sipërfaqen e Tokës nga rrezatimi ultravjollcë dhe rreze X, kërcënuese për jetën. Sipas vlerësimeve teorike, përmbajtja e oksigjenit, 25,000 herë më pak se tani, tashmë mund të çojë në formimin e një shtrese ozoni me vetëm gjysmën e përqendrimit se tani. Megjithatë, kjo tashmë është e mjaftueshme për të siguruar mbrojtje shumë domethënëse të organizmave nga efektet shkatërruese të rrezeve ultravjollcë.

Ka të ngjarë që atmosfera kryesore të përmbajë shumë dioksid karboni. Ai është përdorur gjatë fotosintezës dhe përqendrimi i tij duhet të jetë ulur me evoluimin e botës bimore dhe gjithashtu për shkak të përthithjes gjatë proceseve të caktuara gjeologjike. Që nga viti efekti serë lidhur me praninë e dioksidit të karbonit në atmosferë, luhatjet në përqendrimin e tij janë një nga arsyet e rëndësishme për ndryshime të tilla klimatike në shkallë të gjerë në historinë e Tokës si epokat e akullit.

Heliumi i pranishëm në atmosferën moderne është kryesisht një produkt i zbërthimit radioaktiv të uraniumit, toriumit dhe radiumit. Këto elemente radioaktive lëshojnë një grimca, të cilat janë bërthamat e atomeve të heliumit. Meqenëse gjatë zbërthimit radioaktiv as formohet dhe as nuk shkatërrohet një ngarkesë elektrike, me formimin e secilës grimcë a shfaqen dy elektrone, të cilat duke u rikombinuar me grimcat a formojnë atome neutrale të heliumit. Elementet radioaktive përmbahen në mineralet e shpërndara në shkëmbinj, kështu që një pjesë e konsiderueshme e heliumit të formuar si rezultat i kalbjes radioaktive ruhet në to, duke ikur shumë ngadalë në atmosferë. Një sasi e caktuar heliumi ngrihet lart në ekzosferë për shkak të difuzionit, por për shkak të fluksit të vazhdueshëm nga sipërfaqja e tokës, vëllimi i këtij gazi në atmosferë mbetet pothuajse i pandryshuar. Bazuar në analizën spektrale të dritës së yjeve dhe studimin e meteoritëve, është e mundur të vlerësohet bollëku relativ i elementëve të ndryshëm kimikë në Univers. Përqendrimi i neonit në hapësirë është afërsisht dhjetë miliardë herë më i lartë se në Tokë, kripton - dhjetë milionë herë, dhe ksenon - një milion herë. Nga kjo rrjedh se përqendrimi i këtyre gazeve inerte, me sa duket fillimisht të pranishëm në atmosferën e Tokës dhe të pa rimbushur gjatë reaksioneve kimike, u ul shumë, ndoshta edhe në fazën e humbjes së atmosferës së saj parësore nga Toka. Një përjashtim është argoni i gazit inert, pasi në formën e izotopit 40 Ar ai ende formohet gjatë zbërthimit radioaktiv të izotopit të kaliumit.

Shpërndarja e presionit barometrik.

Pesha totale e gazeve atmosferike është afërsisht 4,5 x 10 15 ton Kështu, "pesha" e atmosferës për njësi sipërfaqeje, ose presioni atmosferik, në nivelin e detit është afërsisht 11 t/m 2 = 1,1 kg/cm 2 . Presioni i barabartë me P 0 = 1033,23 g/cm 2 = 1013,250 mbar = 760 mm Hg. Art. = 1 atm, marrë si presion mesatar standard atmosferik. Për atmosferën në gjendje ekuilibri hidrostatik kemi: d P= –rgd h, kjo do të thotë se në intervalin e lartësisë nga h te h+ d h zhvillohet barazia ndërmjet ndryshimit të presionit atmosferik d P dhe peshën e elementit përkatës të atmosferës me sipërfaqe njësi, dendësi r dhe trashësi d h. Si një marrëdhënie midis presionit R dhe temperatura T Përdoret ekuacioni i gjendjes së një gazi ideal me densitet r, i cili është mjaft i zbatueshëm për atmosferën e tokës: P= r R T/m, ku m është pesha molekulare dhe R = 8,3 J/(K mol) është konstanta universale e gazit. Pastaj d log P= – (m g/RT) d h= – bd h= – d h/H, ku gradienti i presionit është në një shkallë logaritmike. Vlera e saj e kundërt H quhet shkalla e lartësisë atmosferike.

Kur integrohet ky ekuacion për një atmosferë izotermale ( T= konst) ose për pjesën e tij ku një përafrim i tillë është i lejueshëm, merret ligji barometrik i shpërndarjes së presionit me lartësinë: P = P 0 exp(- h/H 0), ku referenca e lartësisë h prodhuar nga niveli i oqeanit, ku është presioni mesatar standard P 0 . Shprehje H 0 = R T/ mg, quhet shkalla e lartësisë, e cila karakterizon shtrirjen e atmosferës, me kusht që temperatura në të të jetë e njëjtë kudo (atmosfera izotermale). Nëse atmosfera nuk është izotermale, atëherë integrimi duhet të marrë parasysh ndryshimin e temperaturës me lartësinë dhe parametrin N– disa karakteristika lokale të shtresave atmosferike, në varësi të temperaturës së tyre dhe vetive të mjedisit.

Atmosferë standarde.

Modeli (tabela e vlerave të parametrave kryesorë) që korrespondon me presionin standard në bazën e atmosferës R 0 dhe përbërja kimike quhet atmosferë standarde. Më saktësisht, ky është një model i kushtëzuar i atmosferës, për të cilin specifikohen vlerat mesatare të temperaturës, presionit, densitetit, viskozitetit dhe karakteristikave të tjera të ajrit në lartësitë nga 2 km nën nivelin e detit deri në kufirin e jashtëm të atmosferës së tokës. për gjerësinë gjeografike 45° 32ў 33І. Parametrat e atmosferës së mesme në të gjitha lartësitë janë llogaritur duke përdorur ekuacionin e gjendjes së një gazi ideal dhe ligjin barometrik duke supozuar se në nivelin e detit presioni është 1013,25 hPa (760 mm Hg) dhe temperatura është 288,15 K (15,0 ° C). Sipas natyrës së shpërndarjes vertikale të temperaturës, atmosfera mesatare përbëhet nga disa shtresa, në secilën prej të cilave temperatura përafrohet me një funksion linear të lartësisë. Në shtresën më të ulët - troposferën (h Ј 11 km) temperatura bie me 6.5 ° C me çdo kilometër rritje. Në lartësi të mëdha, vlera dhe shenja e gradientit vertikal të temperaturës ndryshon nga shtresa në shtresë. Mbi 790 km temperatura është rreth 1000 K dhe praktikisht nuk ndryshon me lartësinë.

Atmosfera standarde është një standard i përditësuar periodikisht, i legalizuar, i lëshuar në formën e tabelave.

Tabela 1. Modeli standard i atmosferës së tokës

Tabela 1. MODELI STANDARD I ATMOSFERËS SË TOKËS. Tabela tregon: h- lartësia nga niveli i detit, R- presioni, T- temperatura, r - dendësia, N- numri i molekulave ose atomeve për njësi vëllimi, H- shkalla e lartësisë, l– gjatësia e rrugës së lirë. Presioni dhe temperatura në lartësinë 80–250 km, të marra nga të dhënat e raketave, kanë vlera më të ulëta. Vlerat për lartësitë më të mëdha se 250 km të marra nga ekstrapolimi nuk janë shumë të sakta.
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

Troposfera.

Shtresa më e ulët dhe më e dendur e atmosferës, në të cilën temperatura ulet me shpejtësi me lartësinë, quhet troposferë. Përmban deri në 80% të masës totale të atmosferës dhe shtrihet në gjerësinë gjeografike polare dhe të mesme në lartësitë 8–10 km, dhe në tropikët deri në 16–18 km. Pothuajse të gjitha proceset e formimit të motit zhvillohen këtu, shkëmbimi i nxehtësisë dhe lagështisë ndodh midis Tokës dhe atmosferës së saj, formohen retë, ndodhin fenomene të ndryshme meteorologjike, ndodhin mjegull dhe reshje. Këto shtresa të atmosferës së tokës janë në ekuilibër konvektiv dhe, falë përzierjes aktive, kanë një përbërje kimike homogjene, e përbërë kryesisht nga azoti molekular (78%) dhe oksigjeni (21%). Shumica dërrmuese e ndotësve të ajrit aerosol dhe gaz natyror dhe të prodhuar nga njeriu janë të përqendruara në troposferë. Dinamika e pjesës së poshtme të troposferës, deri në 2 km e trashë, varet fuqishëm nga vetitë e sipërfaqes së tokës, e cila përcakton lëvizjet horizontale dhe vertikale të ajrit (erërave) të shkaktuara nga transferimi i nxehtësisë nga toka më e ngrohtë. nëpërmjet rrezatimit infra të kuq të sipërfaqes së tokës, i cili absorbohet në troposferë, kryesisht nga avujt e ujit dhe dioksidit të karbonit (efekti serë). Shpërndarja e temperaturës me lartësi vendoset si rezultat i përzierjes turbulente dhe konvektive. Mesatarisht, ajo korrespondon me një rënie të temperaturës me lartësi rreth 6.5 K/km.

Shpejtësia e erës në shtresën kufitare sipërfaqësore fillimisht rritet me shpejtësi me lartësinë dhe mbi të vazhdon të rritet me 2–3 km/s për kilometër. Ndonjëherë rrjedhat e ngushta planetare (me një shpejtësi prej më shumë se 30 km/s) shfaqen në troposferë, perëndimore në gjerësinë gjeografike të mesme dhe lindore afër ekuatorit. Ato quhen rryma jet.

Tropopauza.

Në kufirin e sipërm të troposferës (tropopauzë), temperatura arrin vlerën e saj minimale për atmosferën e poshtme. Kjo është shtresa e tranzicionit midis troposferës dhe stratosferës që ndodhet sipër saj. Trashësia e tropopauzës varion nga qindra metra në 1,5-2 km, dhe temperatura dhe lartësia, përkatësisht, variojnë nga 190 në 220 K dhe nga 8 në 18 km, në varësi të gjerësisë gjeografike dhe stinës. Në gjerësi të butë dhe të lartë në dimër është 1–2 km më e ulët se në verë dhe 8–15 K më e ngrohtë. Në tropikët, ndryshimet sezonale janë shumë më pak (lartësia 16-18 km, temperatura 180-200 K). Mbi rrymat e avionëve ndërprerjet e tropopauzës janë të mundshme.

Uji në atmosferën e Tokës.

Karakteristika më e rëndësishme e atmosferës së Tokës është prania e sasive të konsiderueshme të avullit të ujit dhe ujit në formë pikash, e cila vërehet më lehtë në formën e reve dhe strukturave të reve. Shkalla e mbulimit të reve të qiellit (në një moment të caktuar ose mesatarisht në një periudhë të caktuar kohore), e shprehur në një shkallë 10-pikëshe ose në përqindje, quhet vranësira. Forma e reve përcaktohet sipas klasifikimit ndërkombëtar. Mesatarisht, retë mbulojnë rreth gjysmën e globit. Vranësia është një faktor i rëndësishëm që karakterizon motin dhe klimën. Në dimër dhe gjatë natës, vrenjtja pengon uljen e temperaturës së sipërfaqes së tokës dhe të shtresës tokësore të ajrit në verë dhe gjatë ditës, ajo dobëson ngrohjen e sipërfaqes së tokës nga rrezet e diellit, duke zbutur klimën brenda kontinenteve; .

retë.

Retë janë akumulime të pikave të ujit të pezulluara në atmosferë (retë e ujit), kristalet e akullit (retë e akullit), ose të dyja së bashku (retë e përziera). Ndërsa pikat dhe kristalet bëhen më të mëdha, ato bien nga retë në formën e reshjeve. Retë formohen kryesisht në troposferë. Ato lindin si rezultat i kondensimit të avullit të ujit që përmbahet në ajër. Diametri i pikave të reve është në rendin e disa mikronave. Përmbajtja e ujit të lëngshëm në retë varion nga fraksionet në disa gram për m3. Retë dallohen sipas lartësisë: Sipas klasifikimit ndërkombëtar dallohen 10 lloje resh: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus, altocumulus, altostratus, nimbostratus, stratus, stratocumulus, cumulonimbus, cumulus.

Retë margaritar vërehen gjithashtu në stratosferë, dhe retë noktilere vërehen në mezosferë.

Retë Cirrus janë re transparente në formën e fijeve të holla të bardha ose vellove me një shkëlqim të mëndafshtë që nuk japin hije. Retë Cirrus përbëhen nga kristale akulli dhe formohen në troposferën e sipërme në temperatura shumë të ulëta. Disa lloje të reve cirrus shërbejnë si pararojë e ndryshimeve të motit.

Retë rrethore janë kreshta ose shtresa resh të holla të bardha në troposferën e sipërme. Retë rrethore janë ndërtuar nga elementë të vegjël që duken si thekon, valëzime, topa të vegjël pa hije dhe përbëhen kryesisht nga kristale akulli.

Retë Cirrostratus janë një vello e bardhë e tejdukshme në troposferën e sipërme, zakonisht fibroze, ndonjëherë e paqartë, e përbërë nga kristale akulli të vegjël në formë gjilpëre ose kolone.

Retë altocumulus janë re të bardha, gri ose të bardha-gri në shtresat e poshtme dhe të mesme të troposferës. Retë altokumulus kanë pamjen e shtresave dhe kreshtave, sikur të ndërtuara nga pllaka, masa të rrumbullakosura, boshte, thekon të shtrirë njëra mbi tjetrën. Retë altokumulus formohen gjatë një aktiviteti intensiv konvektiv dhe zakonisht përbëhen nga pika uji të ftohura shumë.

Retë Altostratus janë re gri ose kaltërosh me një strukturë fibroze ose uniforme. Retë Altostratus vërehen në troposferën e mesme, duke u shtrirë disa kilometra në lartësi dhe ndonjëherë mijëra kilometra në drejtim horizontal. Në mënyrë tipike, retë altostratus janë pjesë e sistemeve ballore të reve të lidhura me lëvizjet lart të masave ajrore.

Retë Nimbostratus janë një shtresë amorfe e ulët (nga 2 km e lart) e reve me ngjyrë gri uniforme, duke shkaktuar reshje të vazhdueshme shiu ose bore. Retë Nimbostratus janë shumë të zhvilluara vertikalisht (deri në disa km) dhe horizontalisht (disa mijëra km), përbëhen nga pika uji të superftohura të përziera me fjolla dëbore, zakonisht të shoqëruara me fronte atmosferike.

Retë e shtresës janë retë e nivelit të poshtëm në formën e një shtrese homogjene pa skica të përcaktuara, me ngjyrë gri. Lartësia e reve të shtresës mbi sipërfaqen e tokës është 0,5–2 km. Herë pas here, shiu bie nga retë e shtratit.

Retë kumulus janë re të bardha të dendura, të shndritshme gjatë ditës me zhvillim të konsiderueshëm vertikal (deri në 5 km ose më shumë). Pjesët e sipërme të reve kumulus duken si kube ose kulla me skica të rrumbullakosura. Në mënyrë tipike, retë kumulus lindin si re të konvekcionit në masat e ajrit të ftohtë.

Retë Stratocumulus janë re të ulëta (nën 2 km) në formën e shtresave jofibroze gri ose të bardha ose kreshta blloqesh të mëdha të rrumbullakëta. Trashësia vertikale e reve stratocumulus është e vogël. Herë pas here, retë stratocumulus prodhojnë reshje të lehta.

Retë kumulonimbus janë re të fuqishme dhe të dendura me zhvillim të fortë vertikal (deri në një lartësi prej 14 km), duke prodhuar reshje të dendura me stuhi, breshër dhe stuhi. Retë kumulonimbus zhvillohen nga retë e fuqishme kumulus, që ndryshojnë prej tyre në pjesën e sipërme të përbërë nga kristale akulli.

Stratosfera.

Nëpërmjet tropopauzës, mesatarisht në lartësi nga 12 deri në 50 km, troposfera kalon në stratosferë. Në pjesën e poshtme, për rreth 10 km, d.m.th. deri në lartësitë rreth 20 km është izotermike (temperatura rreth 220 K). Më pas rritet me lartësinë, duke arritur një maksimum prej rreth 270 K në një lartësi prej 50–55 km. Këtu është kufiri midis stratosferës dhe mezosferës mbuluese, të quajtur stratopauzë. .

Ka shumë më pak avuj uji në stratosferë. Megjithatë, ndonjëherë vërehen re të holla të tejdukshme margaritar, të cilat herë pas here shfaqen në stratosferë në një lartësi prej 20-30 km. Retë perla janë të dukshme në qiellin e errët pas perëndimit të diellit dhe para lindjes së diellit. Në formë, retë nakreoze i ngjajnë reve cirrus dhe cirrokumulus.

Atmosfera e mesme (mesosfera).

Në një lartësi prej rreth 50 km, mezosfera fillon nga maja e maksimumit të gjerë të temperaturës . Arsyeja e rritjes së temperaturës në rajonin e këtij maksimumi është një reaksion fotokimik ekzotermik (d.m.th. i shoqëruar nga çlirimi i nxehtësisë) i dekompozimit të ozonit: O 3 + hv® O 2 + O. Ozoni lind si rezultat i dekompozimit fotokimik të oksigjenit molekular O 2

O 2 + hv® O + O dhe reagimi i mëpasshëm i një përplasjeje të trefishtë të një atomi oksigjeni dhe molekulës me një molekulë të tretë M.

O + O 2 + M ® O 3 + M

Ozoni thith në mënyrë të pangopur rrezatimin ultravjollcë në rajon nga 2000 në 3000 Å, dhe ky rrezatim ngroh atmosferën. Ozoni, i vendosur në pjesën e sipërme të atmosferës, shërben si një lloj mburoje që na mbron nga efektet e rrezatimit ultravjollcë nga Dielli. Pa këtë mburojë, zhvillimi i jetës në Tokë në format e saj moderne vështirë se do të ishte i mundur.

Në përgjithësi, në të gjithë mezosferën, temperatura atmosferike zvogëlohet në vlerën e saj minimale prej rreth 180 K në kufirin e sipërm të mezosferës (i quajtur mesopauzë, lartësia rreth 80 km). Në afërsi të mesopauzës, në lartësitë 70-90 km, mund të shfaqet një shtresë shumë e hollë kristalesh akulli dhe grimcash pluhuri vullkanik dhe meteorit, të vëzhguara në formën e një spektakli të bukur resh noktile. pak pas perëndimit të diellit.

Në mezosferë, grimcat e vogla të ngurta të meteorit që bien në Tokë, duke shkaktuar fenomenin e meteorëve, digjen kryesisht.

Meteorë, meteorë dhe topa zjarri.

Flakët dhe dukuritë e tjera në atmosferën e sipërme të Tokës të shkaktuara nga depërtimi i grimcave ose trupave të ngurtë kozmike në të me një shpejtësi prej 11 km/s ose më shumë quhen meteoroidë. Shfaqet një gjurmë e ndritur e vëzhgueshme e meteorit; quhen dukuritë më të fuqishme, të shoqëruara shpesh me rënien e meteoritëve topa zjarri; shfaqja e meteorëve lidhet me shirat e meteorëve.

Shi meteorësh:

1) dukuria e rënies së shumëfishtë të meteorëve për disa orë ose ditë nga një rrezatim.

2) një tufë meteoroidësh që lëvizin në të njëjtën orbitë rreth Diellit.

Shfaqja sistematike e meteorëve në një zonë të caktuar të qiellit dhe në ditë të caktuara të vitit, e shkaktuar nga kryqëzimi i orbitës së Tokës me orbitën e përbashkët të shumë trupave të meteorit që lëvizin me shpejtësi afërsisht të njëjta dhe të drejtuara në mënyrë identike, për shkak të të cilat rrugët e tyre në qiell duket se dalin nga një pikë e përbashkët (rrezatuese). Ata janë emëruar sipas plejadës ku ndodhet rrezatuesi.

Reshjet e meteorëve bëjnë një përshtypje të thellë me efektet e tyre të dritës, por meteorët individualë janë rrallë të dukshëm. Shumë më të shumtë janë meteorët e padukshëm, shumë të vegjël për të qenë të dukshëm kur thithen në atmosferë. Disa nga meteorët më të vegjël ndoshta nuk nxehen fare, por janë kapur vetëm nga atmosfera. Këto grimca të vogla me madhësi që variojnë nga disa milimetra deri në dhjetë të mijëtat e milimetrit quhen mikrometeorite. Sasia e materies meteorike që hyn në atmosferë çdo ditë varion nga 100 në 10,000 ton, ku pjesa më e madhe e këtij materiali vjen nga mikrometeorët.

Meqenëse lënda meteorike digjet pjesërisht në atmosferë, përbërja e saj e gazit plotësohet me gjurmë të elementëve të ndryshëm kimikë. Për shembull, meteorët shkëmborë futin litium në atmosferë. Djegia e meteorëve metalikë çon në formimin e hekurit të vogël sferik, hekur-nikelit dhe pikave të tjera që kalojnë nëpër atmosferë dhe vendosen në sipërfaqen e tokës. Ato mund të gjenden në Grenlandë dhe Antarktidë, ku shtresat e akullit mbeten pothuajse të pandryshuara për vite me rradhë. Oqeanologët i gjejnë ato në sedimentet fundore të oqeanit.

Shumica e grimcave të meteorit që hyjnë në atmosferë vendosen brenda përafërsisht 30 ditësh. Disa shkencëtarë besojnë se ky pluhur kozmik luan një rol të rëndësishëm në formimin e fenomeneve atmosferike si shiu, sepse shërben si bërthama kondensimi për avujt e ujit. Prandaj, supozohet se reshjet janë statistikisht të lidhura me shirat e mëdhenj të meteorëve. Megjithatë, disa ekspertë besojnë se meqenëse furnizimi i përgjithshëm i materialit meteorik është shumë dhjetëra herë më i madh se ai madje edhe i shiut më të madh të meteorëve, ndryshimi në sasinë totale të këtij materiali që rezulton nga një shi i tillë mund të neglizhohet.

Megjithatë, nuk ka dyshim se mikrometeorët më të mëdhenj dhe meteoritet e dukshme lënë gjurmë të gjata jonizimi në shtresat e larta të atmosferës, kryesisht në jonosferë. Gjurmë të tilla mund të përdoren për komunikime radio në distanca të gjata, pasi ato pasqyrojnë valët e radios me frekuencë të lartë.

Energjia e meteorëve që hyjnë në atmosferë shpenzohet kryesisht, dhe ndoshta plotësisht, për ngrohjen e saj. Ky është një nga komponentët e vegjël të ekuilibrit termik të atmosferës.

Një meteorit është një trup i ngurtë natyral që ra në sipërfaqen e Tokës nga hapësira. Zakonisht bëhet dallimi midis meteoritëve gurë, gurë-hekur dhe hekur. Këto të fundit kryesisht përbëhen nga hekuri dhe nikeli. Në mesin e meteoritëve të gjetur, shumica peshojnë nga disa gram deri në disa kilogramë. Më i madhi nga ata që u gjetën, meteori i hekurit Goba peshon rreth 60 tonë dhe ende qëndron në të njëjtin vend ku u zbulua, në Afrikën e Jugut. Shumica e meteoritëve janë fragmente asteroidësh, por disa meteorë mund të kenë ardhur në Tokë nga Hëna dhe madje edhe nga Marsi.

Një bolide është një meteor shumë i ndritshëm, ndonjëherë i dukshëm edhe gjatë ditës, shpesh duke lënë pas një gjurmë të tymosur dhe i shoqëruar nga fenomene tingujsh; shpesh përfundon me rënien e meteoritëve.

Termosferë.

Mbi minimumin e temperaturës së mesopauzës, fillon termosfera, në të cilën temperatura, fillimisht ngadalë dhe më pas shpejt fillon të rritet përsëri. Arsyeja është thithja e rrezatimit ultravjollcë nga Dielli në lartësitë 150-300 km, për shkak të jonizimit të oksigjenit atomik: O + hv® O + + e.

Në termosferë, temperatura rritet vazhdimisht në një lartësi prej rreth 400 km, ku arrin 1800 K gjatë ditës gjatë epokës së aktivitetit maksimal diellor, kjo temperaturë kufizuese mund të jetë më pak se 1000 K. Mbi 400 km, atmosfera kthehet në një ekzosferë izotermale. Niveli kritik (baza e ekzosferës) është në një lartësi prej rreth 500 km.

Dritat polare dhe shumë orbita të satelitëve artificialë, si dhe retë noktile - të gjitha këto fenomene ndodhin në mesosferë dhe termosferë.

Dritat polare.

Në gjerësi të mëdha gjeografike, aurorat vërehen gjatë shqetësimeve të fushës magnetike. Ato mund të zgjasin disa minuta, por shpesh janë të dukshme për disa orë. Aurorat ndryshojnë shumë në formë, ngjyrë dhe intensitet, të cilat ndonjëherë ndryshojnë shumë shpejt me kalimin e kohës. Spektri i aurorave përbëhet nga linja dhe breza emetimi. Disa nga emetimet e qiellit të natës rriten në spektrin e aurorës, kryesisht vijat jeshile dhe të kuqe l 5577 Å dhe l 6300 Å oksigjen. Ndodh që njëra nga këto vija të jetë shumë herë më intensive se tjetra, dhe kjo përcakton ngjyrën e dukshme të aurorës: jeshile ose e kuqe. Çrregullimet e fushës magnetike shoqërohen gjithashtu me ndërprerje në komunikimet radio në rajonet polare. Shkaku i përçarjes janë ndryshimet në jonosferë, që do të thotë se gjatë stuhive magnetike ekziston një burim i fuqishëm jonizimi. Është vërtetuar se stuhitë e forta magnetike ndodhin kur ka grupe të mëdha njollash diellore pranë qendrës së diskut diellor. Vëzhgimet kanë treguar se stuhitë nuk lidhen me vetë njollat e diellit, por me ndezjet diellore që shfaqen gjatë zhvillimit të një grupi njollash diellore.

Aurorat janë një varg drite me intensitet të ndryshëm me lëvizje të shpejta të vërejtura në rajonet me gjerësi të lartë të Tokës. Aurora vizuale përmban linja atomike të emetimit të oksigjenit të gjelbër (5577Å) dhe të kuqe (6300/6364Å) dhe breza molekularë N2, të cilat ngacmohen nga grimcat energjike me origjinë diellore dhe magnetosferike. Këto emetime zakonisht shfaqen në lartësi prej rreth 100 km e lart. Termi aurora optike përdoret për t'iu referuar aurorave vizuale dhe spektrit të tyre të emetimit nga rajoni infra të kuqe në atë ultravjollcë. Energjia e rrezatimit në pjesën infra të kuqe të spektrit tejkalon ndjeshëm energjinë në rajonin e dukshëm. Kur u shfaqën aurorat, emetimet u vunë re në intervalin ULF (

Format aktuale të aurorave janë të vështira për t'u klasifikuar; Termat më të përdorur janë:

1. Harqe ose vija të qeta, uniforme. Harku zakonisht shtrihet ~1000 km në drejtim të paraleles gjeomagnetike (drejt Diellit në rajonet polare) dhe ka një gjerësi prej një deri në disa dhjetëra kilometra. Një shirit është një përgjithësim i konceptit të një harku ai zakonisht nuk ka një formë të rregullt në formë harku, por përkulet në formën e shkronjës S ose në formën e spiraleve. Harqet dhe vijat janë të vendosura në lartësitë 100-150 km.

2. Rrezet e aurorës . Ky term i referohet një strukture auroral të zgjatur përgjatë vijave të fushës magnetike, me një shtrirje vertikale prej disa dhjetëra deri në disa qindra kilometra. Shtrirja horizontale e rrezeve është e vogël, nga disa dhjetëra metra në disa kilometra. Rrezet zakonisht vërehen në harqe ose si struktura të veçanta.

3. Njollat ose sipërfaqet . Këto janë zona të izoluara të shkëlqimit që nuk kanë një formë specifike. Pikat individuale mund të lidhen me njëra-tjetrën.

4. Vello. Një formë e pazakontë e aurorës, e cila është një shkëlqim uniform që mbulon zona të mëdha të qiellit.

Sipas strukturës së tyre, aurorat ndahen në homogjene, të zbrazëta dhe rrezatuese. Përdoren terma të ndryshëm; hark pulsues, sipërfaqe pulsuese, sipërfaqe difuze, shirit rrezatues, draperie etj. Ekziston një klasifikim i aurorave sipas ngjyrës së tyre. Sipas këtij klasifikimi, aurorat e tipit A. Pjesa e sipërme ose e gjithë pjesa është e kuqe (6300–6364 Å). Zakonisht shfaqen në lartësitë 300–400 km me aktivitet të lartë gjeomagnetik.

Lloji Aurora NË me ngjyrë të kuqe në pjesën e poshtme dhe të shoqëruar me shkëlqimin e brezave të sistemit të parë pozitiv N 2 dhe sistemit të parë negativ O 2. Forma të tilla të aurorave shfaqen gjatë fazave më aktive të aurorave.

Zonat dritat polare – Këto janë zonat e frekuencës maksimale të aurorave gjatë natës, sipas vëzhguesve në një pikë fikse në sipërfaqen e Tokës. Zonat ndodhen në 67° gjerësi gjeografike veriore dhe jugore, dhe gjerësia e tyre është rreth 6°. Shfaqja maksimale e aurorave, që korrespondon me një moment të caktuar të kohës lokale gjeomagnetike, ndodh në brezat ovale (një ovale auroral), të cilat ndodhen në mënyrë asimetrike rreth poleve gjeomagnetike veriore dhe jugore. Ovali i aurorës është i fiksuar në gjerësi - koordinatat kohore, dhe zona e aurorës është vendndodhja gjeometrike e pikave të rajonit të mesnatës së ovalit në koordinatat gjerësi - gjatësi. Brezi ovale ndodhet afërsisht 23° nga poli gjeomagnetik në sektorin e natës dhe 15° në sektorin e ditës.

Zonat Aurora ovale dhe aurora. Vendndodhja e ovalit të aurorës varet nga aktiviteti gjeomagnetik. Ovali bëhet më i gjerë me aktivitet të lartë gjeomagnetik. Zonat auroral ose kufijtë ovalë auroral përfaqësohen më mirë nga L 6.4 sesa nga koordinatat dipole. Linjat e fushës gjeomagnetike në kufirin e sektorit të ditës të aurorës ovale përkojnë me magnetopauzë. Një ndryshim në pozicionin e ovalit të aurorës vërehet në varësi të këndit midis boshtit gjeomagnetik dhe drejtimit Tokë-Diell. Ovali auroral përcaktohet gjithashtu në bazë të të dhënave për precipitimin e grimcave (elektroneve dhe protoneve) të disa energjive. Pozicioni i tij mund të përcaktohet në mënyrë të pavarur nga të dhënat në Kaspakh në ditën dhe në bisht të magnetosferës.

Ndryshimi ditor në frekuencën e shfaqjes së aurorave në zonën e aurorës ka një maksimum në mesnatën gjeomagnetike dhe një minimum në mesditë gjeomagnetike. Në anën afër ekuatoriale të ovalit, frekuenca e shfaqjes së aurorave zvogëlohet ndjeshëm, por forma e variacioneve ditore ruhet. Në anën polare të ovalit, frekuenca e shfaqjes së aurorave zvogëlohet gradualisht dhe karakterizohet nga ndryshime komplekse ditore.

Intensiteti i aurorave.

Intensiteti i Aurora përcaktohet duke matur ndriçimin e dukshëm të sipërfaqes. Sipërfaqja e ndriçimit I aurora në një drejtim të caktuar përcaktohet nga emetimi total prej 4p I foton/(cm 2 s). Meqenëse kjo vlerë nuk është shkëlqimi i vërtetë i sipërfaqes, por përfaqëson emetimin nga kolona, foton njësi/(cm 2 kolona s) zakonisht përdoret kur studiohen aurorat. Njësia e zakonshme për matjen e emetimit total është Rayleigh (Rl) e barabartë me 10 6 fotone/(cm 2 kolonë s). Njësitë më praktike të intensitetit auroral përcaktohen nga emetimet e një linje ose brezi individual. Për shembull, intensiteti i aurorave përcaktohet nga Koeficientët Ndërkombëtarë të Ndriçimit (IBRs) sipas intensitetit të vijës së gjelbër (5577 Å); 1 kRl = I MKY, 10 kRl = II MKY, 100 kRl = III MKY, 1000 kRl = IV MKY (intensiteti maksimal i aurorës). Ky klasifikim nuk mund të përdoret për aurorat e kuqe. Një nga zbulimet e epokës (1957-1958) ishte vendosja e shpërndarjes hapësinore-kohore të aurorave në formën e një ovale, të zhvendosur në lidhje me polin magnetik. Nga idetë e thjeshta rreth formës rrethore të shpërndarjes së aurorave në lidhje me polin magnetik ekzistonte Ka përfunduar kalimi në fizikën moderne të magnetosferës. Nderi i zbulimit i takon O. Khorosheva, dhe zhvillimi intensiv i ideve për ovalin auroral u krye nga G. Starkov, Y. Feldstein, S. I. Akasofu dhe një sërë studiuesish të tjerë. Ovali auroral është rajoni i ndikimit më intensiv të erës diellore në atmosferën e sipërme të Tokës. Intensiteti i aurorës është më i madh në ovale, dhe dinamika e saj monitorohet vazhdimisht duke përdorur satelitët.

Harqe të kuq auroral të qëndrueshëm.

Harku i kuq i qëndrueshëm auroral, quhet ndryshe harku i kuq i gjerësisë së mesme ose M-hark, është një hark i gjerë nënvizual (nën kufirin e ndjeshmërisë së syrit), që shtrihet nga lindja në perëndim për mijëra kilometra dhe ndoshta rrethon të gjithë Tokën. Gjatësia gjeografike e harkut është 600 km. Emetimi i harkut të kuq të qëndrueshëm auroral është pothuajse monokromatik në vijat e kuqe l 6300 Å dhe l 6364 Å. Kohët e fundit janë raportuar gjithashtu linja të dobëta emetimi l 5577 Å (OI) dhe l 4278 Å (N+2). Harqet e kuqe të qëndrueshme klasifikohen si aurora, por ato shfaqen në lartësi shumë më të larta. Kufiri i poshtëm ndodhet në një lartësi prej 300 km, kufiri i sipërm është rreth 700 km. Intensiteti i harkut të kuq të qetë auroral në emetimin l 6300 Å varion nga 1 në 10 kRl (vlera tipike 6 kRl). Pragu i ndjeshmërisë së syrit në këtë gjatësi vale është rreth 10 kRl, kështu që harqet rrallë vërehen vizualisht. Megjithatë, vëzhgimet kanë treguar se shkëlqimi i tyre është >50 kRL në 10% të netëve. Jetëgjatësia e zakonshme e harqeve është rreth një ditë, dhe ato shfaqen rrallë në ditët në vijim. Valët e radios nga satelitët ose burimet e radios që përshkojnë harqet e kuqe të vazhdueshme të auroraleve i nënshtrohen shkëndijës, gjë që tregon ekzistencën e johomogjeniteteve të densitetit të elektroneve. Shpjegimi teorik për harqet e kuqe është se elektronet e nxehta të rajonit F Jonosfera shkakton një rritje të atomeve të oksigjenit. Vëzhgimet satelitore tregojnë një rritje të temperaturës së elektroneve përgjatë vijave të fushës gjeomagnetike që kryqëzojnë harqet e kuq auroral të vazhdueshëm. Intensiteti i këtyre harqeve lidhet pozitivisht me aktivitetin gjeomagnetik (stuhitë), dhe frekuenca e shfaqjes së harqeve lidhet pozitivisht me aktivitetin e njollave diellore.

Ndryshimi i aurorës.

Disa forma të aurorave përjetojnë ndryshime kohore thuajse periodike dhe koherente në intensitet. Këto aurora me gjeometri afërsisht të palëvizshme dhe variacione të shpejta periodike që ndodhin në fazë quhen aurorat në ndryshim. Ata klasifikohen si aurora forma r sipas Atlasit Ndërkombëtar të Aurorave Një nënndarje më e detajuar e aurorave në ndryshim:

r 1 (aurora pulsuese) është një shkëlqim me ndryshime fazore uniforme në shkëlqim në të gjithë formën e aurorës. Sipas përkufizimit, në një aurorë ideale pulsuese, pjesët hapësinore dhe kohore të pulsimit mund të ndahen, d.m.th. shkëlqimin I(r,t)= Unë s(r)· Unë T(t). Në një aurorë tipike r 1 pulsimet ndodhin me një frekuencë nga 0,01 deri në 10 Hz me intensitet të ulët (1-2 kRl). Shumica e aurorave r 1 - këto janë pika ose harqe që pulsojnë me një periudhë prej disa sekondash.

r 2 (aurora e zjarrtë). Termi zakonisht përdoret për t'iu referuar lëvizjeve si flakët që mbushin qiellin, sesa për të përshkruar një formë të veçantë. Aurorat kanë formën e harqeve dhe zakonisht lëvizin lart nga një lartësi prej 100 km. Këto aurora janë relativisht të rralla dhe ndodhin më shpesh jashtë aurorës.

r 3 (aurora vezulluese). Këto janë aurora me ndryshime të shpejta, të parregullta ose të rregullta në shkëlqim, duke dhënë përshtypjen e flakëve të ndezura në qiell. Ato shfaqen pak para se aurora të shpërbëhet. Zakonisht vërehet shpeshtësia e variacionit r 3 është e barabartë me 10 ± 3 Hz.

Termi aurora rrjedhëse, i përdorur për një klasë tjetër të aurorave pulsuese, i referohet ndryshimeve të parregullta të shkëlqimit që lëvizin shpejt horizontalisht në harqet dhe vijat e aurorave.

Ndryshimi i aurorës është një nga fenomenet diellore-tokësore që shoqëron pulsimet e fushës gjeomagnetike dhe rrezatimin auroral me rreze X të shkaktuar nga reshjet e grimcave me origjinë diellore dhe magnetosferike.

Shkëlqimi i kapakut polar karakterizohet nga intensiteti i lartë i brezit të sistemit të parë negativ N + 2 (l 3914 Å). Në mënyrë tipike, këto breza N + 2 janë pesë herë më intensive se linja e gjelbër OI l 5577 Å, intensiteti absolut i shkëlqimit të kapakut polar varion nga 0,1 në 10 kRl (zakonisht 1-3 kRl). Gjatë këtyre aurorave, të cilat shfaqen gjatë periudhave të PCA, një shkëlqim uniform mbulon të gjithë kapakun polar deri në një gjerësi gjeomagnetike prej 60° në lartësitë 30 deri në 80 km. Ai gjenerohet kryesisht nga protonet diellore dhe grimcat d me energji 10-100 MeV, duke krijuar një jonizimin maksimal në këto lartësi. Ekziston një lloj tjetër shkëlqimi në zonat e aurorës, i quajtur aurora e mantelit. Për këtë lloj shkëlqimi auroral, intensiteti maksimal ditor, që ndodh në orët e mëngjesit, është 1-10 kRL, dhe intensiteti minimal është pesë herë më i dobët. Vëzhgimet e aurorave të mantelit janë të pakta dhe intensiteti i tyre varet nga aktiviteti gjeomagnetik dhe diellor.

Shkëlqim atmosferik përkufizohet si rrezatim i prodhuar dhe i emetuar nga atmosfera e një planeti. Ky është rrezatim jo termik i atmosferës, me përjashtim të emetimit të aurorave, shkarkimeve të vetëtimave dhe emetimit të gjurmëve të meteorëve. Ky term përdoret në lidhje me atmosferën e tokës (shkëlqimi i natës, shkëlqimi i muzgut dhe shkëlqimi i ditës). Shkëlqimi atmosferik përbën vetëm një pjesë të dritës së disponueshme në atmosferë. Burime të tjera përfshijnë dritën e yjeve, dritën zodiakale dhe dritën e shpërndarë gjatë ditës nga Dielli. Ndonjëherë, shkëlqimi atmosferik mund të përbëjë deri në 40% të sasisë totale të dritës. Shkëlqimi atmosferik ndodh në shtresat atmosferike me lartësi dhe trashësi të ndryshme. Spektri i shkëlqimit atmosferik mbulon gjatësi vale nga 1000 Å deri në 22,5 mikron. Linja kryesore e emetimit në shkëlqimin atmosferik është l 5577 Å, që shfaqet në një lartësi prej 90-100 km në një shtresë 30-40 km të trashë. Shfaqja e lumineshencës është për shkak të mekanizmit Chapman, i bazuar në rikombinimin e atomeve të oksigjenit. Linja të tjera emetimi janë l 6300 Å, që shfaqen në rastin e rikombinimit disociues të O + 2 dhe emetimit NI l 5198/5201 Å dhe NI l 5890/5896 Å.

Intensiteti i shkëlqimit të ajrit matet në Rayleigh. Shkëlqimi (në Rayleigh) është i barabartë me 4 rv, ku b është shkëlqimi këndor i sipërfaqes së shtresës emetuese në njësi prej 10 6 fotone/(cm 2 ster·s). Intensiteti i shkëlqimit varet nga gjerësia gjeografike (i ndryshëm për emisione të ndryshme), dhe gjithashtu ndryshon gjatë gjithë ditës me një maksimum afër mesnatës. Një korrelacion pozitiv u vu re për shkëlqimin e ajrit në emetimin l 5577 Å me numrin e njollave të diellit dhe fluksin e rrezatimit diellor në një gjatësi vale prej 10.7 cm. Nga hapësira e jashtme, ajo shfaqet si një unazë drite rreth Tokës dhe ka një ngjyrë të gjelbër.

Ozonosfera.

Në lartësitë 20-25 km, arrihet përqendrimi maksimal i një sasie të parëndësishme të ozonit O 3 (deri në 2×10 -7 të përmbajtjes së oksigjenit!), i cili lind nën ndikimin e rrezatimit ultravjollcë diellore në lartësi rreth 10. deri në 50 km, duke mbrojtur planetin nga rrezatimi diellor jonizues. Pavarësisht nga numri jashtëzakonisht i vogël i molekulave të ozonit, ato mbrojnë të gjithë jetën në Tokë nga efektet e dëmshme të rrezatimit me valë të shkurtër (ultraviolet dhe rreze x) nga Dielli. Nëse depozitoni të gjitha molekulat në bazën e atmosferës, do të merrni një shtresë jo më shumë se 3-4 mm të trashë! Në lartësitë mbi 100 km, përqindja e gazeve të lehta rritet dhe në lartësi shumë të larta mbizotëron heliumi dhe hidrogjeni; shumë molekula shpërndahen në atome individuale, të cilat, të jonizuara nën ndikimin e rrezatimit të fortë nga Dielli, formojnë jonosferën. Presioni dhe dendësia e ajrit në atmosferën e Tokës zvogëlohet me lartësinë. Në varësi të shpërndarjes së temperaturës, atmosfera e Tokës ndahet në troposferë, stratosferë, mezosferë, termosferë dhe ekzosferë. .

Në një lartësi prej 20–25 km ka shtresa e ozonit. Ozoni formohet për shkak të ndarjes së molekulave të oksigjenit gjatë thithjes së rrezatimit ultravjollcë nga Dielli me gjatësi vale më të shkurtër se 0,1-0,2 mikron. Oksigjeni i lirë kombinohet me molekulat O 2 dhe formon ozonin O 3, i cili thith me lakmi të gjithë rrezatimin ultravjollcë më të shkurtër se 0,29 mikron. Molekulat e ozonit O3 shkatërrohen lehtësisht nga rrezatimi me valë të shkurtër. Prandaj, pavarësisht nga rrallimi i saj, shtresa e ozonit thith në mënyrë efektive rrezatimin ultravjollcë nga Dielli që ka kaluar nëpër shtresa atmosferike më të larta dhe më transparente. Falë kësaj, organizmat e gjallë në Tokë mbrohen nga efektet e dëmshme të dritës ultravjollcë nga Dielli.

Jonosfera.

Rrezatimi nga dielli jonizon atomet dhe molekulat e atmosferës. Shkalla e jonizimit bëhet e rëndësishme tashmë në një lartësi prej 60 kilometrash dhe rritet në mënyrë të qëndrueshme me distancën nga Toka. Në lartësi të ndryshme në atmosferë, ndodhin procese të njëpasnjëshme të shpërbërjes së molekulave të ndryshme dhe jonizimit pasues të atomeve dhe joneve të ndryshme. Këto janë kryesisht molekula të oksigjenit O 2, azotit N 2 dhe atomeve të tyre. Në varësi të intensitetit të këtyre proceseve, shtresat e ndryshme të atmosferës që shtrihen mbi 60 kilometra quhen shtresa jonosferike. , dhe tërësia e tyre është jonosfera . Shtresa e poshtme, jonizimi i së cilës është i parëndësishëm, quhet neutrosferë.

Përqendrimi maksimal i grimcave të ngarkuara në jonosferë arrihet në lartësitë 300-400 km.

Historia e studimit të jonosferës.

Hipoteza për ekzistencën e një shtrese përcjellëse në atmosferën e sipërme u parashtrua në 1878 nga shkencëtari anglez Stuart për të shpjeguar veçoritë e fushës gjeomagnetike. Më pas në vitin 1902, në mënyrë të pavarur nga njëri-tjetri, Kennedy në SHBA dhe Heaviside në Angli theksuan se për të shpjeguar përhapjen e valëve të radios në distanca të gjata, ishte e nevojshme të supozohej ekzistenca e rajoneve me përçueshmëri të lartë në shtresat e larta të atmosferës. Në vitin 1923, akademiku M.V. Shuleikin, duke marrë parasysh tiparet e përhapjes së valëve të radios të frekuencave të ndryshme, arriti në përfundimin se ekzistojnë të paktën dy shtresa reflektuese në jonosferë. Më pas, në vitin 1925, studiuesit anglezë Appleton dhe Barnett, si dhe Breit dhe Tuve, provuan së pari në mënyrë eksperimentale ekzistencën e rajoneve që pasqyrojnë valët e radios dhe hodhën themelet për studimin e tyre sistematik. Që nga ajo kohë, është kryer një studim sistematik i vetive të këtyre shtresave, të quajtura përgjithësisht jonosferë, të cilat luajnë një rol të rëndësishëm në një sërë fenomenesh gjeofizike që përcaktojnë reflektimin dhe thithjen e valëve të radios, gjë që është shumë e rëndësishme për praktike. për qëllime, veçanërisht për sigurimin e komunikimeve të besueshme radio.

Në vitet 1930, filluan vëzhgimet sistematike të gjendjes së jonosferës. Në vendin tonë, me iniciativën e M.A. Bonch-Bruevich, u krijuan instalime për sondimin e pulsit të tij. U studiuan shumë veti të përgjithshme të jonosferës, lartësitë dhe përqendrimi i elektroneve të shtresave kryesore të saj.

Në lartësitë 60–70 km vërehet shtresa D, në lartësitë 100–120 km shtresa. E, në lartësi, në lartësitë 180–300 km shtresë dyshe F 1 dhe F 2. Parametrat kryesorë të këtyre shtresave janë dhënë në tabelën 4.

Tabela 4.

Tabela 4.
Rajoni jonosferik	Lartësia maksimale, km	T i , K	Dita		Natën n e , cm -3	a΄, ρm 3 s – 1
Rajoni jonosferik	Lartësia maksimale, km	T i , K	min n e , cm -3	Maks n e , cm -3	Natën n e , cm -3	a΄, ρm 3 s – 1
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 (dimër)	220–280	1000–2000	6 10 5	25 10 5	~10 5	2·10 –10
F 2 (verë)	250–320	1000–2000	2·10 5	8 10 5	~ 3·10 5	10 –10
n e– përqendrimi i elektroneve, e – ngarkesa e elektroneve, T i– temperatura e joneve, a΄ – koeficienti i rikombinimit (i cili përcakton vlerën n e dhe ndryshimi i tij me kalimin e kohës)

Vlerat mesatare janë dhënë sepse ato ndryshojnë në gjerësi të ndryshme, në varësi të kohës së ditës dhe stinëve. Të dhëna të tilla janë të nevojshme për të siguruar komunikime radio në distanca të gjata. Ato përdoren në zgjedhjen e frekuencave të funksionimit për lidhje të ndryshme radio me valë të shkurtra. Njohja e ndryshimeve të tyre në varësi të gjendjes së jonosferës në kohë të ndryshme të ditës dhe në stinë të ndryshme është jashtëzakonisht e rëndësishme për sigurimin e besueshmërisë së komunikimeve radio. Jonosfera është një koleksion i shtresave të jonizuara të atmosferës së tokës, duke filluar nga lartësitë prej rreth 60 km dhe duke u shtrirë në lartësi prej dhjetëra mijëra km. Burimi kryesor i jonizimit të atmosferës së Tokës është rrezatimi ultravjollcë dhe rreze X nga Dielli, i cili ndodh kryesisht në kromosferën diellore dhe koronën. Përveç kësaj, shkalla e jonizimit të atmosferës së sipërme ndikohet nga rrjedhat korpuskulare diellore që ndodhin gjatë shpërthimeve diellore, si dhe rrezet kozmike dhe grimcat e meteorit.

Shtresat jonosferike

- këto janë zona në atmosferë në të cilat arrihet përqendrimi maksimal i elektroneve të lira (d.m.th., numri i tyre për njësi vëllimi). Elektronet e lira të ngarkuara elektrikisht dhe (në një masë më të vogël, jonet më pak të lëvizshëm) që rezultojnë nga jonizimi i atomeve të gazeve atmosferike, duke bashkëvepruar me valët e radios (d.m.th., lëkundjet elektromagnetike), mund të ndryshojnë drejtimin e tyre, duke i reflektuar ose përthyer ato dhe thithin energjinë e tyre. . Si rezultat i kësaj, gjatë marrjes së radiostacioneve të largëta, mund të ndodhin efekte të ndryshme, për shembull, zbehja e komunikimeve radio, rritja e dëgjueshmërisë së stacioneve të largëta, ndërprerjet etj. dukuritë.

Metodat e kërkimit.

Metodat klasike për studimin e jonosferës nga Toka zbresin në tingullin e pulsit - dërgimi i pulseve radio dhe vëzhgimi i reflektimeve të tyre nga shtresa të ndryshme të jonosferës, matja e kohës së vonesës dhe studimi i intensitetit dhe formës së sinjaleve të reflektuara. Duke matur lartësitë e reflektimit të pulseve të radios në frekuenca të ndryshme, duke përcaktuar frekuencat kritike të zonave të ndryshme (frekuenca kritike është frekuenca bartëse e një pulsi radio, për të cilin një rajon i caktuar i jonosferës bëhet transparent), është e mundur të përcaktohet vlerën e përqendrimit të elektroneve në shtresa dhe lartësitë efektive për frekuencat e dhëna dhe zgjidhni frekuencat optimale për shtigjet e dhëna radio. Me zhvillimin e teknologjisë së raketave dhe ardhjen e epokës hapësinore të satelitëve artificialë të Tokës (AES) dhe anijeve të tjera kozmike, u bë e mundur të maten drejtpërdrejt parametrat e plazmës hapësinore afër Tokës, pjesa e poshtme e së cilës është jonosfera.

Matjet e përqendrimit të elektroneve, të kryera në bordin e raketave të lëshuara posaçërisht dhe përgjatë shtigjeve të fluturimit satelitor, konfirmuan dhe sqaruan të dhënat e marra më parë me metoda tokësore mbi strukturën e jonosferës, shpërndarjen e përqendrimit të elektroneve me lartësi mbi rajone të ndryshme të Tokës dhe bëri të mundur marrjen e vlerave të përqendrimit të elektroneve mbi maksimumin kryesor - shtresën F. Më parë, kjo ishte e pamundur të bëhej duke përdorur metoda të tingullit të bazuara në vëzhgimet e pulseve radio të reflektuara me valë të shkurtër. Është zbuluar se në disa zona të globit ka zona mjaft të qëndrueshme me një përqendrim të reduktuar të elektroneve, "erëra jonosferike" të rregullta, procese të veçanta valore lindin në jonosferë që bartin shqetësime jonosferike lokale mijëra kilometra nga vendi i ngacmimit të tyre. dhe shumë më tepër. Krijimi i pajisjeve marrëse veçanërisht shumë të ndjeshme bëri të mundur marrjen e sinjaleve të pulsit të reflektuara pjesërisht nga rajonet më të ulëta të jonosferës (stacionet e reflektimit të pjesshëm) në stacionet e tingullit të pulsit jonosferik. Përdorimi i instalimeve të fuqishme pulsuese në intervalet e gjatësisë valore të njehsorit dhe decimetrit me përdorimin e antenave që lejojnë një përqendrim të lartë të energjisë së emetuar bëri të mundur vëzhgimin e sinjaleve të shpërndara nga jonosfera në lartësi të ndryshme. Studimi i veçorive të spektrave të këtyre sinjaleve, të shpërndara në mënyrë jokoherente nga elektronet dhe jonet e plazmës jonosferike (për këtë, u përdorën stacione të shpërndarjes jokoherente të valëve të radios) bëri të mundur përcaktimin e përqendrimit të elektroneve dhe joneve, ekuivalentin e tyre temperatura në lartësi të ndryshme deri në lartësi prej disa mijëra kilometrash. Doli se jonosfera është mjaft transparente për frekuencat e përdorura.

Përqendrimi i ngarkesave elektrike (përqendrimi i elektroneve është i barabartë me përqendrimin e joneve) në jonosferën e tokës në një lartësi prej 300 km është rreth 10 6 cm -3 gjatë ditës. Plazma me një densitet të tillë pasqyron valët e radios me një gjatësi prej më shumë se 20 m, dhe transmeton valë më të shkurtra.

Shpërndarja tipike vertikale e përqendrimit të elektroneve në jonosferë për kushtet e ditës dhe të natës.

Përhapja e valëve të radios në jonosferë.

Marrja e qëndrueshme e stacioneve të transmetimit në distanca të gjata varet nga frekuencat e përdorura, si dhe nga koha e ditës, sezoni dhe, përveç kësaj, nga aktiviteti diellor. Aktiviteti diellor ndikon ndjeshëm në gjendjen e jonosferës. Valët e radios të emetuara nga një stacion tokësor udhëtojnë në një vijë të drejtë, si të gjitha llojet e valëve elektromagnetike. Sidoqoftë, duhet të kihet parasysh se si sipërfaqja e Tokës ashtu edhe shtresat e jonizuara të atmosferës së saj shërbejnë si pllaka të një kondensatori të madh, duke vepruar mbi to si efekti i pasqyrave në dritë. Duke reflektuar prej tyre, valët e radios mund të udhëtojnë mijëra kilometra, duke rrotulluar globin në kërcime të mëdha prej qindra e mijëra kilometrash, duke reflektuar në mënyrë alternative nga një shtresë gazi jonizues dhe nga sipërfaqja e Tokës ose ujit.

Në vitet 20 të shekullit të kaluar, besohej se valët e radios më të shkurtra se 200 m përgjithësisht nuk ishin të përshtatshme për komunikime në distanca të gjata për shkak të përthithjes së fortë. Eksperimentet e para mbi pritjen në distanca të gjata të valëve të shkurtra përtej Atlantikut midis Evropës dhe Amerikës u kryen nga fizikani anglez Oliver Heaviside dhe inxhinieri elektrik amerikan Arthur Kennelly. Në mënyrë të pavarur nga njëri-tjetri, ata sugjeruan se diku rreth Tokës ekziston një shtresë jonizuese e atmosferës e aftë për të reflektuar valët e radios. U quajt shtresa Heaviside-Kennelly, dhe më pas jonosfera.

Sipas koncepteve moderne, jonosfera përbëhet nga elektrone të lirë të ngarkuar negativisht dhe jone të ngarkuar pozitivisht, kryesisht oksigjen molekular O + dhe oksid nitrik NO +. Jonet dhe elektronet formohen si rezultat i shpërbërjes së molekulave dhe jonizimit të atomeve të gazit neutral nga rrezet diellore X dhe rrezatimi ultravjollcë. Për të jonizuar një atom, është e nevojshme t'i jepet atij energji jonizuese, burimi kryesor i së cilës për jonosferën është rrezatimi ultravjollcë, rreze x dhe rrezatimi korpuskular nga Dielli.

Ndërsa guaska e gaztë e Tokës ndriçohet nga Dielli, gjithnjë e më shumë elektrone formohen vazhdimisht në të, por në të njëjtën kohë disa nga elektronet, duke u përplasur me jonet, rikombinohen, duke formuar përsëri grimca neutrale. Pas perëndimit të diellit, formimi i elektroneve të reja pothuajse ndalet dhe numri i elektroneve të lira fillon të ulet. Sa më shumë elektrone të lira të ketë në jonosferë, aq më mirë valët me frekuencë të lartë reflektohen prej saj. Me një ulje të përqendrimit të elektroneve, kalimi i valëve të radios është i mundur vetëm në intervalet me frekuencë të ulët. Kjo është arsyeja pse gjatë natës, si rregull, është e mundur të merren stacione të largëta vetëm në intervalet 75, 49, 41 dhe 31 m, elektronet shpërndahen në mënyrë të pabarabartë në jonosferë. Në lartësitë nga 50 deri në 400 km ka disa shtresa ose rajone me përqendrim të shtuar të elektroneve. Këto zona kalojnë pa probleme në njëra-tjetrën dhe kanë efekte të ndryshme në përhapjen e valëve të radios HF. Shtresa e sipërme e jonosferës përcaktohet me shkronjë F. Këtu shkalla më e lartë e jonizimit (fraksioni i grimcave të ngarkuara është rreth 10 -4). Ndodhet në një lartësi prej më shumë se 150 km mbi sipërfaqen e Tokës dhe luan rolin kryesor reflektues në përhapjen në distanca të gjata të valëve të radios HF me frekuencë të lartë. Në muajt e verës, rajoni F ndahet në dy shtresa - F 1 dhe F 2. Shtresa F1 mund të zërë lartësi nga 200 deri në 250 km dhe shtresë F 2 duket se "lundron" në rangun e lartësisë 300-400 km. Zakonisht shtresa F 2 është jonizuar shumë më e fortë se shtresa F 1. Shtresa e natës F 1 zhduket dhe shtresa F 2 mbetet, duke humbur ngadalë deri në 60% të shkallës së tij të jonizimit. Nën shtresën F në lartësitë nga 90 deri në 150 km ka një shtresë E jonizimi i të cilave ndodh nën ndikimin e rrezatimit të butë me rreze X nga Dielli. Shkalla e jonizimit të shtresës E është më e ulët se ajo e F, gjatë ditës, marrja e stacioneve në intervalet HF me frekuencë të ulët prej 31 dhe 25 m ndodh kur sinjalet reflektohen nga shtresa. E. Zakonisht këto janë stacione të vendosura në një distancë prej 1000-1500 km. Natën në shtresë E Jonizimi zvogëlohet ndjeshëm, por edhe në këtë kohë ai vazhdon të luajë një rol të rëndësishëm në marrjen e sinjaleve nga stacionet në vargjet 41, 49 dhe 75 m.

Me interes të madh për marrjen e sinjaleve të diapazonit HF me frekuencë të lartë prej 16, 13 dhe 11 m janë ato që dalin në zonë. E shtresa (re) të jonizimit shumë të rritur. Zona e këtyre reve mund të ndryshojë nga disa në qindra kilometra katrorë. Kjo shtresë e jonizimit të shtuar quhet shtresa sporadike E dhe është caktuar Es. Es retë mund të lëvizin në jonosferë nën ndikimin e erës dhe të arrijnë shpejtësi deri në 250 km/h. Në verë, në gjerësi të mesme gjatë ditës, origjina e valëve të radios për shkak të reve Es ndodh 15-20 ditë në muaj. Pranë ekuatorit është pothuajse gjithmonë i pranishëm, dhe në gjerësi të larta zakonisht shfaqet natën. Ndonjëherë, në vitet e aktivitetit të ulët diellor, kur nuk ka transmetim në brezat HF me frekuencë të lartë, stacionet e largëta shfaqen papritur në brezat 16, 13 dhe 11 m me volum të mirë, sinjalet e të cilave reflektohen shumë herë nga Es.

Rajoni më i ulët i jonosferës është rajoni D ndodhet në lartësitë ndërmjet 50 dhe 90 km. Këtu ka relativisht pak elektrone të lira. Nga zona D Valët e gjata dhe të mesme reflektohen mirë dhe sinjalet nga stacionet HF me frekuencë të ulët absorbohen fuqishëm. Pas perëndimit të diellit, jonizimi zhduket shumë shpejt dhe bëhet e mundur marrja e stacioneve të largëta në intervalet 41, 49 dhe 75 m, sinjalet e të cilave reflektohen nga shtresat. F 2 dhe E. Shtresat individuale të jonosferës luajnë një rol të rëndësishëm në përhapjen e sinjaleve radio HF. Efekti në valët e radios ndodh kryesisht për shkak të pranisë së elektroneve të lira në jonosferë, megjithëse mekanizmi i përhapjes së valëve të radios shoqërohet me praninë e joneve të mëdha. Këto të fundit janë gjithashtu me interes kur studiohen vetitë kimike të atmosferës, pasi ato janë më aktive se atomet dhe molekulat neutrale. Reaksionet kimike që ndodhin në jonosferë luajnë një rol të rëndësishëm në ekuilibrin e saj energjetik dhe elektrik.

Jonosferë normale. Vëzhgimet e bëra duke përdorur raketa dhe satelitë gjeofizikë kanë dhënë një mori informacionesh të reja që tregojnë se jonizimi i atmosferës ndodh nën ndikimin e një game të gjerë rrezatimi diellor. Pjesa kryesore e saj (më shumë se 90%) është e përqendruar në pjesën e dukshme të spektrit. Rrezatimi ultravjollcë, i cili ka një gjatësi vale më të shkurtër dhe energji më të madhe se rrezet e dritës vjollce, emetohet nga hidrogjeni në atmosferën e brendshme të diellit (kromosfera), dhe rrezet X, të cilat kanë energji edhe më të lartë, emetohen nga gazrat në shtresën e jashtme të Diellit. (korona).

Gjendja normale (mesatare) e jonosferës është për shkak të rrezatimit të vazhdueshëm të fuqishëm. Ndryshime të rregullta ndodhin në jonosferën normale për shkak të rrotullimit ditor të Tokës dhe ndryshimeve sezonale në këndin e rënies së rrezeve të diellit në mesditë, por ndodhin edhe ndryshime të paparashikueshme dhe të papritura në gjendjen e jonosferës.

Çrregullime në jonosferë.

Siç dihet, manifestime të fuqishme ciklike të përsëritura të aktivitetit ndodhin në Diell, të cilat arrijnë një maksimum çdo 11 vjet. Vëzhgimet në kuadër të programit të Vitit Ndërkombëtar Gjeofizik (IGY) përkonin me periudhën e aktivitetit më të lartë diellor për të gjithë periudhën e vëzhgimeve sistematike meteorologjike, d.m.th. nga fillimi i shekullit të 18-të. Gjatë periudhave të aktivitetit të lartë, shkëlqimi i disa zonave në Diell rritet disa herë, dhe fuqia e rrezatimit ultravjollcë dhe rreze X rritet ndjeshëm. Dukuritë e tilla quhen ndezje diellore. Ato zgjasin nga disa minuta në një deri në dy orë. Gjatë shpërthimit, plazma diellore (kryesisht protone dhe elektrone) shpërthen dhe grimcat elementare nxitojnë në hapësirën e jashtme. Rrezatimi elektromagnetik dhe korpuskular nga Dielli gjatë shpërthimeve të tilla ka një ndikim të fortë në atmosferën e Tokës.

Reagimi fillestar vërehet 8 minuta pas shpërthimit, kur rrezatimi intensiv ultravjollcë dhe rreze X arrin në Tokë. Si rezultat, jonizimi rritet ndjeshëm; Rrezet X depërtojnë në atmosferë deri në kufirin e poshtëm të jonosferës; numri i elektroneve në këto shtresa rritet aq shumë, saqë sinjalet e radios absorbohen pothuajse plotësisht (“shuaren”). Thithja shtesë e rrezatimit bën që gazi të nxehet, gjë që kontribuon në zhvillimin e erërave. Gazi i jonizuar është një përcjellës elektrik dhe kur ai lëviz në fushën magnetike të Tokës, ndodh një efekt dinamo dhe krijohet një rrymë elektrike. Rryma të tilla, nga ana tjetër, mund të shkaktojnë shqetësime të dukshme në fushën magnetike dhe të shfaqen në formën e stuhive magnetike.

Struktura dhe dinamika e atmosferës së sipërme përcaktohen ndjeshëm nga proceset jo ekuilibër në kuptimin termodinamik të lidhur me jonizimin dhe shpërbërjen nga rrezatimi diellor, proceset kimike, ngacmimi i molekulave dhe atomeve, çaktivizimi i tyre, përplasjet dhe proceset e tjera elementare. Në këtë rast, shkalla e joekuilibrit rritet me lartësinë me zvogëlimin e densitetit. Deri në lartësitë 500–1000 km, dhe shpesh më të larta, shkalla e mosekuilibrit për shumë karakteristika të atmosferës së sipërme është mjaft e vogël, gjë që bën të mundur përdorimin e hidrodinamikës klasike dhe hidromagnetike, duke marrë parasysh reaksionet kimike, për ta përshkruar atë.

Eksosfera është shtresa e jashtme e atmosferës së Tokës, duke filluar nga lartësitë prej disa qindra kilometrash, nga e cila atomet e lehta të hidrogjenit me lëvizje të shpejtë mund të ikin në hapësirën e jashtme.

Eduard Kononovich

Literatura:

Pudovkin M.I. Bazat e fizikës diellore. Shën Petersburg, 2001
Eris Chaisson, Steve McMillan Astronomia sot. Prentice-Hall, Inc. Upper Saddle River, 2002
Materialet në internet: http://ciencia.nasa.gov/